И экологические риски геотермальной энергетики

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

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

Р
ис.7 Срединно-океанический спрединговый центр.

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

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

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

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

тельствует о значительном влиянии поверхностного кислорода на формирование расплавов. В зрелых вулканических островных дугах таких как, Курило - Камчатская, длительноживущие гидротермально-магматические системы образуются в пределах кольцевых вулканотектонических структур (рис.10).

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

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

3. 
   Предположение о происхождении и механизме
   

в гидротермально-магматических конвективных системах.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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