Процесс идет по следующим реакциям

Процесс идет по следующим реакциям:

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Как известно, процесс окисления сульфидов и углеводородов сопровождается воспроизводством свободного водорода (Giggenbach,1976), который, находясь даже в подчиненном количестве в составе газовых смесей, соединяясь с кислородом, создает взрывоспособную смесь. Гельфандом Б.Е. и другими (1997) показано, что существует две основные разновидности развития взрывных процессов при воспламенении: мягкий и жесткий режим. Мягкий режим воспламенения характеризуется плавным повышением давления в процессе развития очагов горения, спонтанно возникающих в свежей смеси. Жесткий режим характеризуется появлением ударных и взрывных волн. Взрывной процесс при этом режиме внешне выглядит как фронт горения, мгновенно охватывающий всё поперечное сечение. Этот фронт на коротком расстоянии преобразуется в детонационную волну. В случае генерации газовых смесей при горении сульфидов и углеводородов реален жесткий режим воспламенения, который сопровождается взрывом и детонацией.

Предполагается, что взрывной характер эруптивной деятельности при образовании игнимбритов, характерных, как для завершающего периода островодужного этапа, так и для начальной стадии переходного этапа от островной дуги к континенту (как, например, в системе Северный остров Новой Зеландии к островодужной системе Тонго-Кермадек или переход от островодужной системы Курил к южной оконечности Восточно-Камчатского вулканического пояса), не вызывает сомнений. Результатом этого процесса, на наш взгляд, объясняется дробление значительных объёмов окружающих пород, относительно низкие средние температуры игнимбритообразующей смеси, умеренные или даже незначительные теплопотери, что приводит не только к спеканию выброшенного материала, но и к свариванию и даже вторичному плавлению, так как химические реакции, генерирующие тепло, могут продолжаться в отложенном материале. Ударные волны, вызванные газовзрывными процессами, разрушают кровлю над очагами генерации игнимбритообразующего материала с образованием открытых трещин отрыва на значительной площади. По этим разрывам происходит просадка блоков пород и подсос воздуха в зону генерации взрывов, где давление на несколько порядков ниже атмосферного. Приток атмосферного кислорода усиливает процессы окисления, как сульфидов, так и генерируемых газов, и с этим периодом связаны наиболее мощные взрывы и выбросы игнимбритообразующих колонн, механизм влияния которых на образование обширных пирокластических потоков описан Спарксом и соавторами (Sparks et al., 1978).

Как известно, в очаге взрыва создается вакуум. Вакуумирование места образования игнимбритовой смеси способствует усиленному притоку нижележащих (возможно глубинных) магматических расплавов, которые должны подвергаться интенсивной дегазации, в результате чего в подводящих магматических дренах за счёт газлифтного эффекта происходит высокоскоростное впрыскивание газово-магматической смеси. Приток высокотемпературного двухфазного теплоносителя в полости, образованные взрывами, ускоряет процесс перемешивания этих расплавов с материалами корового плавления и с раздробленными породами, нагревает их, вызывая выделение из них летучих, и стимулирует процесс усиленной эрупции по ранее проложенным каналам. Кроме того, следует предполагать, что очаги дробления и зоны обрушения являются очагами стока подземных и возможно поверхностных вод метеорного происхождения. Смыкание описанных сред порождает специфические условия резкого охлаждения магматических расплавов и окружающих нагретых пород и образование контракционной трещиноватости штокверкового типа. Образованные гидротермальные растворы перегреваются и могут находиться в состоянии продолжительного кипения, в результате которого возможно концентрирование рудных элементов (Hedenquist, Hougthon,1987). Учитывая, что в результате газовых реакций образуется большое количество сернистого газа, а при притоке избыточных количеств атмосферного кислорода и сернистого ангидрита, то создаются условия для образования сернокислых гидротермальных растворов. Последние, взаимодействуя с первичными сульфидными рудами, приводят к вторичному сульфидному обогащению, которое характерно для медно-порфировых месторождений (Павлова,1978; Туговик, 1984).

Таким образом, предлагаемая нами модель возникновения и функционирования корового источника тепла в гидротермально-магматических конвективных системах, на наш взгляд, вполне логично объясняет возникновение специфических гидротермальных систем порфирового типа и, сопряженных с ними гидротермальных систем хай сульфидейшн (Corbett, Leach, 1998), образование мощных расслоенных магматических резервуаров и механизм возникновения игнимбритовых гетерогенных смесей и брекчированных интрузивных образований во флюидно-эксплозивных структурах (Туговик, 1984).

3. 
   Поверхностные термопроявления современных геотермальных систем. Тепловая мощность. Аккумуляция геотермальной энергии в субповерхностных условиях.
   

Изучение условий теплового питания гидротермальных систем привело многих исследователей к выводу, что плотность тепловых потоков значительна, но недостаточна для того, чтобы в любой геологической структуре, склонной к формированию водонапорной системы, они могли образоваться. Гидротермальная система возникает только при условии замедленного водообмена и при чрезвычайно малых тепловых потерях на путях миграции водного потока. Геологическое строение участков, где формируются гидротермы, должно обладать элементами, которые регулируют поступление холодных вод метеорного происхождения в недра гидродинамической системы и обеспечивают их замедленную циркуляцию. Такие геологические структуры, по нашему мнению, играют роль активного посредника в период образования гидротермальной системы. Гидротермы, имея высокую температуру и фильтруясь по породам, постепенно насыщаются растворенными элементами и газами. Гидростатическое давление, находящееся в условиях пластового давления и высокой температуры, при приближении к пониженным участкам рельефа изменяется вблизи очагов разгрузки. Это приводит к изменению параметров термальных вод в недрах системы. В результате происходит нарушение химических равновесий, что приводит к усилению реакций раствор—порода. Эти процессы оказывают существенное влияние на изменение геологического строения участков развития гидротермальных систем.

Первые исследования на гидротермальных системах были сосредоточе­ны на изучении парогидротерм, их термодинамических параметров, хими­ческой специализации, особенностях динамики. В дальнейшем, в связи с необходимостью получения больших дебитов парогидротерм высоких параметров, началось изучение геолого-структурных условий их форми­рования и динамики. Над этой проблемой работали итальянские геологи Р. Бургасси, Г. Факка, Ф. Тонани (Burgassi,1961; Facca, Tonani, 1961, 1963, 1967), новозеландские исследователи Л. Гранж, Г. Гриндли, Дж. Хили (Grange, 1955; Grindly, 1961; Неа1у, 1964, американские-Дж. Макнитт (МсNitt, 1961).

На Камчатке геологическим строением гидротермальных систем зани­мались В.В. Аверьев (1961, 1966), Аверьев и др. (1965), Е.А. Вакин, И.Т. Кирсанов, Т.П. Кирсанова (1976), А.И. Сережников, В.М.Зимин (1976) ,Э.Н. Эрлих (1973), В.И. Белоусов (1967а, б, 1971; Белоусов, Сугробов, 1976; Белоусов и др., 1976; Beloussov, 1967; Vakin et. al., 1971).

Объем работы не позволяет автору привести описание всех гидротер­мальных систем, изученных к настоящему времени. Однако нами была предпринята попытка систематизировать многие из них и сгруппировать по особенностям геологического строения. Были выделены Вайракейский тип геологических структур, Паратунский и два подтипа: Лардерелло и Больше-Банный (Белоусов, 1967а, 1976; Beloussov, 1967). Осо­бенности геологического строения каждой группы гидротермальных сис­тем отражались в своеобразии их гидрогеотермических характеристик.

В настоящем разделе представлены наиболее характерные гидротермальные системы.

Мощность обводненных комплексов пород, по данным разведочного бурения на Паужетском и Больше-Банном месторождениях, достигает 200 - 500 м, а мощность перекрывающих их водоупоров составляет 50-150 м. Проницаемость водовмещающего туфогенного комплекса по­род, слагающих гидрогеологические структуры закрытого типа, невелика и составляет, по данным лабораторных исследований и опыт­ных выпусков, из одиночных скважин 1- 10² — 5,6-10⁴ дарси. Эффек­тивная проницаемость водоносных пластов, определенная на основа­нии длительных опытных выпусков, как правило, превышает величи­ну, измеренную в лаборатории, отражая, видимо, как поровую, так и микро- и макротрещинную проницаемость в сумме. На Паужетском месторождении, например, проницаемость водовмещающих псефитовых туфов, рассчитанная по данным опытной эксплуатации, изменялась от 0,26 до 0,44 дарси.

В гидротермальных системах, приуроченных к Паратунскому геотермальному району и сходных с ним, поровая проницаемость плотных по­род ничтожна, и циркуляция воды или пара происходит по системе раз­ломов и трещин. Проницаемость пород в зоне водопритока для таких систем можно представить на примере Больше-Банного месторождения. По данным лабораторных исследований, проницаемость встреченного здесь псаммитового окварцованного туфа- (3-14)^.10^-4 дарси, анде­зита с волосовидными трещинами -(7-9) • 10^-5 дарси. Эффективная же проницаемость обводненных пород этого района приближается к проницаемости пород Паужетского месторождения.

Температура на глубине в гидротермальных системах Камчатки изу­чена на Паужетском, Больше-Банном, Паратунском и Кошелевском месторождениях. Температурными измерениями охарактеризован разрез до глубины 1200 м. Максимальная температура в этом интервале глубин зарегистрирована на Кошелевском месторождении (+231 °С). Все термо­граммы имеют выпуклую форму по отношению к оси глубин, показывая интенсивное нарастание температуры в верхней зоне, обычно отвечающей водонепроницаемой толще. Температурный градиент в ней достигает величины 50—70°С/100 м. В обводненных породах температурный гра­диент резко уменьшается. Распределение температуры по площади за­висит от характера обводнённости и геологического строения конкретно­го участка и связано с передвижением воды под действием градиента напора (вынужденной конвекцией) и свободной конвекцией. В обводнен­ной толще температура распределяется довольно равномерно, постепенно уменьшаясь к границе потока гидротерм. В водоупорной кровле она рас­пределяется в соответствии с условиями кондуктивной теплопередачи, а крутизна термограммы определяется теплофизическими свойствами по­род и их мощностью. Все температуры, измеренные в скважинах, меньше значений для кривой насыщения пара. Очевидно, пароотделение происхо­дит лишь в приповерхностных условиях или трещиноватых зонах, где снижается гидростатическое давление. В толще пород, вмещающих высо­конагретые воды и пар, температура с глубиной остается постоянной или постепенно увеличивается. Максимальная температура в геотермальных районах зафиксирована на глубине 1320 м мексиканского месторождения Серро-Прието (+354°С). Только на отдельных участках гидротермальных систем температура уменьшается с глубиной. Обычно такая инверсия температур характерна для гидротермальных систем, циркуляция воды, в которых происходит в трещинно-поровом коллекторе (например, в Паужетской системе), и вызвана латеральной миграцией парогидротерм. Температурная аномалия в зоне разгрузки представляет собой наве­денное тепловое поле, связанное с движением гидротерм (Сугробов, 1964).