Аверьев В.В., Институт вулканологии СО АН СССР
Вопрос о соотношении между гидротермальной и магматической деятельностью продолжает оставаться в геологии одним из самых актуальных и дискуссионных. Он обсуждается как в ходе петрологических и минералогических исследований, так и при изучении генезиса термальных вод. Исторически и территориально гидротермальный процесс тесно сопряжен с явлениями магматизма. Однако многообразные конкретные формы и сущность этой связи до конца не выяснены и трактуются по-разному.
В областях современного вулканизма наиболее типичной является ассоциация гидротермального процесса с явлениями “кислого вулканизма”. Исключение представляет лишь Исландия, где базальтовый материал абсолютно преобладает. Что же касается таких классических объектов, как зона Таупо в Новой Зеландии, Йеллоустонский парк в США, Камчатка и многие другие, то самые мощные и высокотемпературные гидротермальньные системы приурочены здесь к районам, где получили чрезвычайно широкое развитие пемзы, игнимбриты и спекшиеся туфы, а также экструзии дацитов и риолитов верхнечетвертичного возраста. С этих позиций соотношение между гидротермальной и магматической деятельностью можно рассматривать как сравнение масштабов и интенсивности тех и других процессов в пределах конкретных, обычно четко очерченных районов и в рамках ограниченного времени.
Гидротермальный процесс характеризуют следующие главные показатели: температура гидротермальных систем, их тепловая мощность, интенсивность питания систем теплом, продолжительность их существования и возможные темпы совершающихся в них изменений. Здесь целесообразно ограничиться рассмотрением только высокотемпературных систем (температура значительно выше 100°), поскольку основные черты процесса представлены в них наиболее ярко.
Температуры в гидротермальных системах. Сведения о температурах в современных гидротермальных системах были получены в последние десятилетия на основании данных глубокого бурения, которое проводилось в ряде стран для использования перегретых' вод и пара в энергетических целях. В некоторых случаях температуры были вычислены при изучении поверхностных термопроявлений, когда были достаточно точно установлены соотношения между расходами кипящей воды и пара и тем самым рассчитано теплосодержание пароводяной смеси.
(Примечание.Термином “перегретые” в геологической литературе последних лет характеризуют подземные воды, имеющие температуру выше 400°, но находящиеся в жидкой фазе вследствие высокого пластового давления.)
Максимальные температуры на геотермальных месторождениях приближаются к 300° на глубинах около 1000 м (Вайотапу, Новая Зеландия). В самой глубокой геотермальной скважине, пробуренной в 1962 г. близ Соленого озера в Калифорнии, на глубине 1680 м предполагается температура минимум 270° и, возможно, приближающаяся к 370° (White et oth., 1963). Для большого числа геотермальных месторождений характерны температуры около 250°, приуроченные к глубинам в несколько сотен метров. Таковы Вайракей в Новой Зеландии, калифорнийские гейзеры в США, Лардерелло в Италии, многие термальные поля Исландии, наконец, Долина Гейзеров на Камчатке. На таких месторождениях, как Паужетка и Больше-Банное на Камчатке, Обама в Японии, и на многих других зафиксированы температуры 130-200°.
Нарастание температур в верхней зоне месторождений происходит очень быстро и зависит от глубины залегания обводненного комплекса пород и его температуры. На некоторых месторождениях, где обводненный комплекс находится близко к поверхности, значения температур, близкие к максимальным, наблюдаются уже на глубинах 150—300 м (рис. 1). В обводненных комплексах повышение температур с глубиной происходит крайне медленно. В большинстве случаев его вообще не удается обнаружить на протяжении многих сотен метров (термограммы 1 и 2 на рис. 1). Это особенно свойственно очагам разгрузки гидротерм, где тепловое поле является “наведенным” благодаря приближению к поверхности потока перегретых вод. Неуклонное, хотя и медленное повышение температур в нижних зонах гидротермальных систем удается обнаружить на очень немногих объектах. К ним, в частности, относится самое высокотемпературное из известных месторождений - Вайотапу (термограмма 3 на рис. 1).
В свете этих данных необходимо рассмотреть вопрос о температуре в основании гидротермальных систем. Понятие о “температуре основания”, или “базовой температуре”, ввел в 1961 г. Бодварссон (Bodvarsson, 1961). Этим термином обозначается температура на таких глубинах, до которых в пределах гидротермальных систем происходит более или менее активная циркуляция подземных вод. Эта глубина обусловлена особенностями геологического строения района, в частности — проницаемостью пород. Используя материалы изучения сейсмических разрезов, Бодварссон показал, что активная циркуляция подземных вод в вулканической зоне Исландии ограничивается глубинами в 1,5- 2,0 км, которым, по его материалам, соответствуют температуры 200— 250°, т. е. практически такие же, как и на более высоких уровнях гидротермальных систем. Этот вывод хорошо согласуется со всеми приведенными выше данными. Нет никаких оснований полагать, что в основании гидротермальных систем должны господствовать очень высокие температуры, приближающиеся, например, к температуре магмы. Даже на таком высокотемпературном объекте, как Вайотапу, экстраполяция термограмм до глубины 3 км дает величину не более 400°.
Тепловая мощность гидротермальных систем. Под тепловой мощностью гидротермальных систем понимается вынос ими того или иного количества тепла в единицу времени. Следует отметить, что еще недавно экспедиционные обследования термальных источников давали резко заниженные значения их тепловой мощности. Это объясняется тем, что, с одной стороны, оставалась неучтенной скрытая разгрузка гидротерм, часто превосходящая по своей величине видимый дебит источников, и, с другой — оставалась неизвестной температура перегретых вод на глубине. Лишь при постановке специальных работ стали четко вырисовываться поистине огромные масштабы гидротермального процесса. Сведения о тепловой мощности некоторых гидротермальных систем приведены в таблице. Наибольшую из известных сейчас мощностей —-500 тыс. ккал/сек имеет термальное поле Торфаёкул в Исландии. К этой величине близка суммарная тепловая мощность источников Иелло-устонекого парка. Для обширной группы гидротермальных систем, в которую входят Вайракей и Вайотапу в Новой Зеландии и Долина Гейзеров на Камчатке, характерна тепловая мощность около 100 тыс. ккал/сек. Наконец, известна также группа относительно “маломощных” систем, где вынос тепла измеряется первыми десятками тысяч килокалорий в секунду.
Для сравнения в таблице указаны тепловые мощности фумарольных полей на наиболее активных в этом отношении вулканов Камчатки и Курильских островов. Приведенные данные позволяют заключить, что гидротермальные системы, находящиеся в удалении от вулканических аппаратов, по масштабам выноса тепла нисколько не уступают фумарольным полям вулканов и во многих случаях превосходят их по мощности.
Интенсивность питания гидротермальных систем теплом. Одним из самых важных показателей гидротермального процесса является плотность теплового потока на участках формирования гидротерм, или, иными словами, интенсивность питания гидротермальных систем теплом. Однако сведения об этом стали появляться лишь в самое последнее время. Банвелл (Banwell a. oth., 1957) приводит данные Грегга о тепловом потоке в районе Таупо в Новой Зеландии, где средняя величина на площади 1130 км2 равна 243 ккал/км2 • сек, а в районе наиболее активной гидротермальной деятельности, на площади 125 км2,— 1200 ккал/км2 • сек. В этой же работе для района Хенгилла в Исландии указывается, по данным Бодварссона, величина теплового потока 420 ккал/км2 • сек.
Еще большая величина теплового потока была определена нами в 1962 г. в районе Долины Гейзеров. Здесь на площади около 50 км2 она достигает 2000—2500 ккал/км2 • сек. Эти цифры были получены в результате работ на специально выбранных балансовых участках, которые представляли собой небольшие по площади, четко очерченные гидрогеологические структуры. Расчет плотности тепловых потоков вели путем отнесения тепловой мощности, замеренной по всем термопроявлениям, к площади, на которой происходит инфильтрация и нагрев атмосферных вод.
Приведенные материалы безусловно свидетельствуют о том, что высокотемпературная гидротермальная деятельность приурочена к резко выраженным термоаномалиям в земной коре. Тепловой поток в рамках таких термоаномалий превышает средние показатели для Земли (12 ккал/км2 • сек) в десятки и даже сотни раз.
Относительно глубинного строения термоаномалий пока что нельзя сказать ничего определенного. В ряде случаев они находятся в пределах вулкано-тектонических депрессий, которые можно трактовать как огромные древние кальдеры, а иногда — как серию последовательно образовавшихся кальдер. Образование таких структур обусловлено выбросом в течение четвертичного периода огромного количества главным образом кислого пирокластического материала. Что же касается “поверхностного” строения термоаномалий, то они охватывают территорию с различными геолого-структурными условиями. В сфере их влияния оказываются массивы древних вулканов, молодые экструзии, а также участки с обычными, невулканическими структурами. При этом, как удалось установить в районе Долины Гейзеров, показатели для теплового потока на старых вулканических массивах практически не отличаются от средних показателей для всей аномалии. Следовательно, паровые струи и фумаролы на таких массивах можно расценивать не как явления, порожденные самим вулканическим аппаратом, а как следствие наложенного теплового процесса.
Вследствие разнородных геологических условий питание гидротермальных систем инфильтрационными водами происходит с различной интенсивностью. Именно это обстоятельство и приводит к возникновению гидротермальных систем с индивидуальными температурными показателями в условиях примерно равного питания их теплом. В пределах одной и той же термоаномалии могут быть встречены самые различные термопроявления: от теплых источников до паровых струй и гейзеров. Формирование высокотемпературных гидротерм, питающих кипящие источники, гейзеры и паровые струи, приурочено по большей части к комплексам пород с низкими фильтрационными свойствами
Эти породы служат для холодных грунтовых вод относительными водоупорами, не допускающими внедрения в систему мощных инфильтрационных потоков. В частности, в районе Долины Гейзеров высокотемпературные проявления связаны с туфогенно-осадочным комплексом, питание которого поверхностными водами колеблется от 2 до 8 л/км2 • сек (по расчету). В таких условиях происходит формирование гидротерм с температурой 200-250°. В некоторых случаях вместилищем высокотемпературных гидротерм могут быть и хорошо проницаемые породы, если они перекрыты непроницаемыми отложениями и надежно изолированы ими от инфильтрационных вод. Примером такого рода пород может служить геотермальное месторождение Лардерелло, где гидротермы с температурой 240—250° находятся в сильнотрещиноватых, кавернозных известняках, перекрытых мощным глинистым чехлом.
Продолжительность существования гидротермальных систем
Следы гидротермальной деятельности в вулканических областях обнаруживаются на всем протяжении четвертичного периода. Время существования конкретных гидротермальных систем, естественно, много меньше. Так, Ф. Бойд (1963) указывает, что в Нижнем гейзерном бассейне Йеллоустонского парка отложения горячих источников фиксируются начиная с эпохи между двумя стадиями последнего оледенения. Это соответствует примерно 20 тыс. лет, в то время как во всем районе гидротермальная деятельность 'проявлялась начиная с плейстоцена. Сходные оценки приводит Банвелл для зоны Таупо в Новой Зеландии, где минимальный возраст горячих источников Вайракей оценивается в 10 тыс. лет. Горячие источники Исландии, согласно Т. Барту (Barth, 1950), существуют 10—15 тыс. лет. В Долине Гейзеров на Камчатке отложения древнего гейзерита были обнаружены на уровне второй речной террасы, совпадающей то времени с окончанием оледенения, т. е. имеющей возраст около 10 тыс. лет.
Примерно одинаковый возраст гидротермальных систем в различных вулканических областях земного шара вряд ли можно расценивать как случайное совпадение. Вероятнее всего, это объясняется тем, что с окончанием оледенения было связано оформление гидрогеологических систем в их современном виде, в период же самого оледенения гидротермальные системы, по-видимому, имели иные контуры, а сам процесс мог проявляться в других формах, поскольку условия инфильтрации атмосферных вод были исключительно затрудненными.
Продолжительность существования гидротермальных систем свидетельствует об относительно невысоком темпе совершающихся в них изменений. Это можно иллюстрировать следующим расчетом. Отложение упомянутого выше древнего гейзерита в Долине Гейзеров могло произойти только при том условии, если температура вод на глубине в то время была не ниже 100°. С другой стороны, она не могла превышать 370°, так как в этом случае существовали бы только выходы пара, близ которых гейзерит не отлагается. Поскольку температура гейзерных вод на глубине оценивается в настоящее время в 250°, то возможный ее спад или повышение за 10 тыс. лет не превышают 150°, т. е. составляют в среднем не более 1,5°, или 0,6% ее современного значения за столетие1. Таким о'бразом, показатели, которые характеризуют гидротермальный процесс на современном этапе, не случайны. Они в значительной мере отвечают условиям стабилизации, и, опираясь на них, можно оперировать 'Количественными выкладками для оценки процесса в целом.
1 (Примечание. Может показаться, что этому выводу противоречат данные об изменении режима многих гейзеров за сравнительно короткое время. Однако теперь установлено (данные В. М. Сугробова), что изменения в режиме гейзеров тесно связаны с местным положением динамического уровня термальных вод. Поэтому их относительное непостоянство никак не может отражать состояние гидротермальной системы в целом).
В частности, по-видимому, допустимо, используя данные о минимальном возрасте гидротермальных систем (10 тыс. лет), рассчитать вынос ими тепла за это время, ориентируясь на современные значения их тепловой мощности (см. таблицу). Такой расчет для рассматриваемых систем дает значения от 0,6х1016 до 15хЮ16 ккал. Это огромные цифры. Для сравнения можно указать, что равнозначные количества тепла могут быть вынесены на поверхность силикатным материалом с температурой 1000°, если объемы его будут составлять соответственно от 10 до 250 км3. Следует отметить, что в пределах самих гидротермальных систем одновозрастные с ними массивы экструзий и отложения горячего пирокластического материала имеют значительно меньшие объемы.
Участие интрузивных тел в формировании гидротермальных систем. В настоящее время среди геологов весьма распространено традиционное убеждение, что гидротермальный процесс является следствием внедрения в верхние горизонты земной коры масс магматического материала. Поэтому его часто называют постмагматическим. Та'кая точка зрения должна, очевидно, основываться на доказательстве, что магматические тела могут служить главными поставщиками тепла и эндогенной воды в гидротермальные системы. При этом необходимо: во-первых, чтобы количество тепла, заключенного в магматических телах, существенно превышало количество тепла, вынесенного системами за продолжительное время (минимум 10 тыс. лет), а во-вторых, чтобы механизм теплопередачи обеспечивал питание систем теплом в соответствии с теми показателями, которые были рассмотрены выше.
В общем случае магма с температурой 1000°, имеющая теплоемкость 0,2 ккал/кг-град, скрытую теплоту плавления 50 ккал/кг и содержащая 5% воды, обладает общим теплосодержанием около 300 ккал/кг. При остывании от 1000 до 250° и полном выделении воды 1 кг магмы отдает 250 ккал тепла. Иными словами, в оптимальных условиях 1 кг тысячеградусной водосодержащей магмы обеспечивает нагрев 1 кг воды до 250° (считая начальную температуру воды близкой к нулю). Если, используя эти данные, рассчитать объемы магматических тел, могущие обеспечивать теплом в течение 10 тыс. лет гидротермы, сведения о которых помещены в таблице, получатся следующие величины: для Тор-•фаёкул — 250 км5, для Вайракей, Вайотапу и Долины Гейзеров — около 50 км3, и, наконец, для Паужетки—10 км3. Эти объемы фактически должны быть удвоены, поскольку современный процесс далек от затухания и, кроме того, остался неучтенным огромный запас тепла, заключенный в сплошь прогретых недрах гидротермальных систем.
Глубоким бурением на геотермальных месторождениях пока еще нигде не выявлены горячие интрузивные тела. Кроме того, структурный анализ гидротермальных систем в ряде случаев не дает оснований говорить о внедрении магматических тел таких объемов до относительно малых глубин. Но главное препятствие при подобных построениях заключается в том, что оказывается невозможным подыскать подходящий механизм передачи тепла от интрузии к подземным водам. Так, по схеме кондуктивной теплопередачи, если принять температуру интрузии за 1000°, а нагреваемых ею вод за 250°, то температурный перепад составит около 750°. Для того чтобы обеспечить питание гидротермальной системы теплом с интенсивностью 1000 ккал/км'2-сек, или 100 х 10~6 кал/см2-сек, необходимо, чтобы проводящий слой (Я) между основанием системы и тысячеградусными температурами имел мощность не более 450 м (считая теплопроводность пород К равной 0,006 кал/см2град-сек).
Это следует из расчета по известной формуле теплового потока. Однако сохранение указанного теплового потока во времени возможно только при очень интенсивном отборе тепла. Это неизбежно вызовет падение температур в проводящем слое и, как следствие, в гидротермальной системе, причем спад будет очень быстрым. Как показывают расчеты, отраженные на рис. 2, через 100 лет температура, при выбранных выше условиях, снизится не менее чем на 30°, т. е. на 12%. Такие темпы совершенно не согласуются с теми медленными температурными изменениями, измеряемыми долями процента за столетие, которые свойственны гидротермальным системам.
Рассмотренный механизм теплопередачи может действовать с достаточной эффективностью только десятки и первые сотни лет. Он находит яркое выражение в действующих вулканах, особенно на экструзивных куполах, образовавшихся совсем недавно. Фумарольная деятельность, приуроченная к таким куполам, обнаруживает обычно отчетливые признаки угасания уже в течение нескольких лет. Применительно к гидротермальным системам с модулями питания теплом от 500 до 2500 ккал/км2 • сек, выдерживающимися длительное время, значение этого механизма нельзя признать сколько-нибудь существенным.
В настоящее время среди специалистов, изучающих месторождения перегретых вод, получила широкое признание другая концепция, соглас-нл^ащЖй тепловое питание гидротермальных систем осуществляется при йомощи эндогенного, или, как его иногда называют, “геотермального” пара (Mazzoni, 1950; Banwell a. oth., 1957; White, 1957). Такой механизм представляется нам наиболее эффективным. С позиций рассматриваемой концепции формирование гидротерм происходит в результате смешения эндогенного пара с инфильтрацирнными водами в рамках конкретных гидрогеологических структур. Теплосодержание пара в диапазоне температур от 400 до 1000° можно принять в среднем $00 ккал/кг. Полагая, что основная масса тепла приносится в систему паром, можно, зная тепловую мощность системы, оценить в первом приближении долю поступающей в нее эндогенной воды, а по модулям теплового питания — количество пара, проходящего через 1 км2 термоаномалии в единицу времени. Такие расчеты показывают, что в высокотемпературных системах типа Вайракей — Долина Гейзеров доля эндогенной воды достигает 25%, а средние показатели “прожаривания” находятся в пределах 1-3 кг/'км2-сек.
Следует отметить, что в условиях высоких давлений, т. е. в глубоких зонах термоаномалий, эндогенный пар по своему физическому состоянию весьма близок к жидкости, так как плотность его близка к единице. Это, по сути дела, очень горячий минерализованный и газонасыщенный водный раствор — флюид. Термин “пар” в этом случае сохраняет свое значение только в термодинамическом смысле этого слова.
Изложенная концепция получила практическое подтверждение в ходе эксплуатации месторождения Вайракей. Отбор большого количества пароводяной смеси из скважин в течение 1951 —1958 гг. повлек за собой существенное понижение уровня перегретых вод. Это вызвало подтягивание к участку эксплуатации пара из соседних районов, находящихся в пределах той же термоаномалии. В результате среднее теплосодержание водных масс в системе Вайракей повысилось с 245 ккал/кг в 1951 г. до 305 ккал/кг в 1958 г. (Fisher, 1964).
Вопрос о происхождении термоаномалий сводится, таким образом, к выявлению источников эндогенной воды. Он подвергается всестороннему обсуждению, однако большинство построений, как правило, не выходит из рамок классической схемы: в качестве генератора водного флюида принимается водосодержащая магма, попавшая в верхние горизонты и отделяющая воду в условиях относительно низкого давления. Учитывая, что, по имеющимся представлениям, отделение воды не превышает в среднем 5% общей массы магмы, объемы магматических тел, питающих гидротермальные системы паром, должны быть поистине колоссальными. Ведя расчет так же, как и при обсуждении предыдущей схемы, получим для Торфаёкул 1500 км3 магмы, для Долины Гейзеров, Вайракей и Вайотапу — от 270 до 390 км3 и для Паужетки — 60 км3.
При
таких огромных объемах магматических тел в условиях низкого давления могут
находиться только верхние их части, и только они, очевидно, и могут быть
активными в отношении отделения воды. Внутренние" же части больших
интрузивов не могут принимать активное участие в отделении летучих. Банвелл (1957),
пытаясь устранить это препятствие в построениях, предлагает рассматривать
магматические тела, находящиеся в
3-11-2013, 01:09