«Н.С. Жатнуев, А.Г. Миронов, С.Н. Рычагов, В.И. Гунин ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ СИСТЕМЫ С ПАРОВЫМИ РЕЗЕРВУАРАМИ (КОНЦЕПТУАЛЬНЫЕ, ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ И ЧИСЛЕННЫЕ МОДЕЛИ) НОВОСИБИРСК ИЗДАТЕЛЬСТВО СИБИРСКОГО ОТДЕЛЕНИЯ РОССИЙСКОЙ ...»

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ

БУРЯТСКИЙ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ

Н.С. Жатнуев, А.Г. Миронов, С.Н. Рычагов, В.И. Гунин

ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ СИСТЕМЫ

С ПАРОВЫМИ РЕЗЕРВУАРАМИ

(КОНЦЕПТУАЛЬНЫЕ, ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ И ЧИСЛЕННЫЕ

МОДЕЛИ)

НОВОСИБИРСК

ИЗДАТЕЛЬСТВО СИБИРСКОГО ОТДЕЛЕНИЯ

РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК

1996 1 УДК 550.41+550.4.02+551.2.01 Гидротермальные системы с паровыми резервуарами (концептуальные, экспериментальные и численные модели). - Новосибирск:

Издательство СО РАН, 1996.

ISBN 5-7692-0014- В монографии, впервые в отечественной литературе, рассматриваются проблемы формирования паровых зон в гидротермальных системах — одного из своеобразных проявлений гидротермального процесса в областях современного вулканизма Приведен краткий обзор работ по проблеме.

Рассмотрены термодинамические и геолого-структурные условия возникновения паровых зон в гидротермальных системах в пределах остывающих магматических тел и надинтрузивных зон различной глубинности.

Проведено численное моделирование эволюции паро-доминирующих гидротермальных систем во времени и в пространстве при различных начальных и граничных условиях по температуре, проницаемости вмещающих толщ. Впервые, с помощью метода радио-изотопных индикаторов, экспериментально изучены влияние геохимического барьера жидкость-пар (границ паровых зон) в гидротермальной системе на процессы массопереноса и минералообразования; возможность извлечения рудных элементов, содержащихся на кларковом уровне, из вулканитов от основного до кислого составов при различных температурах, давлениях и режимах кислорода. По гидрогеотермическим данным и данным изучения керна скважин рассмотрена возможность существования и эволюция в ретроспективе пародоминирующей зоны в гидротермальной системе Паужетского месторождения (Южная Камчатка).

Книга рассчитана на специалистов, изучающих современные и палеогидротермальные системы, гидротермальные рудные месторождения, геологов и геохимиков.

Авторы: Н.С. Жатнуев, А.Г. Миронов, С.Н. Рычагов, В.И. Гунин Выпущено Издательством © Издательство СО РАН, 1996 г.

Сибирского отделения Российской академии наук.

Лицензия ЛР 020909 от 01.09.94 г.

Издательский код 98Е(03).

ПРЕДИСЛОВИЕ

Агрегатное состояние флюидов в эндогенных процессах обсуждалось с давних пор. Для близповерхностных современных гидротермальных систем были выделены зоны, где гидротермальный флюид представляет собой насыщенный и, в некоторых случаях, сухой пар. Такие резервуары пара названы пародоминирующими системами [White et., 1971]. Крайний интерес к подобным системам был проявлен со стороны специалистов, занимающихся проблемами геотермальной энергетики [Изучение..., 1975], поскольку эти резервуары являются высокопотенциальными источниками тепловой энергии.

Многочисленные термобарогеохимические данные по рудным месторождением свидетельствуют также о возможном паровом состоянии флюида в недрах Земли, что обусловлено соответствующими термодинамическими условиями системы. Оценка условий рудообразования по данным изучения флюидных включений [Наумов, 1984] показывает, что значительная часть гидротермальных месторождений формируется в условиях, близких к фазовому переходу жидкость-газ, либо на этой границе. Пространственные взаимоотношения флюидных фаз в современных и палеогидротермальных системах изучены не достаточно, хотя они представляют несомненный интерес с общетеоретических позиций рудообразования. С появлением паровых флюидов связывается ряд эпи-термальных золотосеребряных, ртутных месторождений, месторождений медно-порфировых руд, грейзеновых и т.д.

[Кигай, 1979; White et al, 1971; и др.]. Фации гидротермального метаморфизма в современных вулканических областях также сопоставляются с пространственно разделенными зонами паровых и жидких флюидов. Так А.И.Сережников [1989] находит непосредственную связь между формированием серных кварцитов с сольфатарными паровыми системами, в разрезе под которыми в зоне жидкофазного щелочного флюида происходит пропилитизация пород.

В предлагаемой работе выносятся на обсуждение результаты, полученные авторами при экспериментальном и численном моделировании гидротермальных систем, полевых исследованиях на Паужетском месторождении парогидротерм, а также взгляды авторов на проблему паровых резервуаров в гидротермальных системах, их роль в рудообразующем процессе.

Исследования были начаты в Институте земной коры СО РАН и продолжены в Бурятском геологическом институте СО РАН. Часть работ выполнена в Институте вулканологии ДВО РАН. Неоценимая помощь в выполнении полевых и аналитических работ, а также в обсуждении результатов оказана старшим научным сотрудником Института геохимии СО РАН Г.П.Королевой. Работа на разных этапах обсуждалась с сотрудниками Саратовского госуниверситета А.Д.Коробовым и О.П.Гончаренко, с сотрудниками лаборатории экспериментальной петрологии ИЗК СО РАН С.О.Балышевым, К.Е.Кузнецовым, Н.В.Вилором, В.В.Лашкевичем. Поддержка в проведении полевых работ на Камчатке была оказана Ю.М.Стефановым.

Авторы благодарят сотрудников аналитических служб Института вулканологии ДВО РАН, Института земной коры, Бурятского геологического института и Института геохимии СО РАН, выполнивших большое количество химических анализов породообразующих элементов, редких щелочей, а также анализов золота и серебра. Изотопные анализы стронция по разрезу скважины К- выполнены В.Ф.Посоховым. Непосредственная помощь в проведении экспериментов была оказана Н.Г.Бугаевой, а в подготовке работы к печати Н.Г.Сметаниной и С.Б.Булгаковым, чей вклад в компьютерную обработку материалов нельзя переоценить. Авторы искренне благодарят всех коллег, помогавших в выполнении работы и участвовавших в ее обсуждении на разных этапах.

Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований. Код проекта 93-05-14019.

Глава 1. КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА СОСТОЯНИЯ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ ФЛЮИДОВ

1.1. ФАЗОВАЯ ДИАГРАММА И СТРУКТУРА ГИДРОТЕРМАЛЬНОГО ФЛЮИДА

Общеизвестно, что основным и почти всегда преобладающим компонентом флюидов в условиях глубинного петрогенезиса является вода. После нее наиболее важные составляющие - углекислота и хлорид натрия. Структуре и термодинамическим свойствам воды и водных растворов этих компонентов в широком интервале температур и давлений посвящено множество работ [Андерсон, 1970; Валяшко, 1982; Вукалович, 1967; Малинин, 1959; и др.].

Наиболее полно термодинамические свойства воды (удельный объем, энтальпия, энтропия, теплота фазового перехода при кипении и динамическая вязкость) до температуры 800 °С и давлений 1000 атм даны в работах М.П.Вукаловича [1967], С.Л.Ривкина и А.А.Александрова [1975]. Удельные объемы воды при более высоких давлениях (от 1000 до 10000 бар при температурах от 20 до 900 °С) получены экспериментально К.У.Бэрнемом с соавторами [Burncham et al., 1969a,b]. Первые работы по растворимости углекислоты в воде и водных растворах карбонатов опубликованы С.Д.Малининым [1959]. Более полная диаграмма состояния бинарной системы Н2О-СО2 до температуры 400 °С и давления 1500 бар представлена в работе [Takenouchi, Kennedy, 1964]. Топология системы H2O-NaCl до температуры °С и давления 1200 бар изложена в [Sourirajan, Kennedy, 1962]. Исследование тройной системы Н2О—СО2—NaCl фрагментарно выполнено этими же авторами [Takenouchi, Kennedy, 1964]. Исследованию водно-солевых систем и построению полных фазовых диаграмм посвящена работа В.М.Валяшко [1982].

Обобщение данных по основным физико-химическим параметрам природных флюидов: их агрегатному состоянию, плотности, составу, концентрации при температурах и давлениях, соответствующих условиям земной коры, проведено В.Б. и Г.Б.Наумовыми [1980]. Многие более поздние работы в области изучения состояния флюидов посвящены обобщениям и уточнениям расчетными методами [Bischoff, Pitzer, 1989; Bowers, Helgeson, 1983;' Pitzer, Palaban, 1986;

Tanger, Pitzer, 1989]. После работы Р.Дж.Боднара и С.М.Стэрнера [Bodnar, Sterner, 1987] широкое распространение в изучении систем вода-соль-газ получил метод синтетических флюидных включений, позволяющий исследовать фазовые равновесия при более высоких параметрах, чем традиционными методами, с получением данных по удельному объему и составам газа и жидкости [Frantz et al.,1992; Popp, Frantz, 1990]. Методом молекулярной динамики проведена экстраполяция экспериментальных данных по P-V-Т-свойствам воды до 4000 К и 1 Мбар [Belonoshko, Saxena, 1991].

Анализ схематической обобщенной диаграммы фазового состояния флюидов для параметров, соответствующих верхним частям земной коры, на примере системы H2O-NaCl-CO2 (рис.1.1), показывает возможность существования в эндогенных геологических системах равновесия жидкость-пар от температур интервале температур и давлений свидетельствуют многочисленные термобаро-геохимические Рис. 1.1. Схематическая диаграмма состояния системы вода-соль-газ на примере H2О— фазового разделения флюида при температурах NaCl— СО2.

Цифры у точек — кон- Дж.Скиппеном [Trommsdorf, Skipppen, 1988].

центрация NaCl в воде в маc. %. Обзор физико-химических свойств Пунктирные кривые, отходящие флюидов и в особенности их структурного от точек с цифрами, - кривые критических точек в системе H2O-NaCl-CO2. Диаграмма пос- 1968]. Рассмотрим на примере воды троена по данным [Ривкин, структурное состояние эндогенных флюидов и Александров, 1975; Такеноучи, их термодинамические свойства.

Кеннеди, 1968; Sourirajan, Предполагается, что вода в жидком состоянии Kennedy, 1962; Takenouchi, имеет льдоподобную структуру с ближним Kennedy, 1964].

молекул, не образующих каких-либо группировок. Кроме того, эти два агрегатных состояния резко различаются и термодинамическими свойствами (энтальпией, энтропией и плотностью). Вероятно, различием в этих свойствах можно объяснить действие фазовой границы гидротермальных флюидов в эндогенных системах как геохимического барьера, на котором происходят осаждение вещества и минералообразование. В закритической области на продолжении кривой кипения предполагается смесь льдоподобных группировок различного размера с мономолекулярными частицами, что подтверждается спектроскопическими исследованиями [Горбатый, 1979;

Горбатый и др., 1971 Эйзенберг, Кауцман, 1975].

Схематически структурное состояние воды в наглядно демонстрируется диаграммой Ф.Г.Смита (рис.1.2). На изобаре в закритической области (горизонтальная прямая линия со стрелкой) можно видеть как от области твердого к. области газа происходит постепенный переход от упорядоченного состояния к хаотическому. То же самое можно видеть и на изотерме в закритической промежуточный характер структуры между области (вертикальная прямая) жидкостью и газом в надкритической области (по при переходе от высоких [Смит, 1968]).

давлений к низким. Условно Численные данные (кривая кипения, критическая границу между жидкостью и паром в закритической области принято проводить по кривой критической плотности, однако, исходя из соображений о степени упорядоченности вещества, было разделять области жидкого и газообразного состояния по критической изоэнтропе.

плотности, критической энтальпии и критической энтропии не совпадают (рис.1.3). Положение поРис. 1.3. Кривая кипения для воды, изолиследней таково, что она нии и кривые критических значений плотности располагается между кривыми (D, г/см), энтальпии (H кДж/кг) и энтропии (S, критической энтальпии и кДж/(кг*K)) (построены по данным [Ривкин, критической плотности.

Знание траектории изо- Рк=221,15 бар; Dk=0,31776 г/см3; Hk=2095,2 кДж/кг;

линий с критическими па- Sk=4,4237 кДж/кг. По линиям на отметках давления раметрами на Р-Т- 200 (а), 300 (б), 400 (в), 500 бар (г) построены диаграмме важно потому, что на некотором расстоянии от Рис. 1.4. Значения энтальпии Н, при более высоких параметрах, которые энтропии S и плотности D воды на зависят от концентрации растворенных изобарических сечениях 200 (а), 300 компонентов.

(б), 400 (в), 500 бар (г) (см. рис.1.3).

Точки на кривых: Sk=4, кДж/кг, Hк=2095,2 кДж/кг, Dk=0,318 литературе довольно часто встречаются г/см3 - соответственно критические недостаточно ясные термины значения энтропии, энтальпии и "надкритический флюид", "пар", "газ". Не плотности на изобарах. Диаграмма претендуя на полное разъяснение их, для построена по данным [Ривкин, настоящей работы примем, что в Александров, 1975].

энтальпии и критической плотности находится зона надкритического флюида (см. рис.1.3); правее изолинии критической плотности - зона пара, который в равной степени можно называть и газом, и паром; левее кривой критической энтальпии - зона жидкого раствора. Такое разделение на области жидкости, надкритического флюида и пара нам будет необходимо в дальнейшем. В докритической области жидкость и пар разграничены кривой кипения. Ниже в тексте будет встречаться более общий термин "гидротермальный флюид", который в равной мере будет относиться ко всем трем флюидным субстанциям.

Хотя эти положения мы приняли на основе диаграммы воды, но их в равной мере можно отнести и к состоянию флюидов в системах вода-соль-газ.

1.2. НЕКОТОРЫЕ АСПЕКТЫ ТЕРМОДИНАМИКИ ПАРООБРАЗОВАНИЯ В ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМАХ

Чрезвычайно важным параметром флюида на кривой кипения является энтальпия пара, величина которой определяет возможность образования в эндогенных системах сухопаровых флюидов. Известно [White et al 1971], что пар на кривой насыщения обладает максимальной энтальпией при температуре 236 °С и давлении около 30 бар (670 ккал/кг или 2801,9 кДж/кг) в точке Hmах.

При параметрах выше и ниже этой точки энтальпия пара снижается (рис. 1.5). В гидротермальной системе флюид, находившийся при температуре 200 °С и давлении 150 бар в точке А, изотермически и практически изоэнтальпийно поднимаясь по траектории A-A1, начинает кипеть в точке А1, и при сепарации на линии A1-A2 пар, имеющий энтальпию меньше максимальной, отделяясь от жидкости в точке А2 и адиабатически расширяясь, может стать сухим, поднимаясь вверх по изоэнтальпийной траектории. Флюид, имеющий более высокую температуру и стартовавший из точки Б, при понижении давления в насыщенным в точке Б2, так как для перегрева и осушения ему нужна дополнительная теплота. В случае дальнейшего его подъема в прогретых породах он может стать сухим лишь в точке Б3. Еще более высокотемпературный раствор, стартовавший из точки В, вовсе не может стать сухим без дополнительного нагрева. Если во всех этих случаях сепарация пароводяной смеси по какимлибо причинам не произойдет, то она Рис.1.5. Диаграмма состояния воды будет подниматься вверх по траектории, в координатах энтальпия-давление.

непосредственно из точек A1, Б1, В1, а содержание пара в смеси будет возрас- — изотермы. Нmax— точка с тать по мере пересечения линий равных максимальной энтальпией пара на кривой содержаний пара (штриховые линии). насыщения воды (параметры точки:

В случае подъема по разрезу Т=235 °С; Р=30,635 бар; H=2801, надкритического флюида, стартующего кДж/кг). Кт - здесь и далее критическая из точки Г, он при адиабатическом точка воды (по [White et al.,1971]). HK критическая энтальпия. Стрелками и расширении будет заметно остывать и точками показаны траектории эволюции конденсироваться в точке В2, и при флюида в гидротермальной системе.

дальнейшем подъеме конденсация пара Остальные пояснения в тексте.

будет продолжаться по траектории, показанной вертикальной стрелкой.

Все эти процессы возможны при подъеме флюида в прогретых породах, находящихся в термодинамическом равновесии с флюидом. Если флюид поступает в непрогретые породы, то пути эволюции флюида на диаграмме будут следовать по стрелкам, отклоняющимся от вертикали влево, поскольку теплота будет расходоваться на прогрев вмещающих пород. При этом соотношение пара с жидкостью, в случае если флюид находится на кривой кипения, может изменяться как в пользу жидкости, так и в пользу пара. Все будет зависеть от наклона траектории эволюции флюида, которая в свою очередь будет зависеть от теплопроводности, теплоемкости и других физических свойств породы и флюида.

1.3. ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЙ ЦИКЛ ФЛЮИДА В ПРОЦЕССЕ

ФОРМИРОВАНИЯ МАГМАТОГЕННО-ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ

СИСТЕМ

При рассмотрении моделей гидротермальных систем, формирующихся в процессе остывания магматических тел, очень важен теплообмен между Рис. 1.6. Циклическое движение флюида в магматогенно-гидротермальных системах.

а - термобарические условия кругового движения водного флюида в модельной гидротермальной системе вдоль линий тока через 20 тыс. лет после смены начальных условий (по [Нортон, Кэтлс, 1982]). Стадия 1—2 характеризуется отложением минералов, замещающих породообразующие силикаты; стадия 2-3 - контакт с плутоном; 3-5 - отложение сульфидов. Вверху кривая кипения и критическая точка воды, б — схематические варианты термодинамического цикла водного флюида в магматогенно-гидротермальной системе.

Штрих-пунктир - изоэнтальпы; пунктир - изолинии плотности; Г - геотерма 30 град/км; М — положение источника тепла; жирные сплошные линии — пути конвективного движения флюида в гидротермальной системе. Остальные пояснения см. в тексте.

флюидом и окружающими породами. Кратко обсудим некоторые стороны этого вопроса.

Большинством исследователей принимается концепция о преобладающем участии в гидротермальном процессе метеорных и захороненных вод при весьма ограниченном участии первично магматических флюидов [Скиннер, 1982; Skinner, Barton, 1973]. При этом практически безоговорочно принимается, что тепло- и массообмен в гидротермальных системах в значительной степени осуществляется конвективным способом. Отсюда следует, что основная часть флюида при формировании гидротермальной системы проходит цикл, в котором при нисходящем движении флюида происходит нагрев и при восходящем движении - остывание, что сопровождается теплообменом между флюидом и породой. Тепломассообмен, скорость и пути движения флюида при эволюции систем магматический очаг-вмещающие породы неоднократно рассматривались в литературе [Высокотемпературные..., 1991; Кирюхин, Сугробов, 1987; Нортон, Кэтлс, 1982; Скиннер, 1982; Шарапов, Голубев, 1976;

Cathles, 1977; и др.].

Д.Нортон и Л.Кэтлс [1982] рассматривают на P-T-диаграмме термобарические условия кругового движения водного флюида вдоль линий тока в модельной гидротермальной системе (рис.1.6, а) и выделяют несколько отрезков на пути движения раствора, где происходят различные метаморфозы, связанные с отложением минеральных веществ. Теплообмен между флюидом и породой ими не рассматривается.

По аналогии с этой работой мы попытались представить термодинамический цикл раствора в гипотетической гидротермальной системе (рис.1.6, б). Здесь в Р-Т-координатах представлена диаграмма водного флюида с изолиниями плотности и энтальпии, на которую нанесены предполагаемые пути кругового конвективного движения потока. Предположим, что раствор (температура его соответствует естественному состоянию на геотерме), находящийся под гидростатическим давлением, из точки 1 начинает стекать вниз, нагреваясь вблизи остывающего плутона, проникая в него, и достигает точки 2. При этом уменьшается его плотность и возрастает энтальпия за счет получения теплоты от пород, в которых он циркулирует. В точке 2 в связи с уменьшением плотности начинается восходящее движение этой порции.

Вступая в менее нагретые породы, она отдает тепло, и плотность ее снова возрастает до точки 3, вблизи которой цикл завершается. Этот цикл отличается тем, что флюид, получивший тепло от плутона, почти сразу начинает терять его, поднимаясь и вступая в слабо нагретые породы, и на участке 2-3 возникает высокоградиентный режим, особенно по мере приближения к точке 3. При эволюционировать по траектории 1-2-4-5-1, 1-2-6-7-8-1 и 1-2-9. При этом возникают конформные изолиниям энтальпии участки 2-4, 2-6, 2-9, которые соответствуют зонам вмещающих пород, прогретых флюидом и находящихся в тепловом равновесии с ним. Однако на этих отрезках, в отличие от участков 2происходит уменьшение плотности, связанное с адиабатическим расширением. В трех первых циклах флюид в конце возвращается на линию геотермы Г и участки пути 2-3, 4-5 и 6-8 отличаются режимами весьма высоких градиентов температуры. Эти зоны характеризуются отсутствием термодинамического равновесия между флюидом и породой. Особо следует отметить точки, где паровый флюид конденсируется в жидкость (точка 7) и где в процессе конденсации выделяется теплота фазового перехода и резко возрастает плотность флюида. Аналогичные участки можно выделить и в циклах 1-2S, 1-2-4-5. В отличие от точки 7, здесь фазовый переход отличается более плавным изменением свойств флюида на некотором протяжении в пространстве.

Таким образом, предполагается, что гидротермальный флюид в системе, развивающейся над магматическим плутоном, в процессе конвективного движения может проходить несколько циклов, отличающихся друг от друга.

Начальный цикл отличается отсутствием зоны термодинамического равновесия. На нисходящей ветви потока флюид разогревается, на восходящей отдает тепло, При последующих циклах появляется зона термодинамического равновесия, где восходящий поток флюида расширяется адиабатически, а температурная кривая проходит конформно изоэнтальпам. На любых этапах развития системы в цикле имеется высокоградиентный по температуре участок, где неравновесный с породой флюид отдает ей тепло. Однако следует оговориться, что рассмотренные циклы характерны на прогрессивном этапе развития системы, когда вмещающие породы разогреваются конвективным теплопереносом от остывающего плутона. Регрессивный этап наступает при остывании колонны пород, до этого приведенной в тепловое равновесие с флюидом, и, вероятно, будет отличаться тем, что восходящая ветвь потока постоянно будет в равновесии с породой за исключением самой верхней ее части. Весь цикл постепенно переместится в зону жидкого состояния, где изолинии энтальпии, плотности и температуры очень слабо различаются по наклону. Система в осевой своей части практически придет в изотермическое состояние с очень малым градиентом плотности по вертикали, и конвективное движение флюида резко ослабнет. В конечной стадии развития температура системы вновь вернется на исходную геотерму.

Рассмотренная эволюция гидротермальной системы гипотетична, и мы не уверены, что предложенная схема может быть полностью реализована в природных условиях, но в той или иной мере ее фрагменты могут иметь место при эволюции надочаговых резервуаров.

1.4. КИПЕНИЕ КАК ФАКТОР МИНЕРАЛО- И РУДООБРАЗОВАНИЯ И

ГЕОХИМИЧЕСКИЙ БАРЬЕР ЖИДКОСТЬ-ПАР

Прежде чем рассмотреть проблему кипения гидротерм, на наш взгляд, необходимо уточнить, какие виды кипения могут протекать в эндогенных системах. Во-первых, к кипению относится динамический процесс испарения растворителя (воды) из объема и с поверхности раздела жидкость-пар в открытой системе, имеющий место в пародоминирующих системах с насыщенным сухим паром. По мере удаления от поверхности жидкости пар может перейти в перегретый. При этом образовавшийся пар необратимо удаляется из системы. В смеси с парами воды здесь присутствуют газы и растворенные твердые вещества. Вторая разновидность — кипение в массе раствора и всплывание парогазовых пузырьков в жидком растворе при пересыщении газом (например, CO2) без пространственного разделения областей жидкости и пара. Перегретый пар в этом случае не образуется. Здесь также происходит перераспределение компонентов раствора между жидкостью и паром. И наконец, вероятно, следует выделять и одноактные процессы резкого вскипания жидких растворов, происходящие в процессе гидроразрыва пород и образования трещин. В этом случае после вскипания, заполнения трещины и выравнивания давления в системе паровая фаза снова может исчезнуть. Таким образом, можно выделить, по крайней мере, три разновидности кипения жидких флюидов в эндогенных системах, влияние которых на процессы минералообразования в конечном результате может быть различным. Все они могут иметь место в сочетании между собой.

Как будет показано ниже, исследование паровых резервуаров в геотермальных системах началось в связи с использованием эндогенного пара в целях извлечения тепловой энергии. Однако со временем повышенный интерес к проблеме парообразования в гидротермальных системах стал проявляться у исследователей, занимающихся теорией рудообразования, с обнаружением фактов, свидетельствующих о важной роли кипения в процессе рудоотложения на медно-порфировых, грейзеновых, золотосеребряных и других месторождениях [Camilli, Ohmoto, 1977; Cathles, 1977; White, 1971; White et al., 1971; и мн. др.]. С кипением также связываются и определенные минеральные парагенезисы, образующиеся в процессе метасоматических изменений вулканогенных пород [Набоко, 1966].

Свидетельством кипения гидротермальных флюидов в процессе рудообразования являются разнонаполненные газово-жидкие включения одной генерации в минералах этапа рудоотложения [Сотников и др., 1977; Camilli, Ohmoto, 1977; Davis, Williams-Jones, 1985; Roedder, 1971; Sasada et al., 1986; и др.]. Процесс кипения жидких гидротермальных растворов, ведущий к фракционной дистилляции и перераспределению вещества между жидкой и паровой фазами гидротермального флюида, изменяет химический состав, Eh, pH растворов, что способствует осаждению вещества и минералообразованию в зоне кипения [Barton et al, 1977; Drummond, Ohmoto, 1985]. Экспериментально показано, что кислота в системе жидкость-пар, образующаяся при гидролизе солей, переходит в пар, равновесный с жидкостью, а жидкость обогащается щелочами [Румянцев, 1982; Румянцев, Танеев, 1982, 1988; Шмонов и др., 1986;

Kazahaya, Shinohara, 1991].

Наряду с указанным имеется и другой фактор, связанный с кипением гидротерм, способствующий минерало- и рудоотложению, - возрастание концентрации солей и твердых растворенных веществ в Жидкости в процессе дистилляции и пересыщения раствора по отношению к ним, что приводит к осаждению минерального вещества. В процессе дистилляции раствора (испарения растворителя) происходит частичное улетучивание с паром и растворенных минеральных веществ. Так Р.А. Шуваловым [1970] показано перераспределение борной кислоты между отсепарированным паром и жидкостью при отборе пара из пароводяных скважин на геотермальных месторождениях Камчатки. При наличии нескольких труднолетучих веществ в растворе перераспределение их между сосуществующими фазами флюида дифференциальное. Г.М. Арсановой предварительно установлены ряды интенсивности перехода щелочей в пар из гидротермального раствора. Однако для разных гидротермальных систем они несколько различаются и имеют следующий вид: (по мере уменьшения): Паужетка — Cs-K-Rb-Na-Li; Горячий пляж - Cs-Rb-Li-K-Na. Во всех случаях: Cs-Rb-Li и K-Na. Проведенные исследования не дают уверенности в том, что элементы мигрируют в пар в чисто газовой фазе. Не исключен хотя бы частичный перенос с коллоидными частичками - туман [Арсанова, 1974].

Процесс перераспределения между жидкостью и паром сильно зависит от Р-Т-условий и разности плотностей флюидных фаз. При низких давлениях, когда плотность газовой фазы на несколько порядков ниже плотности жидкости, перенос паром твердых минеральных веществ в растворенном состоянии незначителен и, наоборот, в области высоких давлений, где плотности различаются в пределах одного порядка, перенос в газовой фазе становится существенным, и в надкритических условиях изменение растворимости веществ при переходе от жидкости к газу соответствует характеру перехода между этими фазами на диаграмме Ф.Смита (см. рис.1.1).

В соответствии с моделью М.А.Стыриковича, перераспределение малолетучих соединений, в частности электролитов, между жидкостью и паром является линейной функцией соотношения плотностей [Стырикович, 1959;

Стырикович, Хайбуллин, 1957], т.е. менее плотная субстанция содержит и меньшие концентрации растворенного твердого вещества. Сам динамический процесс испарения растворителя в открытых системах ведет к увеличению концентрации растворенной соли в жидкой фазе. Таким образом, если в пространстве имеется четкая граница между зонами жидкости и пара с резким перепадом плотности флюида, то при дистилляции флюида должно происходить осаждение минерального вещества в связи с пересыщением раствора, а сама граница будет проявлять свойства геохимического барьера.

Этому условию удовлетворяют границы пародоминирующих зон в гидротермальных системах, где паровый резервуар (в некоторых случаях с сухим паром) находится в окружении области жидкого раствора. Такие границы паровых зон, следуя А.И.Перельману [1977, 1987], также можно рассматривать как комплексный кислотно-щелочной, окислительновосстановительный геохимический барьер, что наглядно показано численным моделированием процесса минералообразования в кипящих системах С.Друммондом и Х.Омото [Drummond, Ohmoto, 1985]. Как потенциальный геохимический барьер граница жидкость -пар обсуждалась в работах [Голубев и др., 1978; Шарапов и др., 1978], где в зависимости от физических и термодинамических условий изучались динамика ее перемещения и массообмен на ней. Экспериментально и на примере гидротермальной системы Паужетского месторождения, где нами была выделена пародоминирующая зона, эффективность геохимического барьера жидкость—пар показана в наших работах [Жатнуев, 1985а, б; Жатнуев и др., 1990, 1991].

Таким образом, считается, что границы паровых зон в эндогенных системах при наличии резких перепадов в свойствах флюида при переходе от паровых зон к зонам жидкости, являются эффективным геохимическим барьером, на котором происходят интенсивное минералообразование и отложение рудного вещества (что будет показано в следующих разделах работы).

1.5. ВЫВОДЫ Основой природных гидротермальных флюидов в земной коре является вода с наиболее значимыми и поэтому наиболее изученными компонентами NaCl и СО2. Фазовые диаграммы гидротермальных флюидов с этими компонентами показывают, что, в зависимости от солености и газонасыщенности, они могут находиться в гетерогенном состоянии до значительных температур и давлений и практически на всем поле Р—Тдиаграммы, за исключением области пар-кристаллы (см. рис.1.1). Это означает, что в недрах земной коры при параметрах, показанных на диаграмме, может происходить кипение и гетерогенизация флюидов со всеми вытекающими отсюда последствиями. Кипение - один из важнейших факторов минералообразования, в процессе которого происходит изменение химизма, плотности, агрегатного состояния флюидов. При объемном кипении в массе раствора происходит перераспределение растворенных компонентов между сосуществующими фазами флюида и, как следствие, изменение pH, окислительно-восстановительного потенциала и осаждение твердых компонентов раствора. При кипении на поверхности раздела, т.е. когда зоны жидкости и пара разделены пространственно, что может иметь место в пародоминирующих системах, происходят те же процессы, что и при объемном кипении. Однако, при кипении на поверхности раздела в результате выкипания воды и газовых компонентов могут существенно возрасти концентрации твердых компонентов, что приводит к пересыщению раствора и даже формированию рассолов. Этот процесс также сопровождается активным минералообразованием.

При эволюции гидротермальной системы, развивающейся над тепловыми аномалиями (источниками), возникает конвекция, в процессе которой флюид проходит термодинамические циклы, различающиеся траекториями в зависимости от стадии развития. В начальные периоды возникновения тепловой аномалии флюид не достигает теплового равновесия с породами и цикл характеризуется двумя главными процессами: нагрев при нисходящем движении и остывание - при восходящем. По мере эволюции системы в цикле появляется участок с низким температурным градиентом, характеризующийся адиабатическим расширением флюида при конвективном движении вверх от источника тепла. На этом участке существует термодинамическое равновесие между флюидом и породой. В большинстве случаев в цикле присутствует высокоградиентный по температуре участок, на котором флюид, входящий в непрогретые породы, отдает тепло.

Следующий вывод касается возможности образования сухопаровых зон в верхних частях земной коры. Гидротермальный водный флюид, находящийся на кривой кипения, не может превращаться в сухой пар при параметрах выше точки с температурой 235 °С и давлением 30,6 бар. Если кипящий раствор находится при параметрах ниже этой точки, то при сепарации пароводяной смеси отделяется сухой пар, который может формировать, при подъеме в прогретых породах, резервуар с перегретым паром. Вывод в равной мере относится к флюидам более сложного состава, но тогда параметры максимальной энтальпии флюида смещаются [Haas, 1971]. Если при указанных параметрах энтальпия пара на кривой насыщения имеет максимальное значение 670 кал/г для чистой воды (2801,9 кДж/кг), то с увеличением солености гидротермального раствора температура этой точки возрастает до 248 °С при концентрации NaCl=10 % и до 282 °С при концентрации NaCl=30 %, соответственно энтальпия возрастает до 673 и 685 кал/г.

Наконец, одной из наиболее важных для нас проблем является решение вопроса о границах между паровыми и жидкими зонами в эндогенных системах. Это необходимо нам в последующих главах для разграничения паровых и жидкофазных систем и, чтобы не возвращаться к этому в дальнейшем, необходимо окончательно решить для себя, что же понимать под определениями "паровый флюид" и "жидкий флюид". Если рассматривать состояние однокомпонентного водного флюида при докритических параметрах, то здесь все ясно -граница между этими состояниями проходит по кривой насыщения. То же можно сказать и для более сложных водно-солевых и водногазовых систем. Проблемы в определении возникают, как только мы переходим в закритическую область. Здесь мы еще раз подчеркнем условность разделения паровых и жидких зон в надкритических условиях.

Если обратиться к диаграмме Ф.Смита (см. рис.1.2), то в левой верхней части Р-Т-поля при высоких давлениях мы можем видеть упорядоченную структуру жидкости без мономолекулярных частиц. Если провести изобару из какой-либо точки этой области вправо в область высоких температур, то мы можем попасть в область с мономолекулярным состоянием флюида и крайне низкой плотностью, характерной для чистого газа. Итак, мы в двух крайних точках диаграммы при надкритических давлениях имеем жидкость и газ.

Однако между ними лежит область промежуточных состояний, где свойства флюида нельзя отнести ни к газу, ни к жидкости, вернее, можно отнести и к тому, и к другому. Потому в этой области нет четких критериев фазового разделения флюида. Как мы упоминали выше, границу можно условно провести по трем параметрам: по кривой критической энтальпии, по кривой критической энтропии и по критической плотности, т.е. по точкам на Р—Т-диаграмме со значениями этих параметров, характерными для критического состояния.

Проведение границы по кривой критической энтропии было бы предпочтительнее, поскольку она характеризует меру порядка и на диаграмме состояния занимает промежуточное положение между кривыми плотности и энтальпии. Однако в дальнейшем мы будем пользоваться, в качестве условной границы, кривой критической плотности, так как при расчете термодинамических состояний гидротермальных систем (см. ниже гл.4) используется только плотность флюида. Итак, надкритический флюид, находящийся на диаграмме Р-Т-условий правее кривой критической плотности (см. рис.1.2), мы будем считать находящимся в паровом (газообразном) состоянии, а левее - в жидком. В эндогенных системах зоны с флюидом, соответствующим этим условиям, будут считаться соответственно зонами пара и зонами жидкости.

Глава 2. ПАРОДОМИНИРУЮЩИЕ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ

СИСТЕМЫ

Проблема формирования паровых зон в гидротермальных системах разрабатывается давно, и в большей степени была связана с изучением и использованием ресурсов подземного тепла в областях недавнего и современного вулканизма [Изучение..., 1975]. Хотя их происхождение обсуждалось в литературе неоднократно [Elder, 1966; Facca, Tonani, 1964;

Ferrara et al., 1970; Gennai, Sestini, 1964; Goguel, 1953; James, 1968; Sestini, 1970], название "пародоминирующие системы" было введено Д.Уайтом с соавторами в 1971 г. [White et al., 1971] и стало общепринятым. Употребляется оно для зон насыщенного или перегретого пара в пределах гидротермальных систем, окруженных зонами жидкого гидротермального раствора либо непроницаемыми породами.

2.1. УСЛОВИЯ, НЕОБХОДИМЫЕ ДЛЯ СУЩЕСТВОВАНИЯ

ПАРОДОМИНИРУЮЩИХ СИСТЕМ (ПДС)

Первым и наиболее важным необходимым условием существования пародоминирующего режима является соответствие термодинамических условий в недрах полю перегретого пара либо кривой кипения раствора, т.е.

должен быть источник тепла необходимой мощности на соответствующей глубине (при соответствующем давлении флюида) с достаточно высокой температурой. Вторым условием является наличие в данном месте соответствующей геологической структуры, т.е. среды с достаточной проницаемостью (пористостью и трещиноватостью). Ясно, что в среде, не имеющей необходимого свободного объема, не будет пространства для флюида. Проницаемость среды - одно из самых значимых условий для существования пародоминирующего режима, поскольку она обеспечивает возможность расширения, сжатия и фазовых переходов во флюиде в связи с изменением давления и/или температуры.

2.2. СУЩЕСТВУЮЩИЕ МОДЕЛИ ПАРОДОМИНИРУЮЩИХ

СИСТЕМ

Моделей природных паровых резервуаров с насыщенным и перегретым паром рассматривалось достаточно много. Обзор гипотез приводится в работе [Trusdeli, White, 1973]. Наиболее известной и давно эксплуатируемой для производства электроэнергии гидротермальной системой, содержащей паровый резервуар, является Лардерелло в Италии. На ее примере рассматривалось большинство гипотез образования в недрах перегретого пара и соответственно, пародоминирующих систем. Одна из наиболее ранних из них была предложена Дж. Гогелем [Goguel, 1953]. Модель, учитывающая термодинамические свойства воды, предполагает, что магматическое тело, расположенное на глубине 5000 м, путем конвекции метеорных вод возбуждает горячие потоки флюида, находящегося в надкритическом состоянии, который по мере подъема в открытых трещинах теряет теплоту и приходит в околокритическое состояние, смешиваясь с более холодными гидротермами и отдавая тепло стенкам каналов. При этом часть флюида конденсируется и стекает вниз.

Вероятно, он снова превращается в нар на больших глубинах. При температуре 236 °С и давлении около 30 бар насыщенный пар, расширяясь скорее изотермически чем адиабатически, становится перегретым. При параметрах, более высоких, чем указанная точка на кривой насыщения, пар, образовавшийся в результате кипения, не может стать сухим и, более того, он не может, оставаясь в газообразном состоянии, расширяться адиабатически, так как для этого требуются большие значения энтальпии, чем имеет пар на кривой кипения выше указанных параметров (это обстоятельство обсуждалось в разделе 1.2).

Таким образом, по модели Дж.Гогеля, пародоминирующие системы формируются при подъеме горячего надкритического флюида к поверхности, его частичном остывании, конденсации и сепарации на жидкость и пар при параметрах, меньших чем 236 °С и 30 бар (точка максимальной энтальпии пара) на кривой кипения гидротермального раствора.

Г.Факка и Ф.Тонани [Facca, Tonani, 1964] предположили, что образование перегретого пара происходит в гидротермальной системе при отборе флюида через скважины. В проницаемой водоносной толще с горячим раствором, закрытой сверху непроницаемым экраном, формируется депрессионная воронка, в которой флюид со сверхзвуковой скоростью устремляется в скважину. При этом происходит гравитационная сепарация воды и пара.

Последний при продвижении через ствол скважины перегревается. Эта гипотеза подверглась критике со стороны Р.Джеймса [James, 1968], который отметил, что, во-первых, в такой системе не могут быть получены сверхзвуковые скорости, во-вторых, осаждение из флюида минерального вещества быстро запечатало бы систему, в-третьих, турбулентный поток смеси жидкости и пара не может сепарироваться гравитационным путем, в-четвертых, в водонасыщенном геотермальном резервуаре Вайракея долгие годы не продуцировался сухой пар, что противоречит гипотезе Г.Факка и Ф.Тонани.

В модели Дж. Элдера [Elder, 1966] для Лардерелло предполагается, что геотермальный резервуар содержит слегка перегретый пар и ограничен сверху и снизу зонами жидкого раствора. В естественном состоянии нижняя зона жидкого раствора в процессе кипения продуцирует слегка перегретый пар, который переносит тепло вверх и проводит через верхнюю зону жидкого гидротермального раствора. В течение жизни геотермальной системы нижняя граница парового резервуара может мигрировать вниз благодаря процессу испарения жидкости. Дж.Элдер считает, что пародоминирующие резервуары можно считать уравновешенными в том смысле, что окружающие, более холодные жидкие растворы не вызывают сжатия паровой зоны в системе. Пар в этих резервуарах может быть как насыщенным, так и перегретым. Однако эта модель не рассматривает ни теплообмена с вмещающими породами, ни начального момента парообразования в водонасыщенном резервуаре. Элдер отвергает глубинное магматическое происхождение надкритического пара из-за несоответствия изотопных данных.

Р.Джеймс [James, 1968] в общих чертах принял и расширил концепцию Элдера и из термодинамики воды показал, почему паронаполненный резервуар должен существовать при параметрах около 30 атм. и 240 °С, но при этом отверг механизм парообразования, так как он не предусматривает теплоперенос от пород. Он принял концепцию Элдера в том плане, что она объясняет снижение потока во времени понижением уровня жидкой воды. По концепции Элдера предполагается, что поток пара должен уменьшаться на 1 % в год.

Однако реальное уменьшение потоков пара из отдельных скважин в процентах много больше, чем предсказанные числа. Модель Джеймса, так же, как и модель Элдера, требует нереального возрастания скоростей конвекции жидкой воды для поддержания генерации пара в течение эксплуатации месторождения.

Она также не объясняет начального выхода сырого пара из некоторых скважин.

Используя большое количество данных, полученных по Лардерелло и опубликованных в литературе, Дж.Сестини [1975] предложил модель, сходную с моделью Дж.Гогеля [Goguel, 1953]. Потоки надкритического пара с глубины поднимаются в проницаемый резервуар через большие трещины. Причиной перегрева пара является кондуктивный перенос глубинного тепла через породу и передача его пару после расширения последнего и потери жидкости при достижении максимальной энтальпии. В естественном состоянии этот пар конденсируется в резервуаре из-за потери тепла путем теплопроводности пород и из-за смешения с холодными метеорными водами в проницаемом резервуаре.

Однако в этом случае кондуктивным теплопереносом опережается конвективный, что сомнительно.

Существенное отличие этой модели от модели Д.Уайта с соавторами [White et al., 1971] заключается в предположении о происхождении и конвекционной циркуляции воды, а также в рассеянии жидкой воды в поровом пространстве породы, что обеспечивает образование новых порций пара. Кроме того, существуют расхождения в объяснении перегрева при генерации пара и существовании глубинной поверхности жидкой воды.

Модель, развиваемая Дж.Феррара с соавторами [Ferrara et al., 1970], основана на данных, полученных при экспериментальном бурении, и предполагает резервуар, наполненный жидкой конвектирующей водой. Бурение скважин вызывает возникновение поверхности испарения, которая расширяется в процессе парообразования. В модели получают удовлетворительное объяснение некоторые особенности парообразования, такие как начальное истечение жидкой воды из пробуренных скважин и образование сырого пара, снижение потока и возрастание температуры пара. Но данная модель не согласуется с наблюдаемыми изменениями давления с глубиной в скважинах.

Также она не удовлетворяет требованиям термодинамики воды.

В работе Д.Уайта с соавторами [White et al., 1971] относительно редкие геотермальные системы, генерирующие сухой или перегретый предложенной ими для Иеллоустонского парка и распространяемой на другие геотермальные пародоминирующие системы типа Лардерелло, эти системы развиваются из первоначально горячеводных, когда достаточно геотермального резервуара, окруженного большой поток тепла становится водонасыщенными породами по Д.Е.Уайту возможным за счет конвекции [White et al., 1971]. I - зона жидкого гидрожидкой воды в системе. Такая термального раствора, конвективно переситуация становится возможной при дающего тепло вверх от глубинного магмабоковых тического очага; II - пародоминирующий низкой проницаемости пород, вмещающих горячеводный каналах и трещинах и жидкостью в мелких резервуар, и при низкой скорости от- порах и трещинах (конденсат); III - зона водящих потоков. При увеличении конденсации пара; IV - зона жидкого количества тепла или при снижении гидротермального раствора (водонасыщенвследствие ные породы). 1- кондуктивный тепловой проницаемости ляющегося пара становится больше, потоки конденсата и метеорных вод (б чем масса воды, поступающей в основном нисходящие); 5 - поверхность систему, в результате чего начинается земли; 6 - уровень подземных вод; 7 формирование пародоминирующей границы зон; 8 - границы пародоминисистемы, т.е. суммарная разгрузка рующего резервуара.

превышать пополнение. Системы типа Лардерелло нуждаются в обязательной разгрузке флюида из верхней части, поскольку не могут существовать под непроницаемыми экранами, которые повышают давление флюида и препятствуют парообразованию [White, 1973]. Часть образующегося пара выделяется в атмосферу, но основная его масса конденсируется ниже поверхности земли с выделением теплоты, которая прогревает вмещающую толщу, а также передается вверх.

Главный пародоминирующий резервуар представляет двухфазовую систему теплопереноса (рис.2.1). Пар, образующийся на глубинном уровне жидкой воды, поднимается вверх, а основная часть конденсата стекает вниз к глубинному уровню жидкого раствора. Частично конденсат захватывается паром в каналах главного восходящего потока. Потоки пара в основном существуют в крупных каналах и порах, тогда как конденсат и жидкость занимают мелкопористое пространство. Источником тепла может быть магматический очаг, тепло от которого передается кондуктивным и конвективным способами. Пародоминирующие системы в зависимости от условий среды могут превращаться в горячеводные, а также снова возвращаться к исходному пародоминирующему режиму. Так О.Роберт [Robert, 1989], исследуя гидротермальную систему Иеллоустонского парка, питаемую теплом магматического очага, залегающего на глубине 5—10 км, пришел к выводу, что длительно живущие пародоминирующие системы, вследствие чувствительности к изменению гидростатического давления, в ледниковый период переходили в горячеводные. Таяние ледников приводило к возрождению паровых резервуаров.

Модель Д.Уайта на сегодняшний день общеизвестна, хорошо аргументирована и считается наиболее достоверной, учитывающей основные требования к физическим свойствам резервуара, вмещающего систему, и термодинамические свойства флюидов.

2.3. ПАРОВЫЕ РЕЗЕРВУАРЫ В ВЫСОКОТЕМПЕРАТУРНЫХ

ГЕОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМАХ

2.3.1. Общие геолого-структурные условия локализации современных высокотемпературных гидротерм Развитие современных высокотемпературных гидротермальных систем, в том числе содержащих паровые резервуары, как правило, обусловлено проявлением вулканизма в островных дугах, горячих точках океанических плит, континентальных и океанических рифтах и связанных с ними трансформных разломах. Подробный обзор геодинамических условий их формирования сделан А.В.Кирюхиным с соавторами [Высокотемпературные..., 1991].

Геолого-структурные условия развития гидротермальных систем в районах современного вулканизма рассмотрены В.И.Белоусовым и В.М.Сугробовым [1976]. Они приводят классификацию структур современных гидротермальных систем, в том числе содержащих паровые резервуары. Выделяется паужетсковайракейский тип структур, в которых водовмещающие толщи перекрываются водоупором. Нижняя граница водоупора неровная, и в местах его поднятия в водоносных горизонтах создаются условия для кипения гидротерм. К системам с такой структурой, по их мнению, относятся новозеландские геотермальные системы; Оникобе и Мацукава в Японии; Паужетка, Долина Гейзеров и Узон на Камчатке. Следующий тип структур выделяется как паратунский и отличается тем, что водовмещающими являются относительно непроницаемые породы, разбитые трещинами и перекрытые слабыми водоупорами из гляциальных, флювиогляциальных и аллювиальных отложений. Для таких гидротермальных систем характерна трещинно-жильная циркуляция гидротерм и их относительно низкая температура - следствие смешения с холодными метеорными водами. Как подтип паратунского типа структур выделены высокотемпературные месторождения Лардерелло в Италии и Гейзеры в Калифорнии, в которых относительная изолированность трещин в непроницаемых породах не создает условий для смешения с холодными метеорными водами.

В более глобальном масштабе, структурные условия локализации высокотемпературных гидротерм для камчатских месторождений рассмотрены В.Л.Леоновым [1989], который на примере трех крупных гео-термальных районов: Паужетского, Мутновского и Семячикского, показал что формирование высокотемпературных гидротермальных систем Камчатки связано с активизацией тектонических движений в зоне Восточно-Камчатского глубинного разлома в средне- и верхнечетвертичное время. Контролирующими деятельность гидротермальных систем структурными единицами являются узлы пересечения продольных и поперечных разломов. Вероятно, некоторые из выводов, сделанных в этой работе, можно отнести и к другим геотермальным системам мира.

2.3.2.Современные гидротермальные системы с паровыми резервуарами На сегодня известно достаточно много геотермальных систем, в недрах которых существуют резервуары перегретого пара либо происходит кипение флюида. Однако процесс кипения не всегда может приводить к формированию паровых резервуаров. Наиболее изученными, разбуренными и давно эксплуатирующимися (с XIX века) являются месторождения Италии и в частности Лардерелло, где скважинами были вскрыты хорошо проницаемые слои известняков и ангидритов, вмещающих перегретый пар. В 1913 г. здесь была сооружена первая электростанция, работающая на энергии подземного пара [Сестини, 1975]. Глубокой скважиной на участке Сассо была зафиксирована температура 400 °С. В пределах геотермального района Монте Амиата измерения температуры флюида в скважинах дали величины 300- °С при давлении 200-250 бар. В районе Флегрейских полей температура рассолов с содержанием солей около 500 г/л, вскрытых глубокой скважиной, составила около 350 °С, а рядом в сухих породах измерения температуры показали 420 °С [Celati et al., 1985]. Здесь предполагалось строительство геотермальной электростанции мощностью около 20 МВт, но, вероятно, в гидротермальную систему произошло внедрение магматического расплава, вследствие чего неожиданно температура повысилась до 465 °С, а давление возросло до 30 МПа [Кононов, 1985].

Паровые резервуары также установлены в геотермальных системах Иеллоустонского парка [White et al., 1971], Гейзеры [Lipman, 1977], Лассен Пик [Ingebritsen, Sorey, 1985]. Предположительно они имеются в геотермальных системах Солтон Си [Уайт и др., 1965] и Валлес-Кальдера [Goff et al, 1992] в Калифорнии. Как показано Дж. Кенигом [1975], из 1200 термальных районов США по крайней мере 100 могут считаться гипертермальными и имеющими температуру настолько высокую, чтобы предполагать возможность встречи на глубине кипящего флюида. Зоны парообразования имеются в геотермальных системах Вайракей, Вайотапу, Каверау, Ротокава, Таупо, Бродлендс и др. в Новой Зеландии [Fisher, 1955; Grindley, 1965; Hedenquist, 1990; Hedenquist et al.,1990; James, 19681; на Камчатке в геотермальных системах Мутновского и Нижне-Кошелевского вулканов [Вакин и др., 1976а, б; Остапенко и др., 1985, 1987; Писарева, 1987; Сережников, 1986; Сережников и др., 1987] и, как предполагается нами, на Паужетке [Жатнуев и др., 1990, 1991].

2.3.3. Паровые резервуары в геотермальных системах Камчатки Обнаружение паровых резервуаров в геотермальных системах Камчатки стало возможным в связи с начавшимся разбуриванием некоторых наиболее мощных из них для оценки запасов тепла и перспектив его использования в энергетических целях. К таким системам относятся Мутновская, НижнеКошелевская, Паужетская и некоторые другие [Гидротермальные..., 1976].

Геология и гидрогеотермический режим этих систем подробно изучены [Белоусов, 1978; Белоусов, Сугробов, 1976]. По данным поверхностных исследований, приведенным В.М.Сугробовым [1976], к системам, продуцирующим сухой пар, можно отнести Семячикскую гидротермальную систему и Верхне-Кошелевские парогидротермы с температурой флюида на поверхности 140—157 °С. Системами с насыщенным паром, по данным этой же работы, вероятно, могуг быть гидротермы Жировского вулкана, кальдеры Узон, Долины гейзеров и Семячикская. Первым геотермальным месторождением, разбуренным для добычи пара, стало Паужетское, где пущена в эксплуатацию единственная пока в России электростанция, работающая на тепле Земли, мощностью 5 мегаватт.

Детальное исследование Паужетских горячих источников начато в 1955 г.

Геотермальной экспедицией Лаборатории вулканологии АН СССР под руководством А.Е.Святловского, а в 1957 г. Паужетская гидрогеологическая партия Камчатского геологического управления приступила к разведочным работам. Результатом обобщения материалов первого этапа работ явился фундаментальный труд коллектива авторов под редакцией Б.И.Пийпа [Паужетские..., 1965], в котором подробно рассмотрены геология, гидрогеология, поверхностные термопроявления, температура в недрах, химический состав вод, гидротермальные изменения и минералообразование в породах, методика и результаты разведки.

В.В.Аверьев [Аверьев, 1960; Паужетские..., 1965] разделяет современные гидротермальные системы, эксплуатируемые для выработки электроэнергии, на два типа: к первому принадлежат месторождения природного пара (пример Лардерелло в Италии); ко второму - более распространенному – относятся месторождения, в недрах которых вода, хотя и имеет температуру выше 100 °С, но в силу высокого гидростатического давле-ния находится в жидком состоянии. К этому типу он относит и Паужетское месторождение термальных вод. Хотя на большей части месторождения в недpax гидротермальный флюид находится в жидком сос-тоянии, но, как предпола-гается нами [Жатнуев и др., 1990, 1991], в районе Верхнего термального поля имеется зона пародоминирующего режима, которая выделена на основе гидрогеотермических данных, приведенных в работе [Паужетские..., 1965]. На геотермический разрез с данными по пьезометрическому уровню была спроецирована кривая кипения воды, которая оконтуривает зону парового режима флюида (рис.2.2). Минералогогеохимические исследования керна скважин, пробуренных в этом участке, подтверждают результаты проекционных построений.

Петропавловска-Камча- 1 - риолитовые кристаллолитовитро-кластические тского расположен Мут- псефитовые туфы основания разреза; 2 – грубообновский геотермальный ломочные литовитрокластические туфы (нижнепа-ужетская район, в пределах подсвита); 3 - псефитовые туфы андези-тодацитового которого открыто одно состава (среднепаужетская подсвита); 4 – туфогенноиз наиболее мощных осадочная верхнепаужетская подсвита; 5 - средневерхнечетвертичные лавы и экструзии дацитов; 6 месторождений паро- эксплозивные гидротермальные брекчии; 7 – тектогидротерм Камчатки - нические нару-шения и стратиграфические границы; 8 Мутновское. Система- границы пародоминирующей зоны (геохимический барьер тические геологические жидкость-пар); 9 - скважины.

и гидрогеологические исследования района начаты в 1963-1973 гг., поверхностные проявления геотермальной активности в районах, прилегающих к вулканам Мутновский, Горелый, Жировской подробно описаны; изучены и описаны фумарольные поля непосредственно в кратерах влк. Мутновский [Вакин и др., 1976б;

Геотермические..., 1986]. Высокотемпературные кратерные фумаролы (до °С) поставляют на поверхность парогазовые смеси с химическим составом, характерным для магматических газов. Температура поверхности земли в некоторых участках кратера превышает 100 °С. Оценка выноса тепла с Северного кратера дает значение, несколько превышающее 89400 ккал/с. Сам вулканотектонической зоны, проявленной в виде серии крупных разломов, вдоль которых происходило внедрение многочисленных даек и экструзий кислого состава начиная с плиоценового времени до современного.

Одновременно в пределах этой вулканотектонической зоны проявлялись кислый и основной магматизм, причем происходило наложение основного на кислый.

Наиболее мощные проявления гидротермальной деятельности на поверхности отмечаются в районе Дачных парогидротерм. Несмотря на активную вулканическую деятель-ность в районе, источником тепла геотермальной магматические очаги вулканов, а гипотетическая интрузия кислого состава. После разбуривания гидро-термальной системы с целью оцен-ки запасов тепла в недрах геотер-мальных систем стало ясно, что на участке Дачных Рис.2.3. Схема формирования Мутновской парогидротерм геотермальной системы по А.И.Сережникову с глубинный теплоноситель в опре- соавторами [1987].

дится в двухфазном состоянии, и конденсации; 5 - сухие прогретые породы (на который назван режимом "паровой западе развиты не повсеместно, поэтому воды шапки" [Остапенко и др., 1985, метеорного происхождения здесь могут проникать 1987; Сережников, 1986, 1989; Се- на большие глубины); 6 - магмовод влк. Горелый; режников и др., 1987]. Возмож- - кровля олигоценовой осадочной толщи; 8 – ность двухфазного состояния глу- разломы; 9 - пути метеорных потоков; 10 - пути бинного флюида подтвердилась модельными расчетами [Блукке и др., 1989; Высокотемпературные..., 1991] двухфазным резервуаром представляется следующим образом (рис.2.3). В неглубокие зоны коры внедряется очаг магмы, который поставляет лавовопирокластический материал к постройке влк. Мутновский и служит источником теплового питания вод. На глубине развит пар, содержащий СО2, H2S, NH3. Глубже зоны пара скважинами вскрыта зона щелочных хлориднонатриевых вод с минерализацией 1,5 г/л. Гидротермы начинают формироваться в области магматического очага, где образуют восходящий поток флюидов, который, достигая близповерхностных горизонтов (около 1 км), формирует из магматогенных и метеорных вод раствор с перечисленными выше компонентами. С подъемом вверх и снижением гидростатического давления происходит вскипание и дифференциация флюида с разделением на газовопаровую смесь и хлоридно-натриевые воды. Выше по разрезу в результате охлаждения пар конденсируется, образуя зону конденсатных вод, питающих сольфатарные источники.

Гидродинамика гидротермальных флюидов в районе Дачного участка Высокотемпературные..., 1991]. Выделяются несколько восходящих потоков горячего флюида, объединяющихся в зоне формирования "паровой шапки", и один нисходящий, формирующийся из конденсированных вод в верхней части двухфазного резервуара.

Достаточно хорошо изученной геотермальной системой на Южной Камчатке, содержащей в недрах паровый резервуар, является НижнеКошелевское месторождение, расположенное на западном склоне Кошелевского вулканического массива. По геофизическим данным, в недрах Кошелевского вулканического массива существует высокотемпературный магматический очаг с центром на глубине 10 км [Зубин и 1971], который может служить источником тепла и магматического материала для ряда поверхностных проявлений вулканической и гидротермальной деятельности.

Подробные сведения о геологическом строении и поверхностных проявлениях гидротермальной активности приведены Е.А.Вакиным с соавторами [1976а].

Они же делают заключение о возможном пути формирования гидротермальной системы. В разрезе высокопроницаемых четвертичных вулканитов и отделенных от них водоупором трещиноватых дочетвертичных лав возникли локальные скопления вод, нагретых магматическими эманациями до высоких температур. Термально измененные породы и минеральные новообразования изолировали эти зоны от четвертичных водообильных лав. В случае нарушения водоупора и местного падения давления возникают очаги вторичного пара, один из которых на Нижне-Кошелевском участке был достаточно мощным, вследствие чего образовался паровый столб, "проткнувший" холодные водоносные горизонты. Для Верхне-Кошелевских парогидротерм этими же авторами предполагаются несколько иные пути формирования резервуара с паровым флюидом. В породах фундамента циркулируют перегретые воды, вскипающие на большой глубине, и вторичный пар поднимается по трещиноватой зоне, как и на Нижне-Кошелевском участке.

Другой вариант формирования паровых флюидов заключается в подъеме эндогенного пара по трещиноватой малообводненной зоне в субвулканической интрузии долеритов. Соотношение инфильтрациионных вод с паром таково, что жидкость полностью испаряется и формируется сухопаровая зона, аналогичная системе с сухим паром по Д.Уайту. Бурение Нижне-Кошелевской системы с целью оценки запасов тепла привело к созданию модели месторождения, согласно которой паровая зона распространяется на глубину в виде конуса (рис.2.4). В процессе бурения основание паровой колонны не было достигнуто, и положение жидкофазной зоны, вследствие испарения с поверхности которой формируется паровый флюид, осталось гипотетичным.

В пределах крупного Узон-Семячикского геотермального рай-она на Камчатке выделяется нес-колько гидротермальных систем, по некоторым признакам, содержащих паровые резервуары. Одной из них является гидротермальная система вулканического массива Большой Семячик. В кальдере Большого Семячика образовалась целая группа вулканических сооружений (сложенных породами от кислого до основного состава), среди которых находится крупный доледниковый стратовулкан Бурлящий.

Гидротермальная деятельность локализована к югу от него, на протяжении 5 км до руч. Кислый и характеризуется многочисленными выходами струй перегретого и насыщенного пара, кипящими водными и грязевыми термальных полей наблюдаются горячие источники. Максимальная температура паровых струй, замеренная на Верхнем термальном поле, составляет 137 °С [Вакин, 1976], что, с учетом возрастания позволяет предполагать развитие в недрах мощной сухопаровой зоны.

Глубинный источник нагрева расположен под кальдерой пародоминирующую зону Нижне-КошеБольшого Семячика и пред- левского геотермального месторождения (по ставляет очень крупный и М.В.Писаревой [1987]).

долгоживущий (минимум со 1 - верхний ярус гидрогеологического среднего магматический очаг или ряд преимущественно инфильтрационными водами);

сближенных очагов, которые (слабопроницаемые, гидротермально измененпослужили источником огромных ные вулканиты и субвулканиты верхне-миоценмасс самых разнообразных пород четвертичного возраста); 3 – открытые разломы от липаритов до базальтов и трещины; 4 – закольматированные более древние разломы; 5 - паровая зона и ее границы; 6 – [Аверьев и др., 1971].

Узон-Гейзерная вулканотектоническая депрессия и ее номер; 8 — уровень океана.

возникла на месте центров недавних извержений и излияний кислых лав [Пилипенко, 1976]. Очаги разгрузки гидротерм находятся в кальдере Узон и Долине гейзеров. Источником тепла является крупный коровый магматический очаг, с развитием которого связано образование депрессии. Хотя выходов перегретого пара в этом районе не отмечается, но наличие гейзеров и фумарол с насыщенным паром позволяет предположить развитие в недрах гидротермальных систем паровых зон.

Таким образом, в пределах Южной Камчатки имеются, по крайней мере, пять достаточно надежно устанавливаемых геотермальных систем, в пределах которых, по данным бурения либо поверхностных наблюдений, можно предполагать наличие паровых резервуаров. В Нижне- и Верхне-Кошелевских системах, а также в системе Большого Семячика пар сухой, поскольку даже на поверхность выходит с температурой существенно большей, чем на кривой кипения. По поверхностным измерениям [Вакин и др., 1976а], на НижнеКошелевском месторождении имеются выходы пара с температурой 117 °С, а на Верхне-Кошелевском - с температурой 157 оС, т.е. при условии сохранения этой температуры пара на глубину, кривая кипения жидкости может находиться на уровне 20-70 м под поверхностью земли. Такая экстраполяция справедлива при условии, что пьезометрический уровень воды находится на линии поверхности. В случае более низкого положения пьезометрического уровня и повышения температуры пара с глубиной граница жидкости может быть отодвинуга на гораздо большую глубину и может быть даже не достигнута современными методами зондирования, что и подтверждается результатами бурения.

Глава 3. КОНЦЕПТУАЛЬНЫЕ МОДЕЛИ ПАРОВЫХ РЕЗЕРВУАРОВ В

МАГМАТОГЕННО-ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМАХ

3.1. ПРИНЦИП ПОСТРОЕНИЯ ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИХ

МОДЕЛЕЙ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ С ПРОСТРАНСТВЕННЫМ РАЗДЕЛЕНИЕМ ФЛЮИДНЫХ ФАЗ

Пространственное положение флюидных фаз в гидротермальных системах определяется термодинамическими условиями в недрах и составом флюида, в зависимости от которого в одном и том же месте может оказаться либо паровый, либо жидкий, либо гетерогенный, либо надкритический флюид, соответствующий зоне перехода между жидкостью и паром. Ясно, что для построения пространственных моделей необходимо знание термодинамических параметров и химического состава флюида. Для концептуальных моделей дело облегчается тем, что Р-Т-условия формирования систем и химический состав флюида мы можем принять гипотетические. Необходимы лишь данные по фазовому состоянию флюидов, которые для некоторых систем достаточно полно представлены в литературе [Вукалович, 1967; Ривкин, Александров, 1975; Такеноучи, Кеннеди, 1968; Burncham et al, 1969a, b; Sourirajan, Kennedy, 1962; Takenouchi, Kennedy, 1964; и др.].

Рис.3.1. Пример построения модели паровой зоны проецированием фазовой диаграммы на координатную сетку.

а - фазовая диаграмма воды в координатах Т-Р (координата Р направлена, вниз, так как давление на модели растет вниз по гидростатическому закону), к.к - кривая кипения воды, сплошные линии - изоэнтальпы, штрихпунктирные - распределение температуры и давления по температурным сечениям (линии t1и t4 на б и в); б — проекция кривой кипения воды на пространственную сетку (заштрихована зона пара в гидротермальной системе); в - проекция изоэктальп (сплошные линии) на пространственную сетку. Числа на кривых — значения энтальпии флюида, кДж/кг.

Для построения моделей, рассмотренных в настоящей главе, использовался метод [Жатнуев, 1987], суть которого кратко изложим на примере системы с чисто водным флюидом (рис.3.1). Предполагается, что давление в системе гидростатическое, а отсчет его производится от поверхности. Допустим, что по сечениям t1-t4 имеется распределение температуры в системе, показанное кривыми t1-t4 на диаграмме а. Проекция кривой кипения воды на пространственные координаты (разрез гидротермальной системы б и в), в этом случае, будет ограничивать зону пара, показанную штриховкой (рис.3.1, б). Проекции линий равных энтальпий на разрез показаны на фрагменте в, в случае реальной гидротермальной системы ее тепловые ресурсы можно оценить по такой проекции. Описанный метод построения моделей будет использован ниже. Однако для упрощения построений мы будем брать во внимание распределение температуры только по осевой линии гидротермальной системы, подразумевая, что к флангам температура снижается вплоть до состояния естественного геотермического градиента, хотя в некоторых случаях может наблюдаться, наоборот, повышение температуры к периферии. Например, Л.Кэтлс [Cathles, 1977] методом численного моделирования показал, что в случае развития гидротермальных систем над широкими интрузивами конвективное движение растворов вовлекает холодные воды на глубину над центральной частью массива, что ведет к понижению температуры в осевой части системы.

3.2. ВОЗМОЖНЫЕ ВАРИАНТЫ ОБРАЗОВАНИЯ ПАРОВЫХ

РЕЗЕРВУАРОВ В ПРЕДЕЛАХ МАГМАТИЧЕСКИХ ТЕЛ В

ПРОЦЕССЕ ИХ ОСТЫВАНИЯ

Как показывает обзор литературы, большинство моделей пародоминирующих систем рассматривают приповерхностные части земной коры с относительно низкими гидростатическими давлениями, в условиях которых происходит формирование паровых резервуаров, отделенных от зон жидких растворов границей с большим перепадом плотности. Границы паровых зон в этом случае выполняют функции геохимического барьера. Однако, как видно из диаграмм состояния водного флюида (см. рис.1.2-1.4), на более глубоких горизонтах, когда давление возрастает выше критических значений, границы паровых зон размываются, и свойства флюида при переходе из одного агрегатного состояния в другое изменяются постепенно. Но резкий переход между паровым и жидким состоянием флюида может сохраниться и при более высоких давлениях на глубоких уровнях при условии высокой солености водного флюида (см. рис.1.1). О возможности гетерофазного существования магматических флюидов сообщал И.Д.Рябчиков [1975], который пришел к такому выводу на основе анализа фазовых диаграмм водно-солевых растворов.

О том же говорят авторы работы [Trommsdorf, Skippen, 1988], которые экстраполировали данные по системам вода-соль-газ на более высокие параметры и предполагают возможность фазового разделения флюида при температурах до 900 оС и давлениях более 2 кбар. Это значит, что при литостатической нагрузке 260 бар/км на глубинах до 8 км возможно гетерофазное существование флюидов. Уменьшение солености флюида ведет к сокращению глубины двухфазного состояния флюидов. Из изложенного можно сделать вывод, что до достаточно больших глубин возможно формирование паровых резервуаров с резким изменением свойств флюида на границе фазового перехода. Но при этих же условиях возможно и отсутствие резких границ между зонами с различным состоянием флюида при его низкой солености. Внедрение и остывание магматических тел на глубинах менее 8 км может сформировать гидротермальные системы с паровыми резервуарами с различным характером границ.

Рассмотрим возможные варианты формирования гидротермальных систем, содержащих паровый флюид, в пределах магматических тел. Первый формирование гидротермальной системы в процессе остывания экструзивных тел, выходящих на поверхность, и жерловых образований вулканов. Ясно, что в таких системах изначально существуют условия для возникновения зон перегретого пара с низкой плотностью вследствие высокой температуры резервуара и относительно низкого давления в приповерхностных условиях.

Согласно К.Р. Карригэну [Carrigan, 1986], структура приконтактовой части магматического тела имеет следующие особенности. Со стороны магматического тела между кристаллизующимся расплавом и вмещающими водонасыщенными породами образуется субсолидусная, пластичная, почти непроницаемая толща пород, которая сменяется трещиноватой коркой закристаллизованной магмы с температурой 700-800 °С. В водосодержащей проницаемой толще образуется паровая прослойка - зона "высыхания" — "dry-out zone", мощность которой зависит от проницаемости и давления (глубины). Чем меньше проницаемость, тем больше в стационарном состоянии мощность паровой зоны. Через нее осуществляется кондуктивный теплообмен магматического тела с вмещающими породами. Флюид здесь перемещается вверх. Питание паром происходит за счет кипения подземных вод, поступающих к контакту магматического тела, а также из дегазирующейся магмы. Из работы К.Р.

Карригэна ясно, что вблизи магматического очага создаются условия для формирования зоны пара, отделенной от зоны жидких растворов, т.е. для формирования пародоминирующего резервуара. Обстоятельный обзор по гидротермальным системам в экструзивных куполах и некоторые вопросы их происхождения рассмотрены О.Г. и В.Н.Борисовыми [1974], по чьим данным, пористость и проницаемость пород экструзивных куполов достаточно велики в силу условий их становления, чем и объясняется достаточно интенсивная гидротермальная деятельность, развивающаяся в пределах таких массивов.

В отличие от гидротермальных систем, формирующихся во вмещающих породах под действием тепла глубинных магматических тел, в парогидротермальных системах экструзивных куполов и жерловых образований изначально существуют зоны сухого пара, обусловленные высокой температурой выжатой на поверхность магмы. Так, например, в кратере влк. Мутновский в жерловой зоне происходит эмиссия высокотемпературных парогазовых смесей, нагретых до 150-800 °С [Вакин и др., 1976б; Таран и др., 1991].

Используя геохимические и изотопные данные, Ю.А. Таран с соавторами предлагает модель охлаждения магмы в вулканическом массиве за счет нагрева глубоко проникающих метеорных вод и их разгрузки по проницаемым зонам постройки вулкана (рис.3.2). Как видно из рисунка, приведенного в этой работе, паровые зоны, расположенные в активных магматических телах и магмопродводящих каналах, окружены зонами подтока холодных поверхностных и грунтовых вод, где Рис.3.2. Гипотетический разрез по гидротермальный флюид находится в линии север-юг геотермальной системы жидком состоянии. В относительно низких давлений, на наш взгляд, в пределах зоны подтока магмоподводящие каналы с расплавом; холодных метеорных вод к горячему — паровая фаза; 3 — изотермы магматическому массиву, должна заверенные (а) и гипотетические (6); 4 — существовать резкая граница между фумаролы (а) и паровые струи (б) и жидким гидротермальным флюидом и температура в них, °С; 5 - потоки паровой фазой, играющая геохимического барьера. холодных грунтовых и поверхностных На Кошелевском вулканическом вод; 8 - конвектирующие ультракислые массиве, сложенном в основном рассолы.

экструзиями андезито-дацитов голоценового возраста (10000 лет), на субвулканических образованиях кратерной зоны температура паровых фумарол достигает 157 °С [Вакин и др., 1976а]. Для поверхностных условий это сильно перегретый пар и давление его насыщения (для чистой воды) составляет около 6 бар, что при нормальном гидростатическом давлении соответствует глубине около 60 м. Учитывая, что давление в столбе парового флюида отличается от гидростатического и в существенно меньшую сторону, мы можем предполагать, что зона сухого пара на Верхне-Кошелевских парогидротермах распространяется на гораздо большую глубину. Поскольку парогазовые высокотемпературные фумаролы находятся в пределах относительно молодых экструзивных куполов, мы можем предположить, что они являются производными этих поверхностных магматических образований. На НижнеКошелевском месторождении парогидротерм, по данным Е.А. Вакина с соавторами [1976а], температура паровых фумарол достигает 117 °С, а результаты поисково-разведочного бурения показывают, что паровая зона, расширяясь, уходит на глубину ниже забоя самих глубоких скважин [Писарева, 1987]. Примерами аналогичных паро-гидротермальных систем могут являться парогазовые фумаролы Хаконе Рис.3.3. Р-Т-диаграмма воды с изоэн- терминологии Д.Уайта [White et al., тальпами (штриховые линии) и распределе- 1971]. Вероятно, на развитой стадии ние температуры (сплошные линии) по оси такой парогидротермальной системы гидротермальной системы, формирующейся в пределах приповерхностного магматичеисточником тепла - экструзия или ского тела - экструзии.

Штрихпунктирная линия - кривая глубинный магматический очаг, так кипения воды, Hmах - точка максимальной как поверхность экструзии к этому энтальпии пара на кривой кипения; цифры в моменту уже предельно остыла, а кружочках - стадии процесса охлаждения внутренние части могут быть еще системы в пределах такого экструзивного купола мы можем рассмотреть на примере гипотетической системы (рис.3.3, 3.4). Из наблюдений над вулканами известно, что поверхность магмы остывает очень быстро вследствие отдачи лучистой энергии и теплоотвода контактирующим воздухом и атмосферными осадками. По мере раскристаллизации и трещинообразования в действие вступают поверхностные и грунтовые воды. Вследствие этих процессов образуется значительная толща остывшего материала, тогда как внутренние части магматического тела остаются в раскаленном состоянии. После затвердевания внутренних частей начинаются трещинообразование и циркуляция в теле интрузии метеорных флюидов, которые в контакте с горячей породой превращаются в сухой пар, находящийся в термодинамическом равновесии с породой практически во всем объеме системы.

Траекторию остывания системы можно проследить на схематической диаграмме в Р-Т-координатах (см. рис.3.3), где показаны кривая кипения, изоэнтальпы и гипотетическое распределение температуры по осевой части гидротермальной системы, возникшей в результате остывания выходящей на поверхность экструзии, на различных этапах ее эволюции. Допустим, что первоначальное распределение температуры в магматическом теле представлено линией 1 (см. рис.3.3), которая проходит по изотерме 1000 °С.

Рис.3.4. Двумерная модель охлаждения экструзии и формирования гидротермальной системы путем замещения зоны перегретого пара (не заштриховано) зоной жидкого раствора (заштриховано).

1-7 - стадии процесса. Распределение температуры по левому краю модели - осевой части системы смотрите на рис.3.2. Кривые с цифрами - изотермы, оС.

Остывание магматического тела, вероятно, будет происходить в процессе кондуктивного и, возможно, конвективного теплопереноса в жидком расплаве.

После затвердевания экструзии в ней развиваются трещиноватость и конвективный теплоперенос парогазовым флюидом. При конвекции парогазового флюида в остывающем теле восходящие потоки флюида испытывают адиабатическое расширение и кривая температуры по вертикали будет проходит вдоль изоэнтальпийной линии (2 на рис.3.3), лишь в приповерхностной части изгибаясь в сторону низких температур.

При дальнейшем остывании экструзии термодинамическое равновесие в осевой части тела между флюидом и породой, вероятно, будет сохраняться, с чем связано и распределение температуры, кривая которой остается конформной изоэнтальпам (3-7). Как было показано в главе 1, максимальная энтальпия пара на кривой кипения воды находится в точке с температурой °С и давлением 30,6 бар. При изоэнтальпийном подъеме флюида и конформности температурной кривой адиабате в положении 5 кривая температуры коснется кривой кипения именно в точке максимальной энтальпии пара, где начнет конденсироваться жидкий раствор.

В процессе дальнейшего понижения температуры зона образовавшейся жидкости начнет разрастаться как вверх, так и вниз, что можно продемонстрировать на схематической модели (см. рис.3.4), которая была построена путем проекции Р-Т-диаграммы и кривой распределения температуры на полуразрез магматического тела. На двумерной модели показан процесс постепенного замещения жидким раствором парогазового флюида в гидротермальной системе, образующейся в пределах внедрившегося массива.

Стадии 1- 7 на рис.3.4 соответствуют кривым распределения температуры 1- Рис.3.5. Одномерная модель динамики гидротермальной системы с водно-солевым флюидом, развивающейся в пределах остывающей магматической камеры.

1 - критические точки растворов с соответствующей концентрацией, показанной цифрами у точек; 2 — изоконцентраты NaCl в жидкости, мас.%; 3 — изоконцентраты NaCl в паровой фазе; 4 — граница двухфазной области пар-кристаллы; 5 — зона перехода паржидкость на Р-Т-диаграмме в закритических условиях; 6 - направление потока флюида; 7 — граница магматического тела на разрезе; 8 — зона жидкого состояния флюида; 9 — зона перехода жидкость—пар в закритических условиях на разрезе; 10 — зона парового флюида.

Остальные пояснения см. в тексте.

на рис.3.3. Стадия 1 соответствует моменту внедрения изотермического магматического расплава. Стадия 2 - остывание магмы до твердого состояния, когда появляется возможность растрескивания и появления проницаемости в теле. Стадии 3-4 - наступление фронта жидкого раствора в периферийной части экструзии в процессе его остывания. Стадия 5 - описанный выше момент соприкосновения температурной кривой с кривой кипения в точке с максимальной энтальпией и формирования жидкой перемычки в системе, разделяющей верхнюю пародоминирующую зону и нижнюю зону эндогенного пара. Стадии 6-7 демонстрируют разрастание зоны жидкости вверх и вниз, в результате чего верхняя пародоминирующая зона, уменьшаясь в размерах, вырождается, так же как нижняя зона эндогенного пара сокращается. Однако при полном вырождении верхней пародоминирующей зоны нижняя может еще достаточно долго существовать.

Следующий вариант возникновения паровой зоны, отграниченной зоны жидкости фазовым переходом по кривой кипения, в пределах магматического тела реализуется при высокой солености гидротермального раствора. Чем выше соленость, тем в более глубинных условиях может существовать граница раздела фаз флюида. Для пояснения эволюции такой зоны рассмотрим одномерную модель гидротермальной системы, локализованной в трещинном пространстве в пределах остывающей интрузии [Жатнуев, 1991]. На рис.3.5 в левой части представлена диаграмма состояния водно-солевого флюида в Р-Т-координатах, построенная по данным [Takenouchi, Kennedy, 1965], на которую нанесены изолинии равновесных составов жидкости и пара в системе Н2О-NaCl. Линия t-t представляет кривую распределения температуры по оси гидротермальной системы. В центре показано взаимоотношение интрузии с вмещающими слабопрогретыми породами. В правой части - модель эволюции гидротермальной системы. В данной модели предполагается обязательное восходящее движение флюида в пределах осевой зоны.

Считается, что на рассматриваемый момент времени интрузия достаточно остыла и в ней развились трещины, по которым может циркулировать флюид.

Жидкий флюид, поднимающийся вдоль кривой t-t и имеющий концентрацию 15 мас.% NaCl, начинает кипеть в точке a, где в равновесии с ним находится пар, имеющий концентрацию ~12 %. На модели это отражено стадией А (см.

правую часть рисунка 3.5). Составы жидкости и пара достаточно близки, поскольку точка находится недалеко от критической точки раствора с данной концентрацией. Зона пара занимает достаточно большое пространство над зоной жидкости, и пар на некотором расстоянии вверх от точки кипения конденсируется на кривой кипения раствора с концентрацией мас.% NaCl.

В процессе кипения содержание соли в жидкости возрастает в результате выкипания воды, фронт жидкости постепенно поднимается вверх по кривой t— t и достигает точки б (на модели - стадия Б). Допускается, что в процессе кипения поток снизу сохраняется, но в то же время конвекция более соленого и более плотного раствора создает некоторый столб жидкости с повышенной концентрацией соли. При возрастании концентрации соли в жидкой фазе содержание ее в паровой фазе все время понижается. В точке б концентрация соли в жидкости достигла 20 %, а в паровой зоне снизилась до 8 %. На стадиях В и Г процесс возрастания доли NaCl в растворе и снижения ее в паровой фазе продолжается. Конденсации такого пара непосредственно в жидкость не происходит. Фазовый переход осуществляется в закритических условиях через зону перехода д. На модели это показано пунктирной штриховкой на стадиях В и Г. При достижении раствором Уровня г паровая зона исчезает и 40 %-й раствор NaCl сплошным потоком проходит всю зону, так как концентрация его настолько увеличивается, что жидкость не может превращаться в пар при данных термодинамических условиях. После прохождения такой волны солености система возвращается в исходное состояние (стадии А и В), и цикл повторяется.

Таким образом, при возникновении высокотемпературной гидротермальной системы в остывающем интрузивном теле при высокой солености флюида возможно периодическое возникновение паровой зоны с предположительной пульсационной сменой геохимического режима и пульсационным минералообразованием. Режим эффективного геохимического барьера на фазовой границе жидкость-пар может сменяться менее эффективным барьером на зоне перехода в надкритических условиях. Этот процесс также может протекать периодически. Стационарное состояние такой системы возможно при латеральном отводе из зоны кипения концентрированных солевых растворов, т.е. при их растекании.

Мы рассмотрели здесь два варианта гидротермальных систем с паровыми зонами, граничащими с жидкостью в пределах остывающих магматических тел, и они показывают принципиальную возможность возникновения таких систем на различных глубинах. При этом возможны различные модификации и комбинации, не учитываемые нами.

3.3. ОБРАЗОВАНИЕ ПАРОВЫХ РЕЗЕРВУАРОВ В

НАДЫНТРУЗИВНЫХ ЗОНАХ

Внедрение относительно глубинного магматического очага неизбежно вызывает прогрев вышележащих толщ кондуктивным путем и путем конвекции флюидов. В процессе прогрева возникают гидротермальные системы. Рассмотрим некоторые возможные пути тепловой эволюции системы магматический очагвмещающие породы, в результате чего либо возникает паровая зона в надочаговой гидротермальной системе, либо - нет.

Некоторые варианты образования паровых резервуаров в таких системах авторами обсуждались [Жатнуев, 1987]. Рассмотрим три гипотетических варианта развития гидротермальной системы в надочаговой зоне при различной мощности магматического очага, имеющего начальную температуру 950 °С (рис.3.6). Поскольку магма внедряется в относительно холодные породы, то в первые моменты теплота от флюида, нагретого магмой, по мере подъема затрачивается на прогрев вмещающих пород. Поэтому на фронте поступления флюида во вмещающие породы формируется высокоградиентная по температуре зона, что соответствует участкам крутого изгиба температурных кривых (см. рис.3.6). По мере прогрева вмещающих пород высокоградиентная зона отступает вверх, замещаясь зоной термодинамического равновесия между флюидом и породой (кривые температуры конформны изоэнтальпам). Сам магматический очаг в это время остывает по тренду, показанному стрелками. Степень остывания магмы и глубина фронта прогрева вмещающих пород будут зависеть от исходных температуры, массы и теплоемкости, которыми будет определяться мощность очага. В варианте А мощности очага не хватает для прогрева пород и выхода термоаномалии на поверхность. Распределение температуры было таковым, что образования приповерхностного парового резервуара в надочаговой зоне не произошло.

Начальное распределение соответствует нормальному геотермическому градиенту (сплошная жирная линия обозначенная цифрой 0).

После внедрения магмы температура возрастает и в кровле внедрившегося очага соответствует точке 1. Тренд остывания очага во времени обозначен точками со стрелками и цифрами. Сплошные жирные линии, отходящие от точек, — кривые распределения температуры по оси надочаговой гидротермальной системы, развивающейся по мере остывания очага.

Процесс теплообмена в системе на различных этапах можно представить следующим образом. Флюид, нагретый магмой до высоких температур, поступает по системе трещин и холодные вмещающие породы, (сплошные линии, отходящие от точек с номераотдавая тепло и прогревая ми) по оси гидротермальной системы", развиваюпороды. Этому процессу щейся над магматическим очагом при его остысоответствуют участки вании, на Р-Т-диаграмму воды.

температурной кривой с очень А—В — варианты с различной мощностью высокими градиентами. По мере очага, определяемой его размерами, по прогрева температуры породы и возрастанию. Сплошная кривая с точками Нм и Кт выравниваются и - кривая кипения воды. Нм -точка максимальной флюида наступает тепловое равновесие, критическая точка воды. Штриховые и штриха кривая температуры пунктирные линии — соответственно плотности и становится формной энтальпии флюида. Остальные пояснения см. в изоэнтальпам. На этих участках тексте.

расширение флюида по мере подъема происходит адиабатически. Таким образом, на кривых температуры можно выделить три зоны: в верхней части разреза - зону нормального геотермического градиента; в средней - высокоградиентную зону интенсивного теплообмена между флюидом и породой; в нижней части - зону термодинамического равновесия между флюидом и породой, где кривая Рис.3.7. Модели эволюции надынтрузивных гидротермальных систем при различной мощности очага (возрастание мощности от А к В).

Косая штриховка - зона жидких растворов; крап - зона перехода между жидкостью и паром в закритической области; незаштрихованное поле - зона парового флюида с низкой плотностью; точка, обведенная кружочком, - критическая точка воды; сплошная линия, отходящая вверх от критической точки, - граница между жидкостью и паром, проходящая по кривой кипения; мелкие кружочки на фоне косой штриховки - зона кипения флюида на кривой насыщения; линии с цифрами - изотермы, °С.

температуры идет вдоль по изоэнтальпам.

На первых пяти стадиях в варианте А глубинный флюид, прогретый магмой, находится в надкритическом состоянии, имея при этом достаточно низкую плотность, характерную для парового состояния. Однако границы между флюидом низкой плотности и жидкостью не-резкие На схематическом разрезе (рис.3.7), характеризующем состояние флюида в надочаговой гидротермальной системе на условной четвертой стадии развития, можно видеть, что непосредственно в надо-чаговой зоне формируется зона надкритического флюида с достаточно низкой плотностью, которая вверх по разрезу сменяется более плотной зоной перехода между жидкостью и паром и далее, вплоть до поверхности, зоной жидкого флюида. На глубине около 3, км температура падает до величины, характерной для обычного геотермического градиента с соответствующим возрастанием плотности. На пятой и шестой стадиях тепловое возмущение, вызванное внедрением магматического очага достигает более высоких горизонтов, но температура гидротермальной системы в надочаговой зоне в общем снижается. На пятой стадии зона эндогенного пара непосредственно в надочаговом пространстве сменяется более плотным флюидом, соответствующим по Р-Тпараметрам надкритической зоне перехода между жидкостью и паром. На шестой стадии эта же зона уже характеризуется более низкими температурами и, соответственно, жидким состоянием флюида.

В варианте Б (см. рис.3.7) на второй стадии в надочаговой зоне появляется зона надкритического пара, граничащая с окружающей областью жидких растворов через зону перехода (резкая граница между двумя фазами флюида отсутствует). Однако, по мере разрастания и подъема надочаговой тепловой аномалии в область более низкого гидростатического давления (стадии 2-3), в верхней части граница между паровой и жидкой фазами флюида устанавливается по кривой кипения, где между ними проявляется очень существенное различие по плотности и по другим физическим параметрам. На пятой стадии, когда тепловое возмущение достигает поверхности и эволюция температурного поля приводит к полному совпадению температурной кривой и кривой кипения флюида, в системе возникает приповерхностная паровая зона, образующаяся в результате кипения гидротермального флюида (рис.3.7, Б, стадия 5). Между ней и глубинным резервуаром существует перемычка с кипящим флюидом. Сквозной паровой зоны здесь образоваться не может в силу термодинамических причин (уменьшения энтальпии пара вверх вдоль кривой кипения), обсуждавшихся в главе 1. На шестой стадии в этом варианте вся гидротермальная система заполняется жидким флюидом вследствие остывания системы.

В следующем варианте (см. рис.3.7, В) рассматривается эволюция гидротермальной системы при наличии более мощного магматического очага, когда длительный прогрев надынтрузивной зоны приводит к такому распределению температуры, что паровая зона, примыкающая к очагу, прорывается вплоть до поверхности, формируя сквозную "трубу".

Вторая и третья стадии развития не отличаются по характеру эволюции от соответствующих стадий предыдущего варианта. На третьей стадии, в силу большой мощности очага, прогрев пород флюидом происходит до такой степени, что последние приходят в термодинамическое равновесие с флюидом вплоть до поверхности. При этом температурная кривая совпадает с линией равных энтальпий флюида, это значит, что расширение флюида при подъеме происходит адиабатически. В нижней части "трубы" паровый флюид граничит с областью жидкости через зону перехода, а в верхней части по кривой кипения. Дальнейшая эволюция температурного поля (стадия 5) приводит к ситуации, в какой-то мере аналогичной соответствующей стадии в варианте Б, а отличающейся тем, что нижний резервуар пара содержит более плотный надкритический флюид, по P-T условиям соответствующий зоне перехода.

Перемычка между нижним и верхним резервуарами лежит на кривой кипения и, соответственно, гидротермальный флюид в данной зоне находится в состоянии кипения. На шестой стадии развития температура в системе уменьшается, но верхний резервуар пара еще сохраняется некоторое время, несмотря на то, что нижний резервуар уже заполнился жидким флюидом. Такое состояние системы возможно благодаря определенным структурным условиям и мощности очага, обеспечивающего длительную тепловую эволюцию.

3.4. ПАРОВЫЕ РЕЗЕРВУАРЫ В ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМАХ

С ГАЗОСОДЕРЖАЩИМ ФЛЮИДОМ