Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Эволюция гидротермально-магматических систем островных дуг

ВАК РФ 25.00.09, Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Эволюция гидротермально-магматических систем островных дуг"

\

На правах рукописи

Рычагов Сергей Николаевич

ЭВОЛЮЦИЯ

ГИДРОТЕРМАЛЬНО-МАГМАТИЧЕСКИХ СИСТЕМ ОСТРОВНЫХ ДУГ

Специальность: 25.00.09 - Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва - 2003 г.

Работа выполнена в Ордена Трудового Красного Знамени Институте вулканологии Дальневосточного отделения Российской Академии наук

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, профессор Мархинин Евгений Константинович доктор геолого-минералогических наук Гирнис Андрей Владиславович доктор геолого-минералогических наук Чудаев Олег Васильевич

Ведущая организация: Геологический Институт Российской Академии наук (ГИН РАН)

Защита состоится « 23 » мая 2003 г. в 14 часов на заседании диссертационного совета Д 002.122.01 в Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН по адресу: 119017, Москва, Старомонетный пер., д. 35

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГЕМ РАН

Автореферат разослан « 31 » марта 2003 г.

Отзывы, заверенные печатью учреждения, в 2-х экземплярах, просим направлять по адресу: 119017, Москва, Старомонетный пер., д. 35, ИГЕМ РАН, ученому секретарю диссертационного совета Д 002.122.01 Первову Владимиру Анатольевичу

Ученый секретарь

диссертационного совета Д 002.122.01

В.А.Первов

g-ооз-А

Введение

Актуальность темы. Изучению современных гидротермальных систем, разведке и эксплуатации геотермальных месторождений уделяют большое внимание во многих странах мира: Италии, Новой Зеландии, Исландии, Индонезии, Филиппинах, США, Никарагуа, Японии и др. В последние годы проблему извлечения тепловой и электрической энергии из трещиноватых горных пород, залегающих на больших глубинах, решают в Германии, Швейцарии, Франции и др. странах. В целом, данное направление фундаментальной науки и техники - изучение и использование геотермальных ресурсов

- приобретает все большую социальную и экономическую перспективу во всем мире. Россия имеет значительный опыт изучения гидротермальных систем и использования геотермальных месторождений: на Кавказе, Камчатке и Курильских островах разведаны близповерхностные низкотемпературные термы (используются для теплоснабжения, в бальнеологических целях, пищевой промышленности) и месторождения парогидротерм (построены Паужетская, Верхне-Мутновская и Мутновская ГеоЭС, доразведуется Мутновская геотермальная площадь). Тем не менее, эксплуатация геотермальных месторождений в России до настоящего времени находится на уровне опытно-промышленного производства и испытывает большие трудности на всех этапах работ. Ранее изучались только близповерхностные гидротермальные системы и геотермальные месторождения с невысокими Р-Т параметрами. Месторождения имеют ограниченные ресурсы, а теплоноситель часто обладает агрессивными свойствами. Это вынуждает исследовать глубокие горизонты гидротермальных систем. Такие работы ведутся в Японии, где пробурено несколько структурных скважин глубиной до 4000 м (проект "Deep-Seated Geothermal Resources Survey"); в Новой Зеландии (работы научно-производственной компании "SINCLAR KNIGHT MERZ"); в Италии (проект глубокого бурения на геотермальном поле Larderello-Travale). Однако, исследования, как правило, проводятся специализированно, отдельно в области изучения структуры, гидрохимии, минералогии, петрологии, геохимии, что не дает возможность создать комплексную модель эволюции сложной длительноживущей (по разным оценкам - от нескольких тысяч до нескольких миллионов лет) рудогенерирующей гидротермальной системы.

В связи с разработкой концептуальных моделей эпитермальных рудных и геотермальных месторождений и изучением состава магматических газов в последние 10

- 15 лет сделан вывод о существовании в областях современного вулканизма вулкано-магмо-гидротермальных систем (Giggenbach et at., 1990). Автором настоящей диссертационной работы на основании последовательного изучения этапов развития современных и древних гидротермальных систем зоны перехода океан-континент и анализа материалов глубокого и сверхглубокого бурения выделены гидротермально-магматические рудогенерирующие системы островных дуг. Показано, что именно в переходной зоне между собственно гидротермальными и магматическими условиями происходит перенос рудных химических соединений. В недрах систем формируются высокопотенциальные крупные геотермальные месторождения (¿100 МВт/100 лет эксплуатации) и эпи- и мезотермальные рудопроявления золото-полиметаллического типа. Предположительно, на глубинах более 1,5 - 2,0 км вблизи апикальных частей (в эндоконтакговой брекчиевой зоне) горячих субвулканических тел базальт-андезито-базальтового состава происходит зарождение минерализации медно - порфирового типа.

Целью работы является создание комплексной геолого-геохимической модели эволюции типичной длительноживущей (от тысяч до сотен тысяч лет и более) гидротермально-магматической рудогенерирующей системы Курило-Камчатской островной дуги, как основы для разработки технологии оценки и экологически безопасного использования богатейших тепловых, водных и минеральных ресурсов

областей современного и древнего вулканизма.

биб.

рис. национальная БИБЛИОТЕКА С.Петербург

Задачи исследований.

1. Изучение структуры гидротермально-магматической рудогенерирующей системы островных дуг во взаимосвязи всех ее элементов: пород, тектонических блоков, источников тепла и вещества, гидрогеологических структур, проницаемых разрывных тектонических нарушений, потоков газов и гидротерм, гидротермапьно-метасоматических зон, геохимических барьеров.

2. Исследование современных геотермальных и гидротермальных рудогенерирующих процессов в различных блоках геологической структуры гидротермально-магматической системы. Изучение механизмов формирования поверхностных, малоглубинных и глубинных рудных геохимических барьеров. Выделение рудоконтролирующих структур.

3. Построение концептуальной комплексной геолого-геохимической модели формирования гидротермально-магматической системы островной дуги.

4. Детальные геолого-геофизические и геохимические изыскания на наиболее перспективных гидротермально-магматических системах Курило-Камчатской островной дуги с целью выдачи рекомендаций по направлению поисково-разведочных работ на минерализованные воды и парогидротермы.

Научная новизна. На конкретных примерах обосновано существование и показаны этапы развития гидротермально-магматических рудогенерирующих систем островной дуги областей современного вулканизма. Выделены особо перспективные сверхглубинные современные гидротермально-магматические системы. Изучена геологическая структура гидротермально-магматической системы и выделены термо- и рудогенерирующие зоны в недрах систем. Показано строение областей интенсивного смешения приповерхностных и глубинных гидротермальных растворов, кипения вод и контроля рудной минерализации золото-полиметаллического типа. Идентифицированы самородные металлы и интерметаллические соединения, образующиеся в наиболее проницаемых тектонических структурах в обстановке циркуляции «сухого» восстановительного флюида. Предложены новые концептуальные модели гидротермально-магматических рудогенерирующих систем.

Практическая значимость. Выполнены структурные, геолого-геофизические, геохимические, гидрогеологические и др. изыскания на крупнейших геотермальных месторождениях и современных гидротермально-магматических системах Курило-Камчатского региона. Рекомендации автора использованы при разведке, защите запасов и доизучении следующих месторождений: Океанское (о-в Итуруп), Северо-Курильское (о-в Парамушир); Паужетское, Паратунское, Малкинское и Мутновское (Южная Камчатка). Результаты работ изложены в крупных научно-технических отчетах, переданных Заказчикам (Администрация Сахалинской области, Администрация Северо-Курильского района; Министерство промышленности, науки и технологий РФ; Министерство экономического развития и торговли РФ; АО «Геотермик-СК» и др.). Создана основа для разработки технологии оценки и экологически безопасного использования богатейших тепловых, водных и минеральных ресурсов областей современного вулканизма.

Фактический материал и методы исследований. Работа выполнена на основе материала, полученного в результате длительных экспедиционных исследований, начиная с 1975 года, на современных и древних гидротермальных системах в Корякском нагорье Камчатской области, Южной Камчатке, Южных и Северных Курильских островах. Все эти годы автор руководил комплексными геологическими работами: стационарной геолого-разведочной партии, научного отряда и научной экспедиции. Использовались методы геологического картирования, изучения и обработки материалов бурения, в т.ч. глубоких и сверхглубоких скважин, проходки поверхностных и подземных горных выработок. Построены геолого-структурные, геохимические, гидрогеологические и др. карты-схемы в масштабах от 1:100 ООО до 1:2000. При минералогических и геохимических исследованиях применялись современные высокоточные аналитические методы: микрозондовый, рентгенофазовый, рентгеноструктурный, электронно-

микроскопический, количественный спектральный, изотопный (К, Аг, вг), атомно-абсорбционный, атомно-флюоресцентный, и др.

Исследования выполнены лично автором или в соавторстве. Сделанные в работе заключения и выводы принадлежат автору.

Публикации. По теме диссертации автором опубликовано лично или в соавторстве более 60 работ, в т.ч. 6 монографий или монографических сборников и около 40 статей.

Апробация работы. Фактический материал и основные положения работы регулярно докладывались на заседаниях Ученого Совета и отдела геотермии и геохимии Института вулканологии ДВО РАН. В 1970-80-х годах автор участвовал в работе Всесоюзных вулканологических и геологических совещаний в гг. Тюмени (1978), Тбилиси (1980), Москве (1980-92 гг.), Петропавловске-Камчатском (1985) и др. В 1998 г. материалы работы были представлены в Геологической службе Японии (г. Тсукубэ) и на российско-японском полевом семинаре в Институте вулканологии ДВО РАН (г. Петропавловск-Камчатский - Ю.Камчатка). С 1997 по 2001 гг. автор ежегодно докладывал результаты исследований на научно-экспертном Совете при Администрации Сахалинской области и техническом Совете при Администрации Северо-Курильского района (протоколы №№ 12 от 1.04.99 г., 23 от 3.03.2000 г., 30 от 26.01.2001 г. и № 1 от 14.12.2000 г.), а также на научно-практических конференциях Комитета природных ресурсов по Камчатской области и Корякскому автономному округу (1979, 1983, 1997, 1999 гг.). Наиболее полно результаты исследований доложены в последние годы на международных совещаниях: 2000 г. - Всемирном Геотермальном Конгрессе (Япония), 2001 и 2002 гг. - Ежегодном геотермальном симпозиуме (США), 2001 и 2002 гг. - Пленарных совещаниях по проекту МПГК-408 ЮНЕСКО в связи с изучением разрезов сверхглубоких скважин (2001 г. -Германия, Геоцентр при КТВ; 2002 г. - г. Заполярный, НПЦ «Кольская сверхглубокая»), 2002 г. - Юбилейном совещании РФФИ (Москва - Иркутск). В сентябре 2002 г. работа была представлена на совместном заседании лабораторий ИГЕМ РАН: рудных месторождений, геохимии, петрографии и редкометального магматизма; и на семинаре в ГИН РАН; в октябре 2002 г. - на заседании Ученого Совета КНЦ ДВО РАН, посвященного 40-летию образования-Института вулканологии.

Структура и объем. Работа состоит из Введения, 5 глав, Заключения и списка литературных источников. Общий объем составляет 360 стр., включая 123 рис., 21 табл., 392 наименования литературы.

Благодарности. Работа выполнена в Институте вулканологии ДВО РАН при постоянном внимании и поддержке директора Института академика РАН С.А.Федотова, других членов дирекции: д.г.-м.н. Г.А.Карпова, д.г.-м.н. А.В.Кирюхина, к.г.-м.н. В. И. Бел оу сова, к.г.-м.н. В.М.Сугробова, к.г.-м.н. Н.'Н.Кожемяки, В.М.Дудченко, В.А.Казанцева. Фундамент работы был заложен под руководством крупнейшего ученого в области металлогении островных дуг д.г.-м.н. М.М.Василевского. Автор глубоко признателен исследователю с мировым именем д.г.-м.н. С.И.Набоко за руководство работой на начальном этапе исследований, постоянное внимание на последующих этапах, ценные замечания и предложения при подготовке рукописи диссертации и обсуждение основных ее положений. Автор с огромным удовольствием благодарит своих коллег по экспедиционным, лабораторным и экспериментальным исследованиям, без помощи которых эта работа была бы невозможна: д.г.-м.н. Н.С.Жатнуева, проф. д.г.-м.н. А.Д.Коробова, проф. д.г.-м.н. Я.А.Рихтера, к.г.-м.н. Г.П.Королеву, к.г.-м.н. В.М.Ладыгина, к.г.-м.н. С.Ф.Главатских, к.г.-м.н. О.П.Гончаренко, к.г.-м.н. И.Ф.Делеменя, к.г.-м.н. Ю.М.Стефанова, к.г.-м.н. Г.П.Сандимирову, к.г.-м.н. В.Л.Сывороткина, к.г.-м.н. В.Л.Леонова, к.б.н. С.П.Белоусову, С.В.Кореневу, В.Г.Пушкарева, Е.И.Сандимирову, А.В.Сокоренко, Е.Г.Калачеву, О.В.Шулыу, Ю.Д.Кузьмина, Д.Ю.Кузьмина, В.А.Андреева,

A.В.Мушинского, Л.В.Котенко, ТАКотенко, Н.М.Ульзутуева и др. коллег. Автор глубоко признателен к.г.-м.н. В.М.Округину, д.г.-м.н. И.И.Степанову, А.М.Округиной, В.М.Чубарову, Т.М.Философовой, С.В.Москалевой, С.Г.Кокореву, Т.Г.Осетровой, Л.А.Карташевой,

B.В.Дунин-Барковской, Н.И.Чебровой, С.В.Сергеевой, В.К.Марыновой и др. сотрудникам

отдела физико-химических методов исследований Института вулканологии ДВО РАН за огромный объем аналитических исследований. Автор благодарен сотрудникам Института геохимии СО РАН им. А.П.Виноградова, кафедры инженерной и экологической геологии геологического факультета МГУ, Саратовского НИИ геологии и Саратовского государственного университета; Института геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН и других организаций за большой объем выполненных высокоточных аналитических работ. Автор особо признателен своему коллеге и старшему товарищу к.г.-м.н. В.И.Белоусову за постоянные обсуждения основных положений работы и внимание к исследованиям; и всем специалистам в области изучения эндогенных рудообразующих геологических процессов, сделавшим ряд ценных замечаний и предложений при подготовке диссертации: академику РАН В.И.Коваленко, чл.-корр. РАН Ю.Г.Сафонову, проф. д.г.-м.н. В.И.Казанскому, проф. д.г,-м.н. В.И.Кононову, проф. д.г.-м.н. Э.М.Спиридонову, д.г.-м.н. А.В.Гирнису, д.г.-м.н. В.А.Ерощеву-Шаку, д.г.-м.н. Б.П.Золотареву, д.г.-м.н. Б.Г.Поляку, д.г.-м.н. А.А.Пэку, И.Д.Петренко.

Работа выполнена в соответствии с основными заданиями научно-исследовательских работ Ордена Трудового Красного Знамени Института вулканологии Дальневосточного отделения Российской Академии наук (тема «Эволюция современных гидротермально-магматических рудообразующих систем Курило-Камчатской островной дуги», № государственной регистрации 01.2.00 106353), при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проекты 93-05-08240, 97-05-65006, 00-05-64175а и 02-05-79019к), Федеральной целевой программы «Социально-экономическое развитие Курильских островов Сахалинской области (1994 - 2005 годы)»; ряда хозяйственных договоров с ПГО «Сахалингеология», ПГО «Камчатгеология», ГП «Камчатскбургеотермия», и другими организациями.

ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

1. Гидротермально-магматические системы островных дуг проходят в своем развитии три этапа - прогрессивный, экстремальный и регрессивный. Каждый из этапов характеризуется определенными температурными и геохимическими параметрами восходящего флюида.

2. Геологическое строение гидротермально-магматических систем островных дуг представлено сочетанием приподнятых («горячих», проницаемых) и опущенных (охлажденных, «монолитных») блоков, обладающих контрастными петрофизическими, минералогическими и геохимическими свойствами пород. Источником тепла в этих системах являются субвулканические тела базальт - андезито-базальтового состава.

3. В осевых частях горстов формируются паровые зоны мощностью до 300-500 м, границы которых служат геохимическими барьерами для Аи, Ад, Аэ, РЬ, Си, 2п, Эп, Нд, В, К, и, ЯЬ, Сэ; на температурных барьерах в восстановительных условиях происходит отложение рудных элементов в форме самородных металлов Ре, Си, РЬ, гп, Ад и интерметаллических соединений Си-гп, РЬ-Бп, Ре-Сг, Ре-№, Си-РЬ-вп, Си-гп-Эп-РЬ.

4. Циркуляция высокотемпературных металлоносных газо-гидротермапьных растворов происходит на уровне эндоконтактовой брекчиевой зоны субвулканических тел. Условия, существующие в недрах гидротермально-магматических систем островных дуг, приводят к образованию крупных геотермальных месторождений и формированию мезо-и эпитермапьной золото-полиметаллической минерализации.

Глава 1.

Гидротермально-магматические системы островных дуг -геологические объекты нового типа

1.1. Гидротермальные и гидротермально-магматические системы: основные понятия, терминология

Несмотря на длительную историю изучения гидротермальных систем, нет универсального определения термина «гидротермальная система». Ведущие ученые в этой области наук о Земле (Аверьев, 1961; \/ак1п е1 а!., 1970; Набоко, 1974; Белоусов, 1978; и др.) определяют это понятие как специфические водонапорные системы, возникающие в земной коре в областях современного вулканизма при внедрении в водоносные слои глубинного теплоносителя - магмы или надкритического водного флюида. Такие термоаномалии приурочены к определенным геологическим структурам и характеризуются поверхностными проявлениями гидротермальной активности (Белоусов, Сугробов, 1976). Однако, часто о существовании гидротермальных систем становится известно только после бурения скважин (Кононов, 1983). Приведенные определения не отражают всего разнообразия систем и относятся к активным гидротермальным системам современных вулканических районов. Ближе всего к универсальному можно отнести определение, сделанное В.И.Кононовым (Кононов, 1983): под гидротермальной системой понимаются гидродинамические системы, заключенные в рамках отдельных геологических структур, формирующихся либо при нагревании вод в региональном тепловом поле в результате их глубокой циркуляции, либо еще и при дополнительном поступлении в водоносные горизонты глубинного тепла, приносимого магмой или надкритическим флюидом.

В связи с изучением геологической структуры, петрологических, минералогических, геохимических и др. аспектов эволюции гидротермальных систем и основываясь на последних комплексных данных их изучения, автор настоящей работы предложил следующее определение гидротермальной системы областей современного вулканизма (Структура..., 1993). Под гидротермальной системой понимается закономерно организованная часть земной коры над источником теплового питания и в области его влияния, в пределах которой благоприятное сочетание геологических тел, зон проницаемости и гидрогеологических структур приводит к переносу тепловой энергии с глубин к дневной поверхности посредством конвекции воды в жидкой или паровой фазе при положительных температурах. Структуру гидротермальной системы составляют породы, зоны гидротермальных изменений, проницаемые тектонические нарушения, области кипения гидротерм и зоны перетока растворов, геохимические барьеры и др. элементы геологического пространства, в пределах которого происходит циркуляция термальных вод.

Это определение гидротермальной системы также не лишено недостатков, что связано с получением в последние годы новых данных о гидротермальных системах. До сих пор считалось, что источником теплового питания гидротермальных систем областей современного вулканизма является периферический магматический очаг (остывающее интрузивное тело) или некий надкритический глубинный флюид. Это доказывалось изотопными данными (Поляк и др., 1979; Кононов, 1983; Поляк, 1988), но непосредственная связь крупных гидротермальных систем с питающим их источником магматического происхождения установлена не была. Лишь в последние годы в связи с бурением на геотермальных месторождениях Японии, Италии, Новой Зеландии, Филиппин и России в недрах гидротермальных систем вскрыты горячие интрузивные (субвулканические ?) тела, прямыми наблюдениями установлено взаимодействие глубинных восстановленных газо-гидротермапьных растворов с близповерхностными водами (Оеер-8еа1е<1.., 1996; Белоусов и др.. 2002; Рычагов и др., 2002). Это обстоятельство заставляет автора предлагать, пока редко используемый, термин -

гидротермально-магматические системы, который более точно определяет характер и механизмы взаимосвязи собственно гидротермальной системы и источников ее теплового питания. Данное понятие предусматривает получение прямых доказательств наличия в недрах системы горячего субвулканического тела или его связи с современным периферическим магматическим очагом. Магматический источник теплового питания системы является основным, но может инициировать образование другого, дополнительного, источника тепла и вещества, также длительно действующего, например, химического генезиса. Таким образом, при формировании гидротермально-магматических систем определяющую роль играют субвулканические фации пород: силлы, дайки, интрузивные, автомагматические и другие брекчии. Предложенное понятие относится к гидротермально-магматическим системам островных дуг.

Помимо общепринятых терминов «гидротермальные растворы», «парогидротермы» или «гидротермы» в работе используются термины «гидротермальный флюид» и «гидротермально-магматический флюид». Под гидротермальным флюидом понимаются легко подвижные гидротермальные растворы, циркулирующие в верхних горизонтах гидротермально-магматических систем и формирующиеся за счет многократного смешения глубинных и субповерхностных природных вод. Растворы содержат большое количество растворенных газов, глубинное магматическое происхождение которых не доказано. Гидротермальные флюиды существенно различаются по составу содержащихся в них газов, растворенных солей, общей минерализации, температурам, величинам рН и ЕИ (Аверьев, 1981; Басков, Суриков, 1989; Иванов, 1977; Кононов, 1983) и формируются в интервале глубин от дневной поверхности - до первых километров. Под гидротермально-магматическим флюидом понимаются газонасыщенные гидротермальные растворы, циркулирующие в земной коре в условиях высоких Р-Т параметров. Входящие в их состав летучие имеют магматическую природу и представлены: С1 + ^ + Н2 < Э02 + Э + Н2Э < СО + С02 < Н20 (Иванов, Кононов, 1977; Меняйлов, 1977; Набоко, Главатских, 1984). Летучие компоненты (НгО, С02, С1, в и др.) определяют образование магм в различных геодинамических обстановках (Коваленко и др., 2000). Для гидротермально-магматического флюида характерны высоковосстановительные условия формирования и циркуляции в земной коре. Образуются «сухие» флюиды, по Ф.А.Летникову (Флюидный режим..., 1980). Такие условия, как показано ниже, создаются над горячими газонасыщенными субвулканическими телами на прогрессивном и, частично, экстремальном этапах развития гидротермально-магматических систем. Как и при формировании щелочных серий магматических пород (Коваленко, 1977), расплавы на глубине интенсивно дегазируют, а извержение таких магм сопровождается взрывными явлениями. В последние годы все более признается, что магматизм имеет большое значение в консолидации воды и определяет динамику водных потоков в верхних горизонтах земной коры (Коваленко и др., 1999).

1.2. Вулканогенно-рудные центры, различные типы и этапы развития гидротермально-магматических систем островных дуг

Большое значение в последние десятилетия приобрело учение о долгоживущих, необратимо и направленно развивающихся магматических и металлогенических центрах, составляющих в своей основе геоструктуры более крупных рангов (Прогнозная оценка..., 1977). Такие центры закономерно эволюционируют от плутонических формаций ранних этапов развития к вулканическим (экструзивным) фациям пород и от древнего глубинного рудообразования к поверхностным гидротермальным рудогенерирующим и геотермальным процессам. Индикаторами длительноживущих вулканогенно-рудных центров (ДВРЦ) являются современные вулканы и гидротермальные системы. Отдельные вулканы или их группы размещаются в пределах структурно четко оконтуренных центров более древней тектоно-магматической и металлогенической активности. На Камчатке и в южной части Корякского нагорья выделяется 23 ДВРЦ

(Прогнозная..., 1977). Основу геологической структуры ДВРЦ составляют гидротермально-магматические системы, локализующиеся в осесимметричных, кольцевых в плане, структурах диаметром от 12-15 до 60-80 км. Выделено четыре вида систем, локализующихся на земной коре различного типа: 1) океанической, 2) переходной от подводно-океанических хребтов в островную дугу, 3) островодужной, 4) переходной от коры островной дуги в континентальную. При формировании гидротермально-магматических систем островных дуг происходит длительная задержка магматического расплава в структуре ДВРЦ, интенсивное выделение СОг, С!-, Р-содержащих и др. летучих, что обеспечивает устойчивое питание гидротермально-магматической системы, образование смешенных гидротерм, перенос и отложение металлов (рис. 1).

Рис. 1. Гидротермально-магматическая система островной дуги (Белоусов, Рычагов и др., 1998). 1 - Зона генерации примитивных базальтовых магм в верхней мантии. 2 - Верхнемантийные магматические резервуары - место аккумуляции примитивных расплавов. 3 - Хоровые магматические очаги - место остановки в земной коре примитивных расплавов. 4 - Инъекции примитивных расплавов. 5 - Инъекции дифференцированных расплавов. 6 - Инфильтрация морской (океанической) коры. 7 - Миграция подводных гидротерм. 8 - Изотермы гидротермальных систем. 9 - Разрывные тектонические нарушения. 10 - Гидротермальные изменения (окварцевание). 11 - То же (пропилитизация: хлоритизация, эпидотизация и др.). 12 -Пирокластические отложения. 13 - Лавы андезитов. 14 - Риолиты. 15 - Интрузивные тела. 16 -Дайки базальтов.

В островодужных условиях гидротермально-магматические системы своими верхними частями располагаются на границе взаимодействия трех геосфер: атмосферы, гидросферы и литосферы. Это определяет протекание таких процессов, как взаимодействие гидротерм с холодными метеорными водами, подземное кипение и парогазоотделение. При извержении вулканов происходит поступление большого количества атмосферных газов на глубину до нескольких километров, что создает предпосылки для начала фреатомагматических и фреатических взрывов (0115а\лга е{ а!., 2000) и активизации гидротермальных процессов. В верхних горизонтах гидротермально-магматических систем формируются среды, в которых происходит динамичное изменение термодинамических параметров, вызывающее образование смешенных гидротерм, имеющих различные рН и ЕЬ. Последнее обстоятельство влияет на перенос, концентрирование и отложение металлов. В таких условиях происходит формирование эпитермальных рудных месторождений (Не<1епчш81 е1 а1., 1988). Повышенные концентрации углекислоты в верхней части гидротермально- магматических систем островных дуг обусловлены особыми структурно-геологическими условиями: поскольку верхние горизонты разреза сложены, в основном, рыхлыми породами, здесь создаются

предпосылки для формирования субвулканических тел большого объема. При островодужном вулканизме большая часть глубинного высокотемпературного магматического расплава локализуется в самой структуре ДВРЦ. Такая задержка магматических расплавов в верхних горизонтах земной коры приводит к относительно равномерному и постепенному рассеянию тепла и длительной дегазации магмы, что обеспечивает устойчивое питание гидротермальной системы. Для гидротермально-магматических систем этого типа характерно наличие субповерхностного горизонта бикарбонатных гидротерм, насыщенных углекислотой. Интенсивное отделение СОг и обширное парообразование приводит к формированию мощных зон сульфатно-кислотных изменений, а также окремненных пород и отложению большого количества металлов.

1.3. Концептуальные модели гидротермально-магматических систем островных дуг: классификации, обзор представлений

Рассматриваемые высокотемпературные гидротермально-магматические системы по геолого-гидрохимической классификации Р. Хенли и А. Эллиса (Henley, Ellis, 1983) относятся к системам, связанным с островодужным андезитовым вулканизмом. Близповерхностное геологическое строение и локальные гидравлические градиенты играют большую роль в формировании очагов разгрузки высокотемпературных систем. В то же время известно, что глубинная часть гидротермальной ячейки сосредоточена вокруг субвулканических тел (интрузий ?), расположенных в пределах осевой зоны тектоно-магматических построек (вулканических хребтов Вернадского и Карпинского - на о. Парамушир, Ивана Грозного - в центральной части о. Итуруп, Камбального на юге Камчатки). Как правило, малые интрузии андезитовых вулканов в рельефе проявляются в виде кольцевых структур, трассирующих осевые зоны хребтов. Геологическая структура вулканических хребтов определяет пространственное распределение областей питания, нагрева, дренирования и разгрузки формирующихся из метеорной воды, летучих и глубинного флюида термальных вод. Взаимодействие гидротермальных растворов с вмещающими породами приводит к повышению их минерализации. Химический состав гидротерм, наряду с температурой, является главным фактором, контролирующим растворимость минералов и газов. Он также влияет на тип и минералогию гидротермальных реакций. Сера играет важную роль в составе гидротерм и в составе минералов, образованных гидротермальными растворами (Власов, 1958, 1960). Ряд геологов, изучавших современные гидротермальные рудообразующие системы, выделяют два типа высокотемпературных (Т>150°) гидротермальных систем по состоянию окисленности серы: "low sulfidation" или «низко-серные» (образующиеся под влиянием серы с низкой степенью окисленности) и "high sulfidation" или «высоко-серные» (образующиеся под влиянием серы с высокой степенью окисленности) (Hedenquist, Houghton, 1987).

Большинство современных гидротермально-магматических систем относится к типу "low sulfidation". В них H2S является преобладающим серосодержащим соединением. Температура гидротерм составляет 170-270° С на глубинах 50-1000 м. Главным типом растворов в таких хорошо изученных системах являются разбавленные хлоридные воды. CI в составе гидротерм является преобладающим анионом и сопровождается Na\ К*, Са*2 и кремнеземом, газом с переменными концентрациями (в основном СОг, который количественно может преобладать над CI и H2S), а также содержатся небольшие концентрации других элементов, включая металлы. Вода, метеорная в основе, циркулирующая до глубины 2 5-10 км, нагревается от магматических тел и поднимается к поверхности в результате свободной конвекции. Два наиболее важных физических процесса, влияющих на химизм гидротерм - это кипение и разбавление. По мере подъема высокотемпературных гидротерм происходит снижение равновесного давления и они пересекают точку кипения при данном давлении. Для чистой воды на глубине 1000 м это происходит при Т = 300°С. В присутствии растворенного С02 в количестве 4 вес.% кипение начинается с глубины 2200 м. При меньшем содержании С02 точка кипения

глубинных гидротерм находится в границах интервала 1000-2200 м. Процесс кипения сопровождается как потерей тепла на парообразование, так и дегазацией. Это вызывает резкое изменение химического состава остаточных гидротермальных растворов. Потеря СОг приводит к увеличению рН и выпадению из раствора солей. Кипение также способствует миграции газа к поверхности. Если парогазовая смесь встречает подземные воды (фунтовые, верховодные), то пар, конденсируясь, нагревает их, a H2S окисляется и в результате формируются нагретые паром сульфатные воды при температурах 100-150°С. Эти кислые сульфатные гидротермы производят приповерхностную аргиллизацию с образованием комплекса минералов: алунит, каолинит, самородная сера и кристобалит. В современных гидротермально-магматических системах относительно холодные кислые воды располагаются по границам восходящего потока нейтральных жидких гидротерм. Важно учитывать, что окисление H2S может происходить в верхней части зоны метеорных вод из-за содержания атмосферного кислорода ниже этого уровня. Если парогазовая смесь конденсируется в фунтовых водах ниже зоны окисления, то H2S не будет заметно окисляться, но СОг адсорбируется с образованием пофаничных, нагретых паром углекислых терм с рН меньшим, чем рН глубинных нейтральных хлоридных вод. Эти термы будут равновесными с глинистыми минералами, которые формируют ореол вокруг гидротермального потока. Углекислые термы, наряду с холодными фунтовыми водами, часто служат в качестве разбавителя глубинных хлоридных гидротерм.

Высокотемпературные гидротермально-магматические системы "high suffidation", для которых характерны обширные зоны поверхностных сернокислотных изменений, связаны с андезитовым островодужным вулканизмом. Инициирование исследования систем этого типа обусловлено разведкой золоторудных эпитермальных месторождений. В гидротермально измененных породах месторождений обнаружены энаргит, пирит, теннантит-тетраэдрит, ковеллин и/или алунит и часто ноздреватый кварц, который является продуктом гидролитического выщелачивания (Meyer, Hemley, 1967). Рудные зоны, строго локализованные структурными элементами (Sillitoe, 1983) и связанные с брекчией, образованной фреатическими взрывами, имеют повсеместное распространение на небольшой глубине - часто первых десятков метров. Наблюдается постепенный переход от выщелоченного остаточного кремнезема в кварц-апунит, кварц-каолинит, глины (иллит-монтмориллонит, смектиты) и в зону пропилитизации (Huang, 1955; Urashima et al„ 1981; Stoffregen, 1985). Важной составной частью в метасоматитах являются каолинит, диккит, пирофиллит, диаспор, К-слюда, самородная сера, барит и ангидрит (Ерощев-Шак, 1992; Коробов, 1995). Минералогический состав позволяет сделать определенный вывод о химизме и температуре гидротерм, ответственных за формирование систем этого типа. В целом, преобладают сульфатные и хпоридно-сульфатные гидротермы. Низкие рН (менее 2), необходимые для выщелачивания всех составных частей, кроме кремнезема; факты, указывающие на наличие растворов с высокой минерализацией (рассолов) и относительно окисленных условий, подтвержденных находками соответствующих минералов; высокие гипсометрические отметки вулканогенных структур, в которых локализованы гидротермально-магматические системы; и др. свидетельствуют о высокой доле магматических флюидов в составе растворов систем "high sulfidation" (по изотопным данным - от 5-7 до 9-12 %). Эти гидротермально-магматческие системы располагаются в верхней части сложных андезитовых вулканов, наподобие вулканов Эбеко и Неожиданный (о-в Парамушир), Кошелевский (Ю. Камчатка) и др. В результате взаимодействия гидротерм с вмещающими породами образуются не только различные формы минералов кремнезема, но и высокие содержания сульфидных минералов: ковеллина, энаргита и лузонита.

Глава 2.

Геологическая позиция и структура гидротермально-

магматических систем островной дуги: от прогрессивного к регрессивному этапу развития

2.1. Типичная гидротермально-магматическая система Курило-Камчатской островной дуги (высокотемпературный, прогрессивный этап развития)

Гидротермально-магматическая система Баранского в результате бурения скважин на геотермальном месторождении Океанское и проведения комплексных исследований в центральной части о. Итуруп является одной из наиболее изученных в Курило-Камчатском регионе (Знаменский, Никитина, 1985; Пчелкин, 1988; Рычагов, 1993; Рычагов и др., 1993, 1994; Ладыгин, Рычагов, 1995; Рычагов и др., 1996, 1997, 1998, 2002; Таран и др., 1995). На ее примере покажем основные черты строения и рудогенерирующее значение систем прогрессивного этапа развития. Гидротермально-магматическая система и одноименный верхнечетвертичный андезитовый вулкан расположены в центре средне-позднеплейстоценовой (?) кальдеры Кипящей. Структуру района определяют продольные северо-восточные и поперечные северо-западные линейные тектонические нарушения, Центрально-Итурупская кольцевая мегаструктура диаметром 23-26 км и вулкано-тектонические структуры меньшего диаметра (Рычагов, 1993). Гидротермально-магматическая система Баранского приурочена к одной из таких вулкано-тектонических структур (ВТС), в центре с одноименным вулканом. На пересечении этой ВТС с ВТС «Крыло» расположено известное геотермальное месторождение «Океанское». Ряд рудопроявлений приурочен к этим и другим ВТС (Геолого-геофизический атлас..., 1987). Таким образом, Центрально-Итурупская кольцевая мегаструктура может быть отождествлена с дпительноживущим вулканогенно-рудным центром, включающим разновозрастные гидротермально-магматические системы. Гидротермально-магматическая система Баранского характеризуются блоковым строением (рис. 2). Породы относительно опущенного блока и тектоно-магматических поднятий, в целом, значительно менее нарушены и переработаны гидротермальными растворами, чем породы горстов (Ладыгин, Рычагов, 1995). Горсты характеризуются значительным выносом тепла на дневную поверхность - до 71 ООО ккал/сек суммарной мощности (Пчелкин, 1988). Термовыводящими структурами являются зоны тектонических нарушений, разбивающие породы горстов на мелкие блоки-пластины, и границы крупных блоков. По аналогии с гидротермальными системами Камчатки основными термовыводящими структурами являются зоны разломов, сложенные брекчиями: тектоническими, эндо- и экзоконтактов экструзивных и субвулканических тел, гидротермальными, полимиктовыми комбинированными. Последние брекчии характеризуются различным составом обломков, многостадийностью формирования гидротермального цемента, многократным проявлением брекчирования и содержат сульфиды железа, свинца, цинка, самородные металлы.

Как установлено ранее (Иванов, 1960), главные особенности локализации гидротерм заключаются в гипсометрической «стратификации» их типов: в верхней части вулканических построек расположены сольфатары, на склонах конусов и у их подножий -сульфатные кислые термы поверхностного формирования со смешенным катионным составом, а также ультракислые сульфатно-хпоридные термы, связанные с растворением в подземных водах продуктов вулканических эманаций и кремнезема; на удалении от молодых вулканических конусов развиты слабокислые и субщелочные смешенные поверхностные источники. На еще большем удалении разгружаются источники хлоридно-натриевых субщелочных терм, обогащенные в приповерхностной зоне гидрокарбонат-ионами и имеющие региональное распространение.

Л

300

-200 -700 -1300 -1700

[vi.iaiHjivi^HsH^QiQ.^.ig.^MH.jj»],,!^],^» Рис. 2. Схема современной тектонической структуры гидротермально-магматической системы Баранского. 1 - 4 - Геологические комплексы среднемиоцен-плиоценового возраста. 5 -Парусная свита: существенно туфовые породы. 6 - Лебединская свита: вулканогенно-осадочные породы. 7 - Субвулканические андезито-базальты. 8 - Интрузивные брекчии контактовой зоны субвулканического тела. 9 - Литологические (а) и интрузивные (б) границы. 10 - Вулкано-тектонические структуры (на врезке). 11 - Тектонические нарушения и границы тектонических блоков: I - горст ручья Кипящая Речка, II - относительно опущенный блок (вскрытый скважиной 54), III - тектоно-магматическое поднятие, IV - горст Старозаводское поле, V - тектоно-магматическое поднятие - экструзивно-субвулканический комплекс Купол, VI - предположительно то же, нижнего течения р. Серной. 12 - Вулканы, с юго-запада на северо-восток: Иван Грозный, Тебенькова, Баранского. 13 - Кипящий источник "Голубое озеро". 14-Скважины. 15-Границы фигуры на врезке. Заштрихованы осевые зоны горстов и геохимические профиля на Нд.

Породы в различной степени гидротермально изменены. В эндоконтактовой брекчиевой зоне крупного субвулканического тела андезито-базапьтового состава образуются вторичные кварциты (монокварциты, кварц-эпидозиты) при температурах 350-470°С. Парусная свита в настоящее время представляет собой среднетемпературные пропилиты кварц-хлорит-альбит-слюдистого состава с эпидотом, цеолитами, карбонатами, сульфидами. Температуры образования пропилитов по данным О.П.Гончаренко превышают 300-350°С (Рычагов и др., 1994). Эти пропилиты формируются в пределах экзоконтактовой брекчиевой зоны субвулканического тела. Низкотемпературные пропилиты (180-300°С) кварц-хлорит-кальцит-цеолитового состава с гидрослюдами, ангидритом, эпидотом и сульфидами развиты в интервале глубин от 0 до 500 м. Туффиты Лебединской свиты и четвертичные туфы, пемзы и трещиноватые лавы преобразованы, в основном, в низкотемпературные (100-200°С) кварц-кальцит-цеолит-гидрослюдистые пропилиты с хлорит-смектитовыми минералами. Данные

свидетельствуют о широком развитии слюдистых минералов в недрах системы. Они образуют в сменяющих друг друга пропилитах генетический ряд минералов с нарастающим содержанием смектитовых межслоев: мусковит (серицит) - гидрослюда -деградированная гидрослюда. Такая тенденция в распределении разновидностей слюд определяется снижением температурных условий их образования (Омельяненко и др., 1988; Самсонова, Русинова, 1987). Завершают разрез опал-каолинит-алунитовые породы зоны сернокислотного выщелачивания и продукты хлоридно-углекислотного выщелачивания (смектиты). Смена основных парагенезисов в толще серных опалитов говорит о нарастающем снизу вверх ультракислотном выщелачивании пород. Продукты кислотного выщелачивания образуют «шапку» аргиллизитов мощностью от 30-50 до 225 м на всей площади системы. Каолинитизация и алунитизация пород по открытым тектоническим нарушениям распространяется до глубин 400-500 м в структурах грабенов и до 200-250 м в пределах горстов. Под опал-каолинит-алунитовыми метасоматитами открытые поры и микротрещины в породах на 75-80% выполнены тридимитом. Образуется вязкая и плотная толща. Ее мощность достигает 150-200 м над зонами интенсивного кипения перегретого флюида. Толща вследствие высокой вязкости и малой пористости пород служит верхним водоупором для парогидротерм.

Определенный тип изменений характеризует области перехода «жидкость-пар» или зоны кипения растворов (Жатнуев и др., 1991; Рычагов и др., 1993). Породы здесь нацело замещены минеральными ассоциациями: кварц-адуляр, кварц-адуляр-вайракит, кварц-адуляр-пренит-вайракит-эпидот. В основе ассоциаций лежит тонко- и криптокристаллический, реже мозаичный, кварц. Содержание кремнекислоты достигает 65-70 масс. %, К20 - 2-8 масс. %. Новообразования массивны за счет выполнения мелких пор и пустот кварцем, адуляром, вайракитом, пренитом, эпидотом. Одновременно для них характерно большое количество крупных пор и пустот, образованных путем выщелачивания изначально рыхлого и бронированного цемента вмещающих пород (туфов, туффитов), механического вымывания обломков пород активно циркулирующей пароводяной смесью. Метасоматиты обеднены СаО, СОг (кальцит не образуется или выщелачивается), обогащены щелочными и рудными элементами: К, У, ИЬ, Се, Аи, Ад, Ав, В. Мощность зон гидротермапитов колеблется от первых сантиметров в трещинах, до 160 м и, вероятно, более на участках тектонического или гидротермального брекчирования пород. Мощность зон в пределах горстов, в среднем, значительно больше, чем в других тектонических блоках. При изучении газово-жидких включений в минералах обращает на себя внимание сходство температур гомогенизации и декрепитации (Гончаренко, 1993), что позволяет интерпретировать их как температуры минералообразующих растворов (Коробов и др., 1990; Наумов, 1968). В целом, очевидно охлаждение гидротермальных растворов снизу вверх по разрезам (рис. 3). Эта тенденция

Рис. 3. Распределение температур гомогенизации и декрепитации газово-жидких и твердо-газово-жидких включений (точки - конкретные значения, пунктирные линии - кривые распределения) и усредненная кривая термокаротажа в опорном геологическом разрезе гидротермально-магматической системы Баранского (скважина 54).

отчетливо проявлена для растворов включений из «сквозных» минералов - кварца (400-180°С) и кальцита (300-90°С). Вместе с тем, отмечается четкое чередование интервалов разреза с относительно низкими и относительно высокими (контрастными) температурами образования вторичных минералов. Эти интервалы характеризуют охлажденные и прогретые участки-блоки пород. Мощность таких, контрастных по температурам формирования вторичных минералов и, соответственно, условиям циркуляции гидротермальных растворов, участков-блоков составляет от 100-120 до 200-250 м. Данная структура чередования охлажденных и прогретых участков разреза в относительно опущенном тектоническом блоке соответствует распределению тектонически нарушенных и монолитных блоков пород по петрофизическим материалам. Охлажденным участкам соответствуют проницаемые тектонически нарушенные породы, прогретым - плотные слабо проницаемые породы. Таким образом, в области питания гидротермальной системы метеорными водами поступление холодных вод (метеорных, отработанных термальных и морских) происходит по отдельным участкам-зонам повышенной тектонической проницаемости до глубины более 1000 м (по данным изучения разреза глубокой скважины на о. Парамушир - до 2500 м). Принципиально похожая картина чередования относительно прогретых и охлажденных участков-блоков пород наблюдается и в зонах горстов (восходящих потоков гидротерм).

Изучение распределения петрофизических параметров показало, что породы различных геологических блоков характеризуются разными летрофизическими свойствами. Породы зон горстов, в целом, обладают более низкими значениями плотности, прочности, скоростей продольных и поперечных волн, чем аналогичные породы опущенного блока. Высокими значениями и однородным распределением большинства параметров отличаются приконтактовые части субвулканических тел во всех блоках гидротермально-магматической системы - полосы окварцованных интрузивных брекчий мощностью до 800 м. Зоны перехода жидкость-пар, образованные в осевых частях термовыводящих разрывных нарушений, выделяются большой плотностью, прочностью и отсутствием магнитных минералов. В пределах крупных тектонических блоков, различающихся петрофизическими параметрами, наблюдается чередование горизонтов пород плотных, массивных с породами пористыми и трещиноватыми. Мощность горизонтов колеблется от 50-60 до 130-150 м. Внутри них также имеет место чередование горизонтов пород мощностью 1-5 м, обладающих контрастными петрофизическими свойствами (рис. 4). Горизонты пород с высокой намагниченностью (плотные, наименее измененные породы), в целом, более мощные, чем с низкой (гидротермально измененные, трещиноватые, проницаемые породы). Внутри первых и вторых фрагментов разреза также наблюдается чередование пород с контрастной намагниченностью. Таким образом, в недрах гидротермально-магматической системы существует иерархическая система горизонтов (блоков) с резко отличными петрофизическими свойствами пород. Эта система установлена во всех изученных вертикальных разрезах. Есть основания полагать, что подобная мозаично-блоковая структура имеет место и в горизонтальных сечениях. В дальнейшем возможна постановка и решение проблемы картирования объемной иерархической блоковой структуры гидротермально-магматической конвективной системы.

Изложенные данные свидетельствуют о том, что в недрах гидротермально-магматической системы прогрессивного этапа развития в настоящее время идет активный процесс перерождения вулканогенных, вулканогенно-осадочных и субвулканических пород под влиянием высокотемпературных (до 300-350°С и, вероятно, выше) трещинно-поровых сероводородно-углекисло-сульфатных и хлоридно-натриевых углекисло-азотных вод. В эндоконтактовой зоне крупного субвулканического тела андезито-базальтового состава образуются монокварциты или кварц-эпидозиты.

Рис. 4. Блоковая структура опорного разреза гидротермально-магматической системы Баранского (скважина 54) по петромагнитным данным. 1 - 12 - см. рис. 2. 13 - Высоко-среднетемпературные пропилиты. 14 -Средне-низкотемпературные роли литы. 15 - Низкотемпературные лропилиты. 16 - Опал-каолинит-алунитовые породы зоны кислотного выщелачивания 17 -Гидротермалиты зоны перехода жидкость-пар. 18, 19 - Повышенное содержание в породах элидота и сульфидов, соответственно. 20 - Блоки с различной намагниченностью пород: а -высокой, б - низкой. 21 - Блоки с промежуточными значениями

петромагнитных параметров

• / [Kg« ES)j ЕЗ* \£В' ЕЭ' ¡Ш' О' в'

ЕЭ » СШ" GD "ЕЭ" ИЗ" ЙО" Е22 "

Среднетемпературные пропилиты формируются в основании разреза. Выше происходит смена данных пропилитов на низкотемпературные и аргиллизированные. Таким образом, происходит последовательная смена режима гидротермального изменения пород снизу вверх, в соответствии с изменением состава и температуры гидротермального флюида и в зависимости от геологической структуры системы. В особом термодинамическом и геохимическом режиме формируются области перехода «жидкость-пар» или кипения гидротерм. Температуры гидротермального минералообразования здесь колеблются от 300-250 до 200-170°С и ниже. Это свидетельствует о резком снижении температуры пород в процессе кипения растворов, возможно, за счет поступления холодных метеорных или морских вод по открытым разломам. В Курило-Камчатском регионе активные сейсмотектонические процессы способствуют раскрытию тектонических нарушений и проникновению в них метеорных и морских вод (Барабанов. 1977; Дуничев, 1973; Кононов, Ткаченко, 1970). При формировании интрузий в обстановке высокой сейсмической активности может происходить взаимодействие расплава с морской водой. Специальные исследования (Марковский, Ротман, 1988) показали, что независимо от состава магмы это приводит к мгновенному испарению воды, вызывающему взрыв, который дробит застывающий расплав и вмещающие породы. Гидротермальные растворы испытывают резкое охлаждение. Такие зоны резкого охлаждения пород фиксирует, в частности, ангидрит. Так, ангидрит распространен в опорном разрезе гидротермально-магматической системы Баранского на глубинах 785-925 м при перепаде температур вторичного минералообразования от 460-360 до 190°С. В схожих условиях формируется ангидрит из измененных базальтов на геотермальном поле Рейкьянес, Исландия (Гептнер и др., 1987). Таким образом, проникновение значительных масс метеорных и (или) морских вод в недра высокотемпературной гидротермально-магматической системы служит одним из спусковых механизмов дробления пород и фактором их охлаждения, в

т.ч. в процессе формирования зон перехода «жидкость-пар». Зоны характеризуются наличием геохимических барьеров осаждения рудных, щелочных, редких химических

Рис. 5. Сводный геолого-геохимический разрез Северо-Парамуширской гидротермально-магматической системы (скважина ГП-3). 1 - Интрузивная брекчия андезито-баэальтового состава; 2 - лавы андезитов; 3 - туф литокристаллокластический пестроцветный андеэитового состава, псефо-псаммитовой размерности обломков; 4 - туффит с включениями реликтового органического материала; 5 - лавы (дайки, силлы ?) андезито-базальтов; 6 -тектоническая брекчия; 7 - умеренно трещиноватые породы; 8 - низкотемпературная опал-кристобалит-тридимит-халцедоновая минерализация; 9 - низко-среднетемпературные существенно кварц-адуляр-падрослюдистые метасоматиты с включениями рудных минералов; 10

- среднетемпературные пропилиты кварц-хлорит-эпидот-мусковитового состава; 11 - зоны перехода жидкость-пар (кварц-адуляровые метасоматиты); 12 - кварц-халцедоновые прожилки с рудными минералами; 13 - рудная минерализация. Гидротермальные минералы: Trdm -тридимит, Crsb - кристобапит, Ccdn - халцедон, Slfd - сульфиды, Qtz-кварц. Adir-адуляр, Chlr - хлорит, Hydmc - гидрослюда, Calz - кальцит, Lmnt - ломонтит, Epdt - эпидот, Anhd

- ангидрит.

2.2. Экстремальный этап развития

К этому этапу отнесена Мутновская гидротермально-магматическая система, расположенная в пределах артезианского супербассейна неправильно-изометричной формы, вытянутого в субмеридиональном направлении, площадью > 5000 км2. Водное питание артезианского бассейна происходит за счет инфильтрации метеорных вод через палеоген-неогеновые породы, вскрытые на дневной поверхности, а также вследствие нисходящего движения вод по вертикально расположенным структурам вулканогенного происхождения, не подвергшимся интенсивному гидротермальному метаморфизму. В целом, гидротермы имеют метеорное происхождение, глубинная ювенильная составляющая в пределах центральной части гидротермально-магматической системы (участок Дачный, Верхне-Мутновское месторождение) не превышает первых процентов (Вакин и др., 1976; Геотермические и геохимические исследования..., 1986). В составе катионов преобладает Na; в составе анионов - сульфат и гидрокарбонат, в подчиненном

количестве - хлор-ион. Температуры гидротермальных растворов колеблются, в среднем, от 220-250 до 100-150°С. Температуры гидротермального флюида в зонах восходящего теплового потока не превышают 250-280°С на глубинах до 3 км. Гидротермы металлоносны. По заключению О.В.Чудаева с коллегами рудные элементы обнаруживают аномально высокие содержания в парогидротермах, но основным их поставщиком являются вмещающие горные породы (Чудаев и др., 2000). Кислые воды на дневной поверхности локализованы в пределах кипящих котлов активной воронки Мутновского вулкана и на отдельных термальных площадках, и практически не распространены в недрах гидротермально-магматической системы. Воды геотермального района формируются под влиянием глубинной (мантийной) составляющей, но основным источником вод следует считать неглубоко залегающие очаги (Геотермические..., 1986; Чудаев и др., 2000). Таким образом, гидротермы экстремального этапа развития уверенно отличаются от гидротермальных флюидов систем прогрессивного этапа по ряду параметров: средними температурами (150-250°С) в пределах большого объема вмещающих пород (2 300 км3); преобладанием в составе катионов № (в меньшей степени Са и еще менее - К), в составе анионов - сульфата и гидрокарбоната; локализацией кислых вод (рН = 1-3) в узких открытых трещинных зонах над магматическим очагом; в целом высоким содержанием во всех типах гидротерм рудных элементов (1п, РЬ, А1, БЬ, Сг, N1, Си) за счет активного выщелачивания больших объемов вмещающих пород.

Система структурно и генетически связана с зоной растяжения земной коры регионального или локального характера и ее тепловое питание обеспечивается источниками генерации энергии, расположенными в интервале глубин от мантии до верхней коры. Поскольку земная кора региона прошла этапы формирования подводного вулканического хребта и двойной островной дуги, в недрах Мутновской системы находятся породы вулканогенно-кремнистой формации. В течение длительной эволюции глубинного (базальтового) магматизма вулканогенно-кремнистые отложения, содержащие большой объем рассеянных и массивных скоплений сульфидов (пирита, пирротина и др.), попадают в зону влияния тепла базальтовых расплавов. Под действием высоких температур (800-1000°С) происходит окисление («горение») сульфидов и, возможно, некоторых других минералов с выделением большого количества тепловой энергии. Интенсивный приток атмосферного кислорода в гидротермально-магматическую систему активизирует экзотермические химические реакции. Большой объем пород вулканогенно-кремнистой формации и образование сульфидов, а также самородной серы и др. минералов, на всех этапах гидротермального метаморфизма, вплоть до новейшего, позволяет прогнозировать наличие в недрах Мутновской гидротермально-магматической системы крупного длительноживущего возобновляемого источника тепла (либо нескольких источников, залегающих на небольших глубинах), дополнительного к традиционно выделяемому магматическому. Более того, генерация дополнительного (вторичного) тепла, вследствие высоких температур окисления сульфидов (2: 700-800°С), может приводить к формированию расплавов андезитового и риолитового состава, к взрывам фреато-магматического характера, дроблению пород на глубине и к близповерхностным или открытым эксплозиям. В строении палеоген-неогеновых и плиоцен-четвертичных вулканогенных и вулканогенно-осадочных толщ присутствуют игнимбриты и спекшиеся туфы, что может свидетельствовать о наличии процессов формирования расслоенных магматических очагов в недрах Мутновского геотермального района и в настоящее время. Распределение тепла под водоупорными комплексами Мутновской гидротермально-магматической системы происходит неравномерно: наиболее прогреты относительно приподнятые блоки горных пород, в которых кровля водоносного комплекса находится на более высоких гипсометрических уровнях. Как правило, структуры поднятий обусловлены интрузиями и протрузиями вязкой магмы и характерны для андезитового и кислого вулканизма.

Гидротермы систем экстремального этапа развития характеризуются средними температурами (150-250°С) в целом в большом объеме (> 300 км3) вмещающих пород, преобладанием в составе катионов N8, в составе анионов - сульфата и гидрокарбоната, локализацией кислых терм в узких трещинных зонах непосредственно над источником теплового питания, металлоносностью основных химических типов растворов.

2.3. Регрессивный этап развития систем

Типичная гидротермально-магматическая рудогенерирующая система этого этапа, Паужетская, локализуется в центральной части Кошелевско-Паужетского вулканогенно-рудного центра (Ю.Камчатка). Гидротермально-магматическая система также имеет неоднородную блоковую структуру. Восходящие потоки гидротермального флюида приурочены к изометричным приподнятым блокам пород размером до 500 м в поперечнике (рис. 6). В этих изометричных кольцевых блоках формируются области разуплотнения пород в виде различных брекчий и зоны перехода жидкость-пар. В недрах системы залегает крупный магматический источник теплового питания - субвулканическое (интрузивное ?) тело среднего - основного состава. На основании выявленных и показанных выше закономерностей развития структуры гидротермально- магматических систем, крупная длительноживущая система возникает при наличии в верхних частях земной коры мощных зон проницаемости, что достигается на контактах полифазного субвулканического тела. Это тело обычно располагается в пределах тектонического поднятия или другой положительной структуры, осложняющей тектоническую депрессию. Наличие депрессии обуславливает достаточное водное питание системы. Эта особенность наиболее характерна для гидротермально-магматических систем, находящихся на этапе регрессивного развития (остывающих). Форма субвулканических комплексов описываемого типа отличается сложным рельефом кровли: наличием нескольких апикальных поднятий, к которым приурочены некки, брекчиевые трубки, моногенные вулканические аппараты, шлаковые конусы. Верхняя граница встречаемости даек и силлов в зоне экзоконтакта, в целом, повторяет форму поверхности эндоконтактовой брекчиевой зоны субвулканического тела. Эта закономерность позволяет

Рис. 6. Схема геологического строения тектонически поднятого блока Верхнего термального поля Паужетского геотермального

месторождения. 1 - Отложения голыгинской свиты. 2 -Нижнепаужетская подсвита. 3 -Среднепаужетская подсвита. 4 -Верхнепаужетская подсвита. 5 -Средне-верхнечетвертичные лавы и экструзии дацитов. 6 - Лавобрекчии основания лаво-экструзивного

комплекса дацитов (а) и

эксплозивные (гидротермальные) брекчии (б). 7 - Современные аллювиальные валунно-галечные отложения. 8 - Литологические границы. 9 - Тектонические нарушения, в плане. 10 -Ограничения Паужетского грабена. 11 - Верхнее термальное поле. 12 -Скважины на разрезе и на плане. 13 - Изотермы. 14 - Границы пародоминирующей зоны на разрезе.

реконструировать положение верхней и краевых частей тела, даже если оно не вскрыто скважинами. Учитывая, что в пределах других известных гидротермально-магматических систем мощность зоны экзо- и эндоконтактов субвулканического тела составляет до 8001000 м, можно ожидать, что его кровля в пределах Паужетской системы находится на глубине 2 - 2,5 км. Разведанный в настоящее время интервал системы (до глубины 1500 м) относится к верхней, по-видимому, не самой продуктивной ее части.

В процессе эволюции гидротермальные процессы прошли следующие стадии изменения пород: а) среднетемпературную пропилитизацию (хлорит + альбит +зпидот +пирит +лейкоксен), в интервале температур от 350-330 до 280 С; б) интенсивно и широко проявленную цеолитовую (хпорит+ ломонтит +вайракит +анальцим +пренит) и ограниченно развитую трансильванскую (иллит +карбонат +кварц +хлорит+пирит+сфен) низкотемпературные пропилитизации в интервале температур от 300-280 до 200°С; в) гидротермальную аргиллизацию пропилитов, протекающую в рамках триоктаэдрического и диоктаэдрического структурного мотива (смешанослойные минералы) в интервале температур 200-150°С. В зонах перехода жидкость-пар на различных глубинах образуются кварц-адуляровые, зпидот-кварц-адуляровые, вайракит-пренит-эпидот-кварц-адуляровые метасоматиты при температурах от 330-300 до 170-150°С. В близповерхностных условиях при температурах 150-80 С в кислых туфах, андезитах и дацитах развиваются высококремнистые цеолиты и диоктаэдрический смектит. В аномальных случаях, когда высокотемпературные изотермы благодаря интенсивной трещиноватости пород над источником тепла были приближены к дневной поверхности, в верхнем водоупорном горизонте образовались цеолитовые пропилиты. На термальных полях при температурах ниже 100°С идут процессы глинообразования, обязанные хлоридно-углекислотному и сернокислотному выщелачиванию. Термобарогеохимические исследования показали, что гидротермальный процесс был многостадийным: минералообразование протекало в обстановке снижения температуры от 350-330 до 200-150 и до 100-50°С в отдельных блоках системы. При этом менялся солевой состав растворов в сторону уменьшения их концентраций. В целом, термальные воды гидротермально-магматических систем регрессивного этапа развития (Паужетской и Паратунской, Ю.Камчатка) характеризуются общей минерализацией на уровне стабильных средних значений 2,5 - 3,5 г/л, рН = 6-8, хлоридно-натриевым составом; повышенными содержаниями калий-иона трассируются лишь узкие зоны разгрузки наиболее высокотемпературных (до 200-220°) терм.

Таким образом, гидротермально-магматические системы регрессивного этапа развития имеют определенные особенности эволюции геологической структуры вмещающих их длительноживуицих вулканогенно-рудных центров (как правило, это формирование мощных кальдерных комплексов и крупных артезианских бассейнов), наследуют геологическое строение гидротермально-магматических систем предыдущих этапов (продолжает развиваться контрастная система «горячих» и «холодных» блоков пород, при локализации и резком уменьшении размеров наиболее прогретых участков до 300-500 м в поперечнике), в их недрах происходит постепенное разобщение магматической и гидротермальной конвективных ячеек (охлаждение интрузивных и субвулканических питающих тел, деградация восходящего потока парогидротерм, существенное уменьшение доли ювенильной составляющей в восходящем флюиде - до десятых процента). В недрах систем продолжается перераспределение рудных компонентов за счет выщелачивания вмещающих пород и накопление рудных химических элементов в минералах-концентраторах.

2.4. Типичное строение субвулканических тел - источников теплового и рудного питания гидротермально-магматических систем

Массив, выделяемый ранее на мелкомасштабных геологических картах как единое интрузивное тело (Апрелков и др., 1967; Долгоживущий..., 1980), при детальном изучении состоит из ряда тел - выходов на дневную поверхность изометричной формы (рис. 7). Тела имеют размер от 300-400 до 800 м в горизонтальном сечении и расположены в виде пояса вокруг крупного субвулканического образования. Мелкие выходы расположены на

Рис. 7. Структура вулкано-плутонического комплекса Выченкия (Ю.Камчатка). 1 - Андезитовые лавы основания разреза, палеоген-раннемиоценового (?) возраста. 2 - Туфы и туфолавы андезито-дацитового (до дацитового в верху разреза) состава. 3 - Толща переслаивающихся лав, туфолав, туфов и игнимбритов кислого состава. 4 — Субвулканические андезито-базальты. 5 — Интрузивные брекчии: гиганто-, грубо-, мелкообломочные автомагматические брекчии с обломками-блоками вмещающих пород. 6 - Дайки андезитового и андезито-базальтового состава.

7 - Лаво-экструзивный комплекс андезито-дацитового состава плиоценового (?) этапа магматизма.

8 - Туфоконгломераты четвертичного возраста, фиксирующие заложение котловины Курильского озера. 9 - Пемзовые отложения голоценового возраста. 10 - Перемытые пемзовые отложения и озерные (озерно-морскме ?) пески. 11 - Стратиграфические и интрузивные границы. 12 - Границы мегабрекчиевой оторочки интрузивных брекчий. 13 - Тектонические нарушения, установленные. 14 - Поля гидротермально измененных пород (а) и кварцево-рудные зоны (б). 15 - Элементы падения пород в плане. 16 - То же, в разрезе. 17 - Аллювиальные отложения широких участков речных долин. 18 - Точки опробования пород на определение абсолютного (К-Аг) возраста.

расстоянии от 2-3 до 0,5 линейного размера тела друг от друга и от основного массива, имеют близкий химический состав и сходные петрографические структуры. Дайки андезитового или андезито-базальтового состава падают

вертикально или под углом 40-65-85° к крупным субвулканическим телам. Эти данные позволяют предполагать, что субвулканические тела образованы за счет единого источника и объединяются на глубине 500-1000 м от дневной поверхности в крупный массив размером не менее 5 км. Породы основных тел представлены базальт — андезито-базальтами порфировой структуры (микродиоритами ?). Содержание кремнезема варьирует по разрезу А-Б от 43,23 до 53,89%, по южной части комплекса от 49,02 до 58,42%. В краевых частях тел породы представлены микродиоритами с большой долей стекла в основной массе и обломками-ксенолитами вмещающих пород. Эндоконтактовая зона субвулканических тел идентифицируется по наличию здесь типичных автомагматических, а также гигантообломочных интрузивных брекчий.

Автомагматические брекчии сложены округлыми либо неправильной формы обломками микродиоритов, сцементированных андезитовой лавой. Фрагментами обломки сплавлены друг с другом, цемент отсутствует. Вмещающих пород в обломочной части не более 5%, в краевых частях тел - до 50%. Возникает оторочка из обломков вмещающих пород и субвулканических андезито- базальтов. Брекчии слагают воронко-, трубо-, жилообразные и неправильно-изометричные тела, локализованные в зоне гигантообломочных интрузивных брекчий. В последних обломки представлены крупными (1-50 м и, возможно, более) изометричными блоками микродиоритов, помещенных в тектоническую брекчию вмещающих пород с размером осколков от долей сантиметра до 20 х 60 м и более. В отдельных случаях цементом служат автомагматические брекчии. Блоки субвулканических и вмещающих пород расположены беспорядочно, как обломки в гетерогенной брекчии или ксенотуфе. Интрузивные гигантообломочные и атомагматические брекчии образуют своеобразную оторочку-зону мощностью от 50-100 до 400 м и более в эндоконтактовых частях субвулканических тел. По-видимому, ее образование связано с корродирующим воздействием интрузивной массы на вмещающие породы при вскипании магмы. При этом возможно проявление ряда «частных» механизмов брекчирования: эксплозий, контрэксллозий, газовых ударов, и др. (Рычагов, 1984,1989; Туговик, 1984).

Детальное петрографическое изучение пород вулкано-плутонического комплекса показало, что для субвулканических образований характерна обломковидность основной микролитовой массы и фенокристаллов. Основная масса породы разбита на изометричные фрагменты-неоднородности, отличающиеся ориентировкой, а в некоторых случаях и размерами фенокристаллов. Границы фрагментов представлены тончайшими трещинками, либо не выражены. Фрагментарность породы более характерна для краевых частей субвулканических тел. Таким образом, брекчиевая структура типична для пород вулкано-плутонического комплекса, а также для всей вулканогенной толщи. Она формируется в ходе вулканогенного и интрузивного процессов (начальная гетерогенность как свойство потоков вещества) и в течение всего времени физико-химического изменения пород (наложенная брекчированность, локализующаяся в тектонических, магматических и рудных зонах). Важнейшей особенностью структуры вулкано-плутонического комплекса является повышенная начальная брекчированность и проницаемость пород в контактовых зонах геологических тел (силлов, даек, лавовых и туфовых потоков) и как следствие этого - локализация именно в контактовых зонах наложенных процессов, формирующих структуры вторичной брекчированности пород (тектонические, гидротермальные, в т.ч. рудные). Контактовые зоны имеют специфический состав, брекчиевую структуру, четкие интрузивные или тектонические границы, значительную мощность (десятки и сотни метров) и должны изучаться специально, в качестве «самостоятельных» геологических тел.

Современные высокотемпературные рудогенерирующие гидротермально-магматические конвективные системы имеют аналогичное строение вблизи субвулканических тел или периферических магматических очагов, обеспечивающих водное и тепловое питание систем. К контактовым зонам глубинных магматических тел приурочены наиболее высокотемпературные металлоносные газо-гидротермальные флюиды (см. ниже, главы 3-5).

Глава 3.

Эволюция гидротермально-метасоматических процессов

Настоящий раздел работы основан на основополагающих принципах эволюции метасоматических процессов, разработанных Д.С. Коржинским (1955), Дж. Хемли и В. Джонсом (1964), В.А. Жариковым (1982) применительно к околорудным гидротермальным изменениям горных пород, сопровождающимся выносом основных ее

компонентов и возрастанием общей кислотности. Этот тип метасоматоза выделен в самостоятельную генетическую группу (Коржинский, 1955, 1982). ВА.Жариковым и Б.И.Омельяненко выделяется 10 главных околорудных метасоматических формаций кислотного выщелачивания в связи с гранитоидным магматизмом (Жариков, 1982; Жариков, Омельяненко, 1978). Из них в современных гидротермально-магматических системах островных дуг наиболее ярко проявлены следующие формации, образующиеся соответственно понижению температуры гидротермальных растворов; 1) вторичные кварциты, 2) пропилиты, 3) аргиллизиты. Как отмечает Г.П. Зарайский, для проявления высокотемпературного кислотного метасоматоза благоприятной геологической обстановкой служат приконтактовые части интрузивных и субвулканических тел гранитоидного состава (Зарайский, 1989). В развитие этих положений, нашими работами показано, что и над горячими субвулканическими телами андезито-базальтового состава в областях современного андезитового вулканизма вмещающие породы изменяются под влиянием кислотного метасоматоза (Рычагов и др., 1993,1994; Структура ..., 1993). При этом определенными особенностями метасоматической зональности отличаются гидротермально-магматические системы всех трех основных этапов эволюции систем.

3.1. Гидротермально-метасоматические процессы на прогрессивном этапе развития систем

На этом этапе эволюции гидротермально-магматических систем островных дуг широкое участие в формировании растворов принимают высоконагретые летучие, что и определяет специфику высокотемпературных гидротермальных преобразований пород как в субвулканических условиях, так и на поверхности земли (Коробов, 1995). В островодужной тектоно-магматической обстановке в наиболее высокотемпературных вулканических эманациях проявляют себя, в первую очередь. С1, ? и их соединения (НС1, НР и др.) и соединения серы (БОг) (МепуаЛоу е! а1., 1985). Соединения хлора и серы обуславливают возникновение близких по физико-химическим параметрам гидротермальных растворов как в субвулканических условиях, так и на фумарольных полях. Они предопределяют развитие процессов кислотного выщелачивания и фиксации щелочных элементов. Поэтому в гидротермально-магматической системе Баранского, находящейся, как показано выше, на этапе прогрессивного развития, одновременно развиваются в приконтактовых зонах субвулканических тел и на дневной поверхности следующие ассоциации новообразованных минералов: монокварциты (моноопалиты), мусковит (серицит) - кварцевые и алунит (ярозит) - опаловые метасоматиты. Другие зоны гидротермально-метасоматических изменений располагаются между ними. Общая вертикальная зональность имеет вид (снизу - вверх): вторичные кварциты (монокварцевая и мусковит (серицит) - кварцевая фации) - среднетемпературные эпидот-хлорит-мусковитовые (серицитовые) пропилиты - аргиллизированные пропилиты -гидротермальные глины (смектиты) - серные опалиты (каолинит-опаловая, алунит-опаловая и моопаловая фации). Минералого-петрографические исследования свидетельствуют, что пропилиты наиболее распространены среди пород гидротермально-магматической системы Баранского: среднетемпературные (360-280°С) и низкотемпературные (280-180°С), менее развитые. Пропилиты пространственно и генетически связаны со вторичными кварцитами. В апикальной части субвулканических тел обособляются монокварциты, образующиеся при температурах 460-380°С (Рычагов и др., 1993, 1994). В зонах повышенной проницаемости и на удалении от участков наибольшего прогрева формируются аргиллизированные пропилиты при температурах 200-150°С. В близповерхностных условиях развиваются гидротермальные глины (150-100°С). На фумарольных полях, фиксирующих восходящий поток газов и парогидротерм, образуются крупные массивы серных опалитов (вторичных кварцитов).

3.2. Гидротермально-метасоматические процессы на регрессивном этапе развития гидротермально-магматических систем

Типичной гидротермально-магматической системой этого этапа является Паужетская. В ее пределах выделены следующие зоны гидротермально измененных пород.

1. Зона пропилитизации. Слагает глубокие горизонты системы и характеризуется ассоциациями вторичных минералов: а) кальцит + хлорит + пирит + ломонтит; б) кальцит + хлорит + пирит + ангидрит; в) кальцит + хлорит + пирит + белая слюда. Во всех ассоциациях присутствуют в качестве примеси альбит, кварц, сфен и апатит.

2. Зона цеолитизации и фельдшпатизации. Характеризуется ассоциациями: ломонтит + адуляр и альбит + (кальцит + кварц + монтмориллонит + хлорит + сфен + апатит). Адуляр приурочен преимущественно к верхней части зоны. Изредка встречаются филлипсит, ангидрит, пирит, эпидот, пренит. Новообразованные минералы, среди которых преобладает ломонтит, составляют до 60 % породы.

3. Зона аргиллизации и цеолитизации развивается, преимущественно, в породах дацитового состава и разделяется на две подзоны следующего состава: а) монтмориллонит + анапьцим + кварц; б) монтмориллонит + анапьцим + птилолит (сколецит) + кварц + гидробиотит + шабазит. Нижняя граница зоны контролируется изотермой 150 °С, которая проходит на глубинах 50-330 м от дневной поверхности.

4. Зона кислотного выщелачивания. Она характеризуется ассоциацией каолинит + ломонтит + пирит + алунит + опал + тридимит. Ее образование связано с окислением H2S до H2SO4 вблизи дневной поверхности.

Считается, что изменения минеральных ассоциаций обусловлены изменением состава вод, а также сменой состава пород на более основной в нижних частях разреза (Структура..., 1993). Здесь прекращается действие поверхностного окисления, начинает преобладать сероводород в составе газов. Известно, что наиболее высокотемпературные метасоматические формации, обычно на отметках более 3 км, представлены актинолитовой, эпидот-хлоритовой и пренитовой фациями; промежуточные зоны (от 1 до 3 км) - хпорит-апьбитовой фацией; приповерхностные зоны (менее 1 км) - цеолитовой и трансильванской фациями. Среднетемпературная хлорит-апьбитовая пропилитизация характеризуется появлением в метасоматитах равновесного парагенезиса: альбит + эпидот + хлорит + пирит + лейкоксен (Коржинский, 1955, 1961). Низкотемпературная пропилитизация (без альбита, по Д.С.Коржинскому) подраздепяется на цеолитовую (ломонтит + анапьцим + вайракит + натролит + хлорит + адуляр + пирит) и трансильванскую (карбонат + иллит + селадонит + хлорит + адуляр + пирит) (Гугушвили, 1980; Ратеев и др., 1972).

В Паужетской системе наиболее широко распространены низкотемпературные пропилиты. Среди них различаются цеолитовая и трансильванская фации. Продукты среднетемпературной пропилитизации проявлены слабо и носят эпизодический характер. Тем не менее, диагностика продуктов среднетемпературной пропилитизации имеет большое значение для понимания эволюции всех минерапого-геохимических процессов, протекающих в недрах гидротермально-магматической системы. Переход низкотемпературных пропилитов в зону высококремнистых цеолитов и монтмориллонита происходит через зону аргилпизированных пропилитов. Переход выражен сменой ломонтита и высокотемпературного анапьцима морденитом, клиноптилолитом и гейландитом, а хлорита - диоктаэдрическим смектитом. На участках с приближенной к поверхности высокотемпературной изотермой в породах верхнепаужетской подсвиты зона высококремнистых цеолитов и аргиллизитов не формировалась. Находящиеся там низкотемпературные пропилиты испытывают наложенную гидротермальную аргиллизацию - смектитизацию, протекающую в рамках триоктаэдрического структурного мотива. Таким образом, в нарастающей окислительной обстановке перерождение вулканитов происходит под действием серной кислоты, которая образуется в результате окисления сероводорода атмосферным кислородом и вследствие биогенного окисления (Набоко и др., 1965). В недрах системы регрессивного этапа развития

аргиллизация низкотемпературных пропилитов (исключая трансильванские), осуществляемая в рамках триоктаэдрического структурного мотива, также сопровождается увеличением коэффициента окисленности. Следовательно, гидротермальный процесс в недрах гидротермально-магматической системы устойчиво эволюционирует от средне- и низкотемпературных пропилитов через аргиллизированные их разности в кислотно выщелоченные породы.

3.3. Специфика минералого-геохимических процессов на различных этапах развития гидротермально-магматической системы

В формировании горячих растворов принимает участие сложный многокомпонентный состав высоконагретых газовых эманаций, прежде всего, соединения хлора и сернистые газы (Menyailov et al., 1985). Это определило синхронное развитие в недрах гидротермально-магматической системы и на ее фумарольных полях вторичных кварцитов. Их появление в зонах максимального прогрева обусловлено истечением близких по физико-химическим параметрам ультракислых растворов. Серная кислота, взаимодействуя с вмещающими породами, вызывает их интенсивное выщелачивание и образование сульфатов: ангидрита, барита, алунита, ярозита. Другим следствием присутствия соединений CI и S в высокотемпературных газовых эманациях являются процессы фиксации щелочей, близкие по времени своего проявления с ультракислотным выщелачиванием (Коробов, 1995). Вопрос об источнике щелочей для алунита и ярозита серных опалитов остается дискуссионным. Согласно представлениям Л.Н.Когарко, И.Д.Рябчикова, Д.Е.Уайта и Г.А.Уоринга (Когарко, Рябчиков, 1961, 1978; Рябчиков, 1975; White, Waring, 1963), можно допустить, что одной из форм переноса хлора на фумарольных полях являются хлориды Na и К. Сомнительность мобилизации щелочей из вмещающих ультракислотно выщелоченных пород доказывается наложенным характером алунита по отношению к минералам кремнезема (Устинов и др., 1988). Возможность поступления Na и К из силикатного расплава подтверждается крупными скоплениями алунита, ассоциирующего с кварцем, опалом и тридимитом в ареалах интрузивных тел на серных месторождениях Курильских островов (Знаменский, Носик, 1981; Знаменский, 1982). Это объясняет разномасштабность развития в недрах и на фумарольных полях минералов-концентраторов К и минералов Si02. В субвулканических условиях наибольшее распространение получают мусковит, серицит и гидрослюды в составе вторичных кварцитов, на фумарольных полях - кварц, опал, кристобапит.

Повышенное содержание CI в составе магматических эманаций системы Баранского (Знаменский, Никитина, 1985) обуславливает высокую активность калия в гидротермальном преобразовании пород на глубине. Поэтому слюдизация не ограничивается участками интенсивного окварцевания, а носит широкое распространение и охватывает большие объемы пород. При снижении температуры при удалении от контакта субвулканических тел происходит смена слюдистых минералов от мусковита и серицита гидрослюдами и иллит-смектитами. Высокая активность SO2 наряду с соединениями CI в газо-гидротермапьных флюидах обеспечивает формирование сульфатов, в частности, ангидрита. Ангидрит образуется в широком интервале температур (320-160°С). Одной из особенностей образования ангидрита является то, что при повышении температуры растворимость минерала уменьшается. Поэтому осаждение ангидрита возможно в случае, если ион SO*"2 непрерывно генерируются в растворе по мере его остывания. Это условие достигается при изначальном присутствии S02 в охлаждающихся термах, т.е. при участии высокотемпературных магматических эманаций в формировании гидротерм. При удалении от субвулканического тела происходит уменьшение концентрации SO2 за счет HjS, а также возрастает растворимость ангидрита. Это приводит к смене ангидрита и других сульфатов сульфидами. В гидротермально-магматической системе Баранского на значительной глубине охлаждение растворов и наложение низкотемпературных

метасоматитов на высокотемпературные, как и в Исландии (Гептнер и др., 1987), может быть вызвано влиянием морской воды.

Таким образом, прогрессивный этап отличается от регрессивного этапа развития гидротермально-магматической системы образованием дополнительной минеральной формации в основании геологического разреза: вторичных кварцитов - монокварцитов (гранат + кварц + серицит (мусковит) + элидот + флюорит + ангидрит + пирит) в зоне перехода от субвулканического источника тепла во вмещающие породы при температурах от 2470 до 350°С, а также формированием мощной (до 225 м) зоны серных опалитов - вторичных кварцитов (опал + кристобалит + тридимит + кварц + алунит + ярозит + сера + барит + лимонит + пирит + марказит), перекрывающих гидротермально-магматическую систему по всей площади и служащих для нее верхним водоупором и тепловым экраном. На глубоких горизонтах при переходе от вмещающих горных пород в андезито-базальты субвулканического тела образуются зоны разуплотнения во вторичных кварцитах (возможно, 8 т.ч. за счет эффекта терморазуплотнения метасоматитов, по Г.П.Зарайскому, 1989), что является предпосылками для формирования глубинных зон повышенной проницаемости для высокотемпературного гидротермального флюида. Этап регрессивного развития отличается широким проявлением низкотемпературной пропилитизации и аргиллизации во всем объеме гидротермально-магматической системы и фиксацией щелочных химических элементов в приповерхностных горизонтах аргиллизированных пород. Окварцевание и адуляризация пород в зонах перехода жидкость-пар (кипения гидротерм) на этапе регрессивного развития локализуется на небольших участках в приповерхностных горизонтах; палеоэтап выделяется наличием мощных (до 2 300-500 м и более) зон окварцевания - адуляризации (кварц + адуляр + пренит + вайракит + эпидот) вмещающих пород на различных глубинах (до 2 - 2,5 км). Границы зон выделяются повышенным содержанием калия, лития, рубидия и др. щелочей: формируются геохимические барьеры для К, Li, Rb, Cs.

Глава 4.

Геотермапьные рудогенерирующие процессы в недрах гидротермально-магматических систем

В последние годы гидротермально-магматические системы областей современного вулканизма все больше привлекают внимание исследователей как рудогенерирующие структуры. Предполагается связь между геотермальными и эпитермальными рудными месторождениями (Henley, 1985; Hedenquist et al., 1996). Однако, рудообразование в недрах современных гидротермально-магматических систем либо декларируется на основании косвенных данных (изучения металлоносности вулканических газов и гидротермальных флюидов), либо исследуются минерало-рудообразующие процессы вблизи и на дневной поверхности (Карпов, 1991; Набоко, 1980; Giggenbach et al., 1990). Автором настоящей работы показано, что в недрах современных гидротермально-магматических систем островной дуги происходит эволюция процессов минерало-рудообразования при переходе от прогрессивного к регрессивному этапу.

4.1. Рудные элементы в зоне гипергенеза геотермальных месторождений: распределение, формы миграции, источники (на примере месторождений Океанское, Северо-Курильское, Паужетское)

Геологическими и геохимическими исследованиями, проводимыми в областях активного вулканизма, установлена большая роль природных вод и конденсатов фумарольных газов при формировании полей рассеяния и концентрирования химических элементов (Голева, 1968; Структура..., 1993; Современные проблемы...,

1987). Зона гипергенеза геотермальных месторождений отражает условия формирования гидротерм в зоне смешения подземных и поверхностных вод и, соответственно, несет информацию как о поверхностном распределении рудных элементов, так и об их глубинных источниках: на примере гидротермально-магматических систем Баранского и Паужетской показаны механизмы, формы миграции рудных химических элементов в зоне гипергенеза и их наиболее вероятные источники (Рычагов и др., 2002i). Физико-химические условия формирования природных вод района (температура, концентрации Н2, H2S, С02, HCl; pH и др.) определяют формы нахождения Au и его спутников в потоках рассеяния. Опробование потоков рассеяния в пределах системы Баранского проведено на площади около 20 км2. По водотокам через 500 м отобрано 33 пробы воды и донных отложений (илисто-песчаная фракция < 1 мм), с шагом 100-200 м опробованы коренные горные породы в бортах долин водотоков.

Au. Существующие экспериментальные данные по растворимости Au в гидротермальных растворах при различных температурах (25 - 500°С) и давлении касаются, в основном, простых систем, где лигандообразующими комплексами выступают соединения CI или S (Баранова и др., 1977; Зотов и др., 1996; Gammons, Williams-Yones, 1997). Так, хлоридные комплексы золота могут образовываться лишь в сильнокислых средах (Eh > 0,9 v) при pH < 1 и, соответственно, повышенных концентрациях хлора, например, в фумаролах вулкана Эбеко (Голева, 1977). В средах с недоокисленными формами серы золото может образовывать устойчивые тиосульфатные комплексы Au(S203)2 (Голева, 1968; Летников, 1965; Seward, 1973). В кислой среде (pH < 3,5) при пониженных температурах происходит их разложение (Тюрин, Холманских, 1962):

2Au(S203)23" + 4Н* -> 2Au + 4S° + SO42' + 3S02 + 2НгО

Как показало физико-химическое моделирование (Королева и др., 1984; Пампура, Хлебникова, 1987), в восстановительных условиях глубинных зон в растворах, содержащих сероводород, Au находится в сульфидных и гидросульфидных комплексах - [Au(H2S)2 Г. [AuS]", [Au(HS)]° с концентрацией до 10"3 моль/кг. При смене восстановительной обстановки на окислительную в экзогенных условиях происходит преобразование форм Au в гидроксил- и хлорсодержащие комплексы - [AuCI(OH)]', [AuOH]0, [AuCUr с концентрацией до Ю"10 моль/кг. В результате диспропорционирования выделяются частицы Аи°. Способствует этому понижение температуры. Частицы Аи° сорбируются гейзеритом и пиритом: содержания золота в них на многих термальных полях Камчатки и Курильских островов стабильно высокие и достигают 0,5 - 1,0 г/т.

Ад. Серебро, как и золото, может образовывать растворимые тиосульфатные комплексы Ag(S203)23' , но при наличии в водах небольших количеств галоидных анионов (CI) и барботировании сероводорода образуются труднорастворимые соединения кераргирит (AgCI) и аргентит (Ag2S). В сильнокислых водах тиосульфаты серебра разрушаются с образованием Ag2S (Михайленко, 1966): 2Ag(S203)3" + 4Н+ -» Ag2S + 3S + SO42" + 3S02 + 2HzO

As. В глубинных термальных водах мышьяк ведет себя как растворимый компонент, но в приповерхностных условиях его содержание в водах обеднено, что, вероятно, объясняется дестабилизацией его сульфидного растворимого комплекса, когда H2S удаляется из раствора при его кипении (Ewers, Keays, 1977). Так, содержания As в слабокислых сульфатно-гидрокарбонатных водах (pH 6 - 6,7) не превышают нескольких микрограммов на литр. По расчетным данным он мигрирует в этих водах преимущественно в виде ASO43". В кислых водах (pH < 3,5) As по экспериментальным данным находится в форме H2As04 и H2As03 и его содержания более высокие (Голева, 1968). При разгрузке термальных вод в результате смешения с небольшим количеством H2S происходит образование аурипигмента (As2S3):

2НгАзОз ♦ ЗН2в Дэгвз + 6Н20

РЬ. Свободные катионы РЬ2+ в зависимости от состава и концентрации в водах анионов (СГ, БОД НС03") образуют комплексные или труднорастворимые соединения: РЬ(НС03Г, РЬ(304)2*, РЬБОД РЬС12°, РЬ(ОН)2° (Михайленко, 1966). РЬС12 незначительно растворим в горячей воде, гидролизуясь, образует комплексные соединения РЬСГ и РЬС13". Содержание РЬ в водах в этом случае не превышает 10 мкг/л. При концентрациях сероводорода в водах более 50 мкг/л содержание РЬ падает до нескольких микрограммов на литр.

В целом, изучение распределения Аи, Ад, Аэ и РЬ в поверхностных водах и илисто-песчаной фракции потоков рассеяния показало следующее.

1. Повышенные концентрации Аи, Ад, Аэ и РЬ в зоне гипергенеза месторождения парогидротерм связаны с разгрузкой глубинных хлоридно-натриевых растворов. Концентрирование в донных отложениях Аи°, а также труднорастворимых хлор- и серосодержащих соединений Ад, Аб и РЬ обусловлено изменениями рН и температуры растворов в приповерхностной зоне смешения субщелочных хлоридно-натриевых глубинных вод с кислыми сульфатными водами, или на дневной поверхности при смешении кислых сульфатных (сульфатно-хлоридных) с метеорными водами.

2. Гидро- и литохимические аномалии рудных элементов в зоне гипергенеза геотермального месторождения локализуются в пределах наиболее динамичных современных тектонических структур - горстов, зонах контактов тектоно-магматических поднятий с относительно опущенными блоками и участках пересечения тектонических нарушений. Гидро- и литохимические аномалии повышенных концентраций рудных элементов в зоне гипергенеза являются индикаторами наиболее проницаемых тектонических структур, контролирующих восходящий высокотемпературный гидротермальный флюид.

3. Источником рудных элементов для гидротермальных растворов в высокотемпературной системе прогрессивного этапа развития может служить неглубоко залегающий периферический магматический очаг, предполагаемый по геофизическим данным на глубинах 3-5 км, или связанные с ним горячие субвулканические тела андезито-базальтового состава, кровля которых установлена на глубинах от 800-1500 до 1500-2500 м от дневной поверхности.

4.2. Распределение и особенности поведения ртути в недрах гидротермально-магматических систем

Ртуть относится к химическим элементам, обнаруживающим высокую подвижность в современных гидротермальных процессах. Поэтому условия накопления и перераспределения Нд рассматривают как индикатор тектоно-магматических условий преобразования вулканогенных пород (Айдиньян, Озерова, 1966; Уайт, Уоринг, 1965). Ранее показано, что для современных высокотемпературных гидротермальных систем характерна отгонка Нд из пород и накопление ее на дневной поверхности (Трухин и др., 1985). Детальное изучение распределения Нд в коренных горных породах в разрезах многих десятков скважин гидротермально-магматических систем Баранского, Северо-Парамуширской. Мутновской, Паужетской и Паратунской показало, что поведение Нд в гидротермально-магматических системах не столь однозначно и может служить индикатором изменения термодинамических условий и структуры проницаемости на глубине (Рычагов, Степанов, 1994; РусИадоу е! а!., 2000).

Этот, считающийся легкоподвижным при высоких температурах, химический элемент создает аномалии повышенных концентраций в почвах и горных породах на различных глубинах. Наблюдается необычное для геотермальных проявлений распределение Нд - породы, в целом, обогащены Нд на порядок выше фоновых значений для региона: (5-25) х Ю"6 % против ((1-2,2) х 10"®%, Леонова, 1979). Вместе с тем, распределение Нд неоднородно от участка к участку и зависит от

геологического строения блоков пород и термпературы гидротермального флюида. В относительно опущенных блоках наблюдается чередование участков пород с низкими и высокими содержаниями Нд по всему разрезу, вплоть до забоя скважин. Аномально высокие содержания Нд коррелируются с зонами повышенной трещиноватости и пористости пород, участками разуплотнения на границах литологических горизонтов, зонами сульфидизации в метасоматитах. Отмечается накопление Нд в рыхлых обломочных породах, находящихся под и между потоками лав или силлами андезито-базапьтов. Лавовые потоки и субгоризонтально залегающие магматические тела, отличающиеся высокой плотностью и слабой проницаемостью для парогидротерм и газов, по-видимому, служат экранами и для флюида, насыщенного парами Нд. Корреляция распределения содержаний Нд с различными типами метасоматитов не наблюдается, но отмечается падение ее содержаний до фоновых значений в зонах перехода жидкость-пар, где брекчированные туфогенные породы полностью замещены агрегатом тонкокристаллического кварца с адуляром. Высокая открытая пористость зон перехода жидкость-пар (до 50 %) обеспечивается за счет макропор, образующихся при выщелачивании рыхлого цемента и механического вымывания обломков, через которые пары ртути легко мигрируют по разрезу. Содержание Нд в мономинеральных пробах пирита еще выше, чем в породах. По-видимому, Нд локализуется не только на поверхности и в микротрещинах кристаллов пирита, но и входит в виде изоморфной примеси в структуру минерала, вследствие чего полное ее выделение происходит топько при температурах разрушения кристаллической решетки (выше 450-500°С).

В разрезе тектоно-магматических поднятий большая часть значений Нд в породах близка к фоновым. Выделенные аномалии обнаруживают те же тенденции приуроченности к зонам дробления, литологическим и метасоматическим границам. В породах горстов распределение содержаний ртути неравномерно от разреза к разрезу. Отдельные участки стерильны, другие включают аномалии Нд на глубинах г 300 м, третьи обогащены в приповерхностных зонах. Эта особенность поведения ртути в разрезах горстов, по-видимому, связана с их высокой раздробленностью на блоки-пластины различной мощности, насыщенные разрывными открытыми тектоническими нарушениями, по которым активно циркулируют термальные и холодные метеорные воды; неоднородностью современного температурного поля и подъемом фронтов локальных тепловых потоков близко к дневной поверхности. За счет этого происходит как отгонка Нд из наиболее прогретых участков, так и ее накопление в зонах охлаждения. Об охлаждении конкретного блока в недрах гидротермальной системы свидетельствует наличие аргиллизированных пород, часто до глубин 500-700 м и более.

Изложенный материал свидетельствует в пользу интенсивной современной дегазации Нд из недр гидротермально-магматической системы прогрессивного этапа развития (Баранского, Северо-Парамуширской). Ртуть в породах гидротермально-магматической системы находится, вероятнее всего, в свободной - атомарной форме (Степанов и др., 1982), что косвенно подтверждается отсутствием находок в породах ее минералов. Минералы ртути, вероятно, могут образовываться в недрах гидротермально-магматических систем в локальных структурах. Однако, показано, что при температуре 269° С происходит полное разложение киновари и переход Нд в атомарную форму (Айдиньян и др., 1969). Атомы Нд при движении из недр системы к поверхности локализуются в микротрещинах, на дислокациях и в междоузельном пространстве кристаллических решеток минералов-носителей (Жеребцов, 1991; Степанов и др., 1982) в пределах, прежде всего, зон охлаждения пород, где Нд накапливается. С течением времени происходит полная отгонка Нд из глубоких недр систем и концентрирование ее в приповерхностных аргиллизитах. Это служит основанием для определения относительного возраста гидротермальных систем. Таким образом, изучение поведения Нд в горных породах, минеральных

новообразованиях и почвах на дневной поверхности помогает картировать зоны восходящего потока газо-гмдротермальных растворов («горячие» разломы), зоны инфильтрации метеорных и отработанных термальных вод на глубину («холодные» разломы), участки накопления сульфидов, а также позволяет определить этап развития гидротермально-магматической системы. Применению ртутнометрической съемки на геотермальных объектах благоприятствуют оперативность, низкий предел обнаружения, высокая достоверность и воспроизводимость метода.

4.3. Отложение рудных минералов. Механизмы формирования современной рудной минерализации

В теории происхождения гидротермальных рудных месторождений одним из ключевых является вопрос об источнике рудного вещества. Решение его обычно зависит от степени изученности конкретного месторождения. Решить эту проблему, на взгляд автора, можно принципиально с других позиций - изучения начальных этапов гидротермального минерал о-рудообразоеания на примере современных высокотемпературных гидротермально-магматических систем. Шлиховым и минералогическим анализом из керна и шлама скважин, пробуренных 8 центральных блоках гидротермально-магматических систем Баранского, Северо-Парамуширской и, отчасти, Мутновской, выделены шаровидные минеральные образования (глобули), а также частицы в форме неправильных зерен. Размер зерен колеблется от 0,01 мм и меньше - до 1,7 мм, преобладают тонкие зерна. Чаще всего это правильные глобули, реже овальные, каплевидные, уплощенные с двух сторон, и др. (рис. 8). Все глобули в различной степени магнитны. Многие зерна полые, с одним или более

Рис. 8. Формы самородных металлов и интерметаллических соединений: а - типичные рудные и силикатные глобули с отверстиями для выхода газов, б - разрез рудного зерна, ядро состоит из самородного железа; в - кристаллы гематита на поверхности зерна, сложенного самородным железом и иоцитом; г - рудное зерно, поверхность образована гексагональными табличками магнетита; д - фанат шорломит, высокопористое зерно; а, б, в - электронный сканирующий микроскоп (МГУ), оператор В.Н. Соколов; г, д - электронно-микроскопический комплекс \)5М-530+Ьпк1818" (ИГЕМ РАН), оператор Н.В. Трубкин.

выходными отверстиями. Имеют гомогенное строение, либо одно или несколько ядер, выделяющихся высокой отражательной способностью. Состав минералов определен на рентгеновском микроанализаторе "СатеЬах" и рентгенофазовым анализом на ДРОН-2 (табл. 1, условия съемки: Со-излучение, 30 ку, 30 тА) (Рычагов и др., 1996,1997). Идентифицированы следующие минералы: 1) самородное железо; 2) магнетит; 3) фанат шорломит, Ре-"П-Мп-силикатные глобули; 4) зональные с ядром из самородного железа, имеющим примесь "П, Мд, N1, Мп, Си, Сг и др. элементов до 5%, и оторочкой из магнетита и иоцита. Рентгенофазовым анализом установлено устойчивое содержание в минералах нескольких фаз: железистый треворит - (№, Ре) РегО,), магнезиоферрит - МдРеЛ, хромит - РеСг204, купрошпинель - СиРе204, донацит - (Ре, Мд)(Сг, Ре)204, квондилит - Мд2ТЮ4 (табл. 2). Преобладают пористые или высокопористые зерна (характерные для шорломита), реже гомогенные массивные (типичные для самородных металлов и интерметаллических соединений).

Табл. 1. Минеральный состав магнитных глобулей.

Табл. 2. Состав дополнительных минеральных фаз в глобулях.

Мябрм« ПцЯим.м Мяиум ЭпшмАШ!

' * / |

72-12 Онерсд 230 М«№ 10 М90 2.021 И 10 «6 102«

3 1.434 2 1411

3 1 1 169 1.014 з 1 1 171 1.014

65-М 440 10 ихи 10 2ЛВЛ

3 М34 2 1М5

э 1 ПО 3 1.171

2 1.011 1 Ш<

Иоаргт ««13

п 100-400 10 4 2.514 ЮН 10 1 1572 109«

) 1.611 4 1.613

4 1.4И 3 1М2

1 1.091 1 \яп

Мжп 19* 09

65 250 - 950 4 4Л7 1 4.154

2 2*64 3 2.9*7

10 2.521 10 2.532

» гст 2 109«

2 1414 4 1.613

3 1мг 5 1.Ш

ммшт ' 1/Т0390

72 100-400 1 2 1 ш 1 974 II» 1 2 1 1303 1964 1465

10 1411 10 ми

Э 1Л1 3 МП

Гчвша. и Мосри Этим во АЗТМ

1 1 1 |

Шпш тафер ЗОЯМ

72-1 100-400 10 1114 » 1332

4 2.091 2 1096

3 ии 3 1.615

4 1443 4 МИ

1 1.М2 1 1.210

2 1.091 1 1.093

До ют 22/ И9

и 230 - 950 2 1964 3 1967

3 1100 2 1101

2 1.614 3 1611

3 1/М2 4 1416

1 1X192 1 1094

1 1.0» 1 1050

Тр»ШЦ1И1 и. а. 23/1119

72-3 100-400 3 41X1 3 4131

3 2.934 5 1959

10 1324 10 1525

4 1091 4 1092

4 М«3 6 ММ

2 Ш1 3 1.092

кл» мм а. 25/ КЗ

72-3 100-«» 10 1334 10 1519

4 1090 3 1101

3 1.611 4 1.616

4 1483 3 1X79

Км яип 23/ [157

72.) 100-400 10 1524 10 1532

4 1091 2 1101

4 1.Ш 4 1.406

1 1282 1 1.2*2

1 1099 1 1030

Примечание. В табл. 2 вулканологии ДВО РАН,

и 3 рентгенофазовый анализ выполнен на приборе ДРОН-2 в Институте Аналитик: С.Г.Кокорев.

Кроме того, из пород разреза гидротермально-магматических систем Баранского, Северо-Парамуширской и (в меньшей степени) Мутновской выделены: самородный М в виде самостоятельных фаз, железо-никелевых фаз, в срастании с самородным железом и кварцем; самородные Си. РЬ. 2л. Ад: соединения систем Си-2п. РЬ-вп. Ре-Сг. Ре-С. Си-РЬ-Эп. Си-2п-8п-РЬ (твердые растворы и сплавы ?); графит в форме гексагональных таблитчатых пластинок размером менее 0,5 мм; муассанит: корунд.

Исследование распределения рудных минералов показало, что они характерны для зон восходящего потока гидротермального флюида - горстов, их краевых и осевых частей. Метасоматиты на отдельных участках вертикального разреза горстов содержат большое количество самородных металлов и интерметаллических соединений: они выполняют пустоты и трещины, реже облекаются гидротермальной глиной и кварц-хлорит-гидрослюдистым агрегатом. Вместе с тем, эти минералы отсутствуют в зонах питания системы - в опущенных блоках на участках охлаждения пород. В опорном геологическом разрезе Северо-Парамуширской гидротермально-магматической системы самородными металлами и интерметаллическими соединениями обогащен интервал брекчированных и высокопроницаемых туфов и туффитов, ниже развивается прожилково-вкрапленное сульфидное оруденение. В целом, распределение рудных минералов отражает вертикальную зональность и, соответственно, термодинамические параметры и окислительно-восстановительные условия в недрах системы: зона, сложенная преимущественно сульфидами (960-2500 м) и формирующаяся в условиях восстановительной среды при температурах не менее 250-300 С переходит в зону, представленную рудными окислами (0-960 м). Вероятно, температуры образования последних не превышают 200°С. Минеральные выделения, сложенные самородными металлами и интерметаллическими соединениями, приурочены к границе перехода между этими зонами: геохимический барьер образуется на наиболее проницаемом участке в области активной циркуляции и

кипения газо-гидротермального флюида. Подтверждается вывод, сделанный на основании изучения палеогидротермальных систем, о концентрации рудоносных растворов в определенных структурах вследствие фильтрационной неоднородности геологической среды (Сафонов и др., 1982; Пэк, 1989).

По-видимому, химические соединения, за счет которых образуются самородные металлы и интерметаллиды, формируются при высоких температурах (от 500-600 и выше - до 300-250°С) в восстановительных условиях, в апикальной части источников теплового и рудного питания (субвулканических тел) и выносятся к дневной поверхности «сухим» флюидом. В пользу наличия восстановленного флюида в близповерхностных условиях свидетельствует факт выделения большого количества водорода из термальных источников в пределах горстов (Знаменский, Никитина, 1985). Не исключено, что восстановленные газы не успевают окисляться вследствие высокой скорости их подъема или близости к дневной поверхности магматического очага, а также участия в составе гидротермального флюида элементоорганических соединений (Слободской, 1977). Видимо, в динамических условиях развития систем, в т. ч. гидротермальных, полного окисления флюида не происходит (Флюидный режим Земли..., 1991). Изучение самородных металлов и интерметаллических соединений показало, что гидротермальный флюид обладает высокой газонасыщенностью и активно формирует геологическую структуру: образуются гидротермальные брекчии в зонах современных тектонических нарушений, лолимиктовые комбинированные брекчии с сульфидной минерализацией в экзо- и эндоконтактовой зоне субвулканических тел. К участкам неоднократного брекчирования и приурочено отложение самородных металлов и интерметаллических соединений. Это может служить индикатором геологической структуры гидротермальных систем, что было отмечено ранее для эпитермальных рудных месторождений (Новгородова, 1983).

В теории гидротермального рудообразования известно, что кварц, халцедон, сульфиды и другие минералы ранних стадий несут в себе тонкодисперсную вкрапленность золота, на поздних этапах эволюции систем происходит укрупнение Аи, образование богатых рудных минеральных ассоциаций. Эта тенденция намечается и для современных гидротермальных систем и геотермальных месторождений. С рудогенерирующим флюидом происходит привнос в систему Ре, Мп, Мд, ~П, Сг, А1, К, Ыа, Са и др., входящих в состав интерметаллических соединений. Пирит современной высокотемпературной гидротермально-магматической системы в зонах восходящего потока гидротерм включает еще более широкий спектр микропримесей: Аи, Ад, Аэ, Нд, РЬ, Си, Мд, Мп, Мо, Со, N1, 2г, V, Б!, А1, в количестве до 3,2 %, что согласуется и с составом глубинных растворов, обогащенных этими же элементами (Пчелкин, 1988). В целом, имеет место устойчивое повышение содержания рудных элементов от ранних этапов формирования гидротермально-магматической системы к поздним: сульфиды и глины остывающей Паужетской системы содержат Аи до 0,1 г/т, Ад до 0,5 г/т, Аэ до 300 г/т, БЬ до 60 г/г и др. (Структура..., 1993).

Таким образом, при изучении рудной минерализации установлено следующее. 1. В современных высокотемпературных гидротермально-магматических системах Курило-Камчатской островной дуги происходит формирование самородных металлов состава Ре, N1, Си, РЬ, Ад; интерметаллических соединений Си-2п, РЬ-Эп, Ре-Сг, Си-РЬ-Эп, Си-гп-Эп-РЬ; графита, корунда, муассанита и др. минералов, характерных для восстановительной минералообразующей среды.

2. Состав и распределение самородных металлов и интерметаллических соединений служат индикаторами состава, условий формирования и разгрузки восстановленного рудогенерирующего газо-гидротермального флюида. Флюид зарождается (трансформируется?) на больших глубинах под влиянием магматического теплового источника и является отражением воздействия интрателлурического потока (по Д.С.Коржинскому) на породы верхних горизонтов земной коры.

3. Самородные металлы и интерметаллические соединения служат индикаторами геологической структуры высокотемпературных гидротермально-магматических систем: они трассируют открытые на глубину не менее 1,5 - 2,0 км зоны тектонических нарушений в осевых частях горстов.

4. Самородные металлы и интерметаллические соединения являются индикаторами относительного возраста гидротермально-магматических систем: большая часть этого рудного материала образуется на этапе прогрессивного развития, трансформируясь в сульфидные и оксидные формы в процессе эволюции систем. За счет этого в гидротермально-магматических системах образуется геохимическая зональность (снизу - вверх): сульфидная минерализация - зона формирования самородных металлов и интерметаллических соединений - оксидная минерализация.

4.4. Рудные минералы (пирит) как индикаторы структуры, флюидного и геохимического режимов в недрах гидротермально-магматических систем

Пирит гидротермальных рудных месторождений, как один из основных рудообразующих минералов, изучен во многих работах. Пирит в современных гидротермальных системах отлагается в метасоматитах на всех стадиях развития систем, поэтому зачастую исследователи считают его малоинформативным. Тем не менее, выполнено большое количество определений содержания Аи, Ад, Аэ, вЬ и других элементов в сульфидах ряда геотермальных проявлений Камчатки и Курильских островов (Зотов и др., 1972; Королева и др., 1993: Чернова и др., 1992). Исследования автора показали, что особенности морфологии, состава включений и распределения пирита отражают изменение термодинамических параметров и состав эндогенного флюида, а также структурную обстановку в недрах современных гидротермально-магматических систем Курило-Камчатской островной дуги.

Пирит выделен из всех типов пород и гидротермальных новообразований: высоко-, средне- и низкотемпературных пропипитов, аргилпизированных метасоматитов, термальных глин и рудных осадков из грязевых котлов. Морфология пирита изучена с помощью минералогического анализа, состав примесей определен на рентгеновском микроанализаторе "СатеЬах" и атомным эмиссионным оптическим спектральным методом испарения из канала угольного электрода с визуальной интерпретацией (дифракционный спетрограф РСв-2), содержание Яд - на атомно-флюоресцентном фотометре «Меркурий ЗМ» с пределом обнаружения 5 х 10'7% (все - в Институте вулканологии ДВО РАН); содержания Аи определены атомно-абсорбционным методом с предварительной экстракцией его нефтяными сульфидами с использованием графитового анализатора НвА-74 на спектрометре Регкт-Е1тег-503 (предел обнаружения 0,2 мг/т) - в Институте геохимии СО РАН.

Пирит гидротермально-магматических систем, находящихся как на этапе прогрессивного (Баранского), так и регрессивного (Паужетская) развития, содержит микропримеси многих рудных элементов (Аи, Ад, Ав, вЬ, Нд, РЬ, Са, Мд, Мп, Мо, V, Со, N1, 2г, вК А1 и др.) в количестве до 3,2%, что согласуется с составом растворов (Паужетские горячие воды..., 1965; Пчелкин, 1988). Содержание микропримесей в пирите Паужетской системы, в целом, на порядок выше, чем в системе Баранского. Микропримесями «заражен» гидротермапьно-метасоматический пирит, рассеянный по всему объему системы. Аи в качестве микропримеси в пирите обнаружено на интервале 0-400 м от дневной поверхности, Ав характерен для средних горизонтов (400-800 м), РЬ образует устойчивые содержания по всему разрезу геологических блоков в зоне восходящего потока гидротерм и в нижней части блоков в области питания гидротермальной системы. Нд обогащен пирит по всему разрезу гидротермально-магматической системы, находящейся на этапе прогрессивного развития, с заметной тенденцией повышения содержаний к нижним горизонтам; фактически лишен Нд пирит глубоких горизонтов остывающей системы. Эта тенденция

с. ----------------- ----- современных

обогащения многими микропримесями пирь

щ ивмттитмжм

ЬИБЛИОТеКА С.Петербург ОЭ К» иг 1

гидротермально-магматических систем от этапа прогрессивного развития к регрессивному подтверждается микрозондовыми и спектральными анализами пирита низкотемпературной (температуры растворов 2 110°С) Паратунской гидротермальной системы на Камчатке. Кроме существенно более высоких содержаний здесь Аи, Аб, Со, Нд и др. элементов (до 1 порядка выше, чем на Паужетской), необходимо отметить равномерное обогащение пирита микропримесями по всей глубине разрезов (изучено распределение химических элементов в пирите до 2500 м) и ровное распределение микропримесей в пределах самих зерен. Пириты метасоматитов Паужетской системы и, особенно, Баранского обогащены микропримесями лишь в краевых частях зерен. Это подтверждает вывод об устойчивом постепенном (?) насыщении минералов-концентраторов (сульфидов) в недрах современной гидротермально-магматической системы многими рудными элементами.

Зоны восходящего и нисходящего потоков гидротерм в гидротермально-магматической системе (горсты и опущенные блоки) различаются по составу микропримесей в пирите. Для первых характерны Ав, Ад, Мд, и РЬ по всему разрезу; Мп, Мо, Со, N1, Ъх и РЬ в нижних горизонтах. Пониженным содержанием микропримесей в пирите выделяются мощные зоны кипения гидротерм. Пирит этих зон отличается и морфометрическими параметрами (рис. 9). Вероятно, отмеченные

ЕЗ 'S* £3' Ш» ЕЗ» № И/ ЕЗ* E2k H3J" Ш'Ш» ЕЗ'ЕЕ» ЕЗ* ЕЕ» Шк ЕВ*

&EZ3» Щг

Рис. 9. Распределение морфологических характеристик пирита в метасоматитах опущенного геологического блока гидротермально-магматической системы Баранского (скважина 54). I -Возраст отложений (рг- парусная свита, lb - лебединская), II - литология, III - тектоническая структура, IV - гидротермальные изменения, V - распределение ртути по разрезу, VI-X -морфологические характеристики и цвет пирита; 1 - туфоалевролиты и туфопесчаники, 2 -туфоконгломераты, 3 - туфы псаммитовые, 4 - туфы псефитовые, 5 - автомапиатические и интрузивные брекчии, 6 - игнимбриты; 7,8 - лавы, дайки, сиплы андезитов и андезито-базальтов, соответственно; 9 - зоны трещиноватости; 10,11 - соответственно тектонические и гидротермальные брекчии; 12-14 - пропилиты, соответственно, высоко-, средне- и низкотемпературные; 15 - метасоматиты зоны кислотного выщелачивания; 16 - зона перехода жидкость-пар; 17 - распределение ртути (а - во вмещающих породах, б - в пирите); 18 - преобладающая форма зерен пирита (а - агрегатная, б - кристаллическая, в -смешанная); 19 - размер зерен (а - 0,1 - 1,0, б - 0,1 - 1,6 мм); 20 - преобладающий габитус (а - кубический, б - сростки кристаллов); 21 - преобладающая форма агрегатов (а - массивно-зернистые, б - сростки кристаллов); 22 - цвет (а - ярко-желтый, б - желтый с побежалостью); 23 - участок разреза, отличающийся характером распределения морфометрических параметров пирита (см. текст).

> >w

g Ш Я Ж I

щщшг

!

i I

особенности поведения микропримесей в пирите и изменения морфометрических показателей пирита объясняются особым термодинамическим режимом в зонах кипения растворов (резкими и, по-видимому, неоднократными колебаниями давления, большими перепадами температур минералообразования - от 300 до 170°С и ниже), высокой открытой пористостью и кавернозностью пород, обуславливающей активное выщелачивание и механическое вымывание компонентов. Границы зоны кипения гидротерм выделяются, наоборот, повышенными значениями содержаний микрокомпонентов в пирите, нижняя граница - высокими значениями содержаний Нд. Отмечается общая тенденция повышения концентраций элементов-примесей в пирите и в различных новообразованиях от "горячей" системы к остывающей (табл. 3). Таким образом, на ранних этапах формирования гидротермально-магматических систем в огромной массе метасоматитов (десятки и сотни км ) постепенно накапливаются Аи, Ад, Аз, РЬ, Си, Ре, Мд, Мп, К и др. элементы, на поздних этапах наблюдается их локализация на геохимических барьерах: происходит формирование эпи- и мезотермальной золото-полиметаллической минерализации.

Табл. 3. Основные характеристики распределений Аи (среднее геометрическое содержаний Сер и стандартный множитель -у) в гидротермапьно-метасоматических образованиях (Рычагов и др., 1998).

Тип новобраэований Гидротермально-магматическая система Баранского Паужетская п С», мг/т у п С«, .мг/т у

Пропилиты 21 1.58 3,01 8 7.33 1.75

Кварц-адуляровые метасоматиты 11 4,73 2,63 17 21,04 1.78

Каолинит- монтмориллонитовые глины 10 2,51 5,66 6 10,66 1,49

Гейзериты и кремневые гели 13 3,15 1,93 13 90,74 4,28

Сульфиды . . - 7 7,30 3,76

Почвы термальных полей 47 7.53 2.33 106 22.29 2,92

4.5. Эволюция пародоминирующих систем и формирование близповерхностных и глубинных геохимических барьеров

Переход жидкость-пар в гидротермально-магматических системах является геохимическим барьером, на котором происходит перераспределение вещества между жидкой и паровой частью флюида и вмещающими породами и минералообраэование. Границы зон кипения представляют собой поверхность сложной формы, проходящую по кривой насыщения гидротермального раствора. Ранее показано, что эти зоны могут быть как открытыми на дневную поверхность, так и замкнутыми на глубине и в зависимости от взаиморасположения в пространстве областей жидкости и пара на их границе можно выделить три типа геохимических барьеров: конденсации, вскипания и промежуточный (Жатнуев и др., 1996). Процессы перераспределения вещества между флюидом и породой на барьере жидкость-пар связаны с резким изменением плотности флюида и его структуры при фазовом превращении. Как показано структурными исследованиями воды (Горбатый, 1979), переход между жидкостью и паром на Р-Т проекции диаграммы характеризуется постепенной сменой льдоподобных ассоциатов слабополимеризованными группировками и мономерами. Границу между жидкой и газовой фазой принято условно проводить по кривой критической плотности, на которой выделяется отрезок 400-500 кг/см2, отличающийся высокими градиентами

плотности на изобарах в относительно узком интервале температуры. Предполагается, что в природных системах зона кривой критической плотности до указанных давлений может выполнять функции геохимического барьера, аналогично барьеру на кривой насыщения. Таким образом, геохимический барьер на границе жидкость-пар отличается наибольшей эффективностью в пределах линии насыщения, где имеется резкий перепад плотности флюида на границе раздела фаз, а также изменение структуры воды.

Формирование горстов в пределах гидротермально-магматической системы и тектонических нарушений на границах и в осевой части горстов приводит к резкому повышению проницаемости пород и поднятию изотерм на высокий уровень за счет проникновения по трещинам перегретых растворов. Прогрессивный прогрев блока пород мог идти одновременно с его поднятием при постоянном уровне термальных вод, поддерживаемом его общим уровнем на площади гидротермально-магматической системы. Для района горста этот процесс может отражаться как относительное понижение уровня термальных.вод. Распределение зон окремнения и адуляризации и утяжеление изотопного состава Бг в разрезе горста до современного уровня стояния границы паровой зоны трассируют процесс ее миграции. Дискретное распределение линз окремнения свидетельствует об импульсном продвижении границы паровой зоны. Вероятно, такое прерывистое движение границ может быть обусловлено резкими тектоническими подвижками, или процессом «самозапечатывания» системы и последующей ее разгерметезации в результате возрастания давления флюида выше критического. Также восстановление проницаемости может инициироваться новейшими сейсмотектоническими подвижками, взламывающими образовавшиеся пробки.

В свете изложенного, объяснение получают факты интенсивного брекчирования пород с перемещением и вращением обломков и механическое вымывание цемента туфов. Ударные воздействия на систему обуславливают мощные и относительно кратковременные потоки флюидов, которые оказывают механическое абразивное воздействие на вмещающие породы. Высокий градиент плотности флюида между жидкой и паровой фазами создает неустойчивость границы между ними, постоянные ее колебания и интенсивные конвективные- потоки, в которые вовлекаются метеогенные растворы, имеющие утяжеленный состав по стронцию. Процесс концентрирования растворов при их выкипании способствует быстрому минералообразованию с захватом метеорного стронция. Указанный механизм формирования зон кипения растворов и образования геохимических барьеров на их границах имеет широкое распространение в гидротермально-магматических системах островных дуг. Они образуются на всех этапах эволюции гидротермально-магматических систем, наиболее мощно этот процесс развивается на прогрессивном этапе при бопьшом градиенте температур (от 350 до 100°С); размеры зон по вертикали достигают 500 м и более. Геохимические барьеры для Аи, Ад, Аз, В, К, Ц ЯЬ, Се и др. элементов формируются в широком интервале глубин (установленный интервал 0 -2000 м) и достигают мощности в несколько сотен метров. В целом, известно, что кипение является одним из факторов, контролирующих рудогенерирующие процессы в недрах гидротермальных рудных месторождений. Воздействие кипения на рудное вещество обуславливает переход в газовую фазу компонентов, служащих лигандами для комплексных форм переноса металлов, разрушение комплексных форм приводит к отложению рудных минералов (Гричук, 1996, 2000). Потеря осадителя, наоборот, препятствует рудоотложению при кипении и приводит к мобилизации рудного вещества в гидротермальном флюиде, что и показано на примере Паужетской гидротермально-магматической системы. Повышение металлоносности растворов при их эволюции от прогрессивного к регрессивному этапам развития гидротермально-магматической системы и при продвижении гидротерм к дневной поверхности, вероятно, может быть объяснено с этих позиций. Таким образом, как по эмпирическим, так и

экспериментальным данным процесс кипения имеет большое рудогенерирующее значение в недрах гидротермально-магматических систем островных дуг: при кипении на границе перехода жидкость-пар происходит отложение Аи, Ад, Ав, В, К, и, ЯЬ, Сэ и др. элементов в кварц-адуляровых метасоматитах и образование геохимических барьеров; с другой стороны наблюдается выкипание растворов и повышение их металлоносности за счет потери осадителя. Эти процессы связаны со снижением давления и, соответственно, резким падением температуры растворов и минералообразования, что и подтверждается по данным изучения газово-жидких включений и ассоциаций вторичных минералов. Более того, ранее в работах С. Драммонда, Н. Спичера и др. показано, что кипение в открытых системах более эффективно с точки зрения рудообразования, чем в закрытых и приводит к отложению сульфидов цветных металлов, сульфосолей и самородных металлов (Огиттопс), ОИтоЬ, 1985; БрусНег, 1989). Полученные нами данные позволяют определять граничные температурные и геохимические характеристики жидкой и паровой фаз для моделирования рудогенерирующих процессов в пределах зон перехода жидкость-пар, формирующихся в недрах гидротермально-магматических систем островных дуг.

На основе изучения распределения Аи в аргиллизированных породах отмечены его повышенные содержания в каолинит-монтмориллонитовых глинах. Сульфидсодержащие глины, залегающие на глубинах до 100-150 м от дневной поверхности в различных гидротермально-магматических системах, содержат: Аи > 100 мг/т, Ад 2 500 мг/т, ЭЬ < 60 г/т, Аэ 5 300 г/т (Структура..., 1993). Повышенное количество Аи установлено в сульфидах, выделенных из глин, образованных на термальных полях. С геохимических позиций верхняя граница горизонта сульфидсодержащих глин отвечает смене окислительно-восстановительного потенциала. Поровые растворы горизонта аргиллизитов зоны сернокислотного выщелачивания по химическому составу относятся к сульфатно-хлоридным кислым (рН = 0,97-3,2) водным растворам с высокими концентрациями Мп (1-12 мг/л), Яе (10580 мг/л), (4-340 мг/л), Си (0,4-33 мг/л) и Аи (0,39-1,4 мкг/л) (Пампура, Хлебникова, 1987). Геохимический барьер, возникающий на верхней границе горизонта аргиллизитов, назван этими авторами сульфидным барьером. По данным Г.Эверса и Р.Кейса породы геотермального поля Бродпенс (Новая Зеландия) вблизи дневной поверхности обогащены БЬ, Аи и Т1, на глубине - РЬ, 1п, Ад, Си и др. элементами (Еигепэ, КИауэ, 1977). Отложение Аи из горячих источников в субповерхностных условиях определяется, прежде всего, уменьшением содержания в водах НгБ вследствие вскипания растворов, когда значения рН (около 5) дестабилизируют бисульфидные комплексы и приводят к осаждению сульфидов Аб и БЬ. Коллоидные сульфиды Ав и вЬ действуют как эффективный концентратор Аи и других металлов.

Таким образом, в гидротермально-магматических системах на различных глубинах в пределах структур горстов образуются зоны перехода жидкость-пар. Мощность зон достигает г 500 м на этапе прогрессивного развития и уменьшается до £ 100-150 м на регрессивном этапе. Зоны кипения приурочены к горстам и локализуются в открытых разрывных нарушениях. Вмещающими породами служат гидротермальные брекчии туфов и туффитов, преобразованные в кварц-адуляровые (кварц-адуляр-эпидот-пренит-вайракитовые) метасоматиты, включающие рудные минералы. Зоны кипения гидротермальных растворов характеризуются интенсивными процессами конвекции: поступлением в близповерхностные горизонты глубинных терм и смешением их с метеорными водами. На границах зон кипения гидротерм вследствие резкого падения температуры при снятии лито- и гидростатического давления формируются геохимические барьеры для Аи, Ад, Аэ, ЭЬ, В, К, 11, ЯЬ, Сэ. В процессе длительной эволюции зон кипения, сопровождающейся уменьшением или увеличением их размеров, геохимические барьеры превращаются в крупные рудные тела: жилы,

линзы, штокверковую сеть кварц-адуляровых прожилков с вкрапленностью сульфидов. В поверхностных гидротермальных новообразованиях при снижении температуры и повышении Eh до положительных значений (+ 105 <-► + 95) образуется температурный и окислительно-восстановительный барьер для Au, Ag, As, Fe, Pb, Zn, Cu, Sb, Al.

4.6. Адсорбционные свойства кремнекислоты и кремнезема при формировании рудной минерализации

До настоящего времени вопрос о концентрировании рудных элементов в гидротермальном процессе остается дискуссионным. Широко распространено представление о том, что сильно разбавленные растворы в больших объемах фильтруются по трещиноватым породам и в течение длительного времени образуют рудные месторождения. Такие растворы содержат хлориды, фториды, сульфаты, бикарбонаты, сульфиды щелочных и тяжелых металлов; силикаты щелочных, щелочноземельных и тяжелых металлов; растворенные газы - С02, H2S, SO2 и др. Многие исследователи рассматривают разбавленные растворы исключительно как истинные (ионно-дисперсные). Другие считают, что гидротермальные рудообразующие растворы являются преимущественно коллоидными (Чухров, 1955; Boydell, 1925). Не умаляя значения различных типов растворов в переносе и отложении химических элементов и их соединений, обратим внимание на поведение кремнекислоты в недрах современной гидротермально-магматической системы в связи с широким распространением минералов кремнезема в структуре систем.

Гидротермальные растворы в высокотемпературных гидротермально-магматических системах областей современного вулканизма насыщены и часто пересыщены, в связи с изменением Р-Т условий при перетекании гидротерм на различные гипсометрические уровни и из одних гидрогеологических структур в другие (Белоусов и др., 1998). Установлено, что гидротермальные растворы, содержащие значительное количество кремнекислоты, обладают высокой адсорбционной емкостью по отношению к катионам различных металлов, в особенности тяжелых (Эйтель, 1962; Айлер, 1982; White et al., 2001). Свойства гидрозолей кремнекислоты существенно отличаются от свойств обычных золей (Эйтель, 1962). После соединения с катионами металлов они не коагулируют, а образуют гель по мере понижения температуры гидротерм во время рассения тепла в окружающие породы, при парообразовании и смешении растворов с холодными водами. Эффективное отложение кремнезема в виде скрытокристаплического кварца и халцедона происходит при смешивании гидротерм, насыщенных кремнекислотой, с морской водой. Взаимодействие коллоидов кремнекислоты и сульфидов в гидротермальных растворах осуществляется в "черных курильщиках": здесь преимущественно откладываются сульфиды меди, железа, ангидрит, окислы железа, аморфный кремнезем (Богданов, 1997).

Нашими работами показано, что высокотемпературные гидротермы в областях современного вулканизма являются водным раствором кремнезема, в котором происходит непрерывное, в течение всей жизнедеятельности гидротермально-магматических систем, воспроизводство силикагелей. Силикагели взаимодействуют как с катионами металлов, так и с другими коллоидными частицами, имеющими положительный электростатический заряд, в результате чего образуются новые соединения. Так, соединение частиц силикагеля с гидроокисью Al приводит к образованию смешанослойных глинистых минералов группы монтмориллонита (Эйтель, 1962). Аналогичное взаимодействие с коллоидными образованиями Fe способствует образованию минералов группы хлорита, и т.д. Таким образом, многие минеральные комплексы в гидротермальных системах областей современного вулканизма формируются на базе силикагелей или при их косвенном участии. В составе гидротерм находится растворенный углекислый газ, который удерживает ионы Са в гидротермальном растворе. В связи с этим, в составе таких гидротермальных растворов кремнезем присутствует в виде Са-силикагеля, который обладает

\

сорбционной способностью на 1,5-2 порядка большей по сравнению с силикагелями, производимыми гидротермами с низкими содержаниями углекислоты (Рубаник, 1971). К таким системам относятся Паужетская и Долина Гейзеров на Камчатке, Северо-Парамуширская и Баранского на Курильских островах, Вайракейская в Новой Зеландии, и др., где содержание углекислого газа в очагах разгрузки измеряется десятками мг/кг'1. Это обстоятельство указывает на то, что высокотемпературные гидротермы, связанные с островодужным андезитовым вулканизмом, могут обладать повышенной рудоносностью. Рудоотложение в таких системах связано с режимом углекислого газа, выделение которого из гидротермальных растворов, приближающихся к поверхности Земли, сопровождается усилением процесса парогазоотделения. В результате, в пародоминирующей области происходят большие теплопотери и, соответственно, резкое снижение температуры гидротерм, находящихся в жидкой фазе. Образуется пересыщенный раствор с рудоносным силикагелем, который коагулирует и выпадает на путях миграции к земной поверхности на термодинамических и структурных барьерах. Важной особенностью коллоидного кремнезема в этих условиях является то, что выпадение в осадок коагулированного силикагеля происходит не сразу после его нейтрализации положительно заряженными частицами, как это характерно для других коллоидных систем, а связано со снижением температуры гидротерм. Как правило, выделение СОг из высокотемпературных гидротерм сопряжено с выделением H2S, который, находясь в растворенном состоянии, образует в гидротермах сульфидные коллоидные соединения металлов, защищаемые от коагуляции и осаждения силикагелем (Petit et al., 1989). Коллоидные сульфиды, как и силикагепь, имеют электроотрицательный заряд и обладают исключительными сорбционными свойствами по отношению к катионам таких металлов как Си, Ag, Au, Zn, Cd, Нд, и др. (Рубаник, 1971).

Таким образом, кремнезем в гидротермах областей современного вулканизма выполняет роль породообразующего агента. Перераспределение кремнезема в гидротермально-магматических системах как в вертикальном, так и в латеральном направлениях, оказывает влияние на преобразование земной коры. Этот процесс реализуется путем концентрирования кремнезема в верхней части коры за счет гидротермального метаморфизма и последующего анатексиса вулканогенно-кремнистых формаций мантийными расплавами. В рамках этого процесса кремнезем, находясь в гидротермах в форме силикагеля, выполняет роль селективного сорбента, который влияет на формирование рудоносных свойств гидротермальных растворов, дифференцирует сорбируемые металлы и обеспечивает их перенос. Продолжение изучения природы кремнезема с позиции его адсорбционных свойств на стадии формирования коллоидных гидротермальных растворов, взаимодействия его с сопровождающими соединениями (гидрооксидами Al, Mn. Fe и, в особенности, сульфидами), предполагает разработку новой теории формирования рудоносных магм, рудообразующих флюидов и геолого-структурной локализации процессов концентрирования благородных и других металлов в условиях мезо-, эпитермальной и, возможно, медно-порфировой минерализаций. Современные термодинамические модели гидротермального рудообразования (Борисов, 2000; Карпов, 1981; Методы геохимического..., 1988), основанные на принципах локальных равновесий (Коржинский, 1951, 1969) или на равновесно-динамических построениях, к сожалению, не в полной мере учитывают физико-химические свойства реальных высокотемпературных гидротермальных растворов областей современного вулканизма. Автор настоящей работы надеется, что приведенные в ней фактические данные помогут определить граничные условия в будущих термодинамических моделях гидротермально-магматических рудообразующих систем островных дуг.

I I

4.7. Концепция геотермального минерало-рудообразования в структуре гидротермально-магматических систем

В недрах гидротермально-магматических систем островных дуг областей современного вулканизма формируются высокопотенциальные геотермальные месторождения и эпи- и мезотермальные рудные проявления золото-полиметаллического типа, а также, по-видимому, происходит зарождение медно -порфировой минерализации. Изучение переходной зоны между собственно гидротермальными и магматическими условиями с помощью глубоких скважин показало, что именно в этой зоне происходит отложение рудных элементов в форме самородных металлов, интерметаллических соединений, твердых растворов и сплавов металлов (Рычагов и др., 1996,1997). Зона является областью циркуляции гидротерм, содержащих повышенные концентрации химических элементов, прежде всего, Аи, Ад, As, Fe, Мд, Mn, Ti, Сг, Нд, Pb, Zn, Си, Sn, Si, В, К, Na, Li, Rb, Cs, и др., и их соединений. Гидротермы представляют большой интерес в качестве объекта для разработки технологий по извлечению из них редких и особо ценных компонентов. Основной источник рудоносных флюидов находится на глубине и связан, по-видимому, с апикальными частями субвулканических тел (малых интрузий ?) или современных коровых и мантийных очагов (Структура..., 1993). Циркуляция геотермальных рудогенерирующих растворов происходит внутри сложной системы проницаемых разрывных тектонических нарушений и водоносных горизонтов. В строго определенных структурах (как правило, в осевых частях и на границах приподнятых тектонических блоков) происходит формирование мощных (более 300-500 м) паровых зон, границы которых являются геохимическими барьерами для Au, Ag, As, Fe, Pb, Си, Zn, Нд, В, К, Si и др. (Жатнуев и др., 1996; Рычагов и др., 2002). Область интенсивного смешения приповерхностных кислых сульфатных и глубинных субщелочных хлоридно-натриевых вод контролирует развитие рудной минерализации "high suffidation" (с высокой степенью окисленности серы) - в центральной части гидротермально-магматической системы, и "low sulfidation" (с низкой степенью окисленности серы) - на периферии системы и глубинах более 1-1,5 км. Большое значение для переноса и отложения рудных элементов и их соединений в структуре гидротермально-магматических систем имеют растворы кремнекислоты и силикагель, образующийся в зонах перехода жидкость-пар и на других температурных барьерах. Длительная эволюция зон перехода жидкость-пар приводит к формированию мощных (до 1500 м) зон окварцевания - адуляризации пород, вмещающих основную рудную минерализацию.

В течение длительной эволюции гидротермально-магматической системы - от прогрессивного к регрессивному этапу - вмещающие породы при взаимодействии с высоко-, средне- и низкотемпературными гидротермальными растворами различного состава и при разных режимах рН претерпевают глубокие изменения (Коробов, 1995; Рычагов и др., 1993; Структура..., 1993). Формируются мощные толщи пропилитизированных пород, объемы которых достигают п х Ю2 км3 в пределах одной гидротермально-магматической системы. Аргиллизированные пропилиты и продукты серно- и углекислотного выщелачивания, объемы которых сопоставимы с вышеприведенными, играют большую роль как предрудные или рудосопровождающие метасоматиты (Василевский, 1973; Зотов, Русинов, 1975; Arribas et al., 1995; Спиридонов, Плетнев, 2002). Большая роль этих пород при образовании вулканогенных гидротермальных золоторудных формаций и формировании современной рудной минерализации золото-серебряного, золото-полиметаллического и порфирового типа показана многими исследователями (см. ниже главу 5 настоящей работы). Именно в зоне аргиллизированных пропилитов и аргиллизитов происходит активное выщелачивание щелочных, редкоземельных и др. рудных элементов из вмещающих пород, и, в то же время, осаиодение многих химических компонентов на геохимических барьерах.

\

\

На глубине в породах, наиболее проницаемых для высокотемпературного гидротермального флюида, современными высокоточными аналитическими методами идентифицированы самородные металлы и интерметаллические соединения (Рычагов и др., 1996, 1997). Минералы, часто полые и высокопористые, включают большой спектр минеральных фаз и микропримесей. Данные минералы образованы за счет поступления в близповерхностные горизонты гидротермально-магматических систем «сухого» восстановленного флюида, имеющего температуру до 500-600°С, и трассируют открытые на глубину более 1,5- 2,0 км термоподводящие зоны разрывных тектонических нарушений в структурах горстов. Гидротермальный флюид обладает высокой газонасыщенностью и является структурообразующим фактором: за счет фазовых переходов образуются гидротермальные брекчии в зонах кипения парогидротерм, полимиктовые рудоносные брекчии в приконтактовых частях малых интрузий или субвулканических тел, рудовмещающие эксплозивные брекчии в воронках взрыва, и др. (Рычагов, 1984; Рычагов, 1989; Туговик, 1984). Флюид привносит во вмещающие породы в микроколичествах, но в течение всего прогрессивного (и, вероятно, экстремального) этапа развития гидротермально-магматической системы (длительность этапа оценивается от тысяч до десятков тысяч лет), Fe, Mg, Mn, Ti, Cr, Cu, Pb, Au, Ag, As, AI, Si, K, Na, Ca и др. По данным изучения сульфидов спектр привносимых в гидротермально-магматическую систему химических элементов еще более широк (Зотов и др., 1972; Рычагов и др., 1998). С течением времени происходит повышение концентраций рудных и щелочных элементов-примесей в гидротермальных новообразованиях: от высокотемпературной к остывающей гидротермально-магматической системе, до n х 10 г/т. Таким образом, современные гидротермально-магматические системы островных дуг служат аналогом начальных этапов формирования мезо- и эпитермальных рудных месторождений и, возможно, рудопроявлений медно - порфирового типа.

Глава 5.

От разработки концептуальных моделей - к созданию технологии оценки и использования богатейших тепловых, водных и минеральных ресурсов земных недр островных дуг

Ранее изучались близповерхностные гидротермальные системы и геотермальные месторождения с невысокими Р-Т параметрами. Такие месторождения имеют ограниченные ресурсы, а теплоноситель часто обладает агрессивными свойствами. Эти обстоятельства вынуждают фундаментальную науку и предприятия геотермальной энергетики исследовать глубокие горизонты гидротермальных систем. Такие работы ведутся в Японии, где пробурено несколько структурных скважин глубиной до 4000 м (Организация NEDO, проект "Deep-Seated Geothermal Resources Survey"; исследования Геологической Службы Японии); в Новой Зеландии (Научно-производственная компания "SINCLAR KNIGHT MERZ", руководитель работ Dr. Jim Lawless); в Италии (Проект Глубокого бурения на геотермальном поле Larderello-Travale, Dr. A. Barelli); и др. Однако, исследования ведутся отдельно в области изучения структуры, гидрохимии, минералогии, петропогии, геохимии, что не дает возможность создать комплексную модель эволюции сложной длительноживущей (десятки - сотни тысяч и миллионы лет) рудогенерирующей гидротермально-магматической системы. Автором работы на основе всесторонних исследований структуры и свойств геологической среды в верхних и средних частях земной коры областей современного и древнего вулканизма на примере Курило-Камчатской островной дуги идентифицированы геологические объекты нового типа: высокотемпературные гидротермально-магматические системы, в недрах которых формируются крупные геотермальные месторождения и проявления Au-

(

полиметаллической и, возможно, порфировой формаций. Основная практическая ценность результатов исследований заключается в создании подхода, объединяющего современные геологические, инженерно-геологические, петрологические, геохимические, минералогические, гидрохимические, гидродинамические и др. методы для восстановления эволюции и изучения тонкой структуры гидротермальных систем. С помощью использования и разработки комплекса наземных исследований и на основании всестороннего изучения опорных геологических разрезов получены количественные данные о физических и термодинамических параметрах глубинных гидротермально-магматических процессов.

В области геотермии в России и за рубежом исследования, обычно, ведутся узко специализированно, в связи с чем нет единой концепции проведения работ как на этапах поиска и разведки, так и при эксплуатации месторождений. Это особенно характерно для России и других стран, где работы находятся на этапе опытно-промышленного производства. Необходимо создание технологии ведения работ при поисках, разведке и эксплуатации геотермальных месторождений, с детализацией технологии (созданием моделей, методик, систем) для различных типов месторождений. Отсутствие такой технологии является основным сдерживающим фактором при вводе месторождений в эксплуатацию или расширении его мощностей. Характерным примером этому служит развитие работ на Мутновском месторождении (Ю. Камчатка): несмотря на наличие средств и бурение новых скважин, прирост запасов геотермального теплоносителя не осуществляется. При этом строятся новые производственные мощности, не обеспеченные геотермальными запасами.

На основании обобщения данных по гидротермально-магматическим системам Тихоокеанского вулканического пояса выполнена типизация рудогенерирующих структур. При изучении островных дуг областей современного вулканизма описаны различные типы гидротермально-магматических рудогенерирующих систем, локализованных на Филиппинах, Индонезии, Японии, а также Новой Зеландии и др. странах юго-западной части Тихого океана. Медно - порфировые системы образуются вокруг интрузий. Остывание интрузий, размещенных на малых глубинах, приводит к кондукгивным тепловым потерям и формированию первичных зональных комплексов гидротермалитов. Оно сопровождается выделением магматогенных флюидов и формированием штокверковых и, преимущественно, кварцевых жильных систем, локализованных обычно вдоль границ и вокруг оболочки «растрескивания» интрузий (эндоконтактовой брекчиевой зоны вокруг субвулканических тел - см. главу 2 настоящей работы). Современная медно-порфировая минерализация концентрируется в зонах наивысшей папеопроницаемости вдоль границ вмещающих интрузий, которые контролировались разломами, и накладывается на структуры ранее существовавших штокверковых жил (Corbett, Leach, 1998). Предполагается, что рудная минерализация, в основном, образовалась в результате смешения метеорных вод с металлоносными магматическими гидротермами, источником которых являются крупные глубинные магматические тела. Аи-Си системы "high sulfidation" образуются за счет воздействия на породы и метеорные воды кислых высокотемпературных магматических гидротерм. Системы образуют подвешенные гидрогеологические структуры по отношению к порфировым интрузиям. При этом зональность гидротермалитов отражает охлаждение и последующее уменьшение рН гидротерм, как реакцию на постепенную диссоциацию химически агрессивных магматических газов. Золоторудные системы 'low sulfidation" преобладают в геологических структурах, где магматические флюиды, мигрирующие от интрузивного источника, смешиваются с большим объемом терм метеорного происхождения различного состава и температуры. Такой тип рудной минерализации образуется в зонах латерального растека (на периферии) гидротермально-магматических систем. При этом формируется рудная геохимическая зональность (снизу - вверх по разрезу): Аи - (Аи + Си) - (Аи + Си + РЬ + Zn + Sn + др. металлы) - (Аи + Ад). Кварц-сульфидные золото-медные системы

образуются вблизи магматических источников, преимущественно, в результате смешения магматических гидротерм с проникающими на большую глубину низкотемпературными и разбавленными смешенными водами. Карбонат-полиметаллические золоторудные системы образуются на более высоких уровнях, в основном, в результате взаимодействия магматических гидротерм с углекислыми термами, имеющими низкие pH. Эпитермальныв кварцевые Аи-Си системы образуются на малых глубинах и характеризуются наибольшей удаленностью от питающего их магматического источника. Высокие содержания золота образуются в этих системах в результате смешения разбавленных магматогенных гидротерм с грунтовыми водами при кипении растворов. Эпитермальныв адуляр-серицитовые Аи-Ад рудопроявления образуются на малых глубинах в земной коре. Для них не установлена прямая связь с интрузивными магматическими источниками. Модели, описывающие процессы кипения, объясняют отложение из терм метеорного происхождения характерных жильных минералов, представленных полосчатым кварцем, адуляром и кварцем, замещающим карбонат. Однако, постулируется, что благородные металлы и полиметаллы имеют магматогенный источник и концентрируются в тонких обогащенных сульфидами полосах, обычно совместно с низкотемпературными глинистыми минералами.

В структуре гидротермально-магматических систем установлена физико-химическая зональность (пять зон), определяющая развитие рудогенерирующих высокотемпературных гидротермальных систем (Mitchell, Leach, 1991): 1) кондуктивная зона, вскрытая в пределах непроницаемых интрузивных (субвулканических ?) зон или пород фундамента; 2) конвективная зона образуется в области экзо- и эндоконтактов субвулканических тел и характеризуется высокими Р-Т параметрами восходящего газогидротермального флюида; 3) двухфазная зона располагается на малых глубинах и в зонах растека, где давление пара превышает окружающее давление и приводит к отделению водяного пара и других газов (главным образом, С02 и в меньших количествах - H2S) от гидротерм; 4) фреатическая зона (зона насыщения) представляет собой ряд горизонтов подземных вод, которые «подвешены» над хлоридной гидротермальной системой; 5) вадозовая зона - на этом участке разреза систем в больших количествах содержится кислород, что приводит к окислению H2S; окисление H2S в аэрированной грунтовой воде приводит к образованию низкотемпературных сульфатно-кислых гидротерм через серию реакций, которые могут быть представлены в виде H2S + 202 H2SO4 (Schoen et al., 1973). Знание физико-химических условий, формирующихся под влиянием восходящего и нисходящего потоков гидротерм в недрах современных гидротермально-магматических систем, дает представление о процессах формирования медно-порфировых и связанных с субвулканическими и интрузивными телами золоторудных месторождениях. Бурение до глубины более 3,5 км позволило разработать комплексные модели образования гидротермальных изменений, рудной минерализации и миграции гидротерм.

Автором настоящей работы в течение продолжительного времени во главе большого межведомственного коллектива изучена структура гидротермальных и гидротермально-магматических рудогенерирующих систем (Паужетской, Кошелевской, Мутновской, Выченкия и др. на Южной Камчатке; Баранского - о. Итуруп; Северо-Парамуширской - Северные Курильские острова) во взаимосвязи и взаимозависимости всех ее элементов: пород, зон разрывных нарушений, гидрогеологических структур, метасоматических фаций, рудных геохимических барьеров, и др. Установлено, что строение гидротермально-магматических систем является неоднородно-блоковым: иерархическая брекчиевая структура на минеральном, породном и формационном уровнях контролирует поведение метеорных вод и гидротермальных растворов, формирование геохимических барьеров и, в целом, положение в пространстве систем. Исследовано изменение петрофизических свойств и степени перерождения пород в

!

зависимости от возраста системы. Реконструирована эволюция температурного режима и структуры проницаемости геотермального месторождения на основе комплексного изучения гидротермально-метасоматических фаций пород. Температурное поле в недрах гидротермально-магматической системы имеет неоднородное строение: устойчивые высокие значения в пределах горстов чередуются с охлажденными участками в опущенных блоках, большие градиенты значений температур характерны для экзо- и эндоконтактовых зон источников тепла. Как правило, источниками тепла являются крупные субвулканические тела или периферические магматические очаги. Выделены и изучены пародоминирующие зоны в различных геолого-структурных и термодинамических условиях. Рассмотрены механизмы накопления и переноса золота, серебра, полиметаллов, щелочных и др. химических элементов в области смешения термальных и метеорных вод. Установлены формы и показаны условия распределения самородных металлов и интерметаллических соединений, образующихся в результате разгрузки восстановленного глубинного флюида в близповерхностных горизонтах гидротермально-магматических систем.

На основании изложенных выше результатов создана модель эволюции структуры рудогенерирующих гидротермально-магматических систем, формирующихся в кальдерных комплексах и в постройках стратовулканов. Модель служит основой для разработки качественно новых методик поисков, разведки и эксплуатации ларогидротермальных и эпитермальных рудных месторождений вулканогенных районов. Разработки автора использовались производственными организациями: Гидрогеологической экспедицией ПГО «Сахалингеология» при разведке Океанского геотермального месторождения на о. Итуруп (Южные Курильские о-ва), ГП «Камчатбургеотермия» при эксплуатации Паужетского и доразведке Паратунского геотермальных месторождений, ПГО «Камчатгеология» при поиске минеральных вод на Малкинской площади (Камчатка), ОАО «Сахалинская гидрогеологическая экспедиция» при поиске пресных и термальных вод на о. Парамушир. Материалы детального изучения разрезов скважин большим авторским коллективом под руководством С.Н.Рычагова (работы по хозяйственному договору с Курильской гидрогеологической партией) на месторождении Океанское вошли в отчет по защите запасов геотермального теплоносителя установленной мощностью 12 МВт электрической энергии. На основании этих материалов сделано заключение о возможности увеличения запасов за счет бурения скважин только в центральных блоках месторождения до 30 МВт для обеспечения полной потребности в электрической и тепловой энергии всех населенных пунктов и производственных предприятий о-ва Итуруп.

Заключение

Таким образом, в последние 10-15 лет в связи с разработкой концептуальных моделей эпитермальных рудных и геотермальных месторождений, изучения состава и свойств эндогенного флюида и на основании материалов бурения глубоких скважин на современных гидротермальных системах сформулировано понятие вулкано-магмо-гидротермальных систем (Giggenbach et al„ 1990; Hedenquist et al., 1996; Corbett, Leach, 1998). Автором на основании практических исследований в течение более 25-ти лет на вулканах и гидротермальных системах островных дуг установлены современные гидротермально-магматические рудогенерирующие системы. Эти сквозькоровые дренирующие системы контролируют перенос тепловой энергии, расплавов, газов, гидротермальных растворов и химических элементов от уровня верхней мантии в близповерхностные горизонты земной коры. По мере развития систем интрателлурические потоки, расплавы, магматические газы и гидротермальные флюиды взаимодействуют с вмещающими породами, морскими, подземными и

метеорными водами и активно влияют на перестройку геологического строения систем, способствуя изоляции аномального теплового потока. Процесс изоляции саморегулируется в результате отложения кремнезема и других вторичных минералов вокруг гидротермально-магматической колонны. Последнее обстоятельство ведет к образованию геотермальных, мезо- и эпитермальных рудных месторождений и, возможно, минерализации медно-порфирового типа.

При формировании островной дуги происходит длительная задержка глубинного высокотемпературного магматического расплава в структуре вулканогенно-рудного центра, интенсивное выделение СОг и других летучих, что обеспечивает устойчивое питание гидротермально-магматической системы, образование смешенных гидротерм, перенос химических соединений и отложение металлов. Гидротермально-магматические системы островных дуг локализуются в кольцевых осесимметричных структурах диаметром £ 15-20 км. На основании анализа данных глубинного сейсмического просвечивания, изучения состава и изотопии вулканических газов, структурных построений и др. материалов установлено, что корни этих геологических структур погружаются на многие десятки километров и достигают верхней мантии. Мантия является основным генератором тепла, определяющим развитие островной дуги. Непосредственным источником тепла и рудных, щелочных и редких химических элементов в структуре гидротермально-магматической системы служат периферические магматические очаги и связанные с ними остывающие субвулканические тела базальт-анадезито-базапьтового состава. Расчеты показали, что этого количества тепловой энергии недостаточно для обеспечения всей совокупности интрузивных, вулканических, газо-гидротермальных и др. процессов, протекающих на данных участках земной коры (НосЬ^е'т, 1995). Другим источником тепла и химических элементов могут быть экзотермические химические реакции: «горение» сульфидов, серы и некоторых др. новообразованных минералов до полного окисления с выделением большого количества тепла. Такой дополнительный источник тепла обеспечивает существенную часть энергопотребления гидротермально-магматической системы и является практически возобновляемым в течение всей эволюции системы. Таким образом, гидротермально-магматические системы островных дуг не только контролируют тепломассопотоки в зоне перехода океан-континент, но и, по-видимому, могут генерировать энергию и вещество. Геологическая структура гидротермально-магматической системы представляет собой иерархическую систему кольцевых, овально-кольцевых и другой формы блоков горных пород. На каждом иерархическом уровне геологическое пространство организовано следующим образом: по латерали и в вертикальных разрезах чередуются блоки пород, обладающие контрастными физико-механическими, петрологическими, минерапого-геохимическими и др. свойствами. Образуется своеобразная блоково-мозаичная геологическая структура из относительно монолитных (жестких, плотных) и разуплотненных участков. Последние являются наиболее проницаемыми для потоков гидротермально-магматических флюидов. Восходящие потоки парогидротерм и газов, как правило, приурочены к центральным частям гидротермально-магматических систем и локализуются в осевых зонах и вдоль границ относительно приподнятых изометрично-кольцевых блоков пород; метеорные воды и «отработанные» гидротермальные растворы фильтруются вниз по трещинам и охлаждают породы в опущенных блоках. Таким образом, в пределах гидротермально-магматической системы образуется серия конвективных ячеек меньшего размера, каждая из которых включает приподнятый (горячий, проницаемый) и опущенный (охлажденный, «монолитный») блоки пород. Такая структура определяет динамику газовых и водных потоков. Наиболее высокотемпературные рудоносные гидротермальные растворы формируются и циркулируют на уровне эндоконтактовой брекчиевой зоны субвулканических тел базапьт-андезито-базальтового состава, последовательно: от момента зарождения

!

(

растворов на прогрессивном этапе развития системы - до образования жил, штокверков, рудовмещающих брекчий и др. на этапе деградации (охлаждения) гидротермально-магматической системы. Эта зона является наиболее перспективной глубинной зоной рудообразования в недрах гидротермально-магматической системы, мощность ее составляет от 500-800 до 1000-1500 м.

В недрах гидротермально-магматических систем островных дуг формируются высокопотенциальные геотермальные месторождения, запасы электрической энергии которых составляют не менее 100 МВт на 100 лет эксплуатации, и мезо- и эпитермапьные золото-полиметаллические проявления и, возможно, минерализация медно-порфирового типа. Изучение переходной области между собственно гидротермальными и магматическими условиями с помощью глубоких скважин показало, что именно здесь происходит перенос и отложение рудных элементов в форме самородных металлов, интерметаллических соединений, твердых растворов и сплавов металлов. Эта область является зоной циркуляции гидротерм, содержащих повышенные концентрации химических элементов, прежде всего, Аи, Ад, Аэ, Ре, Мд, Мп, Тг, Сг, Нд, РЬ, 2п, Си, Бп, в!. В, К, и, ЯЬ, Св и их соединений; гидротермы представляют большой интерес в качестве объекта для разработки технологий по извлечению редких компонентов. Циркуляция геотермальных и гидротермальных металлоносных растворов происходит внутри сложной системы проницаемых разрывных тектонических нарушений и водоносных горизонтов. В осевых зонах и на границах приподнятых тектонических блоков происходит формирование мощных (> 300500 м) паровых зон, границы которых являются геохимическими барьерами для Аи, Ад, Аэ, Ре, РЬ, Си, Zn1 Нд, В, К, и др. Область интенсивного смешения приповерхностных кислых сульфатных и глубинных субщелочных хлоридно-натриевых вод и их кипения контролирует развитие рудной минерализации "ЫдИ виКйайоп" - в центральной части гидротермально-магматической системы, и "1оуу виКИайоп" - на периферии системы и глубинах 2 1-1,5 км. Рудная минерализация медно-порфирового типа, по материалам изучения филиппинской и др. островных дуг, зарождается в апикальных частях и эндоконтактовой брекчиевой зоне крупных субвулканических (интрузивных ?) комплексов, как правило, многофазных. Происходит эволюция рудоносных флюидов от порфирового типа - к "кж виКкЗайоп" через постепенное смешение потоков магматического происхождения с циркулирующими гидротермами и при взаимодействии вода-порода. Образуется вертикальная и горизонтальная зональность в распределении рудоносных растворов и соответствующих комплексов минералов в зависимости от глубинных магматических тел. В породах, наиболее проницаемых для высокотемпературного гидротермального флюида, современными высокоточными аналитическими методами идентифицированы самородные металлы, интерметаллические соединения, твердые растворы и сплавы металлов. Данные минералы образованы, в основном, за счет «сухого» восстановительного флюида, имеющего температуру < 500-600°С, и трассируют открытые на глубину более 1,5 - 2,0 км термоподводящие зоны тектонических нарушений в структурах горстов. Гидротермальный флюид обладает высокой газонасыщенностью и является структурообразующим фактором: за счет фазовых переходов образуются гидротермальные брекчии в зонах кипения парогидротерм, полимиктовые рудоносные брекчии в приконтактовых частях субвулканических тел, рудовмещающие эксплозивные брекчии в воронках взрыва, и др. Флюид привносит во вмещающие породы в микроколичествах, но в течение всего прогрессивного и частично -экстремального этапов развития гидротермально-магматической системы Ре, Мд, Мп, "Л, Сг, Си, РЬ, Аи, Ад, Аэ, А1, К, N8, Са, др. (продолжительность каждого этапа составляет от п х 10 до п х 10® лет, по оценкам различных авторов). По данным изучения сульфидов спектр привносимых в гидротермально-магматическую систему химических элементов еще более широк. С течением времени происходит повышение

концентраций рудных и щелочных элементов-примесей в гидротермальных новообразованиях: от высокотемпературной к остывающей гидротермально-магматической системе, до п х 10 г/т. Таким образом, современные гидротермально-магматические системы служат аналогом начальных этапов формирования мезо- и эпитермальных рудных месторождений.

Практическая ценность исследований заключается в создании подхода, объединяющего морфоструктурные, геологические, инженерно-геологические, петрологические, геохимические, минералогические, гидрохимические, гидродинамические и др. методы для восстановления структуры и эволюции гидротермальных рудогенерирующих процессов в недрах гидротермально-магматических систем островных дуг. Детальное и комплексное изучение физических параметров и свойств гидротермально-магматических систем на последовательных эрозионных срезах геологических блоков и в опорных геологических разрезах, в т.ч. по материалам бурения глубоких скважин, дало возможность получить количественные характеристики геотермальных рудогенерирующих структур и предложить концептуальную геолого-геохимическую модель гидротермально-магматических систем, формирующихся в кальдерных комплексах и в постройках стратовулканов, на примере наиболее перспективных объектов Курильских островов (Баранского - о. Итуруп, Северо-Парамуширской - о. Парамушир) и Южной Камчатки (Мутновской, Паужетской, Выченкия) (рис. 10).

Рис. 10. Концептуальная геолого-геохимическая модель гидротермально-магматической рудогенерирующей системы островной дуги (на примере Баранского, о-в Итуруп). 1 - Кровля периферического магматического очага. 2 - Субвулканические андезито-базальты. 3 -Интрузивные брекчии. 4 - Отложения туфов парусной свиты. 5 - То же. туффитов Лебединской свиты. 6 - Лавы андезитов. 7 - Тектонические нарушения, установленные. 8 - То же, предполагаемые. 9 - Гидротермальные брекчии. 10 - Литологические границы. 11 -Интрузивные границы. 12 - Границы распространения аргиллизитов. 13 - Восходящий поток глубинных субщелочных хлоридно-натриевых терм. 14 - Нисходящий поток метеорных вод и смешенных гидротерм. 15 - Пародоминирующие зоны. 16 - Область перехода жидкость-пар и формирования геохимических барьеров. 17 - Изотермы по данным каротажа скважин. 18 -Скважины.

Список основных публикаций автора по теме работы монографии и сборники

1. Рычагов С.Н. Кольцевые структурно-вещественные парагенезисы вулканогенных рудных полей. Владивосток: Иэд-во ДВНЦ АН СССР, 1984.148 с.

2. Рычагов С.Н. Брекчиевая структура геологической среды. Депонировано в ВИНИТИ 04.04.89. Петропавловск-Камчатский, 1989.62 с.

3. Рычагов С.Н., Жатнуев Н.С., Коробов А.Д. и др. Структура гидротермальной системы. М.: Наука, 1993.298 с.

4. Жатнуев Н.С., Миронов А.Г., Рычагов С.Н., Гунин В.И. Гидротермальные системы с паровыми резервуарами. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 1996.184 с.

5. Рычагов С.Н., Словцов И.Б., Белоусов В.И. и др. Минерало-рудообразование в вулкано-гидротермальных системах островных дуг (Камчатка-Курильские и Японские о-ва) // Материалы российско-японского полевого семинара. Петропавловск-Камчатский, 1998.181 с. (на русс, и англ.).

6. Путеводитель экскурсий российско-японского полевого семинара - 98 «Минералорудообразование в островодужных вулкано-гидротермальных системах: от модели к эксплуатации» / Рычагов С.Н., Леонов В.Л., Карпов Г.А. и др.. Петропавловск-Камчатский, 25 июля-2 августа 1998 г. Петр.-Камч.: ИВ ДВО РАН. 88 с. (на русс, и англ.).

основные статьи

7. Рычагов С.Н. Кольцевые структурно-вещественные ассоциации золоторудных полей Камчатки. Автореферат дисс. на соискание уч. степ. канд. геол.-мин. наук. Хабаровск, 1980. 20 с.

8. Василевский М.М., Стефанов Ю.М., Рычагов С.Н., Некрасова Ж.А. Структурно-вещественные парагенезисы вулканогенных рудных районов, узлов и полей (к проблеме прогноза) // Вулканология и сейсмология, 1981. № 4. С. 60-73.

9. Рычагов С.Н. Структурное положение и генетические типы брекчий вулканогенных рудных полей Корякского нагорья Камчатки // Вулканология и сейсмология, 1982. № 2. С. 43-61.

10. Рычагов С.Н. Вещественный состав и структурный контроль оруденения на эпитермальных рудопроявлениях Корякского нагорья И Тихоокеанская геология, 1982. N8 6. С. 98-103.

11. Рычагов С.Н. Структурный контроль оруденения в Таловской купольно-кольцевой структуре Корякского нагорья (Камчатка) //Тихоокеанская геология, 1984. № 3. С. 74-81.

'12. Рычагов С.Н. Картирование мерзлых фунтов как метод прогноза гидротермально измененных пород // Вопросы геофафии Камчатки, 1985. Выпуск 9. С. 67-76.

13. Жатнуев Н.С., Рычагов С.Н., Королева Г.П. Пародоминирующая система Верхнего термального поля Паужетского месторождения (Южная Камчатка) // ДАН СССР, 1990. Т. 311. № 1. С. 175-178.

14. Жатнуев Н.С., Рычагов С.Н., Миронов А.Г. и др. Пародоминирующая

система и геохимический барьер жидкость-пар Верхнего термального поля Паужетского месторождения//Вулканология и сейсмология. 1991. №1. С. 62-78.

15. Ладыгин В.М., Рычагов С.Н., Васильева Ю.В. и др. Петрофизические свойства метасоматитов Паужетского месторождения парогидротерм (Южная Камчатка) // Вулканология и сейсмология. 1991. № 6. С. 95-110.

16. Рычагов С.Н. Гидротермальная система вулкана Баранского, о-в Итуруп: модель геологической структуры // Вулканология и сейсмология. 1993. № 2. С. 59-74.

17. Рычагов С.Н., Главатских С.Ф., Гончаренко О.П. и др. Температурная и минералого-геохимическая характеристика геотермального месторождения Океанское (о-в Итуруп) II Геология рудных месторождений. 1993. Т. 35. № 5. С. 405-418.

\

18. Рычагов С.Н., Степанов И.И. Гидротермальная система вулкана Баранского, о-в Итуруп: особенности поведения ртути в недрах // Вулканология и сейсмология, 1994. № 2. С. 41-52.

19. Рычагов С.Н., Главатских С.Ф., Гончаренко О.П. и др. Температурный

режим вторичного минералообразования и структура температурного поля в недрах гидротермальной системы вулкана Баранского (о-в Итуруп) // Вулканология и сейсмология, 1994. № 6. С. 96-112.

20. Ладыгин В.М., Рычагов С.Н. Гидротермальная система вулкана

Баранского, о-в Итуруп: блоковая структура и интенсивность гидротермально-метасоматического перерождения пород по петрофизическим данным // Вулканология и сейсмология, 1995. №3. С. 28-44.

21. Рычагов С.Н., Главатских С.Ф., Сандимирова Е.И. Рудные и силикатные магнитные шарики как индикаторы структуры, флюидного режима и минералорудообразования в современной гидротермальной системе Баранского (о-в Итуруп) // Геология рудных месторождений, 1996. Т. 38. № 1. С. 31-40.

22. Рычагов С.Н., Главатских С.Ф., Сандимирова Е.И. Рудные и силикатные магнитные шарики как индикаторы структуры и флюидного режима современной гидротермальной системы Баранского (о.Итуруп) // Доклады АН, 1997. Т. 356. № 5. С. 677-681.

23. Рычагов С.Н., Сандимирова Е.И., Степанов И.И. Пирит как индикатор структуры современной высокотемпературной гидротермальной системы и проблема источника рудного вещества // Вулканология и сейсмология, 1998. № 4-5. С. 43-53.

24. Жатнуев Н.С., Рычагов С.Н., Посохов В.Ф. Паровые зоны в гидротермальной системе Паужетского месторождения (Южная Камчатка) //ДАН, 1998. Т. 362. № 1. С. 76-80.

25. Белоусов В.И., Рычагов С.Н., Кузьмин Ю.Д. и др. Кремнезем в высокотемпературных гидротермальных системах областей современного вулканизма // Экологическая химия, 1998. Т. 7. Вып. 3. С. 200-216.

26. Фролова Ю.В., Голодковская Г.А., Ладыгин В.М., Рычагов С.Н. О

природе инженерно-геологических свойств гидротермально-метасоматических пород Курило-Камчатского региона // Вестник МГУ. Сер. 4. Геология. 1999. № 3. С. 36-42.

27. Рычагов С.Н., Белоусов В.И., Словцов И.Б. и др. Гидротермально-магматические системы островных дуг: эволюция геолого-гидрогеотермической структуры, гидротермальный метаморфизм, механизмы функционирования, рудообразование (результаты и программа исследований) II Современный вулканизм и связанный с ним процессы, 1999. Петр.-Камчатский: ИВ ДВО РАН. С. 96-99.

28. Рычагов С.Н., Фазлуллин С.М., Кирюхин A.B. и др. Мониторинг гидротермально-магматических систем островных дуг (Федеральная программа социально-экономического развития Курильских островов Сахалинской области на 1994-2005 годы) //Там же. С. 106-109.

29. Рычагов С.Н., Сандимирова Е.И., Главатских С.Ф. и др. Рудные элементы

и минералы в структуре современных гидротермально-магматических систем: распределение, геохимия и минералогия, вероятные источники //Там же. С. 117-120.

30. Ладыгин В.М., Рычагов С.Н., Фролова Ю.В. и др. Преобразование рыхлых пирокластических отложений в туфы // Вулканология и сейсмология, 2001. № 4. С. 2938.

31. Белоусов В.И., Рычагов С.Н., Комлев В.Н. и др. Печенгская глубинная и другие гидротермальные системы: новый взгляд на изоляцию ядерных материалов от биосферы // Вопросы радиационной безопасности, 2001. № 2. С. 19-38.

32. Рычагов С.Н., Белоусов В.И., Главатских С.Ф., Ладыгин В.М.,

Сандимирова Е.И. Северо-Парамуширская гидротермально-магматическая система: характеристика глубокого геологического разреза и модель современного минералорудообразования в ее недрах // Вулканология и сейсмология, 2002. № 4. С. 1-19.

I

33. Белоусов В.И., Рычагов С.Н., Сугробов В.М. Северо-Парамуширская гидротермально-магматическая конвективная система: геологическое строение, концептуальная модель, геотермальные ресурсы // Вулканология и сейсмология, 2002. №1. С. 34-50.

34. Рычагов С.Н., Королева Г.П., Степанов И.И. Рудные элементы в зоне гипергенеза месторождения парогидротерм: распределение, формы миграции, источники // Вулканология и сейсмология, 2002. № 2. С. 37-58.

35. Рычагов С.Н., Пушкарев В.Г., Белоусов В.И. и др. Северо-Курильское геотермальное проявление: геологическое строение и перспективы использования // Вулканология и сейсмология, 2003 (в печати).

36. Rychagov Sergei, Koroleva Galina, Stepanov Igor and Sandimirova Elena. Ore elements in the structure of geothermal reservoir distribution, geochemistry and mineralogy, probable sources // Proceedings World Geothermal Congress 2000. Japan, 2000. Pp. 28212826.

37. Ladygin Vladimir, Frolova Julia and Rychagov Sergei. Formation of

composition and petrophysical properties of hydrothermally altered rocks in geothermal reservoir// Proceedings World Geothermal Congress 2000. Japan, 2000. Pp. 2695-2699.

38. Rychagov S.N., Belousov V.I., Sugrobov V.M. North-Paramushir hydrothermal magmatic system: the geological structure, probable sources of heat flows and geothermal resource // Geothermal Resources Council, 2001. August 26-29, San-Diego, USA. 6 P.p.

39. Rychagov S.N., Glavatskikh S.F., Belousov V.I. et.al. Geothermal driling on the

Kuril islands: the study of deep cross sections // Geothermal Resources Council, 2001. August 26-29, San-Diego, USA. 5 P.p.

40. Korobov A.D., Rychagov S.N., Glavatskikh S.F., Goncharenko O.P. Evalution

of hydrothermal reservoir temperatures by means of mineralogic-geochemical geothermometres // Geothermal Resources Council, 2001. August 26-29, San-Diego, USA. 8

Pp.

41. Rychagov S.N., Kalacheva E.G., Belousov V.I. Hydrodinamic structure of North-Paramushir hydrothermal-magmatic system (the Kuril islands) // Geothermal Resources Council, 2002. September 22-25, Reno, Nevada, USA.

42. Rychagov S.N., Belousov V.I., Komlev V.N. Pechenga Super Deep-Level Hydrothermal System (The Kola Peninsula): A New Type of Geological Objects and Practical Aspects // Geothermal Resources Council, 2002. September 22-25, Reno, Nevada, USA.

43. Belousov V.I., Rychagov S.N., Belousova S.P. A Conceptual Model of Mutnovsky Geothermal Area (Kamchatka) // Geothermal Resources Council, 2002. September 22-25, Reno, Nevada, USA.

Подписано в печать 25.03.2003 г. Формат 297/210. Бумага 75 гр./м. Печать ризограф. Тираж 200 экз. Заказ № 21.

Размножено с готового оригинал-макета. 683000, г. Петропавловск-Камчатский, Ч.П. Романенко М.И. Оперативная полиграфия, ул. Ленинская, 46

! I

-А

ил

» г

; / s

i

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Рычагов, Сергей Николаевич

Введение.

Глава 1. Гидротермально-магматические системы островных дуг - геологические объекты нового типа

1.1. Гидротермальные и гидротермально-магматические системы: основные понятия, терминология.

1.2. Вулканогенно-рудные центры, различные типы гидротермально-магматических систем и этапы развития гидротермально-магматических систем островных дуг.

1.3. Концептуальные модели гидротермально-магматических систем островных дуг: классификации, обзор представлений.

1.4. Сверхглубинные системы и их аналогия с гидротермально-магматическими системами областей современного вулканизма.

1.5. Глубинный (сквозькоровый) характер гидротермально-магматических систем островных дуг по изотопным данным

Глава 2. Геологическая позиция и структура гидротермальномагматических систем островной дуги: от прогрессивного к регрессивному этапу развития.

2.1. Типичная гидротермально-магматическая система Курило-Камчатской островной дуги (высокотемпературный, прогрессивный этап развития).

2.2. Северо-Парамуширская гидротермально-магматическая система: структура, концептуальная модель (высокотемпературный, прогрессивный этап развития).

2.3. Мутновская гидротермально-магматическая система (Южная Камчатка): экстремальный этап развития.

2.4. Паужетская гидротермально-магматическая система (Южная Камчатка): регрессивный этап развития.

2.5. Типичное строение субвулканических тел - источников теплового и рудного питания гидротермально-магматических систем (на примере вулкано-плутонического комплекса Выченкия, Южная Камчатка).

Глава 3. Эволюция гидротермально-метасоматических процессов.

3.1. Гидротермально-метасоматические процессы на прогрессивном этапе развития систем.

3.2. Гидротермально-метасоматические процессы на регрессивном этапе

3.3. Специфика минералого-геохимических процессов на различных этапах развития гидротермально-магматической системы.

Глава 4. Геотермальные рудогенерирующие процессы в недрах гидротермально-магматических систем.

4.1. Рудные элементы в зоне гипергенеза геотермальных месторождений: распределение, формы миграции, источники.

4.2. Распределение и особенности поведения ртути в недрах систем.

4.3. Отложение рудных минералов. Механизмы формирования современной рудной минерализации.

4.4. Рудные минералы (пирит) как индикаторы структуры, флюидного и геохимического режимов в недрах гидротермальномагматических систем.

4.5. Эволюция пародоминирующих систем и формирование близповерхностных и глубинных геохимических барьеров.

4.6. Адсорбционные свойства кремнекислоты и кремнезема при формировании рудной минерализации.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Эволюция гидротермально-магматических систем островных дуг"

Актуальность темы. Изучению современных гидротермальных систем, разведке и эксплуатации геотермальных месторождений уделяют большое внимание, особенно интенсивно с 1960-х годов, во многих странах мира: Италии, Новой Зеландии, Исландии, Индонезии, Филиппинах, США, Никарагуа, Японии и др. Доля геотермальной электрической энергии в этих странах составляет от 2025 до 85%, развито геотермальное теплоснабжение. Многие гидротермальные минеральные источники используются в бальнеологических целях, пищевой и др. отраслях промышленности; из рассолов получают ценные компоненты. В последние годы проблему извлечения тепловой и электрической энергии из трещиноватых горных пород, залегающих на больших глубинах, пытаются решить в ряде европейских стран - Германии, Швейцарии, Франции и др. В целом, данное направление фундаментальной науки и техники - изучение и использование геотермальных месторождений - приобретает большую социальную и экономическую перспективу во всем мире.

Россия имеет значительный опыт изучения и использования геотермальных месторождений: на Кавказе, Камчатке и Курильских островах разведаны близповерхностные низкотемпературные термы (используются для теплоснабжения, в бальнеологических целях, пищевой промышленности) и месторождения парогидротерм (построены Паужетская, Верхне-Мутновская и Мутновская ГеоЭС, доразведуется Мутновская геотермальная площадь, и др.). Тем не менее, разведка и эксплуатация геотермальных месторождений в Российской Федерации до настоящего времени находится на уровне опытно-промышленного производства и испытывает большие трудности на всех этапах работ. Помимо общеэкономических причин, это обусловлено неустойчивостью многих параметров близповерхностных месторождений, сложным строением гидротермальных систем на глубоких горизонтах земной коры, и, кроме того, в большинстве случаев - отсутствием возможностей и опыта у производственных коллективов в использовании имеющейся богатейшей научной информации.

Ранее изучались только близповерхностные гидротермальные системы и геотермальные месторождения с невысокими Р-Т параметрами. Месторождения имеют ограниченные ресурсы, а теплоноситель часто обладает агрессивными свойствами. Эти обстоятельства вынуждают фундаментальную науку и предприятия геотермальной энергетики исследовать глубокие горизонты гидротермальных систем. Такие работы ведутся в Японии, где пробурено несколько структурных и геотермальных скважин глубиной до 4000 м (проект "Deep-Seated Geothermal Resources Survey"); в Новой Зеландии (работы научно-производственной компании "SINCLAR KNIGHT MERZ"); в Италии (Проект Глубокого бурения на геотермальном поле Larderello-Travale); и др. Однако, в этих и других странах исследования, как правило, ведутся узко специализированно, отдельно в области изучения структуры, гидрохимии, минералогии, петрологии, геохимии и по другим вопросам, что не дает возможность создать комплексную модель эволюции сложной длительноживущей (по разным оценкам - от нескольких тысяч до нескольких миллионов лет) рудогенерирующей гидротермальной системы. Попытки отдельных ученых (Hedenquist et al., 1996) объединить материал позволили выработать лишь общие концепции взаимосвязи геотермальных и рудообразующих процессов.

В связи с разработкой концептуальных моделей условий формирования эпитермальных рудных и геотермальных месторождений и изучением состава магматических газов в последние 10-15 лет сделан вывод о существовании в областях современного вулканизма вулкано-магмо-гидротермальных систем (Giggenbach et al., 1990). Автором настоящей диссертационной работы на основании последовательного изучения этапов развития современных и древних гидротермальных систем зоны перехода океан-континент и анализа материалов глубокого и сверхглубокого бурения выделены геологические объекты нового типа: гидротермально-магматические рудогенерирующие системы островных дуг. Показано, что именно в переходной зоне между собственно гидротермальными и магматическими условиями происходит перенос и отложение рудных химических соединений. В недрах систем формируются высокопотенциальные крупные геотермальные месторождения (не менее 100 МВт на 100 лет эксплуатации) и эпи- и мезотермальные рудопроявления золото-полиметаллического типа. Предположительно, на глубинах более 1,5 - 2,0 км вблизи апикальных частей (в эндоконтактовой брекчиевой зоне) горячих субвулканических тел базальт-андезито-базальтового состава в настоящее время происходит зарождение минерализации медно - порфирового типа.

Понимание всей совокупности структурообразующих, петрологических, минералого-геохимических, гидродинамических и др. процессов в зоне перехода от приповерхностных гидротермальных к глубинным магматическим условиям дает возможность предложить комплексную модель эволюции гидротермально-магматической рудогенерирующей системы областей современного вулканизма.

Целью работы является создание комплексной геолого-геохимической модели эволюции типичной дпительноживущей (от тысяч до сотен тысяч лет и более) гидротермально-магматической рудогенерирующей системы Курило-Камчатской островной дуги, как основы для разработки технологии оценки и использования богатейших тепловых, водных и минеральных ресурсов областей современного и древнего вулканизма.

Задачи исследований.

1. Изучение структуры гидротермально-магматической рудогенерирующей системы островных дуг во взаимосвязи всех ее элементов: пород, тектонических блоков, источников тепла и вещества, гидрогеологических структур, проницаемых разрывных тектонических нарушений, потоков газов и гидротерм, гидротермально-метасоматических зон, геохимических барьеров, и др.

2. Исследование современных геотермальных и гидротермальных рудогенерирующих процессов в различных блоках геологической структуры гидротермально-магматической системы. Изучение механизмов формирования поверхностных, малоглубинных и глубинных рудных геохимических барьеров. Выделение рудоконтролирующих структур и этапов эволюции системы.

3. Построение концептуальной комплексной геолого-геохимической модели формирования гидротермально-магматической системы островной дуги.

4. Детальные геолого-геофизические и геохимические изыскания на наиболее перспективных гидротермально-магматических системах Курило-Камчатской островной дуги с целью выдачи рекомендаций по направлению поисково-разведочных работ на минерализованные воды и парогидротермы.

Научная новизна. На конкретных примерах обосновано существование и показаны этапы развития гидротермально-магматических рудогенерирующих систем островной дуги областей современного вулканизма. Выделены особо перспективные сверхглубинные современные гидротермально-магматические системы. Изучена геологическая структура гидротермально-магматической системы и выделены термо- и рудогенерирующие зоны в недрах систем. Показано строение областей интенсивного смешения приповерхностных и глубинных гидротермальных растворов, кипения вод и контроля рудной минерализации золото-полиметаллического типа. Идентифицированы самородные металлы и интерметаллические соединения, образующиеся в наиболее проницаемых тектонических структурах в обстановке циркуляции сухого» восстановительного флюида. Предложены новые концептуальные модели гидротермально-магматических рудогенерирующих систем.

Практическая значимость. Выполнены структурные, геолого-геофизические, геохимические, гидрогеологические и др. изыскания на крупнейших геотермальных месторождениях и современных гидротермально-магматических системах Курило-Камчатского региона. Рекомендации автора использованы при разведке, защите запасов и доизучении следующих месторождений: Океанское (о-в Итуруп), Северо-Курильское (о-в Парамушир); Паужетское, Паратунское, Малкинское и Мутновское (Южная Камчатка). Результаты работ изложены в крупных научно-технических отчетах, переданных Заказчикам (Администрация Сахалинской области, Администрация Северо-Курильского района; Министерство промышленности, науки и технологий РФ; Министерство экономического развития и торговли РФ; АО «Геотермик-СК» и др.). Создана основа для разработки технологии оценки и экологически безопасного использования богатейших тепловых, водных и минеральных ресурсов областей современного вулканизма.

Фактический материал и методы исследований. Работа выполнена на основе материала, полученного в результате длительных экспедиционных исследований, начиная с 1975 года, на современных и древних гидротермальных системах в Корякском нагорье Камчатской области, Южной Камчатке, Южных и Северных Курильских островах. Все эти годы автор руководил комплексными геологическими работами: стационарной геолого-разведочной партии, научного отряда и научной экспедиции. Использовались методы геологического картирования, изучения и обработки материалов бурения, в т.ч. глубоких и сверхглубоких скважин, проходки поверхностных и подземных горных выработок. Построены геолого-структурные, геохимические, гидрогеологические и др. карты-схемы в масштабах от 1:100 ООО до 1:2000. При минералогических и геохимических исследованиях применялись современные высокоточные аналитические методы: микрозондовый, рентгенофазовый, рентгеноструктурный, электронно-микроскопический, количественный спектральный, изотопный (К, Аг, Sr), атомно-абсорбционный, атомно-флюоресцентный, и др.

Исследования выполнены лично автором или в соавторстве. Сделанные в работе заключения и выводы принадлежат автору.

Публикации. По теме диссертации автором опубликовано лично или в соавторстве более 60 работ, в т.ч. 6 монографий или монографических сборников и около 40 статей. Часть материалов научно-производственного характера обобщена в научно-технических отчетах, хранящихся в фондах Института вулканологии ДВО РАН, Комитета «Сахалинприродоресурсы», ГП «Камчатбургеотермия», Комитета экономики при Администрации Сахалинской области, Администрации Северо-Курильского района, Дирекции Федеральной целевой программы «Социально-экономическое развитие Курильских островов Сахалинской области (1994-2005 годы)», и др. организациях и ведомствах.

Апробация работы. Фактический материал и основные положения работы регулярно докладывались на заседаниях Ученого Совета и отдела геотермии и геохимии Института вулканологии ДВО РАН. В 1970-80-х годах автор участвовал в работе Всесоюзных вулканологических и геологических совещаний в гг. Тюмени (1978), Тбилиси (1980), Москве (1980-92 гг.), Петропавловске-Камчатском (1985), Сыктывкаре (1987), и др. В 1998 г. материалы работы были представлены в Геологической службе Японии (г. Тсукубэ) и на российско-японском полевом семинаре в Институте вулканологии ДВО РАН (г. Петропавловск-Камчатский -Ю.Камчатка). С 1997 по 2001 гг. автор ежегодно докладывал результаты исследований на научно-экспертном Совете при Администрации Сахалинской области и на техническом Совете при Администрации Северо-Курильского района (протоколы №№ 12 от 1.04.99 г., 23 от 3.03.2000 г., 30 от 26.01.2001 г. и № 1 от 14.12.2000 г.), а также на научно-практических конференциях Комитета природных ресурсов по Камчатской области и Корякскому автономному округу (1979, 1983, 1997, 1999 гг.). Наиболее полно результаты исследований доложены в последние годы на международных совещаниях: 2000 г. - Всемирном Геотермальном Конгрессе (Япония), 2001 и 2002 гг. - Ежегодном геотермальном симпозиуме (США), 2001 и 2002 гг. - Пленарных совещаниях по проекту МПГК-408 ЮНЕСКО в связи с изучением разрезов сверхглубоких скважин (2001 г. -Германия, Геоцентр при КТВ; 2002 г. - г. Заполярный, Мурманская обл., НПЦ «Кольская сверхглубокая»), 2002 г. - Юбилейном совещании Российского фонда фундаментальных исследований (Москва - Иркутск). В сентябре 2002 г. работа была представлена на совместном заседании лабораторий ИГЕМ РАН: лаб. рудных месторождений, лаб. геохимии, лаб. петрографии и лаб. редкометального магматизма, и на семинаре в ГИН РАН, г. Москва; в октябре 2002 г. - на заседании Ученого Совета Камчатского научного центра ДВО РАН, посвященного 40-летию образования Института вулканологии ДВО РАН.

Структура и объем. Работа состоит из Введения, 5 глав, Заключения и списка литературных источников. Общий объем составляет 360 стр., включая 123 рис., 21 табл. , 392 наименования литературы.

Благодарности. Работа выполнена практически полностью в Институте вулканологии ДВО РАН при постоянном внимании и поддержке директора Института академика РАН С.А.Федотова, других членов дирекции: д.г.-м.н. Г.А.Карпова, д.г.-м.н. А.В.Кирюхина, к.г.-м.н. В.И.Белоусова, к.г.-м.н.

B.М.Сугробова, к.г.-м.н. Н.Н.Кожемяки, В.М.Дудченко, В.А.Казанцева. Фундамент работы был заложен под руководством крупнейшего ученого в области металлогении островных дуг д.г.-м.н. М.М.Василевского. Автор глубоко признателен исследователю с мировым именем и прекрасному человеку д.г.-м.н.

C.И.Набоко за руководство работой на начальном этапе исследований, постоянное внимание на последующих этапах, ценные замечания и предложения при подготовке рукописи диссертации и обсуждение основных ее положений. Автор с огромным удовольствием благодарит своих коллег по экспедиционным, лабораторным и экспериментальным исследованиям, без помощи которых эта работа была бы невозможна: д.г.-м.н. Н.С.Жатнуева, проф. д.г.-м.н. А.Д.Коробова, проф. д.г.-м.н. Я.А.Рихтера, к.г.-м.н. Г.П.Королеву, к.г.-м.н. В.М.Ладыгина, к.г.-м.н. С.Ф.Главатских, к.г.-м.н. О.П.Гончаренко, к.г.-м.н. И.Ф.Делеменя, к.г.-м.н. Ю.М.Стефанова, к.г.-м.н. В.Л.Сывороткина, к.г.-м.н. В.Л.Леонова, к.г.-м.н. Г.П.Сандимирову, к.б.н. С.П.Белоусову, С.В.Кореневу, В.Г.Пушкарева, Е.И.Сандимирову, А.В.Сокоренко, Е.Г.Калачеву, О.В.Шульгу, Ю.Д.Кузьмина, Д.Ю.Кузьмина, В.А.Андреева, А.В.Мушинского, Л.В.Котенко, Т.А.Котенко, Н.М.Ульзутуева и др. коллег. Автор глубоко признателен к.г.-м.н. В.М.Округину, д.г.-м.н. И.И.Степанову, А.М.Округиной, В.М.Чубарову, Т.М.Философовой, С.В.Москалевой, С.Г.Кокореву, Т.Г.Осетровой, Л.А.Карташевой, В.В.Дунин-Барковской, Н.И.Чебровой, С.В.Сергеевой, В.К.Марыновой и др. сотрудникам отдела физико-химических методов исследований Института вулканологии ДВО РАН за огромный объем аналитических исследований. Автор благодарен сотрудникам Института геохимии СО РАН им. А.П.Виноградова, кафедры инженерной и экологической геологии геологического факультета МГУ, Саратовского НИИ геологии и Саратовского государственного университета; Института геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН и других организаций за большой объем выполненных высокоточных аналитических работ. Автор особо признателен своему коллеге и старшему товарищу к.г.-м.н. В.И.Белоусову за постоянные обсуждения основных положений работы и внимание к исследованиям; и всем специалистам в области изучения эндогенных рудообразующих геологических процессов, сделавшим ряд ценных замечаний и предложений при подготовке диссертации: академику РАН В.И.Коваленко, чл.-корр. РАН Ю.Г.Сафонову, профессору д.г.-м.н. В.И.Казанскому, профессору д.г.-м.н. В.И.Кононову, д.г.-м.н. А.В.Гирнису, д.г.-м.н. В.А.Ерощеву-Шаку, д.г.-м.н. Б.П.Золотареву, д.г.-м.н. Б.Г.Поляку, д.г.-м.н. А.А.Пэку, И.Д.Петренко.

Работа выполнена в соответствии с основными заданиями научно-исследовательских работ Ордена Трудового Красного Знамени Института вулканологии Дальневосточного отделения Российской Академии наук (тема «Эволюция современных гидротермально-магматических рудообразующих систем Курило-Камчатской островной дуги», № государственной регистрации 01.2.00 106353), при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проекты 93-05-08240, 97-05-65006, 00-05-64175а и 02-05-79019к), Федеральной целевой программы «Социально-экономическое развитие Курильских островов Сахалинской области (1994 - 2005 годы)»; ряда хозяйственных договоров с ПГО «Сахалингеология», ПГО «Камчатгеология», ГП «Камчатбургеотермия», и другими организациями.

ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

1. Гидротермально-магматические системы островных дуг проходят в своем развитии три этапа - прогрессивный, экстремальный и регрессивный. Каждый из этапов характеризуется определенными температурными и геохимическими параметрами восходящего флюида.

2. Геологическое строение гидротермально-магматических систем островных дуг представлено сочетанием приподнятых («горячих», проницаемых) и опущенных (охлажденных, «монолитных») блоков, обладающих контрастными петрофизическими, минералогическими и геохимическими свойствами пород. Источником тепла в этих системах являются субвулканические тела базальт -андезито-базальтового состава.

3. В осевых частях горстов формируются паровые зоны мощностью до 300-500 м, границы которых служат геохимическими барьерами для Au, Ag, As, Pb, Си, Zn, Sn, Нд, В, К, Li, Rb, Cs; на температурных барьерах в восстановительных условиях происходит отложение рудных элементов в форме самородных металлов Fe, Ni, Си, Pb, Zn, Ag и интерметаллических соединений Cu-Zn, Pb-Sn, Fe-Сг, Fe-Ni, Cu-Pb-Sn, Cu-Zn-Sn-Pb.

4. Циркуляция высокотемпературных металлоносных газо-гидротермальных растворов происходит на уровне эндоконтактовой брекчиевой зоны субвулканических тел. Условия, существующие в недрах гидротермально-магматических систем островных дуг, приводят к образованию крупных геотермальных месторождений и формированию мезо- и эпитермальной золото-полиметаллической минерализации.

Заключение Диссертация по теме "Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых", Рычагов, Сергей Николаевич

Заключение

Таким образом, в последние 10-15 лет в связи с разработкой концептуальных моделей условий формирования эпитермальных рудных и геотермальных месторождений, изучения состава и свойств эндогенного флюида и на основании материалов бурения глубоких и сверхглубоких скважин на современных гидротермальных системах сформулировано понятие вулкано-магмо-гидротермальных систем (Giggenbach et al., 1990; Hedenquist et al., 1996; Corbett, Leach, 1998). Автором на основании практических и фундаментальных научных исследований в течение более 25-ти лет на вулканах и гидротермальных системах современных и древних островных дуг установлены новые геологические объекты: гидротермально-магматические рудогенерирующие системы в зоне перехода от океанической к континентальной земной коре. Эти сквозькоровые дренирующие системы контролируют перенос тепловой энергии, расплавов, газов, гидротермальных растворов и химических элементов от уровня верхней мантии в близповерхностные горизонты земной коры. По мере развития систем интрателлурические потоки, расплавы, магматические газы и гидротермальные флюиды взаимодействуют с вмещающими породами, морскими, подземными и метеорными водами и активно влияют на перестройку геологического строения систем, способствуя изоляции аномального теплового потока. Процесс изоляции саморегулируется в результате отложения кремнезема и других вторичных минералов вокруг гидротермально-магматической колонны. Последнее обстоятельство ведет к образованию геотермальных, мезо- и эпитермальных рудных месторождений, возможно - медно-порфировых и других рудопроявлений в верхних частях земной коры. На основании изучения развития базальтового вулканизма и его производных в зоне перехода от океанической к континентальной земной коре выделены и описаны долгоживущие вулканогенно-рудные центры, основными ячейками которых являются гидротермально-магматические рудогенерирующие системы. Гидротермально-магматические рудогенерирующие системы развиваются на земной коре различного типа: 1) подводно-океанической, 2) переходной от подводно-океанических хребтов в островную дугу, 3) островодужной, 4) переходной от островной дуги в континент (рис. 119). Гидротермально-магматические системы, эволюционирующие на коре определенного типа, отличаются термодинамическими условиями выделения газов и динамикой магматических расплавов, масштабом проявления процессов и др. параметрами. cirrav?» гидротермальная система рудное

МЕСТОРОЖДХНИХ

МАГМАТИЧЕСКИМ океаническая кора

ГРАНИЦА ПЛИТЫ

НК МАГМАТИЧЕСКИЙ

КОНТИНЕНТАЛЬНАЯ КОРА

МАГМАТИЧЕСКАЯ ДУГА

ТЫЛОВАЯ ДУГА И KOPOBQE ВНУТРЕННИЙ КОНТИНЕНТАЛЬНЫЙ РАЭЛСМООБ-БАССЕЙН РИФТОПНЕЗ РАЭОВАНИЕ

ВУЛКАНИЧЕСКИХ

МАССИВНЫЕ

СУЛЬФИДЫ

ПОРФИРЫ ClhAuU) ЭПИТЕЕМАЛ. СКАРНЫ Аи-Дд

СВЯЗАННЫЕ С ИНТРУЗИЯМИ ГРАНИТНЫЕ Cu-Au-Zn-РЬ Sn-W-Mo

ПОЛИМЕТАЛЛЫ ФИЧЕСКИЕ долиш зоны*" сдвиг- «««^сипи ов

Рис. 119. Принципиальная структура и положение гидротермально-магматических систем в зоне перехода от океанической к континентальной земной коре (по: Henley, 1985; с изменениями). Цифрами на схеме показано расположение систем, согласно обозначенным в тексте типам земной коры: 1 - подводно-океанической, 2 -переходной от подводно-океанических хребтов к островной дуге, 3 -островодужной, 4 - переходной от островной дуги к континенту.

Установлены различия в характере гидротермальных изменений в очагах разгрузки восходящего потока газо-гидротермального флюида и в зонах нисходящих потоков на разных стадиях эволюции земной коры; эти изменения контрастны (Henley, 1985; Hedenquist, 1990; Corbett, Leach, 1998). При формировании островной дуги происходит длительная задержка глубинного высокотемпературного магматического расплава в структуре вулканогенно-рудного центра, интенсивное выделение углекислого газа и других летучих, что обеспечивает устойчивое питание гидротермально-магматической системы, образование смешенных гидротерм, перенос химических соединений и отложение металлов; формируются крупные высокотемпературные геотермальные, мезо- и эпитермальные рудные месторождения, вероятно - рудопроявления медно-порфирового типа. На примере Кольского мегаблока Восточно-Еропейской платформы и Кольской сверхглубокой скважины СГ-3, с привлечением данных по строению глубоких горизонтов земной коры Уральского, Татарского и других регионов (Уральская, Ново-Елховская, Саатлинская, Криворожская и др. сверхглубокие скважины), показана возможность существования современных сверхглубинных рудообразующих гидротермальных систем в недрах древних платформ. Сверхглубинные гидротермальные системы по своему строению и термодинамическим параметрам аналогичны или близки высокотемпературным гидротермально-магматическим системам островных дуг. Этот результат имеет принципиальное значение для исследования состава, динамики и механизмов формирования водных потоков в верхней и средней частях земной коры и для понимания адсорбционных рудообразующих процессов при высоких Р-Т параметрах.

Гидротермально-магматические системы островных дуг локализуются в кольцевых осесимметричных структурах диаметром от 10-12 до > 15-20 км. На основании анализа данных глубинного сейсмического просвечивания, изучения состава и изотопии вулканических газов, структурных построений и др. материалов установлено, что корни этих геологических структур погружаются на многие десятки километров и достигают верхней мантии. Мантия является основным генератором тепла, определяющим развитие островной дуги. Непосредственным источником тепла и рудных, щелочных и редких химических элементов в структуре гидротермально-магматической системы служат периферические магматические очаги и связанные с ними остывающие субвулканические тела базальт-анадезито-базальтового состава. Расчеты показали, что этого количества тепловой энергии недостаточно для обеспечения всей совокупности интрузивных, вулканических, газо-гидротермальных и др. процессов, протекающих на данных участках земной коры (Hochstein, 1995). Другим, источником тепла и химических элементов могут быть экзотермические химические реакции: «горение» сульфидов, серы и некоторых др. новообразованных минералов до полного окисления с выделением большого количества тепла. Такой, дополнительный, источник тепла обеспечивает существенную часть энергопотребления гидротермально-магматической системы и является практически возобновляемым в течение всей эволюции системы. Таким образом, гидротермально-магматические системы островных дуг не только контролируют тепломассопотоки в зоне перехода океан-континент, но и, по-видимому, могут генерировать энергию и вещество. Геологическая структура гидротермально-магматической системы представляет собой иерархическую систему кольцевых, овально-кольцевых и другой формы блоков горных пород. На каждом иерархическом уровне геологическое пространство организовано следующим образом: по латерали и в вертикальных разрезах чередуются блоки пород, обладающие контрастными физико-механическими, петрологическими, минералого-геохимическими и др. свойствами. Образуется своеобразная блоково-мозаичная геологическая структура из относительно монолитных (жестких, плотных) и разуплотненных участков. Последние являются наиболее проницаемыми для потоков гидротермально-магматических флюидов. Восходящие потоки парогидротерм и газов, как правило, приурочены к центральным частям гидротермально-магматических систем и локализуются в осевых зонах и вдоль границ относительно приподнятых изометрично-кольцевых блоков пород; метеорные воды и «отработанные» гидротермальные растворы фильтруются сверху вниз по трещинам и охлаждают породы в опущенных блоках. Таким образом, в пределах гидротермально-магматической системы образуется серия конвективных ячеек меньшего размера, каждая из которых включает приподнятый (горячий, проницаемый) блок пород и опущенный (охлажденный, «монолитный») блок. Такая структура определяет динамику газовых и водных потоков (рис. 120 а, 120 Ь). Наиболее высокотемпературные рудоносные гидротермальные растворы формируются и циркулируют на уровне экзо- и эндоконтактовой брекчиевой зоны субвулканических тел базальт-андезито-базальтового состава, последовательно: от момента зарождения растворов на прогрессивном этапе развития системы - до образования жил, штокверков, рудовмещающих брекчий и др. на этапе деградации (охлаждения) гидротермально-магматической системы. Эта зона является наиболее перспективной глубинной зоной рудообразования в недрах гидротермально-магматической системы, мощность ее составляет от 500-800 до 1000-1500 м.

В недрах гидротермально-магматических систем островных дуг формируются высокопотенциальные геотермальные месторождения, запасы электрической энергии которых составляют не менее 100 МВт на 100 лет эксплуатации, и мезо- и эпитермальные золото-полиметаллические проявления и, возможно, минерализация медно-порфирового типа. Изучение переходной области между собственно гидротермальными и магматическими условиями с помощью глубоких и сверхглубоких скважин показало, что именно здесь происходит перенос и отложение рудных элементов в форме самородных металлов, интерметаллических соединений, твердых растворов и сплавов металлов. Эта область является зоной циркуляции гидротерм, содержащих повышенные концентрации химических элементов, прежде всего, Au, Ag, As, Fe, Mg, Mn, Ti, Cr, Hg, Pb, Zn, Cu, Sn, Si, В, K, Na, Li, Rb, Cs, и др., и их соединений; гидротермы представляют большой интерес в качестве объекта для разработки технологий по извлечению редких и особо ценных компонентов. Основной источник рудоносных флюидов находится на глубине и связан, по-видимому, с апикальными частями субвулканических тел, малых интрузий или современных коровых и мантийных очагов. Циркуляция

Рис. 120 а. Строение типичной высокотемпературной (прогрессивного этапа) гидротермально- магматической конвективной системы, в плане. Подрисуночные подписи - см. рис. 25. геотермальных и гидротермальных рудоносных растворов происходит внутри сложной системы проницаемых разрывных тектонических нарушений и водоносных горизонтов. В строго определенных структурах (как правило, внутри и на границах приподнятых тектонических блоков) происходит формирование мощных (> 300-500 м) паровых зон, границы которых являются геохимическими барьерами для Au, Ag, As, Fe, РЬ, Си, Zn, Нд, В, К, Si и др. элементов. Область интенсивного смешения приповерхностных кислых сульфатных и глубинных субщелочных хлоридно-натриевых вод и их кипения контролирует развитие рудной минерализации типа "high sulfidation" (под влиянием серы с высокой степенью окисленности и

-41- Ш/J ППЛ ПП15 ЕЗ^б

Рис. 120 Ь. Строение типичной высокотемпературной (прогрессивного этапа) гидротермально-магматической конвективной системы, в разрезе. Подрисуночные подписи - см. рис. 33. образованием своеобразного комплекса сульфидов) - в центральной части гидротермально-магматической системы, и "low sulfidation" (под влиянием среы с низкой степенью окисленности и формированием другого, см. выше, комплекса сульфидных минералов) - на периферии системы и глубинах > 1 - 1,5 км. Рудная минерализация медно-порфирового типа зарождается в апикальных частях и эндоконтактовой брекчиевой зоне крупных субвулканических (интрузивных ?) комплексов, как правило, многофазных (рис. 121). Происходит эволюция рудоносных флюидов от порфирового типа - к "low sulfidation" через постепенное смешение потоков магматического происхождения с циркулирующими гидротермами и при взаимодействии вода-порода. Образуется вертикальная и горизонтальная зональность в распределении рудоносных растворов (флюидов) и соответствующих комплексов минералов в зависимости от глубинных магматических тел. В породах, наиболее проницаемых для высокотемпературного гидротермального флюида, современными высокоточными аналитическими методами идентифицированы самородные металлы, интерметаллические соединения, твердые растворы и сплавы

Рис. 121. Принципиальная структура геотермального минерало-рудообразования и контроль оруденения в недрах типичной гидротермально-магматической системы островной дуги. Составлено на основе обобщения моделей формирования золото-полиметаллической и медно-порфировой минерализаций Тихоокеанского вулканического пояса (по: Corbett, Leach, 1998; в модификации автора). металлов. Минералы часто полые и высокопористые, состоят из самородных Fe, Ni, Си, Pb, Zn, Ag; соединений систем Cu-Zn, Pb-Sn, Fe-Cr, Fe-C, а также граната типа шорломита и включают большой спектр минеральных фаз и микропримесей. Данные минералы образованы, в основном, за счет «сухого» восстановительного флюида, имеющего температуру < 500-600°С. Эти минералы трассируют открытые на глубину более 1,5 - 2,0 км термоподводящие зоны тектонических нарушений в структурах горстов. Гидротермальный флюид обладает высокой газонасыщенностью и является структурообразующим фактором: за счет фазовых переходов образуются гидротермальные брекчии в зонах кипения парогидротерм, полимиктовые рудоносные брекчии в приконтактовых частях субвулканических тел, рудовмещающие эксплозивные брекчии в воронках взрыва, и др. Флюид привносит во вмещающие породы в микроколичествах, но в течение всего прогрессивного и, по-видимому, экстремального этапов развития гидротермально-магматической системы Fe, Mg, Mn, Ti, Cr, Cu, Pb, Au, Ag, As, Al, Si, K, Na, Ca, др. (продолжительность каждого этапа составляет от n х 103 до п х 106 лет, по оценкам различных авторов). По данным изучения сульфидов спектр привносимых в гидротермально-магматическую систему химических элементов еще более широк. С течением времени происходит повышение концентраций рудных и щелочных элементов-примесей в гидротермальных новообразованиях: от высокотемпературной к остывающей гидротермально-магматической системе, до п х 10 г/т. На заключительном (регрессивном) этапе развития происходит перераспределение химических элементов и их соединений во всем объеме гидротермально-магматической системы, формируются кварц-адуляровые метасоматиты с «рассеянными» рудами, жилы, штокверки, брекчиевые зоны. Таким образом, современные гидротермально-магматические системы служат аналогом начальных этапов формирования мезо- и эпитермальных рудных месторождений и, возможно, рудопроявлений медно-порфирового типа.

Практическая ценность исследований заключается в создании подхода, объединяющего морфоструктурные, геологические, инженерно-геологические, петрологические, геохимические, минералогические, гидрохимические, гидродинамические и др. методы для восстановления структуры и эволюции гидротермальных рудогенерирующих процессов в недрах гидротермально-магматических систем островных дуг. Детальное и комплексное изучение физических параметров и свойств гидротермально-магматических систем на последовательных эрозионных срезах геологических блоков и в опорных геологических разрезах, в т.ч. по материалам бурения глубоких и сверхглубоких скважин, дало возможность получить количественные характеристики геотермальных рудогенерирующих структур. Понимание всей совокупности структурообразующих, минералого-петрографических, геохимических, гидродинамических и др. процессов позволило предложить концептуальную геолого-геохймическую модель гидротермально-магматических систем, формирующихся в кальдерных комплексах и в постройках стратовулканов, на примере наиболее перспективных объектов Курильских островов (Баранского - о. Итуруп, Северо-Парамуширской - о. Парамушир) и Южной Камчатки (Мутновской, Паужетской, Выченкия и др.). Построены геологические, геофизические, гидрохимические и газо-геохимические карты-схемы на территорию СевероКурильского геотермального проявления. Показано блоковое геологическое строение и структура разрывных тектонических нарушений. Выделены блоки и зоны, проведение в пределах которых детальных изыскательских работ обеспечит выбор точек заложения продуктивных геотермальных скважин (рис. 122). Изучен глубокий (2500 м), уникальный для всего Курильского региона, геологический разрез Северо-Парамуширской гидротермально-магматической системы.

Рис. 122. Распределение гидрохимических аномалий высоких значений содержаний анионов в природных водах Северо-Курильского геотермального проявления и блоковая геологическая структура. 1 - Гидрохимические аномалии. 2 - Разгрузка природных вод. 3 - То же, с температурой более 10°С (термальных).

Выделена мощная зона парообразования в интервале глубин 700-1200 м и трещинно-брекчиевые зоны, контролирующие потоки высокотемпературных минерализованных газо-гидротерм. Показаны условия и возможные механизмы формирования современного золото-полиметаллического оруденения и зарождение минерализации медно - порфирового типа в недрах системы. Выполнена оценка прогнозных запасов Северо-Курильского геотермального проявления: ресурсы теплоносителя эквивалентны > 100 МВт электрической мощности, что является надежным основанием для проведения изыскательских работ на парогидротермы и подготовки строительства ГеоТЭС с целью тепло- и электроснабжения СевероКурильского района Сахалинской области. Материалы детального комплексного изучения разрезов скважин на геотермальном месторождении Океанское (о-в Итуруп) легли в основу отчета по защите запасов геотермального теплоносителя установленной мощностью 12 МВт. Показана возможность увеличения запасов за счет бурения скважин только в центральных блоках месторождения до 30 МВт.

Выделены структуры, контролирующие "горячие" и "холодные" геологические блоки. На основании минералого-геохимических исследований, численного моделирования и натурных экспериментов предложена методика прогноза паровых резервуаров и геохимических барьеров для рудных, щелочных, редких и др. химических элементов.

В целом, создана концептуальная геолого-геохимическая-гидродинамическая модель современной высокотемпературной гидротермально-магматической системы (рис. 123), которая составит основу для разработки разведочных и эксплуатационных моделей геотермальных и эпитермальных рудных месторождений и в дальнейшем позволит перейти к разработке технологии оценки и экологически безопасного использования богатейших тепловых, водных и минеральных ресурсов земных недр областей

2000современного Вл к. Эбеко вулканизма а х

1000 a т X

§

8. е

Основная водовмещающая jJv толща:гидротермапьно * *. изменённые туфы и брекчии ' андезитового состава " "

200С: -

Экзо-эндоконтактовая брекчи-. евая зона субвулканического '

КипениеА дегазация Я фазы к

Цщ глубинные гадротермы

Лри/Ьок щтефньвс вод, наглубин) о »о s о

S? s в>

Б1

S. d ф ii a e x Q) о со

Горячее субвулканическое (интрузивное ?)тело андезито-базальтового состава

Рис. 123. Концегттуальная геолого-геохимическая-гидродинамическая модель современной высокотемпературной гидротермально-магматической системы (на примере Северо-Парамуширской). Составлено совместно с Е.ПКалачевой, с учетом материалов Л.И.Барабанова,

B.И.Белоусова, С.Ф.Главатских, К.К.Зеленова, И.А.Меняйлова, Л.П.Никитиной, А.Г.Николаевой, В.Г.Пушкарева, Е.И.Сандимировой, С.С.Сидорова,

C.М.Фазлуллина, О.В.Шульги и др.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Рычагов, Сергей Николаевич, Петропавловск-Камчатский

1. Абдурахманов А.И., Фвдорченко В.И. Закономерности распределения некоторых редких (Sc, Zr, V) и рудных (Си, Аи) элементов в четвертичных лавах Курильских островов // Вулканология и сейсмология, 1984. № 4. С. 55-66.

2. Аверьев В.В. Гидротермальный процесс в вулканических областях и его связь с магматической деятельностью // Современный вулканизм. М.: Наука, 1966. С. 118128.

3. Аверьев В.В. Условия разгрузки Паужетских гидротерм на юге Камчатки // Тр. Лаб. вулканологии АН СССР, 1961. Вып. 19. С. 80-89.

4. Аверьев В.В., Белоусов В.И. Геологический очерк района // Паужетские горячие воды на Камчатке. М.: Наука, 1965. С. 8-22.

5. Аверьев В.В., Набоко С.И., Пийп Б.И. Современный гидротермальный метаморфизм в областях активного вулканизма // Докл. АН СССР, 1961. Т. 137. № 2. С. 407-410.

6. Айдиньян Н.Х., Озерова Н.А. К поведению ртути в современном вулканическом процессе//Современный вулканизм. М.: Наука, 1966. С. 249-253.

7. Айдиньян Н.Х., Озерова Н.А., Волкова А.В., Шикина Н.Д. К вопросу о летучести ртути и ее соединений // Геохимия, 1969. № 9. С. 251-260.

8. Айлер Р. Химия кремнезема (в 2-х частях). М.: Мир, 1982. 1128 с.

9. Аношин Г.Н. Золото в магматических горных породах. Новосибирск: Наука, 1977. 207 с.

10. Апрелков С.Е. Игнимбриты Голыгинских гор // Туфолавы и игнимбриты: Тр. Симпозиума, посвященного памяти акад. А.Н.Заварицкого. Изд-во АН СССР, 1961. С. 92-96.

11. Апрелков С.Е. Тектоника и история вулканизма Южной Камчатки // Тектоника, 1971. № 2. С.105-111.

12. Апрелков С.Е., Ежов Б.В., Оточкин В.В. и др. Вулканотектоника Южной Камчатки // Бюлл. вулканол. станций, 1979. № 57. С. 72-78.

13. Арсанова Г.И. Редкие щелочи в термальных водах вулканических областей. Новосибирск: Наука, 1974.

14. Балашов В.Н., Зарайский Г.П. Экспериментальное и теоретическое исследование процесса разуплотнения горных пород при нагревании // Очерки физико-химической петрологии. М.: Наука, 1982. Вып. 10. С. 69-109.

15. Балеста С.Т. Земная кора и магматические очаги областей современного вулканизма. М.: Наука, 1981. 134 с.

16. Барабанов Л.Н. Химические равновесия и зональность термальных вод Курильских островов // Гидротермальный процесс в областях тектоно-магматической активности. М.: Наука, 1977. С. 155-163.

17. Баранова Н.Н., Барсуков В.Л., Дарьина Т.Г., Банных Л.Н. О взаимодействии золота с водными щелочными растворами при 25 и 250°С // Геохимия, 1977. № 6. С.874-877.

18. Басков Е.А., Суриков С.Н. Гидротермы Земли. Л.: Недра, 1989.

19. Басков Е.А., Суриков С.Н. Гидротермы Тихоокеанского сегмента Земли. М.: Недра, 1975. 172 с.

20. Белоусов В.И. Геология геотермальных полей в областях современного вулканизма. М.: Наука, 1978. 174 с.

21. Белоусов В.И., Гриб Е.Н., Леонов В.Л. Геологические позиции гидротермальных систем Долины Гейзеров и кальдеры Узон // Вулканология и сейсмология, 1983. № 1. С.65-79.

22. Белоусов В.И., Кожемяка Н.Н., Огородов Н.В., Сугробов В.М. Кислый вулканизм и гидротермальная активность в Паужетском геотермальном районе // Материалы XV Генеральной ассамблеи МГГС. Тезисы докладов. М.: Наука, 1971.

23. Белоусов В.И., Рычагов С.Н., Сугробов В.М. Северо-Парамуширская гидротермально-магматическая система: геологическое строение, концептуальная модель, геотермальные ресурсы // Вулканология и сейсмология, 2002. № 1. С. 34-50.

24. Белоусов В.И., Рычагов С.Н., Кузьмин Ю.Д. и др. Адсорбционные свойства гидротермальных систем и перспективы их использования для консервациирадионуклидов и других промышленных отходов // Экологическая химия, 1999. Т. 8. Вып. 4. С. 262-277.

25. Белоусов В.И., Рычагов С.Н., Фазлуллин СМ. и др. Кремнезем в высокотемпературных гидротермальных системах областей современного вулканизма // Экологическая химия, 1998. Т. 7. Вып. 3. С. 200-216.

26. Белоусов В.И., Сугробов В.М. Геологическая и гидрогеотермическая обстановка геотермальных районов и гидротермальных систем Камчатки // Гидротермальные системы и термальные поля Камчатки. Владивосток: Дальневост. кн. изд-во, 1976. С. 5-22.

27. Белоусов В.И., Сугробов В.М., Сугробова Н.Г. Геологическое строение и гидрогеологические особенности Паужетской гидротермальной системы // Гидротермальные системы и термальные поля Камчатки. Владивосток, 1976. С.23-57.

28. Бернштейн В.А., Сивожелезов С.С., Федорченко В.И., Шилов В.Н. Геофизические наблюдения на некоторых вулканах хребта Вернадского // Труды СахКНИИ,1966. Вып. 16. С. 44-65.

29. Богданов Ю.А. Гидротермальные рудопроявления рифтов Срединно-Атлантического хребта. М.: Научный мир, 1997.164 с.

30. Борисенко Л.Ф. Малые элементы и вопросы генезиса гипербазитов Нижнетагильского массива // Геохимия, 1961. № 12.

31. Борисов М.В. Геохимические и термодинамические модели жильного гидротермального рудообразования. М.: Научный мир, 2000. 360 с.

32. Борисов М.В., Шваров Ю.В. Термодинамика геохимических процессов. М.: МГУ. 1992. 254 с.

33. Брезгунов B.C., Дуничев В.М., Зотов А.В. и др. К вопросу генезиса термальных вод вулкана Менделеева (о-в Кунашир) // Докл. АН СССР, 1968. Т. 179. №1. С. 179-182.

34. Бэрч Ф., Шерер Дж., Спайсер Г. Справочник для геологов по физическим константам. М.: Изд-во ИЛ, 1949. 304 с.

35. Бычков А.Ю., Гричук Д.В. Термодинамическая модель рудоотложения в кальдере Узон // Геохимия, 1991. № 4. С. 527-538.

36. Вакин Е.А. Г идрогеология современных вулканических структур и гидротермальных систем юго-восточной Камчатки. Автореферат дисс. канд. геол -мин. наук, Москва. 1968.

37. Вакин Е.А., Кирсанов И.Т., Кирсанова Т.П. Термальные поля и горячие источники Мутновского вулканического района // Гидротермальные системы и термальные поля Камчатки. Владивосток: Изд-во ДВНЦ АН СССР, 1976. С.85-114.

38. Вакин Е.А., Кирсанова Т.П., Кононов В.И., Поляк Б.Г. Термальные воды юго-восточной Камчатки и перспективы их использования // Вопросы специальной гидрогеологии Сибири и Дальнего Востока. Иркутск: Иркутское кн. изд-во, 1962. Вып. 1. С. 84-91.

39. Василевский М.М. Вулканизм, пропилитизация и оруденения. М.: Недра, 1973. 276 с.

40. Василевский М.М., Стефанов Ю.М., Рычагов С.Н., Некрасова Ж.А. Структурно-вещественные парагенезисы вулканогенных рудных районов, узлов и полей (к проблеме прогноза) // Вулканология и сейсмология, 1981. № 4. С. 60-73.

41. Виноградов А.П. Закономерности распределения химических элементов в земной коре // Геохимия, 1956. № 1.

42. Власов Г.М. Вулканические отложения серы и некоторые вопросы близповерхностного рудообразования //Тр. Лаб. вулканологии, 1958. Вып. 13. С.166 -178.

43. Власов Г.М. Особенности кратерно-озерных отложений. Бюлл. МОИП, 1960. Т. 35. № 6.

44. Воронова Л.Г., Сидоров С.С. Химический состав современных гидротерм // Труды СахКНИИ, 1966. Вып. 16. С. 148-161.

45. Высокотемпературные гидротермальные резервуары I Под ред. В.М.Сугробова. М.: Наука, 1991. 160 с.

46. Гаврилов В.К., Соловьева И.А. Вулканогенно-осадочные формации геоантиклинальных поднятий Малых и Больших Курил. Новосибирск: Наука, 1973 152 с.

47. Геотермические и геохимические исследования высокотемпературных гидротерм / Ред. В.М.Сугробов. М.: Наука, 1986. 207 с.

48. Геолого-геофизический атлас Курило-Камчатской островной системы / Под ред. Сергеева К.Ф., Красного М.Л. Л.: ВСЕГЕИ, 1987. 36 л.

49. Гептнер А.Р., Кристманнсдохтир X., Селезнева М.А. Вторичные минералы базальтоидов, измененных гидротермальным рассолом на полуострове Рейкьянес (Исландия) //Литология и полезные ископаемые, 1987. № 2. С. 25-41.

50. Гидрогеология СССР. Т. 29. Ред. Г.А.Голева. М.: Недра,1972. 364 с.

51. Гидротермальные системы и термальные поля Камчатки / Ред. В.М.Сугробов. Владивосток: Изд-во ДВНЦ АН СССР, 1976. 284 с.

52. Гирнис А.В., Рябчиков И.Д., Богатиков О.А. Генезис коматиитов и коматиитовых базальтов. М.: Наука, 1987.121 с.

53. Главатских С.Ф. Самородные металлы и интерметаллические соединения в продуктах эксгаляций Большого Трещинного Толбачинского извержения (Камчатка) // Докл. АН СССР, 1990. Т. 313. № 2. С. 433-437.

54. Голева Г.А. Гидрогеохимические поиски скрытого оруденения. М.: Недра, 1968. 292 с.

55. Голева Г.А. Гидрогеохимия рудных элементов. М.: Недра, 1977. 216 с.

56. Гончаренко О.П. Температурные условия развития геотермальной системы вулкана Баранского (о. Итуруп) // Геохимия, 1993. № 2. С. 237-243.

57. Горбатый Ю.Е. Некоторые новые данные о строении жидкой и надкритической фаз воды // Проблемы физико-химической петрологии. М.: Наука, 1979. С. 15-24.

58. Горшков Г.С. Вулканизм Курильской островной дуги. М.: Наука, 1967. 288 с.

59. ГотлибА.Д. Доменный процесс. М.: Металлургия, 1966. 503 с.

60. Гриб Е.И. Петрология продуктов извержения 2-3 января 1996 г. в кальдере Академии Наук// Вулканология и сейсмология, 1998. № 5. С. 71-97.

61. Гричук Д.В. Рудные элементы в гидротермальной системе срединно-океанического хребта // Геохимия, 1996. № 7. С. 650-672.

62. Гричук Д.В. Термодинамические модели субмаринных гидротермальных систем // М.: Научный мир, 2000.

63. Грунтоведение. М.: Изд-во МГУ, 1973. 367 с.

64. Гугушвили В.И. Поствулканический процесс и формирование месторождений полезных ископаемых в древних островных дугах и интрадуговых рифтах (на примере Аджаро-Триалетской зоны Кавказа). Тбилиси: Мецниереба, 1980. 184 с.

65. Долгоживущий центр эндогенной активности Южной Камчатки М.: Наука, 1980. 172 с.

66. Дриц В.А., Коссовская А.Г. Глинистые минералы: смектиты, смешанослойные образования // Труды ГИН АН СССР, 1990. Вып. 446. 214 с.

67. Дуничев В.М. Парогидротермы Горячего Пляжа и перспективы использования термальных вод Курильских островов // Изучение и использование глубинного тепла Земли. М.: Наука, 1973. С. 226-229.

68. Евдокимова В.Н. Автоматизированная система обработки геолого-геохимической информации методом многомерных полей // Геохимические методы поисков рудных месторождений в Сибири и на Дальнем Востоке. Новосибирск: Наука, 1978. С.3-25.

69. Евдокимова В.Н., Китавв Н.А. Обработка данных геохимических съемок на основе анализа рудных полей // Геохимические поиски рудных месторождений в Сибири и на Дальнем Востоке по вторичным ореолам рассеяния. Иркутск, 1973. С.202-225.

70. Егоров О.Н. Центры эндогенной активности (вулканические системы). М.: Наука, 1984. 166 с.

71. Ерощвв-Шак В.А. Гидротермальный субповерхностный литогенез Курило-Камчатского региона. М.:Наука, 1992. 132 с.

72. Жариков В.А. Физико-химические исследования околорудного метасоматизма II геохимия, 1982. № 12. С. 1754-1787.

73. Жариков В.А., Омельяненко Б.И. Классификация метасоматитов // Метасоматизм и рудообразование. М.: Наука, 1978. С. 9-28.

74. Жатнуев Н.С. Модели пародоминирующих гидротермальных систем в докритических условиях//Доклады АН СССР, 1987. Т.293. №1, с.203-206.

75. Жатнуев Н.С., Миронов А.Г., Рычагов С.Н., Гунин В.И. Гидротермальные системы с паровыми резервуарами. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 1996. 184 с.

76. Жатнуев Н.С., Рычагов С.Н., Королева Г.П. Пародоминирующая система Верхнего термального поля Паужетского месторождения (Южная Камчатка) // Докл. АН СССР, 1990. Т. 311. № 1. С.175-178.

77. Жатнуев Н.С., Рычагов С.И., Миронов А.Г. и др. Пародоминирующая система и геохимический барьер жидкость-пар Верхнего термального поля Паужетского месторождения // Вулканология и сейсмология, 1991. № 1. С. 62-78.

78. Жатнуев Н.С., Рычагов С.Н., Посохов В.Ф. Паровые зоны в гидротермальной системе Паужетского месторождения (Южная Камчатка) //Доклады АН, 1998. Т. 362. № 1. С. 76-80.

79. Желубовский Ю.С. Тектоника. Геология СССР. Т. 31. М.: Недра, 1964. С.609-620.

80. Жеребцов Ю.Д. Термоформы нахождения ртути в литохимических ореолах золото-серебряных месторождений и их поисковое значение // Геохимия, 1991. № 1. С. 75-87.

81. Зарайский Г.П. Зональность и условия образования метасоматических пород. М.: Наука, 1989. 344 с.

82. Зарайский ГЛ., Балашов В.Н. О разуплотнении горных пород при нагревании // Докл. Ан СССР, 1978. Т. 240. № 4. С. 926-929.

83. Зеленое К.К. Вулканы как источники рудообразующих компонентов осадочных толщ. М.: Наука, 1972. 215 с.

84. Злобин Т.К. Строение литосферы в районе о-ва Итуруп по сейсмическим данным //Тихоокеанская геология, 1989. № 3. С. 33-41.

85. Злобин Т.К., Знаменский B.C. Геология и глубинное строение геотермального района (о-в Итуруп) // Геология рудных месторождений, 1991. № 4. С.3-15.

86. Знаменский B.C. Алунитовые проявления Курильских островов // Новые небокситовые виды глиноземистого сырья. М.: Наука, 1982. С. 73-88.

87. Знаменский B.C. Гидротермально измененные породы Мутновского (Камчатка) и Кипящего (о-в Итуруп) геотермальных месторождений // Изв. АН СССР. Сер. геол., 1991. №5. С. 110-123.

88. Знаменский B.C., Никитина И.Б. Гидротермы центральной части острова Итуруп (Курильские острова) // Вулканология и сейсмология, 1985. № 5. С.44-65.

89. Знаменский B.C., Носик Л.П. Изотопный состав серы и генезис вулканогенных серных месторождений (Южные Курильские острова) // Изв. АН СССР. Сер. геол., 1981. № 10. С. 120-136.

90. Золотарев Б.П. Акцессорные минералы комплексных массивов ультраосновных и щелочных пород. Распределение содержаний, морфология и некоторые особенности состава. М.: Наука, 1971. 164 с.

91. Зотов А.В., Баранова Н.Н., Банных Л.Н. Растворимость сульфидов золота Au2S и AuAgS в сероводородсодержащих растворах при 25-80°С и давлении 1-500 бар // Геохимия, 1996. № 3. С.242-247.

92. Зотов А.В., Баранова Н.Н., Дарьина Т.Г., Банных Л.Н. Экспериментальное исследование комплексообразования золота (I) в системе KCI HCI - Н20 при 450°С и 500 атм. // Геохимия, 1989. № 4. С. 541-551.

93. Зотов А.В., Лапутина И.П., Чичагова А.В. Мышьяковистый пирит из термальных источников о. Кунашир (Курильские острова) // Геология рудных месторождений, 1972. Т. 14. № 1. С. 125-131.

94. Зотов А.В., Русинов BJ1. Зональность и парагенезисы в околорудных породах на двух месторождениях типа Куроко в Японии // Метасоматиты и оруденение. М.: Наука, 1975. С. 179-216.

95. Зубин М.И. Геофизические поля и глубинное строение по геофизическим данным // Долгоживущий центр эндогенной активности Южной Камчатки. М.: Наука, 1980. С. 10-19.

96. Зубков В. А. Глобальные климатические события плейстоцена. П.: Гидрометеоиздат, 1986. 288 с.

97. Иванов Б.В. Типы андезитового вулканизма Тихоокеанского подвижного пояса. М.: Наука, 1990. 210 с.

98. Иванов В.В. Генетическая классификация минерализованных вод земной коры // Вопросы гидрогеологии минеральных вод. М.: Труды ЦНИИК и Ф., 1977. Т. 34. С. 358.

99. Иванов В.В. Основные закономерности формирования и распространения термальных вод Камчатки // Труды Лабор. вулканологии АН СССР, 1958. Вып. 13. С. 186-211.

100. Иванов В.В. О происхождении и классификации современных гидротерм // Геохимия, 1960. № 5. С.443-451.

101. Иванов В.В., Кононов В.И. Проблема генезиса терм регионов активного вулканизма // Изв. АН СССР. Сер. геологическая, 1977. № 11. С. 131-143.

102. Иголкина Г.В. Скважинная магнитометрия при исследовании сверхглубоких и глубоких скважин. Автореф. дисс. на соискание ученой степени докт. геол.-мин. наук. Екатеринбург, 2002. 50 с.

103. Казанский В.И., Смирнов Ю.П., Кузнецов Ю.И., Кузнецов А. В. Трещиноватость, жильная минерализация и анизотропия пород печенгского комплекса // Геология рудных месторождений, 1980. № 4. С. 21-31.

104. Каковский И.А. Критерии гидрометаллургии благородных металлов // Изв. АН СССР, 1957. № 7. С.58-64.

105. Карпов Г.А. Субповерхностное ртутно-сурьмяно-мышьяковое оруденение и метасоматоз в современных вулканогенных гидротермальных системах // Автореферат дисс. докт. геол.-мин. наук. Владивосток, 1991. 52 с.

106. Карпов Г.А. Экспериментальные исследования минералообразования в геотермальных скважинах. М.: Наука, 1976. 171 с.

107. Карпов Г.А., Киреев Ф.А., Ерощев-Шак В.А. Самородное железо в гидротермальной системе Камчатки //Доклады АН СССР, 1984. Т. 274. № 6. С. 14401443.

108. Карпов И-К- Физико-химическое моделирование на ЭВМ в геохимии. Новосибирск: Наука, 1981. 248 с.

109. Кирюхин А.В., Сугробов В.М. Модели теплопереноса в гидротермальных системах Камчатки. М.: Наука, 1987. 152 с.

110. Коваленко В.И. Петрология и геохимия редкометальных гранитоидов. Новосибирск: Наука, 1977. 207 с.

111. Коваленко В.И., Наумов В.Б., Ярмолюк В.В. и др. Роль магматизма в концентрации воды во внешних оболочках Земли // Глобальные изменения природной среды и климата: Избр. Науч. тр. Новосибирск, 1999. С. 117-126.

112. Когарко Л.Н., Рябчиков И.Д. Содержание галоидных соединений в газовой фазе в зависимости от химизма магматического расплава // Геохимия, 1961. № 12. С. 1068-1076.

113. Когарко Л.Н., Рябчиков И.Д. Летучие компоненты в магматических процессах // Геохимия, 1978. №9. С. 1293-1321.

114. Кольская сверхглубокая. М.: Недра, 1984. 490 с.

115. Кононов В.И. Геохимия термальных вод областей современного вулканизма (рифтовых зон и островных дуг). Тр. ГИН, вып. 379. М.: Наука, 1983. 216 с.

116. Кононов В.И., Поляк Б.Г. Проблема выявления ювенильной компоненты в современных гидротермальных системах// Геохимия, 1982. № 2. С. 163-177.

117. Кононов В.И., Ткаченко Р.И. Береговые термы и особенности их формирования // Гидротермальные минералообразующие растворы областей активного вулканизма. Новосибирск: Наука, 1974. С. 38-46.

118. Кононов В.И., Ткаченко Р.И. Особенности формирования береговых терм // Современные минералообразующие растворы. Петропавловск-Камчатский, 1970. С.11.

119. Коржинский Д.С. Зависимость метаморфизма от глубинности в вулканогенных формациях//Труды лаб. вулканологии, 1961. Вып. 19. С. 5-11.

120. Коржинский Д.С. Общие свойства инфильтрационной метасоматической зональности //Доклады АН СССР, 1951. Е. 78. № 1. С. 95-98.

121. Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов // Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. Москва, 1953. С. 332-452.

122. Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов // Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. М.: Изд-во АН СССР, 1955. С.335-456.

123. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. М.: Наука, 1969.

124. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. 2-е изд. М.: Наука, 1982. 104 с.

125. Коробов А.Д. Гидротермальный литогенез в областях газемного вулканизма // Автореферат дисс. на соискание уч. степ. докг. геол.-мин. наук. Москва, 1995. 44 с.

126. Коробов А.Д. Гидротермальные процессы в различных областях вулканизма II Отечественная геология, 1993. № 2. С. 85-92.

127. Коробов А.Д., Гончаренко О.П., Рихтер Я.А. Стадийность постмагматических процессов и современное глинообразование Паужетского геотермального поля (Южная Камчатка) // Саратовский ун-т, 1990. 138 с. Деп. в ВИНИТИ 15.01.90. № 261-В90.

128. Королева ГЛ., Ломоносов И.С., Карпов И.К. Физико-химическая модель гидрогенного концентрирования золота в зоне гипергенеза //Докл. АН СССР, 1984. Т. 278. № 3. С.732-734.

129. Королева Г.П., Ломоносов И.С., Стефанов Ю.М. Золото и другие рудные элементы в гидротермальной системе // Структура гидротермальной системы, 1993. С. 253-276.

130. Краснова Н.И., Петров Т.Г. Генезис минеральных индивидов и агрегатов. С.Петербург: Невский курьер, 1997. 228 с.

131. Курякова Г.А., Флоринский И.В. Анализ пространственных отношений структур центрального типа, топографии и педогеологии. Пущино: Ин-т почвоведения и фотосинтеза. 1991.14 с.

132. Кухаренко А.А. Минералогия россыпей. М.: Госгеолтехиздат, 1961. 318 с.

133. Ладыгин В.М., Рычагов С.Н., Васильева Ю.В. и др. Петрофизические свойства метасоматитов Паужетского месторождения парогидротерм (Южная Камчатка) // Вулканология и сейсмология, 1991. № 6. С. 95-110.

134. Ладыгин В.М., Рычагов С.Н. Гидротермальная система вулкана Баранского, о-в Итуруп: блоковая структура и интенсивность гидротермально-метасоматическогоперерождения пород по петрофизическим данным // Вулканология и сейсмология, 1995. №5. С.28-44.

135. Лебедев Л.М. Метаколлоиды в эндогенных месторождениях. М.: Наука, 1965. 311 с.

136. Лебедев Л.М. Минералы современных гидротерм. М.: Недра, 1979. 200 с.

137. Леонов В.Л. Структурные условия локализации высокотемпературных гидротерм. М.: Наука, 1989. 104 с.

138. Леонов В.Л. Региональные структурные позиции высокотемпературных гидротермальных систем на Камчатке // Вулканология и сейсмология, 2001. № 5. С. 32-47.

139. Леонова Л.Л. Геохимия четвертичных и современных вулканических пород Курильских островов и Камчатки // Геохимия, 1979. № 2. С. 179-197.

140. Лепин B.C., Масловская М.Н., Егорова Т.В., Брандт С.Б. Изотопный состав стронция ка киндикатор смешения в геохимических процессах // Физические и химические методы исследования горных пород и минералов. Иркутск, 1977. С.77-88.

141. Летников Ф.А. Изобарные потенциалы образования минералов (химическое сродство) и применение их в геохимии. М.: Недра, 1965. 115 с.

142. Литасов Н.Е. Миоцен-плиоценовый вулканизм и история его развития. Вулканогенные и вулканогенно-осадочные отложения Паужетской депрессии // Долгоживущий центр эндогенной активности Южной Камчатки. М.: Наука, 1980. С. 4972.

143. Ломоносов И.С., Евдокимова В.Н., Королева Г.П. и др. Значение новых методов обработки гидрогеохимических данных с машинным построением карт на ЭВМ // Гидрогеохимические методы поисков рудных месторождений. Новосибирск: Наука, 1982. С.97-104.

144. Ломоносов И.С., Королева Г.П., Стефанов Ю.М. Теория и практика геохимических методов поисков в областях новейшего вулканизма // Современные проблемы теоретической и прикладной геохимии. Новосибирск: Наука, 1987. С. 182-190.

145. Маракушев А.А. Периодическая система экстремальных состояний химических элементов. М.: Наука, 1987. 209 с.

146. Маракушев А.А. Петрогенезис. М.: Недра, 1988. 293 с.

147. Маракушев А.А., Сук Н.И., Новиков М.П. Хлоридная экстракция рудогенных металлов и проблема их миграции из магматических очагов //Доклады РАН, 1997. Т. 352. № 1. С. 83-86.

148. Марковский Б.А., Ротман В.К. Особенности вулканизма и гидротермальной деятельности ранних стадий развития островных дуг// Вулканология и сейсмология, 1988. № 5. С. 35-41.

149. Мархинин Е.К., Стратула Д.С. Гидротермы Курильских островов. М.: Наука, 1977. 212 с.

150. Мелекесцев И.В., Двигало В.Н., Кирьянов В.Ю. и др. Вулкан Эбеко (Курильские острова): История эруптивной активности и будущая вулканическая опасность. 4.1 // Вулканология и сейсмология, 1993. №3. С. 69-81.

151. Меняйлов И.А. Вулканические газы на различных стадиях вулканической активности // Гидротермальный процесс в областях тектономагматической активности. М.: Наука, 1977. С. 126-140.

152. Меняйлов И.А., Никитина Л.П., Будников В.А. Активность вулкана Эбеко в 1987-1991 годах. Характер извержений, особенности их продуктов, опасность для г. Северо-Курильска // Вулканология и сейсмология, 1992. № 6. С. 21-33.

153. Меняйлов И.А., Никитина Л.П., Храмова Г.Г. Газогидротермальное извержение вулкана Эбеко в 1967 г. И Бюл. вулканол. станций, 1969. № 45. С. 3-6.

154. Меняйлов И.А., Никитина Л.П., Шапарь В. Н. Особенности химического и изотопного состава фумарольных газов в межэруптивный период деятельности вулкана Эбеко // Вулканология и сейсмология, 1988. № 4. С. 21-36.

155. Методическое пособие по инженерно-геологическому изучению горных пород. М.: Недра, 1984. Т. 2. 438 с.

156. Методы геохимического моделирования и прогнозирования в гидрогеологии / Крайнов С.Р., Шваров Ю.В., Гричук Д.В. и др. М.: Недра, 1988. 254 с.

157. Михайленко Я.И. Курс общей и неорганической химии. М.: Наука, 1966. 446 с.

158. Мицюк Б.М. Взаимодействие кремнезема с водой в гидротермальных условиях. Киев: Наукова думка, 1974. 85 с.

159. Моисеенко У.И., Смыслов А.А. Температура земных недр. Л.: Недра, 1986. 180 с.

160. Муслимое Р.Х., Лапинская Т.А., Кавеев И.Х. Глубинные исследования докембрия востока Русской платформы. Казань: Татарское кн. изд-во, 1980.176 с.

161. Набоко С.И. Металлоносность современных гидротерм в областях тектономагматической активности. М.: Наука, 1980. 198 с.

162. Набоко С.И. Минералогия действующих гидротермальных систем и минералогический критерий температурного режима в их недрах // Минералогия гидротермальных систем Камчатки и Курильских островов. М.: Наука, 1970. С. 3 12

163. Набоко С.И. Условия современного гидротермального метаморфизма вулканических пород// Советская геология, 1962. № 1. С. 131-145.

164. Набоко С.И. Химические типы вулканических вод // Гидротермальные минералообразующие растворы областей активного вулканизма. Новосибирск: Наука, 1974. С. 8-14.

165. Набоко СМ., Гпаватских С.Ф. Золото и серебро в вулканогенном флюидном режиме // Вулканология и сейсмология, 1996. № 6. С. 3-19.

166. Набоко С.И., Главатских С.Ф. Медное, гематитовое и ванадиевое эксгаляционное рудообразование // Большое трещинное Толбачинское извержение. М.: Наука, 1984. С. 318-341.

167. Набоко С.И., Карпов Г.А., Розникова А.П. Гидротермальный метаморфизм пород и минералообразование// Паужетские горячие воды на Камчатке. М.: Наука, 1965. С. 76-118.

168. Наковник Н.И. Вторичные кварциты СССР. М.: Недра, 1968. 335 с.

169. Наумов В.Б. К вопросу об определении температур минералообразования методом декрепитации // Минералогическая термометрия и барометрия. М.: Наука, 1968. Т. II. С. 37-43.

170. Непримеров Н.Н., Ходырева Э.Я., Елисеева (Христофорова) Н.Н. Геотермия областей нефтегазонакопления. Казань: Изд-во Казанского ун-та, 1983. 138 с.

171. Нехорошее А.С. Геотермические условия и тепловой поток вулкана Эбеко // Бюл. вулк. станций, 1960. №29, с.38-46.

172. Никитина Л.П. Миграция металлов с активных вулканов в бассейн седиментации. М.:Наука, 1978. 80 с.

173. Никольский Н.С. Флюидный режим эндогенного минералообразования. М.: Наука, 1987.

174. Новгородова М.И. Самородные металлы в гидротермальных рудах. М.: Наука, 1983.288 с.

175. Омельяненко Б.И., Андреева О.В., Воловикова И.М. Тонкочешуйчатые диоктаэдрические калиевые слоистые силикаты ураноносных околорудных метасоматитов // Изв. АН СССР. Сер. геологич., 1988. № 8. С. 79-91.

176. Осадкообразование и полезные ископаемые вулканических областей прошлого Тр. вып. 195. Отв. ред. И.В.Хворова. М.: Наука, 1968. 263 с.

177. Опыт комплексного исследования района современного и новейшего вулканизма (на примере хр. Вернадского, о. Парамушир) И Тр. СахКНИИ. Вып. 16. Южно-Сахалинск. 1966. 208 с.

178. Павлова Т.Г. Медно-порфировые месторождения (закономерности размещения и критерии прогнозирования). Л.: Недра, 1978. 275 с.

179. Паддефет Р. Химия золота. М.: Мир, 1982. 259 с.

180. Пампура В.Д. Геохимия гидротермальных систем областей современного вулканизма. Новосибирск: Наука, 1985. 153 с.

181. Пампура В.Д., Плюснин Г.С., Сандимирова Г.П. Изотопный состав стронция современных гидротерм Камчатки // Геохимия, 1977. С. 1087-1091.

182. Пампура В.Д., Сандимирова Г.П. Геохимия и изотопный состав стронция в гидротермальных системах. Новосибирск: Наука, 1991. 120 с.

183. Пампура В.Д., Хлебникова А.А. Условия концентрирования золота в гидротермальных системах областей современного вулканизма // Современные проблемы теоретической и прикладной геохимии. Новосибирск: Наука, 1987. С. 101110.

184. Паужетские горячие воды на Камчатке. М.: Наука, 1965. 208 с.

185. Перельман А.И. Геохимия ландшафта. 2-е издание. М.: Высшая школа, 1975. 342 с.

186. Петренко И.Д. Золото-серебряная формация Камчатки. Петропавловск-Камчатский: Изд-во Санкт-Петербургской картографической фабрики ВСЕГЕИ, 1999. 116 с.

187. Плюснин A.M., Гунин В.И., Беломестнова Н.В., Миронов А.П. Экспериментальное и математическое моделирование окисления сульфидов // Российский фонд фундаментальных исследований в Сибирском регионе (земная кора и мантия). Иркутск. 1995. Т. 2. С.96-97.

188. Поляк Б.Г. Тепломассопоток из мантии в главных структурах земной коры. М.: Наука, 1988. 192 с.

189. Поляк Б.Г., Прасолов Э.М., Буачидзе Г.И. и др. Изотопный состав Не и Аг во флюидах Альпийско-Апеннинского региона и его связь с вулканизмом // Докл. АН СССР, 1979. Т. 247. № 5. С. 1220-1224.

190. Прогнозная оценка рудоносности вулканогенных формаций. М.: Недра, 1977.296 с.

191. Пчелкин В.И. К методике поисков термальных вод в районах современного вулканизма (на примере центральной части о-ва Итуруп) // Всесоюзное совещание по подземным водам Востока СССР. Иркутск-Ю.Сахалинск, 1988. С.57-58.

192. Пэк А.А. Гидродинамические модели гидротермальных рудообразующих систем // Рудообразующие процессы и системы. М.: Наука, 1989. С. 68-78.

193. Пэк А.А. О динамике ювенильных растворов. М.: Наука, 1968. 147 с.

194. Ратеев М.А., Градусов Б.П., Ильинская М.Н. Глинообразование при постмагматических изменениях андезито-базальтов силура Южного Урала // Литология и полезные ископаемые, 1972. №4. С. 93-109.

195. Реддер Э. Флюидные включения в минералах. Т. 2: Использование включений при изучении генезиса пород и руд. М.: Мир, 1987. 632 с.

196. Резников А.А., Муликовская Е.П., Соколов И.Ю. Методы анализа природных вод. М.: Недра, 1970. 488 с.

197. Рубаник С.К. Избирательная сорбция катионов силикагелями и природа силоксановых связей. Автореф. диссерт. канд. геол.-мин. наук. Киев. 1971. 28с.

198. Русинов В.Л. Альбитизация плагиоклазов в условиях приповерхностной пропилитизации (на примере Камчатки) // Метасоматизм и другие вопросы физико-химической петрологии. М.: Наука, 1968. С. 218-237.

199. Русинов В.Л. Метасоматические процессы в вулканических толщах. М.: Наука, 1989. 213 с.

200. Рычагов С.Н. Брекчиевая структура геологической среды. Депонировано в ВИНИТИ 04.04.89. Петропавловск-Камчатский, 1989. 62 с

201. Рычагов С.Н. Гидротермальная система вулкана Баранского, о-в Итуруп: модель геологической структуры // Вулканология и сейсмология, 1993. № 2. С. 59-74.

202. Рычагов С.Н. Кольцевые структурно-вещественные парагенезисы вулканогенных рудных полей. Владивосток: Изд-во ДВНЦ АН СССР, 1984. 148 с.

203. Рычагов С.Н. Структурное положение и генетические типы брекчий вулканогенных рудных полей Корякского нагорья Камчатки // Вулканология и сейсмология, 1982. № 2. С. 43-61.

204. Рычагов С.Н., Главатских С.Ф., Гончаренко О.П. и др. Температурная и минералого-геохимическая характеристика геотермального месторождения Океанское (о-в Итуруп) // Геология рудных месторождений, 1993. Т. 35. № 5. С. 405418.

205. Рычагов С.Н., Главатских С.Ф., Гончаренко О.П. и др. Температурный режим вторичного минералообразования и структура температурного поля в недрах гидротермальной системы вулкана Баранского (о-в Итуруп) // Вулканология и сейсмология, 1994. №6. С.96-112.

206. Рычагов С.Н., Главатских С.Ф., Сандимирова Е.И. Рудные и силикатные магнитные шарики как индикаторы структуры и флюидного режима современной гидротермальной системы Баранского (о.Итуруп) //Доклады АН, 1997. Т. 356. № 5. С. 677-681.

207. Рычагов С.Н., Королева Г.П., Степанов И.И. Рудные элементы в зоне гипергенеза месторождения парогидротерм: распределение, формы миграции, источники // Вулканология и сейсмология, 2002. № 2. С. 37-58.

208. Рычагов С.Н., Пушкарев В.Г., Белоусов В.И. и др. Северо-Курильское геотермальное проявление: геологическое строение и перспективы использования // Вулканология и сейсмология, 2003 (в печати).

209. Рычагов С.Н., Сандимирова Е.И., Степанов И.И. Пирит как индикатор структуры современной высокотемпературной гидротермальной системы и проблема источника рудного вещества // Вулканология и сейсмология, 1998. № 4-5. С. 43-53.

210. Рычагов С.Н., Степанов И.И. Гидротермальная система вулкана Баранского, о-в Итуруп: особенности поведения ртути в недрах // Вулканология и сейсмология, 1994. №2. С.41-52.

211. Рябчиков И.Д. Термодинамика флюидной фазы гранитоидных магм. М.: Наука, 1975. 232 с.

212. Самсонова Н.С., Русинова О.В. Слоистые силикаты индикаторы зональности околорудных ореолов // Геол. методы поисков и разведки м-ний металл, полезных ископаемых. Обзор ВИЭМС. Москва. 1987. 49 с.

213. Сандимирова ГЛ., Николаев В.М. Изотопный состав стронция Нижнекошелевского месторождения парогидротерм. Тез. Докл. XI Всесоюзн. симпоз. по геохимии изотопов. Москва, 1986. С. 309.

214. Сафонов Ю.Г., Пэк А.А., Лукин Л.И., Малиновский Е.П. Геологическая среда и структурные условия гидротермального рудообразования. М.: Наука, 1982. 222 с.

215. Сережников А.И. Поведение кремнезема в природных растворах в кислой среде //Докл. АН СССР, 1988. Т. 298. № 1. С. 210-214.

216. Сергеев К.Ф. Тектоника Курильской островной системы. М.: Наука, 1976. 240 с.

217. Сидоров С.С. Активизация вулкана Эбеко и эволюция его гидротермальной деятельности в предшествующий период // Бюлл. вулк. станций, 1966. № 40. С. 6169.

218. Сильниченко В.Г. Комплексные соединения меди, серебра, золота и таллия с тиосульфатом // Уч. Зап. Моск. обл. лед. ин-та им. Н.К.Крупской, 1959. Т. 84. С. 39-48.

219. Скиннер Б.Дж. Тепловое расширение II Справочник физических констант горных пород. М.: Мир, 1969. С. 79-98.

220. Слободской РЖ Элементоорганические соединения и некоторые проблемы эндогенной геологии II Геология и геофизика, 1977. № 5. С. 52-66.

221. Современные проблемы теоретической и прикладной геохимии. Новосибирск: Наука, 1987.

222. Спиридонов Э.М. Листвениты и эодиты // Геология рудных месторождений, 1991. Т. 33. №2. С. 38-48.

223. Спиридонов Э.М., Плетнев П.А. Месторождение медистого золота Золотая Гора (о «золото-родингитовой» формации). М.: Научный мир, 2002. 220 с.

224. Степанов ИМ, Стахеев Ю.И., Мясников И.Ф., Сандомирский А.Я. Новые данные о формах нахождения ртути в горных породах и минералах // ДАН СССР, 1982. Т. 266. №4. С. 1007-1011.

225. Структура гидротермальной системы (Рычагов С.Н., Жатнуев Н.С., Коробов А.Д. и др.). М.: Наука, 1993. 298 с.

226. Сугробов В.М. Геотермальные ресурсы Камчатки, классификация и прогнозная оценка // Изучение и использование геотермальных ресурсов в вулканических областях. М.: Наука, 1979. С. 26-35.

227. Сугробов В.М. Геотермальные ресурсы Курило-Камчатского региона // Энергетические ресурсы Тихоокеанского региона. М.: Наука, 1982. С. 93-107.

228. Сугробов В.М. Геотермальные энергоресурсы Камчатки и перспективы их использования II Гидротермальные системы и термальные поля Камчатки. Владивосток: Дальневост. кн. изд-во, 1976. С. 267-281.

229. Сугробов В.М. Паужетские гидротермы Камчатки как пример высокотемпературной водонапорной системы // Гидрогеотермические условия верхних частей земной коры. М.: Наука, 1964.

230. Сывороткин В.Л. Коровью вулканы Курило-Камчатской дуги. М. АОЗТ «Геоинформмарк», 1996. 52 с.

231. Сывороткин В.Л., Русинова С.В. Есть ли лавовые плато на о.Кунашир? // Тихоокеанская геология, 1989. №4. С. 103-107.

232. Таран Ю.А., Знаменский B.C., Юрова Л.М. Геохимическая модель гидротермальных систем вулкана Баранского (о-в Итуруп, Курильские острова) // Вулканология и сейсмология, 1995. № 4-5. С. 95-115.

233. Торгов В.Г., Хлебникова А.А. Атомно-абсорбционное определение золота в пламени и беспламенном графитовом атомизаторе с предварительным выделением экстракцией сульфидами нефти //Журнал аналитической химии, 1977. Т. 32. Вып. 5. С.954-959.

234. Трухин Ю.П., Степанов И.И., Шувалов Р.А. Ртуть в современном гидротермальном процессе. М.: Наука, 1986. 199 с.

235. Туговик Г.И. Флюидно-эксплозивные структуры и их рудоносность. М.: Наука, 1984. 193 с.

236. Тюрин Н.Г., Холманских Ю.Б. Об условиях образования гипергенных месторождений золота и серебра // Изв. Высш. учебн. завед. Геология и разведка, 1962. №6. С.23-27.

237. Тян В.Д., Ермолов П.В., Попов Н.В., Рафиков Т.К. О магматической природе самородного железа в гранитоидах и продуктах его окисления // Геология и геофизика, 1976. № 5. С. 48-53.

238. Уайт Д.Е., Уоринг Дж.А. Вулканические эманации // Геохимия современных поствулканических процессов. М.: Мир, 1965. С. 9-48.

239. Удодов П.А., Шварцев С.Л., Рассказов Н.М. и др. Методическое руководство по гидрогеохимическим поискам рудных месторождений. М.: Недра, 1973. 182 с.

240. Устинов В.И., Гриненко В.А., Знаменский B.C. Генетическое значение интраструктурного распределения изотопов кислорода в алунитах Курильских островов // Докл. АН СССР, 1988. Т. 302. № 2. С. 410-412.

241. Фазлуллин С.М. Геохимическая система реки Юрьева (Курильские острова), 4.I: условия поступления и выноса химических элементов в бассейне реки // Вулканология и сейсмология, 1999. № 1. С.54-67.

242. Фарберов А.И. Магматические очаги вулканов Восточной Камчатки по сейсмологическим данным. Новосибирск: Наука, 1974. 88 с.

243. Федорченко В.И., Абдурахманов А.И., Родионова Р.И. Вулканизм Курильской островной дуги: геология и петрогенезис. М.: Наука, 1989. 238 с.

244. Федотов С.А. О входных температурах магм, образовании, размерах и эволюции магматических очагов//Вулканология и сейсмология, 1980. № 4. С. 3-29.

245. Федотов С.А. Расчет питающих каналов и магматических очагов вулканов, имеющих устойчивые размеры и температуру // Вулканология и сейсмология, 1982. № 3. С. 3-17.

246. Федотов С.А., Горицкий Ю.А. Расчет охлаждения магмы в цилиндрических питающих каналах вулканов при движении магмы и после ее остановки // Вулканология и сейсмология, 1981. № 1. С. 3-21.

247. Флюидный режим Земли и проблема крупномасштабного рудообразования (на примере халькофильных металлов) / Отв. ред. Поляков Г.В., Иванкин П.Ф. Новосибирск: Наука, 1991.

248. Флюидный режим метаморфизма / Отв. ред. Летников Ф.А., Комаров Ю.В. Новосибирск: Наука, 1980.

249. Фор Г., ПауэллДж. Изотопы стронция в геологии. М.: Мир, 1974. 214 с.

250. Христофорова Н.Н., Христофоров А.В., Муслимое Р.Х. Разуплотненные зоны в кристаллическом фундаменте // Георесурсы, 1999. № 1 (1). С. 4-15.

251. Хундадзе А.Г., Сендеров Э.Э., Хитаров М.И. Экспериментальные данные по составам сингенетических анальцимов // Геохимия, 1970. № 5. С. 588-601.

252. Чудаев О.В., Чудаева В.А., Карпов Г.А. и др. Геохимия вод основных геотермальных районов Камчатки. Владивосток: Дальнаука, 2000. 162 с.

253. Чухров Ф.В. Коллоиды в земной коре. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 671 с.

254. Эйтель В. (1962) Физическая химия силикатов. М.: Мир, 1055 с.

255. Юдин И.А. Исследование искусственной метеорной пыли (шариков) // Метеоритика, 1969. № 29. С. 132-150.

256. Acker E.G. // J. Colloid and Interface Sci., 1970. V. 32. P. 41.

257. Albarede F., Michard A., Minster J.F. 87Sr/®6Sr ratio in hydrothermal waters and deposits from the East Pacific Rise at 21° N // Earth and Planet.Sci.Lett., 1981. V. 55. Pp. 229-236.

258. Arevalo E.M. Opaque minerals in some Tongonan geothermal wells, in 8th New Zealand geothermal workshop, 5-7 November 1986, Auckland, New Zealand, proceedings: Auckland, University of Auckland Geothermal Institute, 1986, pp. 97-103.

259. Arribas A., Cunnigham C.G., Rytuba J.J. et al. Geology, geochronology, fluid inclusions, and isotope geochemistry of the Rodalquilar gold-alunite deposit, Spain // Econ. Geol., 1995. V. 90. Pp. 795-822.

260. Assessment of Geothermal Reseurces of the United States, 1978 / Ed.: Muffler L.J.P., Geol. Surv. Cirs., 1979. 790, 163 p.

261. Baldwin J.T., Swain H.D., and Clarke G.H. Geology and grade distribution of the Panguna porphyry deposit, Bougainville, Papua New Guinea: Economic Geology, 1978. V. 73. Pp. 690-702.

262. Barelli A., Cappetti G. and Stefani G. Results of deep driling in the Larderello-Travale/Radicondoli geothermal area // Proceedings World Geothermal Congress, 1995. Pp. 1275-1278.

263. Belousov V.I., Rychagov S.N., Belousova S.P. A Conceptual Model of Mutnovsky Geothermal Area (Kamchatka) // Geothermal Resources Council, 2002. September 22-25, Reno, Nevada, USA.

264. Bischoff J.L., Dickson F.W. Seawater-basalt interaction at 200°C and 500 bars: implications of sea-floor heavy metal deposits and regulation of seawater chemistry // Earth Planet. Sci. Lett., 1975. N 25. Pp. 385-397.

265. Bowers T.S. The deposition of gold and other metals: Pressure-induced fluid immiscibility and associated stable isotope signatures // Geochimica et Cosmochimica Acta, 1991. V, 55. Pp. 2417-2434.

266. Boydell H.C. The role of colloidal solutions in the formation of mineral deposits. Institution of Mining and Metallurgy Transactions. 1925. N34. Pt.1. Pp. 145-337.

267. Brass G.W. The variation of the marine 87Sr/86Sr ratio during Phanerozoic time: Interpretation using a flux model // Geochim. et Cosmochim. Acta, 1876. V. 40. N 7. Pp. 721730.

268. Brown R.E. Gold deposition from geothermal discharges in New Zealand: Economic • Geology, 1986. V. 81. Pp. 979-983.

269. Celati R., Noto P., Panichi C. et al. Interaction between the steam reservoir and surround aquvifers in Larderello Geothermal Field // Geothermics, 1973. V. 2. N 304. Pp. 174-185.

270. Chigira M., Nakata E., Watanabe V. Self-sealing of rock water systems by silica precipitation //Water-rock Interaction. 1995 / Ed.: Kharaka, Chudaev. Pp. 73-77.

271. Construction of the seawater 87Srf6Sr curve for the Cenozoic and Cretaceous: Supporting data / R.B.Koepnick et al. // Chem. Geol. Isotope Geosci. Sect., 1985. V. 58. N 1/2. Pp. 55-81.

272. Corbett G.J., Leach T.M. Southwest Pacific Rim Gold-Copper systems: Structure, Alteration and Mineralization // Special Pub. Society of Econ. Geol. Ins., 1998. N 6. 237 p.

273. Dasch E.J., Hedge C.E., Dymond J. Effect of seawater interaction of strontium isotope composition of deep-sea basalt// Earth and Planet. Sci. Lett., 1973. V. 19. N 2. Pp. 177-183.

274. Deep-Seated Geothermal Resources Survey // New Energy and Industrial

275. Technology Development Organization, 1996. Tokyo, Japan. 8 p.

276. Drummond S.E., Ohmoto H. Chemical evolution and mineral deposition in boiling hydrothermal systems // Economic Geology, 1985. V. 80. N 1. Pp. 126-147.

277. Elder J.W. Heat and mass transfer in the Earth: Hydrothermal systems // N.Z.Dep.Sic.lndustr.Res.Bull., 1966. V. 169. P. 115.

278. Elderfield H., Greaves M. Strontium isotope geochemistry of Icelanding geothermal systems and applications for sea water chemistry // Geochim. et Cosmochim. Acta, 1981. V. 45. Pp. 2201-2212.

279. Ellis A.J. Explored geothermal systems: in Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits. New York. 1979. Pp. 632-683.

280. Ellis A.J. Volcanic hydrothermal areas and the interpretation of thermal waters compositions // Bull. Volcanol., 1966. V. 29. Pp. 575-584.

281. Eurens G.R., Khays R.R. Volatile and precious metal zoning in the Broadlands geothermal field, N.Z. // Econ. Geol., 1977. V. 72. N 7. Pp. 1337-1354.

282. Ewers G.R., Keays R.R. Volatile and precious metal zoning in the Broadlands geothermal field, New Zealand // Econ. Geol, 1977. V. 72. P. 1337-1354.

283. Gammons Ch., Y.Yu, Williams-Yones A.E. The disproportionate of gold (I) chloride complexes at 25 to 200°C // Geochim. Cosmochim. Acta, 1997. V. 61. P. 19711983.

284. Geology and Mineral Resources of Japan II Geological Survey of Japan, 1977. V. 1: Geology. Tokyo, Japan. 430 p.

285. Giggenbach W.F. Geothermal mineral equilibria // Geochim.Cosmochim. Acta, 1981. №45. Pp. 393-410

286. Giggenbach W.F. Variations in the Carbon, Sulfur and Chlorine Contents of Volcanic Gas Dicharges from White Island, New Zealand // Bulletin Volcanologique, 1976. V. 39 (1). Pp. 15-27.

287. Giggenbach W.F., Garcia N.P., Londono A., et al. The chemistry of fumarolic vapor and thermal-spring disharge from the Nevado del Ruiz volcanic-magmatic-hydrothermal system, Colombia //J. Vol. Geotherm. Res., 1990. N 42. Pp. 13-39.

288. Gunnlaugsson E., and Arnorsson S. The chemistry of iron in geothermal systems in Iceland: Journal of Volcanology and Geothermal Research, 1982. V. 14. Pp. 281-299.

289. Gustafson L.B., and Hunt J.P. The porphyry copper deposit at El Salvador, Chile: Economic Geology, 1975. V. 70. Pp. 857-912.

290. Fournier R.O. Application of water geochemistry to geothermal exploration and reservoir engineering. Geothermal Systems: Principles and Case Histuries, 1981. Pp. 109143.

291. Harper G.D., Bowman J.R., Kuhus R. A field, chemical and stable isotope study of subseafloor metamorphism of the Josephine ophiolite, California-Oregon // J. Geoph. Res., 1988. V. 93. N. B5. Pp. 4625-4656.

292. Harvey R.D., Vitaliano C.J. Wallrock alteration in the Goldfield district, Nevada // Jour. Geol.,1964. № 72, Pp. 564-579.

293. Hedenquist J. Epitermal gold mineralisation. Wairakei, New Zealand.19-21 February 1988. Applied Geolojy Associates, 1988. 360 p.

294. Hedenguist J.W. Mineralisation associated with volcanic-related hydrothermal systems in the Circum-Pacific basin // Transactions of Forearth Circum-Pacific Energy and Mineral Resources Conference. Singapure. Am. Ass. Pet. Geol., 1987. Pp. 513-524.

295. Hedenquist J.W. The thermal and geochemical structure of the Broadlands-Ohaaki geothermal system, New Zealand: Geothermics, 1990. V. 19. P.151-185.

296. Hedenquist J.W., Brown P.R.L., Allis R.G. Epithermal Gold Mineralithation Wairakei, New Zealand. 1988. 376 p.

297. Hedenguist J.W., Houghton B.F. Epithermal gold mineralisation and its volcanic environments. The earth resources Foundation the University of Sydney Taupo Vol.Zone, N.Z. 15-21 november. 1987.

298. Hedenquist J.W., Henley R.W. Hydrothermal eruptions in Waiotapy geothermal system, New Zealand. Theer origin, associated breccias and relation to precious metal mineralization // Econ. Geol., 1985a. N 80. P. 1640-1668.

299. Hedenquist J.W., and Henley R.W. Effect of C02 on freezing point depression measurements of fluid inclusions — evidence from active systems and implications for epithermal ore deposition: Economic Geology, 1985b. V. 80. P. 1379-1406.

300. Hedenguist J.W., Izawa E., Arribas A., White N.C. Epithermal gold deposits: Styles, characteristics, and exploration // Resource Geology, 1996. Special Publication Number 1.

301. HemleyJ.J., Jones W.R. Chemical aspects of hydrothermal alteration with emphasis on hydrogen metasomatism // Econ. Geol., 1964. V. 59. N 4. Pp. 238-369.

302. Henley R.W. Solubility of gold in hydrothermal chloride solutions // Chem. Geol., 1973. V. 11. P. 73-87.

303. Henley R.W. The geothermal framework of epithermal deposits // Geology and geochemistry of epithermal systems, 1985. Ed. J.M.Robertson. Pp. 1-24.

304. Henley R.W., Ellis A.J. Geothermal systems, ancient and modern // Earth Science Reviews, 1983. N 19. Pp. 1-50.

305. Henley R.W., Truesdell A.H. and Barton P.B. Fluid mineral eguilibria in hydrothermal systems. Rev. Econ. Geol., 1984. N 1. P. 267.

306. Hochstein M.P. Assessment and modelling of geothermal reservoirs (small utilization schemes) // Geothermics, 1988. № 17. Pp. 15-49.

307. Hochstein M.P. Crustal heat transfer in the Taupo Volcanic Zone (New Zealand): comparison with other volcanic arcs and explanatory heat source models // J. Vol. Geoth. Res., 1995. V. 68. Issue 1-3. Pp. 117-151.

308. Hoffman A.W., Hart S.R. An assessment of local and regional isotopic equilibium in the mantle // Earth and Planet. Sci. Lett., 1978. V. 38. P. 44.

309. Houghton B.F., Nairn I.A. Complex interaction between hydrothermal activity and basic andesitic magma White Island Volcano, New Zealand 1976-1991 // Geol. Survey of Japan, 1992. N 79. Pp. 80-83.

310. Huang С. K. Gold-copper deposits of the Chinkuashih mine, Taiwan, with special referens tothemineralogy//Acta Geologica Taiwanica, 1955. V. 7. Pp.1-20.

311. Hydrothermal plumes in the Galapagos Rift I R.F.Weiss, P. Lonsdale, J.E.Lupton et al.// Nature, 1977. V. 267. P. 600.

312. Janecky D.R., Seyfried W.F.Jr. Formation of massive sulfide deposits on oceanic ridge crasts: incremental reaction models for mixing between hydrothermal solutions and sea water // Geochim. Cosmochim. Acta, 1984. V. 48 (12). Pp. 2723-2738.

313. Kiyosu Y., Okamoto Y. Variation on fumarolic H2 gas and volcanic activity Nasodane in Japan // J. Vol. Geoth. Res., 1998. V. 8. N. 1-2. Pp. 27-37.

314. Koike K., Kawaba K., Yoshinaga Т., Ohmi M. Characterization of latent fault based on soil radon concentration, Japan // J. Geoph. Exploration, 1996. V. 49. Pp. 347-359.

315. Korobov A.D., Rychagov S.N., Glavatskikh S.F., Goncharenko O.P. Evalution of hydrothermal reservoir temperatures by means of mineralogic-geochemical geothermometres // Geothermal Resources Council, 2001. August 26-29, San-Diego, USA. 8 P.

316. Krupp R.E., and Seward T.M. The Rotokawa geothermal system, New Zealand: An active epithermal gold depositing environment: Economic Geology, 1987. V. 82. Pp. 11091139.

317. Ladygin Vladimir, Froiova Julia and Rychagov Sergei. Formation of composition and petrophysical properties of hydrothermally altered rocks in geothermal reservoir // Proceedings World Geothermal Congress 2000. Japan, 2000. Pp. 2695-2699.

318. Massive deep-sea sulphide ore deposits discovered on the East Pacific Rise / J. Francheteau, H.D.Needham et al. // Nature, 1977. V. 277. P. 523.

319. Menyailov I.A., Nikitina L.P., Shapar V.N. Results of geochemical monitoring of the activity of Ebeko volcano (Kuril Islands) used for eruption prediction // Journal of Geodynamics, 1985. №3. Pp. 259-274.

320. Mitchell A.H.G., and Leach T.M. Epithermal gold in the Philippines; island arc metallogenesis, geothermal systems and geology: London, Academic Press, 1991. 457 p.

321. Muffler H.L.J. The geological setting of Couled Igneous-Hydrothermal systems: A Geothermal Perspective // Extended Abstracts. Magmatic contributions to hydrothermal systems. Japan-U.S. Cooperative Science Program. Kyushu Japan, 1991. Pp. 95-98.

322. Muffler L.J.P., Cataldi. Methods for regional assessment of geothermal resources // Geothermics, 1978. V.7. N. 2-4. Pp. 53-89.

323. Naboko S.I., Karpov G.A. Pore solution metasomatism, sulphide formation // Symp. Water-Rock Interaction. Strasbourg, 1977. V. III. Pp. 46-53.

324. Ohsawa S., Yusa Y., Oue K., Amita K. Entaiment of atmospheric air into the volcanic system during the 1995 phreatic eruption of Kuji Volcano, Japan // Volcanol. Geothermal Research, 2000. N 96. Pp. 33-43.

325. Openshaw R.E. //Jornal of Geochemical Exploration, 1983. V. 19. Pp. 339-344.

326. Papanastassion D.A., Wasserburg G.J. Initial strontium isotopic abundances and the resolution of space time differences in the formation of planetary objects // Earth and Planet. Sci. Lett., 1969. V. 5. Pp. 361-376.

327. Phelps D., Buseck P.R. Distribution of Soil Mercury and the Development of Soil Mercury Anomalies in the Yellowstone Geothermal Area, Wyoming // Economic Geology, 1980. V. 75. Pp. 730-741.

328. Peterman Z.E., Hedge C.E., Tourtelot H.A. Isotopic composition of strontium in seawater throughout Phanerozoic time // Geochim. et Cosmochim. Acta, 1970. V. 34. N 1. Pp. 105-120.

329. Petit J.C., Dran J.C., Paccagnella A. and Delia Mea G. Structural dependence of crustalline silicate hydration during agneous dissolution // Earth.Planet Sci. Lett., 1989. N 93, pp. 292 298.

330. Petit J.C., Dran J.C., Schott J. and Delia Mea G. New evidences on the dissolution mechanism of crystalline silicates by ion bean technigues // Ch. Geol.,1989. N 76. Pp. 365371.

331. Proceedings World Geothermal Congress 2000. Kyushu Tohoku, Japan. May 28 -June 10, 2000.

332. Ransone F.L. The geolojy and ore deposits of Goldfield, Nevada // U.S.G.S. Professional Paper, 1909. № 66. 258 p.

333. Reyes A.G. A comparison of acid and neutral pH hydro-thermal alteration in the Bacon-Manito, Philippines: Unpublished M.Sc. thesis, Auckland, Auckland University, 1985. P. 258.

334. Reyes A.G. Petrology of Philippines geothermal systems and the application of alteration mineralogy to their assessment: Journal of Volcanology and Geothermal Research, 1990 a. V. 43. Pp. 279-309.

335. Reyes A.G. Mineralogy, distribution and origin of acid alteration in Philippine geothermal systems, in Third symposium on deep-crust fluids, 15-16 October 1990, Tsukuba, Japan, extended abstracts: Tsukuba, Geological Survey of Japan, 1990b. Pp. 51-58.

336. Rothbaum H.P., Wilson R.D. Effect of temperature and concentration on the rate of polimerisation of silica in geothermal waters // Geochemistry, 1977. V. 218. Pp. 37-43.

337. Ruaya J.R., Ramos M.N., and Gonfianti R. Assessments of magmatic components of fluids at Mt. Pinatubo volcanic-geothermal systems, Philippines, from chemical and isotopic data: Geological Survey of Japan Report, 1992. V. 279. Pp. 141-151.

338. Rychagov S.N., Belousov V.I., Sugrobov V.M. North-Paramushir hydrothermal-magmatic system: the geological structure, probable sources of heat flows and geothermal resource // Geothermal Resources Council, 2001. August 26-29, San-Diego, USA. 6 p.

339. Rychagov S.N., Glavatskikh S.F., Belousov V.I. et.al. Geothermal driling on the Kuril islands: the study of deep cross sections // Geothermal Resources Council, 2001. August 26-29, San-Diego, USA. 5 p.

340. Rychagov S.N., Kalacheva E.G., Belousov V.I. Hydrodinamic structure of North-Paramushir hydrothermal-magmatic system (the Kuril islands) // Geothermal Resources Council, 2002. September 22-25, Reno, Nevada, USA.

341. Rychagov S.N., Belousov V.I., Komlev V.N. Pechenga Super Deep-Level Hydrothermal System (The Kola Peninsula): A New Type of Geological Objects and

342. Practical Aspects // Geothermal Resources Council, 2002. September 22-25, Reno, Nevada, USA.

343. Schoen R., White D.E., and Hemley J.J. Argillization by descending acid at Steamboat Springs, Nevada: Clay and Clay Minerals, 1973. V. 22. Pp. 1-22.

344. Seky Y., Kennedy G.G. The breakdown of potassium feldspar, at high temperatures and high pressures//Amer. Mineral.,1964. V.49. N 11-12. Pp. 1683-1706.

345. Semprini L., Kruger P. Relationship of radon concentration to Spatial and Tomporal variations of reservoir thermodynamic conditions in the Cerro Prieto geothermal field // Geothermics, 1984. V. 13. Pp. 103-115.

346. Seward T.M. Thio-complexses of gold and the transport of gold in hydrothermal ore solutions // Geochim. Cosmochim. Acta, 1973. V. 37. P. 370-399.

347. Seyfried W.E., Bischoff J.L. Experimental seawater-basalt interaction at 300°C, 500 bar, chemical exchange, secondary mineral formation and implications for the transport of heavy metals // Geochim. Cosmochim. Acta, 1981. N 45. Pp. 153-149.

348. Sillitoe R.H. Enargite-bearing massive sulfide deposits in porphyry copper systems: Economic Geology, 1983. V. 78. Pp. 348-352.

349. Sillitoe R.H. Lead-silver, manganese, and native sulfur mineralization within a strato volcano, El Queva, Northwest Argentina // Econom. Geol., 1975. V. 70. Pp.1190-1201.

350. Simmons S.F., and Christensen B.W. Origins of calcite in the Broadlands-Ohaaki geothermal system, New Zealand: American Journal of Science, 1994. V. 294. Pp. 361-400.

351. Simmons S.F., Brown P.R.L., and Brathwaite R.L. Active and extinct hydrothermal systems of the North Island, New Zealand: Society of Economic Geologists Guide Book Series, 1992. V. 15. 121 p.

352. Spooner E.T.C., Chapman H.J., Smewing J.D. Stontium isotopic contamination and oxidation during ocean floor hydrothermal metamorphism of the ophiolite rocks of the Troodos Massive, Cyprus II Geochim. et Cosmochim. Acta, 1977. V. 41. N 7. Pp. 873-890.

353. Spycher N.F., Reed M.H. Evolution of a Broadlands-type epithermal ore fluid along alternative P-T paths: implications for the transport and deposition of base precious and volatile metals // Economic Geology, 1989. N 2. Pp. 328-359.

354. Steven T. A., Ratte J.C. Geology and ore deposits of the Summitville district, San Juan Mountains, Colorado. U.S.G.S. Professional Paper, 1960. V. 343. 70 p.

355. Sugrobov V.M. Utilization of geothermal resources of Kamchatka, prognostic and future development// Proceeding the World Geothermal Congress, 1995. Pp. 1549-1554.

356. Titley S.R. Copper, molybdenum and gold contents of some porphyry copper systems t of the southwestern and western Pacific: Economic Geology, 1978. V. 73. Pp. 977-981.

357. Titley S.R., Fleming A.W., and Neale T.I. Tectonic evolution of the porphyry copper system at Yandera, PNG: Economic Geology, 1978. V. 73. Pp. 810-828.

358. Tomasson Т., Kristmannsdohtir H. High temperature alteration minerals and thermal brines Reykjanes, Iceland // Contribs. Mineral, and Petrol., 1972. V. 36. N 2. Pp. 123-134.

359. Urashima Y.t Sato M. The Iwato gold ore deposits, Kagoshima Prefecture, Japan // Mining Geol. Spec. Issue 10,1981. Pp. 1-14 (in Japanese).

360. White D.E., Muffler L.I.P. and Truesdell A.H. Vapour dominating hydrothermal systems compared with hot-water systems. // Econ. Geology, 1971. V. 66. N 1. Pp. 75-97.

361. White D.E., Waring G.A. Volcanic emanations // U.S. Geol. Surv., Profess. Paper. 440-K, 1963.

362. Weissberg B.G. Gold-silver ore-grade precipitates from New Zealand thermal waters: Economic Geology, 1969. V. 64. Pp. 95-108.

363. Weissberg B.G. Solubility of gold in hydrothermal alkaline sulfide solutions // Econ. Geol., 1970. V. 65. P. 551-556.

364. Vakin E.A., Polak B.G., Sugrobov V.M. et al. Recent hydrothermal systems of Kamchatka // Geothermics, 1970. Spec. Iss. 2. V. 2. Pp. 1116-1133.

365. Von Damm K.L., Edmond J.M., Grant B. et al. Chemistry of submarine hydrothermal solutions at 21 °N East Pacific Rise // Geochim. Cosmochim. Acta, 1985. N 49. Pp. 2197-2220.

366. Zaide M.C. Interpretation of rock-dating results in the south-east Negros Geothermal Field: Unpublished internal report, Manila, PNOG-EDC Geothermal Division, 1984. 21 p. (with permission).

367. Zierenberg R.A., Shanks III W.C., Seyfried W.E. et al. Mineralization, Alteration and Hydrothermal metamorphism of the ophiolite Hosted Turner - Albright Sulfide deposit, Southwestern Oregon. J.Geophys. Research., 1988. V. 93. N 135. Pp. 4657-4674.