Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Геохимия геотермальных газов

ВАК РФ 04.00.02, Геохимия

Автореферат диссертации по теме "Геохимия геотермальных газов"

/Г

АКАДЕМИЯ НАУК СССР ОРДЕНА ЛЕША. И ОРДША ОКТЯБРЬСКОЙ РЕВОЛЮЦИИ ИНСТИТУТ ГЕОХИМИИ И АНАЖГИЧЕСКОИ ХИМИИ ИМ. В.И.ВЕРНАДСКОГО

ТАРАН Юрий Александрович

ГЕОХИМИЯ ГЕОТЕРМАЛЬНЫХ ГАЗОВ

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минерало-гичеокюс наук

Москва - 1989

На правах рукописи У.ЦК 550,4:646.02

04.00.02 - Геохимия

Работа выполнена в Институте вулканологии Дальневосточного отделения ЛИ СССР.

Официальные оппоненты! доктор геолого-минералогических наук

В.И.Виноградов

доктор химических наук Б.Н.Рыжонко

доктор геолого-минералогических наук В.Д.Пшлпура

Ведущая организация! кафедра геохимии Геологического

факультета МГУ им. М.В.Ломоносова

Заишта состоится " " _ 1989 г, в _____ час

на заседании специализированного совета Д 002.54.02 Института геохимии и аналитической химик им. В.И.Вернадского. Москва, ул. Косыгина, Т9.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института. Автореферат разослан "_" __________ 1989

Учс!гий секретарь специализированного совета

4 Жидикова А.П.

•гггзга*«

Актуальность проблемы Геотермальные газы являются составной частью геотермального флюида - водного раствора переменного химического состава и фазового состояния, циркулирующего в нагретых горных породах. Геотермальный флюид не только участвует в рудо- и минералообразованки.но и представляет собой специфическое энергоемкое полезное ископаемое, которое раэведуется и эксплуатируется в настоящее время наравне с другими источниками энергетического сырья.Можно отметить, что мощность 5000 мегаватт геотермальных электростанций мира в 1986 году должна была обеспечиваться годовой добычей примерно З'Ю® т геотермального пара или около Ю9 т подземной пароводяной смеси, что сравнимо с современной годовой добычей нефти. Отсюда два основных аспекта изучения геотермальных газов: а) определение физико-химических параметров природных гидротермальных растворов,необходимых для описания процессов минерало- и рудообразования, таких как окислительно-восстановительная обстановка (, ) и парциальные давления (концентрации) со2 и Н^в; б) решение прикладных задач геохимии геотермальных месторождений - выявление признаков, по которым можно судить о состоянии и функционировании геотермальных систем на стадиях поиска, разведки и эксплуатации геотермальных месторождений.

Существует и Третий общегеохимический аспект изучения геотермальных газов. До сих пор продолжаются острые дискуссии о природе источников газов термальных вод, о механизмах "газового дыхания" Земли, Одним из наиболее активных и масштабных в перераспределении и выносе химических элементов земной коры является гидротермальный процесс, который непосредственно связан я магматическим, осуществляющим через вулканы прямую связь мантии с верхними горизонтами земной хоры, атмосферой и гидросферой. Являются ли и геотермальные системы аппаратами прямого переноса летучих от магматических интрузивных тел к поверхности Земли? Или работа магматизма заключается главным образом в переносе с глубин и аккумулировании тепла, а геотермальные системы совершают аа счет этого тепла работу по перераспределению вещества только тех участков коры, в которых циркулирует геотермальный флюид - субстанция, основную массу которой составляют инфильтрационные воды - метеорные или морские.

Решение первых двух задач стало возможным н необходимым в связи с интенсивным освоением у нас в стране и за рубежом геотермаль-

- г -

пых месторождений. Появились объекты исследования - растворы и газы из геотермальных скважин, пробуренных в высокотемпературные продуктивные зоны, образцы гидротермально измененных пород с точной привязкой температуры и состава гвдротермального раствора;иными словами, появилась возможность изучать гидротермальный процесс in situ ,и эта возможность стала реальной в последние 10-15 лет. Чтобы подойти к решений третьей проблемы до того, как станет возможным сверхглубокое и "сверхтемпературное" бурение, точно также необходимо знать, каким закономерностям подчиняется поведение геотермальных газов. £то наиболее подвижные компоненты геотермального флюида, и именно они могут иметь источником непосредственно магматический расплав.

Цель и задачи работы Основной целью работы является установление общих закономерностей поведения геотермальных газов в недрах высокотемпературных систем. В соответствии с целью задачи работы можно сформулировать следующим образом.

1. Исследование газового состава растворов, вскрытых скважинами в пределах высокотемпературных геотермальных систем Камчатки. Обобщение данных по газовому составу разбуренных местороадений мира, раз дичащихся по температурам продуктивных зон, геологическим и гидрогеологическим особенностям!.

2. Изучение изотопного состава газов геотермальных месторождений Камчатки, обобщение данных по изотопному составу скважинных флюидов геотермальных месторождений мира.

3. Термодинамический анализ возможных равновесий (фазовых, химических, изотопных}, контролирующих концентрации (парциальные давления) основных газовых компонентов и их изотопный состав в природных гидротермальных условиях. Сопоставление расчетных данных в наблюдаемых температурных зависимостей.

4. Решение прикладных задач геотермальной геохимии - разработка теоретических и методических основ газовой геотермометрии, анализ условий применимости газовых и изотопных геотермометров, исследование возможностей оценки фазового состояния теплоносителя и степени дегазации геотермальных резервуаров по газовому и изотопному составу естественных и скважинных флюидов.

5.Формулировка" концепции формирования геотермгиьных газов и представлений о роли геотермальных систем в перераспределении мантийного и норового вещества.

Научная новизна работы

- Проведено комплексное исследование газового состава природных геотермальных флюидов - растворов из скважин геотермальных месторождений, отличающихся температурами продуктивных зон, геологическими, гидрогеологическими особенностями. Установлены неизвестные ранее закономерности в поведении геотермальных газов, имеющие теоретическое и практическое значение. Показано, что основным фактором, контролирующим парциальные давления со.,, н?з и На в геотермальных флюидах являются температурно-зависимые химические равновесия флюид - порода, а отклонения от равновесий связаны главным образом с изменениями фазового состояния флюида -глубинным кипением и сопровождающими его процессами дегазации.

- На основе проведенного исследования автором, одним из первых в мировой практике, предложены однокомпонентные газовые геотермо-меты для геотермальных систем, обоснована и использована комплексная методика газогидрохимического изучения высокотемператур- . Ных геотермальных систем, позволяющая по Р-Т характеристикам объекта опробования и составу пробы оценить ионно-солевой и газовый состав флюида в продуктивной зоне, базовые температуры и фазовое

.состояние флюида.

-•Проведено комплексное изотопно-геохимическое исследование Мутиовской геотермальной системы.(Камчатка), на примере которого с привлечением литературных данных по другим месторождениям показаны условия применимости изотопных геотермометров (н2опа_ -

Н2°водат Н2 - Н2°» со2~ н2°> со2- сн4- н28- й% Н2°" 80/>-Впервые теоретически обосновано и практически показано на большом числе геотермальных объектов, каким образом изотопный обмен кислорода в системе сульфат-вода может быть использован не только для геотермометрии, но и для геохронологических оценок.

- В результате обобщения фактического материала и теоретических построений впервые показано принципиальное отличие в поведении вулканических и геотермальных газов. Предложена новая концепция формирования состава геотермальных газов, в которой непосредственному магматическому питанию геотермальной системы летучими компонентами отводится подчиненная роль. Согласно этой концепции, гидротермальный процесс в геохимическом смысле является существенно коровым. Формирование ионно-солевого и газового состава геотермальных флюидов, мобилизация и перераспределение вещества, за ред-

ким исключением, происходит в тех участках коры, в которых циркулирует геотермальный флюид, основу которого составляют инфиль-трационные воды - метеорные или морские.

Практическая значимость работы

Результаты работы могут быть использованы в практике освоения геотермальных месторождений на стадиях поиска (газовая и изотопная геотермометрия), разведки (газовая геотермометрия, определение фазового состояния теплоносителя, выявление зон основных во-допритоков) и эксплуатации (тепловой и гидродинамический режим эксплуатационных скважин, состояние продуктивных зон).

Температурные функции парциальных давлений газовых компонентов могут представлять интерес для специалистов по рудным гидротермальным месторождениям.

Выявленные закономерности поведения атмогенньпе компонентов и особенностей изотопного обмена в природных системах могут применяться в практике гидрогеологических изысканий.

Методика газогидрохимического опробования геотермальных пароводяных скважин, анализа и обработки данных доведена до конкретных разработок и практически используется при освоении геотермальных месторождений Камчатки.

Фактический материал

В основу работы положены данные, полученные автором или при непосредственном участии автора на разбуренных геотермальных мес торождениях Камчатки, главным образом на Мутновском месторождении парогидротерм. Кроме того, использованы материалы ПГО "Саха-лингеология", Камчатской Гидрогеологической экспедиции, а также многочисленные опубликованные данные отечественных и зарубежных исследователей по разбуренным геотермальным месторождениям мира Газовые анализы камчатских объектов выполнялись при непосредственном участии или лично автором в Институте вулканологии ДВО А1 СССР. Изотопные анализы проведены в институтах АН СССР ( ГИН, ГЕОХИ, ИВП). Теоретические построения, методические разработки I все расчеты выполнены лично автором.

Апробация работы и реализация полученных результатов

По теме диссертации опубликованы 33 научные работы, в том чи< ле монография. Основные положения работы обсуждались на У и У1 Всесоюзных вулканологических совещаниях (Тбилиси, 1980; Петропа ловск-Камчатский,Т984), на Рабочем совещании по вулканическим

газам в Париже (i960), на Всесоюзном совещании по геохимии углерода (Москва, 1981), на Я Всесоюзном совещании "Природные газы Земли и их роль в формировании земной коры и месторождений полезных ископаемых" (Москва, 1982), на IX, X и XI Всесоюзных симпозиумах по геохимии стабильных изотопов (Москва, 1982, 1984, 1986), на Всесоюзном совещании "Дегазация Земли и геотектоника" (Москва, 1985), на I Всесоюзном симпозиуме ^Термодинамика в геологии" (Суздаль, 1985), на 0 Всесоюзном симпозиуме " Изотопы в гидросфере" (Каменец-Подольский, 1985), на Юбилейной сессии Института вулканологии (1985), на XI Всесоюзном совещании по подземным водам Сибири и Дальнего Востока (Южно-Сахалинск, 1988),на Ш Совещании по вулканическим газам (Новая Зеландия, 1988),а также на постоянно действующем Московском изотопном семинаре (ГЕОХИ, Москва).

Результаты газогидрохимических исследований, выполненных при участии и под руководством автора в рамках хоздоговорных тем на Мутновском геотермальном месторождении, переданы на производство в виде трех научно-производственных отчетов и использованы при подсчете запасов и оценках эусплуатационных характеристик теплоносителя. Методические разработки внедрены в практику освоения Мутновского месторождения. Методы газовой и изотопной геотермометрии, разработанные автором, вошли в совместный с ЛГО "Камчат-геология" отчет и используются при производстве работ по прогнозным оценкам ресурсов термоминеральных вод Камчатки.

Структура и объем работы

Диссертация состоит из 8 глав, введения, заключения и списка литературы, включающего 288 ссылок. Объем работы 45? машинописных страниц с 55 рисунками и 46 таблицами.

Большую помощь и поддержку в процессе работы оказали автору коллеги: Е.А.Вакин, В.П.Пилипенко, А.М.Рожков, А.Л.Самойленко, В.С.Шульга, Г.Ф.Лнлипенко, Т.П.Кирсанова, Д.М.Юрова, И.Э.Дарино-ва, Ю.А.Игнатович, И.Б.Словцов.

Автор имел постоянные рабочие и творческие контакты с А.Д.Еси-ковым, Б.Г.Покровским, Б.Г.Поляком, В.И.Устиновым, A.B. Верхов-ским, М.Я.Френкелем, В.А.Дрозниным, О.Н.Волынцом, С.И.Набоко, Л.А.Ворожейкиной, Л.Н.Барабановым, новозеландским геохимиком В.Гиггенбахом.

Всем этим лицам автор выражает глубокую благодарность за участие, ценные замечания и конкретную помощь.

Глава I. ГЕОТЕРМАЛЬНЫЕ СИСТЕМЫ

Обзоры современного состояния представлений о функционировании геотермальных систем содержатся в работах White, Truesdell, 1973; b'lder, 1976} Ellie, tiahon, 1977; Кононов, 1983; Henley, Ellis ,1963; Пампура, 1985; Кирюхин, Сугробов, 1987 и др.

I.I. Геофизические и гидродинамические характеристики - геотермальных систем

В областях с аномально высоким тепловым потоком движение подземных вод интенсифицируется за счет тепловой конвекции в проницаемых участках земной коры. Восходящие потоки достигают земной поверхности, образуя в зависимости от температура и геологических условий горячие и кипящие источники, паровые струи или парящие площадки. Благодаря изучению изотопного состава вод и элементных отношений благородных газов в них, стало ясно, что воды, щр-кулирупцие в геотермальных системахi являются метеорными, насыщенными первоначально воздухом. Аналогично, в зонах спрединга срединно-океанических хребтов образуются геотермальные системы, питание которых осуществляется океанической водой, а На океанических островах и береговых участках развиваются системы смешанного состава, так называемые береговые термы.

Источником тепловой энергии таких систем служит или постоянная современная магматическая активность района, сопровождающаяся внедрением магматических тел в верхние 10 км коры, или охлаждение плутонов более древнего возраста.

Анализ условий проницаемости в верхних частях земной коры показывает, что преобладают блоки с малой проницаемостью, порядка Ю-*® м^. Высокие значения проницаемостей (10"^ - 10" м ) являются отражением особых геолого-структурных условий, контролирующих расположение геотермальных систем; это зоны тектонической раздробленности, места пересечений региональных разломов, вулка-но-тектонические депрессии.

Такая крупномасштабная обобщенная схема подтверждается расчетными моделями, согласно которым возможно существование в течение длительного времени (порядка Т(Р лет) достаточно большого объема коры (20-100 км3), нагретого до 200-400°С за счет конвективного охлаздения плутона.

1.2, Геотермальные системы с преобладанием воды или пара

Что будет выводить на поверхность геотермальная скважина - пароводяную смесь или пар (сухой насыщенный или перегретый) - зависит от того, что вскрывает скважина на глубине - горячую воду или двухфазный флюид.Наибольшее распространение имеют водные геотермальные системы. За счет вскипания в стволе скважины на поверхность выводится пароводяная смесь (ГШС), массовая доля пара которой, а следовательно и энтальпия зависят только от температуры на забое скважины.

Фазовое состояние геотермального флюида в докритических высокотемпературных зонах геотермальных систем определяется балансом таких факторов как тепловой поток, количество воды, проницаемость пород коллектора. Многие авторы пытались объяснить различие между паро- и воднодоминирумцими системами. Общепринятой в настоящее время является гипотеза Трюсделла-Уайта-Маффлера (1973) с дополнениями Харди (1982), получившая физико-математическое обоснование в ряде недавиих работ.

Особенностью Мутновской геотермальной системы на Камчатке является наличие двухъярусной структуры геотермального резервуара : нижним водным, верхним - паровым и промежуточным двухфазным резервуарами (рис.1). Пример Цутновского месторождения подтверждает выводы некоторых численных моделей: действительно, в поровом тространстве блоков пород, видимо, содержится значительное коли-гество "иммобилизованной" малоподвижной воды явно конденсационной 1рироды. Наличие значительного парового резервуара должно свидетельствовать о высоких температурах в более глубоких частях раз-)еэа, по крайней мере выше 250°С, поскольку практически все пазовые близповерхностные резервуары имеют температуры 230-240°С !Лардерелло, Гейзеры, Мацукава, Мутновское, Кошелевское, Олкей->ия и т.д.).

Глава 2. ФАЗОВЫЕ РАВНОВЕСИЯ ГЕОТЕРМАЛЬНЫХ ГАЗОВ

2.1, Равновесие вода-пар

На основе известных термодинамических соотношений для свойств юды и пара на линии насыщения анализируются ситуации, возникайте при разбуривании высокотемпературной геотермальной системы, I также возможные фазовые состояния геотермального флюида при

- а -

ЕЗ. Ш, Ш* ЕЖ],

Рис. I. Один из разрезов Мутновской геотермальной системы. Магматический очаг по геофизическим данным (МТЗ) расположен на глубинах 6-8 км от поверхности. Условные обозначения: I - паровые струи; 2 - горячие и кипящие источники; 3 - изотермы, заверенные измерениями температур в скважинах; 4 - изотермы гипотетические; 5 - паровой резервуар; б - двухфазная зона; 7 - скважина и ее номер; 8 - восходящий поток геотермального флюида; 9 - нисходящий поток питающих вод; 10 - магматические тела.

Группы источников: 1-2 - Северо-Мутновские; 3-5 - Дачные; 7 - ВоРиовские; 8 - Верхне-Жировские; 9 - Нижне-Жировские.

его подъеме к поверхности.

Для водных систем при иэоэнтальпийном (адиабатическом) расши-. рении воды, т.е. при сбросе давления, образуется ШС с массовой долей пара, которая вычисляется из условий равновесия пар-вода. Разделение воды и пара осуществляется и в стволе геотермальной скважины, вскрывшей водный резервуар, и в пластовых условиях при определенных соотношениях меящу водным питанием, тепловым потоком, разгрузкой и проницаемостью пород. Чтобы понять как при этом изменяются газовые характеристики флюида, необходимо рассмотреть растворимость газов в "гидротермальном" интервале температур (100-370°С). Знание растворимостей газов важно и для расчетов химических равновесий в системе гаэ-вода-порода.

2.2, Растворимость газов в воде

Систематизированы данные по растворимости каждого из макро-компонентбв геотермальных газов в воде как в терминах температурной зависимости коэффициентов Генри, так ив виде массовых коэффициентов распределения между водой и насыщенным паром- При этом использЬвались данные работ Jooee ,1963; Козинцевой, 1965; Справочника Наумова и др., 1976; Намиот, 1976; Vhilhelm и др., 1977; Potter ( ciynn , 1978; Giggenbuch ,, 1980.

Растворимость газов в воде, выраженная в мольных единицах, при повышении температуры проходит через экстремум, а с приближением к критической Точке возрастает до бесконечности (при малых общих давлениях). Массовые коэффициенты распределения зависят от температуры, как правило, монотонным образом, приближаясь по мере достижения критической точки к единице. Логарифмы коэффициентов распределения почти для всех геохимически важных газовых компонентов можно выразить в виде линейных функций температуры, что значительно облегчает оценочные термодинамические расчеты.

Конденсат пара после сепарации пароводяной смеси из геотермальной скважины содержит, кроме растворенных газовых компонентов,нвг.~ большие количества солей, борной кислоты, кремнезема. Основная часть этих компонентов попадает в конденсат из-за неэффективной сепарации вместе с каплями воды. Принципиальным является вопрос о переносе паровой фазой при 100-350°С галогенидов, главным образом фторидов и хлоридов. Термодинамические оценки растворимости ни показывают, что в паре НС1 может появиться только при веки-

пании первоначально кислого, достаточно концентрированного высокотемпературного раствора. Такая ситуация возникает в кратерах действующих вулканов, находящихся на фумарольной стадии активности. Геотермальная система Матсао (Тайвань) - еще один показательный пример такого рода. В недрах этой системы водный флюид при температуре более 250°С имеет рН ^ 3,5 и концентрацию N801 более 20 г/л. В связи с интенсивной оксплуатацией паровой геотермальной системы Лардерелло (Италия) концентрация хлорид-иона в конденсате пара возросла до 40 мг/л, что подкрепляет гипотезу о наличии в основании этой системы высокотемпературного хлоридного рассола, еще не вскрытого скважинами.

Коротко обсуждается влияние растворенных солей на растворимость газов (высаливание). Для учета этого эффекта используется температурная зависимость экспериментально определенного коэффициента высаливания для с02 (Малинин, Эллис, Голдинг). Заметным этот эффект становится' при минерализации растворов более 10 г/л.

Процессы пароотделения (депарирования) и сопровождающая их дегазация обычно формализуется в виде трех основных схем: одноакт-, ное испарение (дегазация), многоактная и непрерывная, частным случаем которой является процесс исчерпания или релеевский процесс. Распределение компонентов между фазами, включая изотопное фракционирование, будет определяться способом образования фаз, т.е. одним из вышеуказанных механизмов, а в общем случае - совокупностью этих механизмов. Одноактным разделением фаз называют такой механизм, при котором сосуществующие фазы (вода и пар) находятся в фазовом равновесии и разделяются в одном месте, причем распределение компонентов между фазами равновесно и определяется температурой и давлением в месте разделения. Если * - массовая доля пара, В - коэффициент распределения, а х0 , хп, х^ - концентрации вещества в пароводяном флюиде, паре, воде, то

хь , х0/(В1С - 1 + 1) и *п - хо0/(в* -1 + 1)

В процессе многоактной (ступенчатой) дегазации с одинаковой долей испарения на каждом шаге Ув :

2.3. Процессы испарения и дегазации

где к - число ступеней, а пределе при к+<*> и У -* О

= процесс переходит в непрерывный с непрерывным удалением парогазовой фазы из системы, и мы получаем известную формулу Релея: ^(¡с) « х0(1 - у)8"1 , где у - общая массовая доля потери пара.

Аналогично, для изотопного фракционирования в & - обозначениях в одноактном процессе: (¡^«¿д + УД и <5П » 5а - ( ) Д , где Д - равновесный фактор фракционирования. Для релеевского процесса 8(Г) * ♦ Д-Ьп(1 - У).

2.4. Модели дегазации геотермальных систем

Для высокотемпературных геотермальных систем характерны процессы пароотделения, причем в зависимости от конкретных условий, пароотделение может происходить вблизи поверхности (Узон, Пау-жетка, Больше-Банные) при температуре, близкой к Ю0°С,или в глубинных условиях при температурах до 350°С (Кошелевская, Мутнов-ская, Семячикская системы и др.). В первом случае, несмотря на наличие на глубине зоны вскипания, вода и пар движутся вместе и разделяются вблизи поверхности. Во втором случае пароотделение происходит в глубинных условиях при более высоких температурах. Пар и вода имеют самостоятельные очаги разгрузки, часто на разных гипсометрических уровнях и на значительном удалении друг от друга. Образуется двуъярусная структура с верхним, иногда значительных размеров, паровым резервуаром и нижиним - водным. Из-за того, что большая часть растворенного первоначально в воде газа переходит в пар и выносится на поверхность вместе с ним, водный резервуар дегазируется. Поскольку главным источником благородных газов (и, видимо, азота) является питающая систему метеорная вода, по концентрациям благородных газов и азота (но не гелия)можно оценить степень дегазации и, в принципе, динамику дегазации, если задаться определенными параметрами геотермальной системы в целом: ее размерами, приходными и расходными элементами водного баланса.

Задача о дегазации геотермального резервуара решается в работе в рамках "боксовой" модели с идеальным перемешиванием. В простейшем случае система уравнений баланса одного из атмогенных компонентов имеет вид:

ы1((1х1/<1Ь) - - +

Здесь Ы} и (.¡2 - массы воды и пара в резервуарах I и 2; и хг~ текущие концентрации атмогенного компонента в.воде и паре; ^ * ^п + % " расход сис'гемь| в виде воды и пара, равный питанию; т-массовая доля пара, образующегося при адиабатическом кипении воды от температуры до т2; в - коэффициент распределения газа при температуре пароотделения, т2; х0 - концентрация газа в "источнике" - метеорной воде.

Сразу можно сказать, что в стационарном состоянии концентрации и определяются только величиной у и соотношением между водным и паровым расходом. Если X » (^/ч , то Х^оо ) . хот( X -Ху ♦ у)"15 хг(со) - ^(оо )/* При X » 1 (разгрузка осуществляется только паром) х-^ро )- х0Г и х2(оэ)» х0 , т.е. в стационарном состоянии концентрация атмогенного компонента в паровых выходах должна совпадать с концентрацией в метеорной воде.

Можно усложнить систему уравнений баланса дополнительными связями между резервуарами, дополнить ее источниками, мощность которых зависит от времени и использовать для оценок нестационарного поведения системы: рассчитать отклик на скачкообразное изменение параметров расхода. Нестационарное решение содержит в явном виде параметр размеров системы ( ',!1/1;|г ^ » и такие оценки могут быть полезны в практике опытных работ при разведке геотермальных месторождений "двухъярусного" типа. В работе приводятся различные варианты усложнений и примеры расчетов по модели, которая, конечно же, является грубой схемой, полезной только как первое приближение. Тем не менее, боксовые модели достаточно популярны при расчетах скоростей водообмена радиоизотопными методами и допущение об идеальном перемешивании, видимо, имеет смысл в определенном временном масштабе.

Этот подход дополняется в работе задачей о дегазировании водного резервуара потоком газа-носителя (например, со^. И в том и другом случае показано-, при каких условиях будет заметно фракционирование атмогенных компонентов из-за их различной растворимости в воде в стационарных и нестационарных случаях при соблюдении фазового равновесия.

2.5. Формирование разового состава термальных источников в приповерхностнпх условиях

Снважинные флюиды и источники, разгружающиеся в пределах одного геотермального района часто значительно отличаются но только по ионно-солевому составу, но и по составу газов. Солевой состав изменяется главный образом за счет упаривания термальных растворов, смешения с водами другого состава, чаще всего поверхностны!.™, и в результате растворения-осаждения минералов на пути к поверхности. Эти же причины влияют и на газовый состав, но добавляется еще одна и иногда весьма существенная - фракционирование за счет различной растворимости газов в воде. Если считать, что выполняются равновесные законы растворимости, то газовым составом источников (а это состав свободного или "спонтанного" газа, отбираемого обычным пробоотборным устройством) должно управлять уравнение:

KV*i,o4X(r+VH +Ы4Чl-Р,, 0)/R^(I-A)55,5I/r„ о}"1 ■ где Xj- искомая концентрация 1-го газа; 0 - полная концентрация после смешения; Kh^ - коэффициент Генри 1-го гада; \ - доля испарения с поверхности источника в общем расходе; Ф - газовый фактор; _ 1-я константа диссоциации н2со^ или H2S . Анализ возможных ситуаций показывает, что эффекты фракционирования возникают при определенных условиях. Во-первых, в исходном газе должны в сравнимых количествах присутствовать плохо и хорошо растворимые компоненты. Кроме того, газовый фактор, т.е. наблюдаемый относительный расход газа, должен быть небольшим, порядка 0,1 или меньше. Но конкретные пределы величины газового фактора зависят от pH воды источника: чем больше pH, тем выше может быть предел газового фактора, при котором еще будут заметны эффекты фракционирования газового состава. И,наконец, можно с уверенностью утверждать, что в источниках с большим газовым фактром типа широко распространенных углекислых (холодных и теплых), эффектами фракционирования можно пренебречь. Ваяно также иметь в виду, что интенсивное испарение с поверхности горячих источников также должно приводить к подавлению фракционирования газов за счет растворимости.

Такое фазовое фракционирование может иметь место и для скпа-жинных флюидов в случае малых паросодержаний. Фазовая неоднородность пароводяной смеси приводит к значительным флуктуаципм сос-

- If -

тава газов, но эти флуктуации, так же как и измен:ния состава газов источников имеют отличительный признак: между концентрациями газовых компонентов устанавливается определенная связь (близкая к линейной), которая отличается от связи, характерной для простого смешения.

2.6. Радон как индикатор фазового состояния геотермального флюида

Повышенные концентрации радона в газах высокотемпературных геотермальных систем объясняются двумя основными причинами.Первая - это повышенный коэффициент эманирования пород при высоких температурах и вторая - большой удельный объем двухфазного геотермального флюида. Яри фазовом разделении вблизи забойной зоны скважины включается еще один механизм обогащения радоном - фазовое фракционирование - обогащение радоном паровой фазы по законам растворимости. С таких позиций объясняются все особенности распределения концентраций радона в термопроявлениях и скважинах высокотемпературного геотермального месторождения: от тысяч эман на прогретых паром термальных площадках до единиц эман в глубинном водном высокотемпературном флюиде.

Глава 3. ХИМИЧЕСКИЕ РАВНОВЕСИЯ ГЕОТЕРМАЛЬНЫХ ГАЗОВ

3.1. Описание химических равновесий газов-в двухфазной пароводяной среде

В равновесии химические потенциалы компонентов в различных фазах равны. Для газов это означает, что равны летучести газовых компонентов. В гидротермальных условиях (100-350°С) при общем давлении, близком к давлению насыщенного пара,летучести без-больших ошибок мбтао заменить парциальными давлениями. В терминах массовых коэффициентов распределения и массовой доли пара в двухфазном флюиде выражение для константы равнозесия реакции с участием газовых компонентов запишется следующим образом:

К- Пр^- K.xKbCPHz0/(l-e)lv =г К;РН^К5

Здесь Кх- концентрационная константа равновесия, Кв - стехио-метрическое произведение величин Bi/(BiY-Y+I) , где - коэффициент распределения газов между водой и паром при давлении насыщенного пара Гв 0 и Y - массовая доля пара; G - газосодержание в мольных2долях и V - сумма стехиометрических коэффи-

циентов. Отсюда , причем спра-

ва стоят величины, явно зависящие от температуры и массовой доли пара. Следовательно, для любой газовой реакции с участием или без участия воды можно построить серию температурных зависимостей концентрационной константы равновесия при разных к(о<т<1) и использовать эти зависимости для практических оценок температур равновесия (при известном паросодержании) или паросодержа-ний (при известной температуре).

3.2. "Метановое" и "аммиачное" равновесия

Из температурных зависимостей концентрационных констант равновесия для реакций I Са2 +:4н2 - сн4 + гн2о и ?н2 + иа » при, разных парос¿держаниях.флюида видно, что пределы изменений концентрационных констант равновесия при изменении паросодержа-ния очень велики, до 20 порядков. Другими словами - велика чувствительность констант к параметру * - массовой доле пара в равновесной смеси. Таким образом, знание одного из параметров -температуры илй массовой доли пара позволяет оценить другой при условии, что водно-газовая смесь равновесна химически.

Анализ фактических данных по концентрациям со2, Н2>С}Ч в гео~ термальных екважикных флюидах показывает, что наблюдаемые величины 'к » хсо (х - мольные доли) располагаются близко к ЛИНИЯм',рав£ов§СИЯ ( С^гепЬясЬ ,1980; В'Алюге et а1. , 1963). Однако, отношения концентраций сн^ и со2 почти для всех геотермальных систем редко выходит за пределы трех порядков.Концентрации же водорода сами по себе варьируют в больших пределах и можно приближенно записать: (-2-1)т.е. концент-рационнал константа ("квотант") метанового равновесия, грубо говоря, не зависит от концентраций метана и углекислоты, а зависит только от концентрации водорода. То же можно сказать и об аммиачном равновесии.

3,3. Равновесие н20 * Н^Х/го^и буферные системы

Зная константу равновесия реакции термического разложения воды, выражение для концентрации водорода в паро-водяном флюиде мож-

2

но записать следующим образом: ^

где вн - коэффициент распределения водорода между водой и ее насыщенным паром. Следовательно, зная летучесть кислорода, хн можно однозначно связать с температурой для полностью водного ' (*=0 ) или парового ( У=1 ) флюида.

Величина - это основной параметр, описывающий редокс -условия кислородсодержащих мультисистеы. При высоких температурах эта величина вполне реальна и измерима для большого числа геохимических систем. Однако при температурах ниже 600°С в присутствии восстановленных форм г0 вырождается в теоретический параметр. Действительно, концентрация 02 менее I молекулы на км физического смысла не имееет; реакции окисления-восстановления реально идут через активированные комплексы, содержащие окисленные фрагменты молекул или сами окисленные формы. Многие исследователи обсуждали эту проблему и предлагали другие способы описания окислительно-восстановительных условий, однако более универсального параметра не найдено. В частных случаях можно пользоваться эквивалентами: ^ , и т.п. - величинами, имеющими реальный химический смысл. I?гидротермальных условиях надежно измеряемым параметром является концентрация водорода. Его летучесть (парциальное давление) контролируется всем комплексом окислительно-восстановительных реакций вода - порода, имеющих, видимо, большую буферную емкость.

В качестве первого приближения для водородного гидротермального буфера (ГГ-буфера) предлагается температурная функция:

« (5,5 * 0,3) - (3660 ± Ю0)/Т, построенная по данным Д'Аморе и Трюсделла (1979), главным образом на материале итальянских геотермальных систем.

Глава 4. ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ЭДЩЦ-ГОРОДА и РАВНОВЕСИЯ, КОНТРОЛИРУЮЩИЕ ПАРЦИАЛЬНЫЕ ДАВЛЕНИЯ ОСНОВНЫХ ГАЗОВЫХ КОМПОНЕНТОВ

4.1. Минеральные ассоциа;;ии. контролирующие.окислительно-восстановительную обстановку

В этом разделе приводятся главным образом литературные данные по термодинамическим расчетам летучести кислорода, равновесной с ассоциациями минералов, наиболее часто встречающимися в породах разбуренных геотермальных коллекторов. Расчеты, которые достаточно условна, показывают, что г0 для равновесной воды с рядом минеральных ассоциаций (реально н<? обнаруживаемых в кернах сква-

хин, но отдельно или в других парагенеаисах встречающихся повсеместно) дают температурные функции в пределах порядка или двух отличающиеся от эмпирического ГТ-буфера = 5,3 -

22500/Т. Ближе всего к "наблюдаемой" зависимости оказываются

для буферных систем, содержащих наиболее часто встречающиеся вторичные минералы: кварц, К-шпат, зпидот, хлорит, пирит (САлюге , сивппеШ , 1984; ИеХйвеоп Д978; Рябчиков, 197Ь).

4,2.. Равновесия, контролирующие парциальные давления сероводорода

Сероводород и сульфат-ион - главные компоненты серы в геотермальных флюидах, наиболее реакционноспособныё и чувствительные к изменениям редокс-условий. Баланс соединений серы в гидротермальных растворах можно представить, в виде реакций окисления сероводорода водой до сульфата, однако реально при температурах, по крайней мере, ниже 300°С система сероводород-сульфат существенно неравновесна, что связано со склонностью сульфат-иона к комплексообразобанию и кинетикой восстановления сульфата при этих температурах. Сероводород гораздо более химически активен, а повсеместное распространение сульфидов, оксидов железа и других Уе-содержащих минеральных гидротермальных новообразований позволяет предположить, что парциальное давление должно

контролироваться всем набором железосодержащих минеральных фаз. Предлагаются простые окислительно-восстановительные системы с участием водорода: пирит-пирротин, пирит-магнетит, пирротин-гематит (магнетит), фи условии, что Рн описывается ГТ-буфером, получается набор температурных функций* для Рн 3 „ различающихся между собой максимально на 1,5 порядка при высоких температурах. Наиболее корректной,, видимо, является температурная функция, полученная "сшиванием" равновесных Рн 3 для различных ассоциаций " Ре -сульфид - Ре-силикат - Уе-о&ид", наиболее вероятных в последовательных температурных интервалах: до 200°С, до 300°С И выше 300°С. Такая "средняя" температурная функция может быть аппроксимирована выражением

1еРн2й в б»92 ~ 4543/т 4.3. Равновесия, связанные с парциальным давлением углекислого газа

Повсеместное распространение вторичного кальцита в породах,

слагающих геотермальные коллекторы, позволяет предположить, что РСОг может контролироваться равновесием обмена, связанным с растворением-осаждением кальцита: ' СоСО^ + 2Н+ „ Cn2+ + н2о + со2 (р-р)

Парциальное давление (летучесть) С02 в присутствии кальцита, следовательно, определяется отношением пСяг+/а2и+ в гидротермальном растворе. Температурная зависимость этой величины в реальных условиях определяете*- составом породы, раствора и отношением вода/порода. Арнорссон и др. (1984) по большому набору данных на материале исландских разбуренных систем получил эмпирическое выражение, которое может быть приближенно записано как

iß СаСн2+/ан+1 о - 0,52 + 4С32/Т, что дает iePCÜ = 8,28 - 4084/Т.

Данные Арнорёсона подтверждаются другими исследователями и термодинамическими расчетами систем кальцит- Cr - силикат - СО,, -вода, т.е. поведение кальция в природных гидротермальных растворах до температур 350°С достаточно универсально и слабо зависит от первичного состава пород коллектора, за исключением систем, развивающихся в'карбонатных породах.

Можно рассмотреть обобщенную схему: полевой шпат са -алюмосиликат + со^^ гидрослюда + GoCO^ + SiO^ Минералогическая зональность геотермальных систем позволяет ввде-лить наиболее вероятные ассоциации из этого набора минералов в разных интервалах температур и на основе стандартной термодинамической информации провести расчет Рсо . На линии равновесия микролин-мусковит Гиггенбах (1985) пойучил линейную температурную функцию: lgvc0 = - 3,8 + 0,0I7t°C в интервале температур примерно 100-300°c'. •

При температурах выше 350°С при определенной минерализации и кислотности-щелочности флюида кальцит может полностью раствориться, и парциальное давление СО? будет определяться температурой и мощностью источника со^ , которым могут быть вмещающие породы, или магматический очаг, или процессы регионального метаморфизма пород более глубоких уровней.

Если вмещающие породы содержат значительное количество осадочного органического вещества, то достаточно условно можно воспользоваться "графитовым" буфером с + о_ = со? , что для ГТ-буфера f0

дает температурную функцию:

lßPC0 -о 13,67 - 0,00b Т - 1;970/Т 4,4. Азот, аммиак, углеводороды

Эти компоненты выделены в отдельную группу, поскольку их равновесные концентрации в геотермальном флюиде могут быть рассчитаны без прямого участия в системе равновесий, контролирующих их парциальные давления.

В качестве гипотезы, относительно которой сопоставляются опытные данные, принимается, что азот, попадает в геотермальную систему вместе с питающими метеорными водами, и его общая концентрация (азот + аммиак) должна соответствовать водорастворенному воздуху при средней температуре региона. В среднем можно считать, что 2xnh + xN = 1,8-10 , или около I ммоль/кг HjO .В равновесии должно выполняться соотношение KN » /Р^ Pfl .Если для Hj> принять ГТ-буфер, то при давлении насья^енн&о ifapa .получается соотношение:

21gxw, - lgxN = 15,01 - I4056/T - 0,0042-Т 3 2

Равновесия углеводородов (н-алканов до С г, ) можно описать обобщенным уравнением:

С02 + <3п ♦ 1)Н2 - СпН2п+2 ♦ 2пН20

С хорошей точностью выполняется "аддитивная" схема с инкрементом lgKn на каждую сн2 -группу » (-10 - 1)+(5000 ±500)/Г.

Соответственно, для парциальных давлений с учетом ГТ-буфера получается соотношение:

lgPn - 8,3 - 'Ш53/Т + 4,2 ( n - I) - 4800 (n - D/T Для отношения РсН//рсо в равновесии должно быть справедливо ^сн^^со.,] = 0,3 -%53/Т, а концентрации углеводородов примерно экспоненциально падают с ростом числа атомов углерода (около 3 порядков на одну сн2 -группу).

Глава 5. МЕТОДИКА ОТБОРА И АНАЛИЗА ГЕОТЕРМАЛЬНОГО ФЛЮВДА

5.Х. Особенности отбора проб флюида из устьевой части геотермальной скважины

Основная задача, которая ставится при отборе пробы геотермального флюида из скважины,формулируется следующим образом: как по пробе, отобранной на поверхности при данном давлении, температу-

ре и энтальпии пароводяной смеси, по ее химическому и газовому составу определить физико-химические параметры флюида в продуктивном горизонте.

Отбор проб из скважин на стадии поиска продуктивных горизонтов осуществляется с помощью специального оборудования, основу которого составляет малый циклонный сепаратор* позволяющий разделить пар и воду при строго контролируемых параметрах расхода, температуры (давления). Разработан набор обязательных последовательных операций по отбору проб сепаратором и рекомендации для частных случаев (высокая и низкая энтальпия, высокое газосодер-жшше, контроль качества сепарации, консервация проб и т.п.).

Существенным является раздельный отбор проб воды и пара, причем конденсат пара вместе с газовой фазой поглощается в предварительно вакуумированную ампулу со щелочью. Метод вытеснения при отборе газа не позволяет оценить истинное газосодержание, & в ряде случаев приводит к искажению состава отобранного газа.

5.2. Гидрохимический и газовый анализы

Методы гидрохимического анализа традиционны, а газовый анализ модифицирован с учетом отбора парогазовой фазы в вакуумированную ампулу. "Кислая" часть - со,, и н^з - определяются в щелочи по-тенциометрическим и иодометрическим титрованием, а непоглощенные щелочью, газы ( н2, 02, ы^, сн4, т.у., дг) через вакуумную систему вводятся в хроматограф и определяются на колонке с молекулярными ситами, детектор-катарометр. Общее газосодержание определяется по давлению и объему в ампуле и по количеству СОд и Н^в в растворе. Отношение газ/конденсат - по приращению объема ампулы.

Содержание радона ( Л-радиоактивность) измеряли в отдельной пробе газа, отобранной методом вытеснения, на цифровом эманометре "Пикор" (конструктор А.А.Биличенко).

5.3. Обработка и представление результатов

Все первичные газогидрохимические материалы йо геотермальным скважинам - авторские и литературные - обрабатывались по единой схеме. Основные операции при обработке данных гидрохимического и газового анализов геотермального флюида воднодоминирукщей системы сводятся к следующему:

I. Аналитические концентрации в растворе выражаются в мг/кг, а газовые - в объемных процентах в объеме сухого газа,приведете

го к нормальным условиям (н.у.). Общее газосодержание рассчитывается в единицах л газа (н.у.)/ кг н2°.

2. Давление (температура) сепарации и измеренная энтальпия позволяют вычислить массовую долю пара при сепарации, *с .

3. Концентрации ионно-солевых компонентов в общем расходе (пар + вода) равны о0)к- - газовых - с0 к = ■

4. Температура на глубине, если она не измерена непосредственно, оценивается по Яп-к или бкх,-геотермометрам. Если 4,ИвК> 4810 » то в забойной эоие присутствует "избыточный" пар, доля которого, , рассчитывается из энтальпии флюида и энтальпии воды при Ия-к температуре.

5. Знал Уо , нужно оценить концентрации газовых компонентов В воде и паре в глубинных условиях:

сь,к * соУ<ак<*жК - + «

сп,к * °Ь,кВк(1:ЙК)

6. Если о , то парциальное давление к-го газа определяется по его мольной доле в паре: р. » х .р а* рн о • Если

к л^к о л(к 2 * 0, то парциальное давление к-го газа определяется по его

концентрации в воде и величине коэффициента Генри при глубинной

температуре.

7. Если газосодержание нелико, то при расчете парциальных давлений, вместо 0 подставляется общее давление:

РН20 + ГС02 }н2(/ С1 - ВС02 «ж5 хсо2,ь]

Такая процедура обработки химико-аналитических данных позволяет оценить глубинную температуру и парциальные давления газовых компонентов для воднодоминирующих систем. Эти данные используются как первое приближение в общей ЭВМ-программе для более точного и детального расчета концентраций ионов, ионных комплексов и незаряженных молекул в глубинном растворе. Для этих целей применяется модифицированная программа Сваварссона ( агпягвеоп

а1.,1983), которая позволяет в конечном итоге оценить степень насыщения растворов по отношению к наиболее распространенным митральным фазам.

Обработка данных для пародоминирующих систем (зон), выводящих 1аро-газовый флюид, позволяет оценить долю "иммобилизованной" ма-юподвижной воды, заполняющей поровое пространство пород, если 1адаться температурой коллектора.

Глава 6. СВОДКА ФАКТИЧЕСКИХ ДАННЫХ ПО ГАЗОВОМУ СОСТАВУ ВЫСОКОТЕМПЕРАТУРНЫХ ГЕОТЕРШШЬНЫХ СИСТЕМ МИРА. СРАВНЕНИЕ ПАБЛЮДАЕЖ И РАСЧЕТ!ИХ ТЕМПЕРАТУРНЫХ ЗАВИСИМОСТЕЙ

б Л. Краткие сведения о геотермальных месторождениях

Сводка содержит более 100 газовых анализов скважинкых флюидов и представляет около 40 геотермальных систем мира с температурами продуктивных зон от 90 до 360°С. Помимо состава газов и общего газосодержания в качестве необходимых параметров d сводку входят: измеренная температура и (или) энтальпия, давление сепарации, содержания компонентов, по которым независимо можно оценить глубинную температуру ( Mat к+,Свг+, S10_,). К сводке прилагаются краткие описания основных геологических и гидрогеологических особенностей геотермальных систем.

По фактическим данным рассчитаны величины парцельных давлений газовых компонентов согласно схеме, приведенной выше. Если минерализация растворов превышает 10 г/г, константы Генри рассчитываются с поправкой на эффект высаливания (по Эллису-Голдингу для со2).

6.2. Сравнение наблюдаемых и расчетных температурных зависимостей для парциальных давлений (рис.2)

Водород. Данные по водороду распадаются на две ветви. По одной ветви, после отбраковки составов, связанных с явно дегазированным флюидом, строится гидротермальный буфер н2:

igph ^ » 5,0 - 3046/Т

Вторая ветвь, лежащая выше, отвечает в основном исландским геотермальным системам (водородные термы, по В.И.Кононову, 1983).В геотермальных коллекторах окислительно-восстановительная буферная система определяется набором железосодержащих минералов. Активности ре (П) и fe (Ш), близкие к активностям буфера omf , видимо, характерны для минеральных ассоциаций в измененных базальтах, содержащих магнетит в виде реликтовых фаз или как продукт инкогруэнтно растворяющихся оливинов и пироксенов с образованием магнетита в качестве метастабильной или равновесной фазы.

Сероводород. Расположение точек на диаграмме lgJ?)i?s - т весьма похоже на водородную диаграмму. Точно также выделяются повышенным содержанием H^s ислацдские системы. Это свидетельствует.

о схожести механизмов, контролирующих и S' Термодинамически этот механизм должен описываться р&вновеёием между Fe(il) и Fe(lU) минералами с вариациями активностей (FeO ) и (Fe01>5 ), если буфером выступает система флюид-порода, или соотношением окисленных и восстановленных форм компонентов флюида, если буферной системой выступает собственно флюид.

В доступных бурению частях геотермальных резервуаров с температурами ниже 350°С основная масса серы заключена в породах в виде сульфидных минералов. Однако, в нижних частях разрезов при температурах 400°С и выше растворимость сульфидов железа,по экспериментальным и расчетным данным (Рафальский, 1985), возрастает до граммов на кг н20 , и поэтому значительная часть серы в проницаемых зонах должна переходить во флюид. Вероятным подтверждением этих соображений могут служить данные по глубоким скважинам Серро-Прието (Мексика) с температурами на забое 350° и выше (Elders et el.,1980). Содержание пирита в кернах значительно снижается, или он совсем пропадает в высокотемпературных зонах.

Для оценок баланса серы, следовательно, необходимо знать относительные объемы разнотемпературных зон в общем разрезе геотермальной системы.

Углекислый газ. По сравнению с другими газами лучше всего коррелируют с температурой наблюдаемые парциальные давления со,,. Это означает, что по крайней мере до температур 300-350°С имеется механизм контроля рсо , близкий к равновесному и связанный, во-первых, с присутствием^ породах коллектора кальцита и, во-вторнх, с более или менее универсальным контролем рН и активности Са в растворе. Универсальность, в свою очередь, определяется сходными в общем условиями циркуляции геотермальных флюидов - имеется в виду проницаемость пород и унифицированный набор вторичных минералов. Там, где существенным образом изменяются проницаемость и состав вмещающих пород, наблюдаются и значительные отклонения от общего температурного тренда pCq2 . Так, высокая минерализация растворов на фоне уменьшения эффективного отношения вода/порода и повышенная температура приводят к понижению рН и возрастанию рсо? , В разных по степени "зрелости" геотермальных системах (в смысле общего количества воды, проциркулировавшего через систему, BJot -tner ,1985) возможна различная степень изменения и деструкции осадочного органического вещества. В "молодых" системах (система

Рис. 2

Рис. 2. Наблюдаемые парциальные давления основных газовых компонентов в недрах исследованных гертермальных систем.

н2 : I - исландские системы; 2 - пародоминирующие системы; 3 - воднодоминирующие системы; показаны также линии буферных систем QFM , ГТ и наилучшее приближение для исландских систем. H2S : Обозначения те же, что и для н2; показаны линии равновесия HgS с различными ассоциациями минералов.

С0р ; Выделены точки для скважин с избыточной энтальпией (-f) и для системы Нгава (• ). Верхняя линия равновесия отвечает "графитовому" буферу с + о2= С02с ГГ-буфером fo2 . Нижняя - полуэмпирическая температурная функция lgi'co = 8,28-4084/Т.

сн^! Обозначения те же» что и для со22, Верхняя линия равновесия - "графитовый" буфер О + 2Н2= Сн^ с ГТ-буфером Рн ; нижняя; отвечает "метановому" равновесию с ГТ-буфером 2.

Н2 и NHj ; Линии равновесия отвечают атмогенному азоту (верхняя для ) и равновесию азот-аммиак с ГГ-буфером -Рн при условии сохранения общего атмогенного азота.

Нгава, Новая Зеландия) осадочные толщи интенсивно перерабатываются, что приводит не только к высоким давлениям газов, но и к уникальным ионно-солевым составам флюидов.

Ситуация в глубоких частях систем с температурами выше 350°С сходна и для С02 и H2S. Система Солтон Си с высокоминерализованным (до 400 г/кг), очень горячим (350°С) и кислым (рН< 5) флюидом уже ö зонах с температурами выше ЗЮ°С показывает отсутствие кальцита в породах ( Bird, Horton,1980). Отсутствие кальцита в высокотемпературных зонах отмечено также для системы Крабла (Исландия, 340°С) ( Kristmendottir ,1983) и Серро-Приете (Мексика) ( Elders et el.., 1980). Кальцит полностью, растворяется, и С02 переходит в раствор. Общее количество со^ глубоких частях систем складывается таким образом из со2 вмещающих пород (растворенный кальцит, со2 включений) и со2других источников (?). На более высоких уровнях при более низких температурах реальные гидротермальные растворы, как правило, насыщены по отношению к кальциту, т.е. процесс осаждения кальцита "регулирует" содержание С02 во флюиде.

Азот и аммиак. На рис. 2 фактические данные по концентрации 1*2 и ниj сравниваются с температурными функциями, построенными по модели атмосферного азота в предположении установления равно-

весия в системе азот-водород-аммиак.

Практически для всех_геотермальных систем концентрации азота лежат или вблизи Ю-"^ моль/кг, т.е. вблизи линии атмосферного "инертного" азота, или ниже, иногда приближаясь к линии "активного" азота. Точки для аммиака с большим разбросом группируются вблизи кривой равновесного аммиака. Несмотря на большой разброс точек, в общем, до температур 250°С, наблюдается тенденция сближения концентраций азота и аммиака с температурой, т.е. имеется связь, обусловленная реакционными взаимоотношениями азота и аммиака. Явный избыток аммиака регистрируется в системах, развивающихся в осадочных породах (Нгава, Солтон Си, Гейзеры).

Следовательно, несмотря на известные кинетические затруднения реакции синтеза аммиака, этот синтез в реальных гидротермальных условиях, видимо, имеет место, т.е. вмещающие породы коллекторов имеют определенную каталитическую активность,

Метан и его гомологи. Точки фактических данных для метана расположены беспорядочно в пределах 4-х порядков относительно равновесной кривой. Это дает нам основание утверждать,что концентрации метана в гидротермальных растворах определяются не равновесием, а геологической историей региона, т.е. количеством осадочного (или любого другого) захороненного углеродсодержаще-го вещества в породах коллекторов. Распределение гомологов метана по молекулярному весу не экспоненциально, а скорее отвечает распределению, получаемому при деструкции высокомолекулярного органического вещества или распределению в природных углеводородных газах. Опыты по ..аталитическому синтезу со^ +н2 на изверженных породах в качестве катализаторов дают специфические распределения гомологов метана и сравнимые концентрации непредельных углеводородов, не характерных для геотермальных газов.

В раде случаев близость к равновесию всей системы со2-И2 ~ Н2° 0ТРИЦать нельзя, но в целом, до температур 300-350°С метан можно считать "консервативным" газовым компонентом. При более высоких температурах метан становится активным: низкие общие давления в редокс-условиях, соответствующих буферам NNO или 0М!' способствуют окислению метана, высокие давления приводят к восстановлению С02- Выше 500°С скорости этих процессов должны быть достаточно велики. Эти соображения подтверждаются

анализом составов раэнотемпе^атурных фумарольных газов активных вулканов, газов включений и окклюдированных газов изверженных пород.

Летучесть кислорода. Но всем фактическим данным для отношений *'Нг/Р,1 о на линии насыщенного пара построена зависимость

-1/1 2, которая примерно на порядок выше температурной функции для ГТ-буфера Д'Аморе-Трюсделла и может быть аппроксимирована выражением (без исландских систем):

1в{0г - 6,32 - 22836Л 6.3. Газовые геотермометры и их практическое применение

Построенные по большому набору фактических данных корреляции парциальное давление - температура дают основу для более или менее надежной газовой геотермометрии, тем более, что основные газовые компоненты - со?, Н^З , Н., в большинстве случаев оказываются равновесными в пластовых условиях, т.е. эмпирические температурные функции парциальных давлений и концентраций близки к расчетным. От так называемых "реакционных" газовых геотермометров типа метанового и аммиачного, пользующихся популярностью у новозеландских и итальянских геохимиков, следует отказаться¡выше показано, что метан и аммиак скорее неравновесны. Поэтому для оценок глубинных температур имеет смысл пользоваться концентрациями С02, Н2.3 и Н2 , т.е. однокомпснентными геотермометрами. Для геотермометрии вален выбор объектов - следует опробовать два основных типа термопроявлений - главные выходы минерализованных (хлоридно-натриевмх) вод и наиболее высокодебитные паровые струи.

Назовем геотермометрами наилучшие приближения фактических данных к функциям вида - Ак-+ Вк/Т; хк (моль/кг). Тогда

1в*СОг = 5.66 - 3836/Т, 1в*н з = 3,76 - 3620/Г и =

4,19 - 4322/Т (без систем исландского типа). 2

Эти выражения предполагают, что газы в пластовых условиях полностью растворены в воде. Сложности, возникающие при практическом использовании газовых геотермометров, мало отличаются от сложностей и ограничений, присущих использованию ионно-солевых геотермометров (главным образом 51 о^ -геотерм&метра). Для кипящих источников нужно делать поправку на адиабатическую потерю пара (газа) по одноактному (вблизи поверхности) или непрерывному (по всей территории подъема флюида) механизмам при условии,

- га -

что других потерь газа не происходит (осаядение кальцита, окисление Н23 и т.п.). Для паровых струй необходимо учитывать глубину пароотделения. Если разделение воды и пара происходит вблизи поверхности (~100°С, Паужетка, Олкейрия, Вайракёй), то доля отделившегося пара однозначно связана с температурой (энтальпией) флюида на глубине. Если паровые струи и водные источники расположены на существенно разных гипсометрических уровнях (Мут-новская, Вольше-Семячикская, Кошелевская системы), т.е. отделение пара происходит на глубине, то доля отделившегося пара зависит от средней температуры двухфазной зоны. Кроме того, в ртом случае следует ожидать стационарного дегазированного состояния водного резервуара, и тогда концентрации газоьлх компонентов в паровых струях дадут максимальную оценку температуры зоны вскипания по формулам для водных систем.

Газовые геотермометры для Газовые геотермометры для

кипящих источников с поте- паровых струй (адиабатичес-

рей пара по одноактному кое кипение от t до 100°С)

механизму

концентрации в моль/кг

18хс0 = 8,33 - 5989/и + 273) 4,80 - 3131/^ + 273)

18хн I = 8,09 - 6221/(1; + 273) 4,68 - 3653/^ + 273)

1Вх„2 - 8,60 - 7494/^ + 273) 5,36 - 4249/(1 + 273) 2

В таблице I приведены рассчитанные температуры по газовому составу естественных термопроявлений некоторых высокотемпературных геотермальных систем Камчатки.

Таблица I

Геотермальный район, группа ! источников, тип объекта ! (КИ - кипящий источник, ! 2 Ш - паровал струя) I « VI ' ! кС02 1 1;иэм, ! макс.

I ! 2г. 3 ! 4 1 5

Мутновский.

1. Войновские КИ

2. Нижне-Жировские КИ

3. Северо-Мутновские ПС

Лаужетский

4. Впсточное-Наужетские ПС

270 160 265 306

245 206 248

303-360 270-320 280-320

213 206 226 219

I 3 Ч 5

5. Верхне-Паужетские ПС - 17 4 196

6. Сеьеро-Камбальные ПС 207-200 212-230 230-260 -

7. Южно-Намбальные ПС ЗОО-оЬО 270-330 280-320 -

Кошелевский

8. Пижне-Кошеленекие ¡с 260-300 210-Зи0 240-270 2Ь0

9, Верхне-Кошелевские ис - з40-зь0 400

10. Большой Семячик ПС 300-340 270-320 260-320 -

Глава 7. ИЗОТОПШЬ) РЛВ1ЮВ1£ИЯ ГКОТШШЪШ ГАЗОВ

В этом разделе на основании данных автора и литературных данных по изотопии легких элементов (и - О-. С- 8) скважипных флюидов высокотемпературных геотермальных систем показана сложность и неоднозначность интерпретации изотопных данных, для генетических построений и суждений об условиях массопереноса в недрах геотермальных систем.

7.1. Изотопна,гидрология геотермальных систем

Процессы пароотделения в недрах и на поверхности высокотемпературных геотермальных систем приводят к фракционированию изотопов водорода и кислорода воды и, как следствие, к значительной пестроте изотопных составов води различных термопроявлений в пределах одного геотермального района. Процессы поверхностного низкотемпературного (ниже ЮО°С) упаривания увеличивают размах крайних возможных значений 61) и 51 0 { (Л^спЬасЬ , stew^lгt, 1962), Классификация возможных способов пароотделения позволяет построить обобщенную диаграмму в координатах - 8*^0, если задаться двумя изотопными составами или двумя группами изотопных составов: составы локальных метеорных вод и воды глубоких скважин или наименее смешанных кипящих источников.

На основе массового изотопного анализа (более 50 определений) вод г,1утчовского геотермального района (холодные и горячие источники, скважины, паровые струи, атмосферные осадки) автором совместно с А.Д.&иковш построена подобная диаграмма, проведена типизация вод и показано, что пароотделение происходит в глубинных условиях при температурах выше 200°С.

'Пцательн'ый анализ современных данных по скважинным флюидам

позволил еще раз подчеркнуть,' что питание даже самых высокотемпературных систем осуществляется инфильтрационными водами (морскими или пресными). Доля магматической компоненты в водном питании современными изотопными методами не устанавливается, И в этом одно из главных отличий методу собственно высокотемпературными геотермальными системами и гидротермальными системами, раз-вивающимизя над магматическими каналами й в постройках активных вулканов.

7.2. Равновесие водород-вода и водород-мета^

Опубликовано немного работ с измерениями изотопного состава молекулярного водорода и водорода метана в газах из геотермальных скважин (Lyon , hulston, I9Ö4; AmaeontI977, Беоо et ai. , I98&). Основные закономерности следующие: чем меньше водорода в сухом газе, тем больше разброс рассчитанных изотопных температур. Если в сухом газе водорода больше 1% об., то температура изотопного равновесия получается близкой к измеренной в пластовых условиях. Изотопно уравновешен водород с водой во флюидах «¡утнов-ской системы ( - 260°С), исландских системах Хверагерди

- novj г • - _ м. т

(218 С), Намафьядль (320 С), Иесъпвелжр (220 С); новозеландские^ Бродлендс (265°), Вайракей (2Ю°С), Нгава (230-300°С). Другими , * словами, большинство из опубликованных анализов дает близкие к равновесным изотопные отношения молекулярного водорода.

Температуры, рассчитанные по изотопному равновесию метан-вода-(метан-водород) в целом также близки к измеренным, но малое число данных не позволяет выявить закономерностей в отклонениях этих температур от измеренных. Эти отклонения бывают значительными и, как правило, в сторону более высоких температур.

7.3. Изотопный обмен кислорода в системе Сор - но0

Из-за большой скорости изотопного обмена между со2 и водой пробы, отобранные из малодебитных скважин или естественных термопроявлений должны обнаруживать изотопное переуравновешивание.Для скважин Мутновского месторождения мы имеем именно такую закономерность: изотопные температуры для скважин с большим расходом (более 10 кг/с) близки к измеренным в пластовых условиях. Если расход невелик (менее I кг/с), рассчитанные температуры близки к температурам отбора. Высокодебитные фумаролы вулканов дают высокие изотопные температуры {~ 540° для Корякского вулкана, ^ 450° для Мутновского вулкана), существенно .вьие, чем температуры отбора.

7.4. Изотопный обмен серы в системе сероводород-сульфат

Эта система в геотермальных флюидах исследована достаточно подробно рядом авторов (RsCter et el. ,1959). Наши данные по камчатским объектам подтверждают уже известный факт: изотопные температуры практически всегда превышают максимально измеренные на bO-IOO0. Существующая точка зрения, что равновесие изотопного обмена медду H2S и Бо|" устанавливается в глубоких частях резервуаров при высоких температурах, сомнительна.

Как было показано выше, парциальное давление сероводорода контролируется окислительно-восстановительными условиями и наличием сульфидов железа в породах. "Лишний" сероводород при понижении температуры должен окисляться до сульфата и (или) осаждаться в виде сульфидов (пирит, пирротин). Ири надкритических температурах (выше 400°С), если в глубинных частях геотермальных систем и существуют окисленные формы серы, то скорее в форме сульфит-иона или SO-, , чем в форме или ео^Рафальский и др., 19ь7). Концентрации сульфата в самых высокотемпературных природных растворах, как правило, малы (Солтон Си, 350°С, 5 мг/л; Серро-Прието, 355°,/ 5 мг/л; Палинпинон, 320°, ~10 мг/л; подводные гидротермы BTil 21°, 370°, 0 мг/л). Поэтому при температурах, которые оцениваются по Д^з (H2s - so^ сомнительно само существование сульфата'в тех же концентрациях, что и в доступных бурению зонах. Отсюда следует, что формирование наблюдаемых отношений нидет по всему разрезу геотермальной системы, и по всему разрезу формируется изотопный состав различных форм серы как в растворе, так и,в породе. И наблюдаемый изотопный состав (Л ^ S~20/óQ) отражает стационарную суперпозицию равновесных и неравновесных изотопных пар H2s - so|~

7.5. Изотопный обмен углерода в системе С02 - СН/;

Благодаря сравнительной простоте и надежности определения изотопного состава углерода со2и си/+, данных по этой системе накоплено много, главным образом в связи с нефтегазоносными объектами. По скважинным геотермальным флюидам данных гораздо меньше, в основном, ото новозеландские и итальянские работы ( Pnni -ohl at al. , 1977; Lyon, Hulaton, I9tí4). Нами получены данные по скважинам Мутновского геотермального месторождения.

Изотопный состав углерода углекислоты камчатских и ноьоэеланд-

ских геотермальных систем попадает в интервал "нормально-магматической" углекислоты - Ц'ДВ). Изотопный состав углерода метана почти для всех геотермальных систем мира также меняется в узких пределах < - 2Ь%0. Существенных отклонений немного: скважины исландских систем выводят на поверхность СОо с £ ~ - '¿у0 и СН4 в интервале - 39,3 < <■ - 32,7';.'0; С (-¡о из пара Лардсрелло имеет 8 С в интервале

- ¿/.,0 + - о,о0.

За исключением малого числа анализов, практически все данные по скважиннш высокотемпературным флюидам дают температуры изотопного равновесия Д ^С (СС^ - ОН^) в интервале 300-400°С и интерпретируются большинством авторов как "замороженное" равновесие в глубинных высокотемпературных частях геотермальных систем. Для скважин ыутновского месторождения нами получены изотопные температуры в интервале 316-3ь5°0.

В отличие от сероводорода метан является консервативным компонентом геотермальных газов. В интервале температур Ю0-ЗЬ0°С он без химических и изотопных изменений может переноситься геотермальным флюидом. Только в экзогенных низкотемпературных условиях возможны биохимическое потребление или синтез метана. Фракционирование углерода С0£ при высоких температурах даже в зонах кипения или осаадения кальцита также незначительно. Следовательно, ,Д13С (СО^-СН^) действительно должно быть устойчиво в этом температурном интервале. Можно было бы предположить, что выше 400°С при давлениях выше 0,5 кбар создаются благоприятные условия для синтеза метана из С0£ и и, кроме того, устанавливается изотопное равновесие. Но мере движений флюида в низкотемпературную область содержание метана должна сохраняться, а СО^ -падать за счет осаждения кальцита. С учетом падения общего давг-ления и изменения окислительно-восстановительной обстановки (Р^ ), рассчитанные температуры по "метановому" равновесию для наблюдаемых составов должны быть в таком случае всегда выше измеренных. На самом деле этого нет. Величины х^ /хэд варьируют в широких пределах независимо от температуры. наблюдается и корреляций между Д ^С (СС^ - СН^) и концентрациями СО^ и СН4 и их отношениями.

Другими словами, мало вероятно, чтобы геотермальные СО^ и СН^ были генетически связаны. Видимо, имеется региональный фон кон-

центраций метана и УГВ, обусловленный геологической историей района, т.е. составом вмещающих пород. Изотопный состав метана и его гомологов определяется кинетическими изотопными эффектами» возникающими при термической деструкции и гидролизе углистых осадочных образований. Критерием, видимо, может служить распределение 413С по молекулярным весам геотермальных н-алканов, которое для ряда высокотемпературных систем, в том числе и для Мутновской, отвечает продуктам термической деструкции, а не синтеза углеводородов (Галимов, 19Ш; Dea Merais at al,I9BI; данные автора).

(^циничные факты выпадают из общей закономерности. Это, например, исландская система Намафьядль (один анализ, t„30T>= 290°С tH3M,sBno at al, ,19Ь5), данные Бескровного и Лобкова (1979) оо одной из скважин Кошелевского месторождения на Камчатке (один анализ, $I3C (С02) = + 1.5#0, *изог = 240е » tH3M) и некоторые другие.

7,6. О возможности использования стабильных изотопов для геохронологических оценок

В этом дополнительном разделе дается формальная схема использования данных по изотопным системам с известными кинетическими характеристиками изотопного обмена в геохронологических целях, разработанная автором совместно с В.И.Устиновым и В.А.Гриненко. Таких систем три: со2 - сн4, H2s - и eof~ - н2о.первая

не имечт практического смысла прежде всего из-за того, что по саммым благоприятна оценкам время достижения изотопного равновесия, видимо, превышает даже при 300°С время существования геотермальных систем (^ 10^ лет). Две вторых имеют смысл лишь тогда, когда есть уверенность в отсутствии дополнительных источников и потребления H2S и so2" на пути движения флюида. Наилучшие результаты должны получаться для системы сульфат-вода в средне- и низкотемпературных гидротермах с малыми концентрациями сероводорода ( H2g/S0^ << I).

Сложность заключается в том, что интегрирование кинетического уравнения для изотопного сдвига: |< х.

üt: Де + (Д0-At)e где kj - константа скорости изотопного обмена (эффективная константа 1-го порядка), а Д - факторы фракционирования - равно-

- У*-

вееный, начальный и текущий - возможно только при известном законе движения раствора в известном температурном поле.Если ввести скорость v « dt/dx (град/время), то интегрирование упрощается, и задача сводится к определению времени, за которое раствор преодолевает определенный интервал температур.

Измерения изотопного состава кислорода растворенного сульфата и воды для некоторых геотермальных систем Камчатки Шутнов-ская, Лаужетская, Больше-Банная, Паратунская, Эссо) позволили оценить по предложенной схеме времена водообмена, которые оказались близкими к данным гидрогеологических испытаний.

Глава В. &0Р;№0ВАШЕ ГАЗОВОГО СОСТАВА ГГОТЕРДАЛЫШХ ФЛЮИДОВ

fci.I. Вулканические и геотермальные газы: термодинамическая классификация

Геотермальные газы отличаются от вулканических прежде всего практическим отсутствием галоидных газов ( НС1, НУ) и окисленных форм серы ( Б02, ВО ^, сое). Это означает, что геотермальные газы обязательно проходят стадию растворения в жидкой воде с рН, близким к нейтральному,и что равновесие S02 + зн2 > H2S + 2Н20 целиком сдвинуто вправо. Средне- и низкотемпературные вулканические (фумарольные) газы также могут сосуществовать с конденсированной жидкой фазой, но эта жидкость должна представлять собой насыщенный хлоридно-(сульфитный?) высокотемпературный кислый рассол, отделяющийся от магматического флюида при его охлаждении (Рябчиков, 1975; Fournier , 1967 и др.).

Термодинамическая классификация вулканических и геотермальных газов может быть проведена на основе температурной зависимости параметра ^к^н /Рн 01 - показателя окислительно-восстановительного состояния гайв. Эта величина изменяется в пределах Б порядков, в отличие от Г0 (~40 lg- единиц), и отражает истинную, наблюдаемую, химическ^ осмысленную термодинамическую обстановку. Рис.3 основан на последних данных по составу магматических (Gerlech ,I9o0-I9b2; Меняйлов и др., I960), фумароль-ных (Меняйлов и др., 19Ь5; данные автора) и геотермальных газов (настоящая работа). Линии буферных систем (кроме ГГ-буфера) построены для общего давления I бар. Линейная область для системы H2s - so2 следует из выражения lg jxH /х{; = 1,22 - 358I/T +

На графике выделяется непрерывный ряд вулканических газов, точки для которых вытягиваются вдоль линии газового равновесия (н2з - во2), причем высокотемпературная ("магматическая") область попадает в зону действия природных буферов ста и NN0 •

) образуют, как Высокими РНг ("водородные" термы Исландии) и газы остальных геотермальных систем со специ-' фическим;, "гидротермальным" буфером р„

Точки для геотермальных газов (1йРн Урп2о уже отмечалось, две группы! газы с ¡высокими

гн (ГТ-буфер).

Рис.З. Наблюдаемые зависимости 1ерн2/1'н2о от температуры и рассчитанные линии буферных равновесий.

1 - фумарольные газы (100-800°С)

2 - "магматические" газы ( 800°С) 3,4 - геотермальные газы ( 4 -Исландия).

Предлагаемая диаграмма хорошо разделяет вулканические и геотермальные газы по термодинамическому признаку. Но вопрос об источниках геотермальных газов остается открытым. Для соответствующих оценок нужно перейти от термодинамических построений к балансовым.

8.2. О формировании газового состава геотермальных флюидов

Концепция источника геотермальных газов должна исходить из общей модели функционирования геотермальной системы.Обобщенная схема функционирования представляется ясной, но главная пробле-

ма - каким образом осуществляется связь между конвектирующим потоком геотермального флюида и магматическим нагревателем - остается нерешенной и является предметом дискуссий (Аверьев, 1969; Ревердатто, 1970; fcahon , McDowell, 1977; Lister ,1975-19133; Gethles ,1977; Fournier ,I9U7 и др.). Автору наиболее импонирует достаточно гибкая модель Фурнье (I9Ö7), согласно которой между магматическим очагом и конвектирующим флюидом имеется олабо-проницаемая толща скорее пластичных, чем хрупких пород, возможно небольшой мощности и с высоким температурным градиентом для обеспечения высоких тепловых потоков.

Как бы не были устроены корневые части геотермальных систем (а мы узнаем это, когда будет возможно сверхглубокое и "сверхтемпературное" бурение), существуют экспериментальные факты,утверждающие, что катионный, анионный и газовый состав гидротермальных растворов формируется за счет высокотемпературного взаимодействия вода-порода (Киссин, Нахомов, 1965; Ellis, Mahon , 1966 и др.). Кроме лабораторных экспериментов, это показывают и крупно-масштабные природные опыты по аакачке пресных вод в сухие нагретые породы ( Grissby et el,I9b3).

На примере Уутновской системы составим простой баланс основных летучих компонентов флюида (таблица 2).

Таблица 2

1 1 ! Расход61' 1 ! (Из какого объема по-

Компонент 1 Порода воды может быть выне-

! т/год ! ! г/т . (сено (а» 2,5 т/м3),

! 1 1 I км3/год

С1 600 - 700 500б) 0,0003 - 0,0004

в ,30-40 15 - 50в) 0,0006 - 0,0015 С02 4000' - 6000 1000 - 5000г) 0,0003 - 0,001

е . 150 - 250 500 - 2000^ .0,0002 - 0,00013

(н2е + so*-)

а'Расход воды и пара по Ё.А.Вакину и др., I9b6; ^О.Н.Волынец - изверженные породы; в^В.Д.;1ампура и др.,I960 - изверженные породы г^М.Ю.Хотин - кремнистые туфы мелового фундамента

Л^Гиггенбах, 1977 - неизмененные граувакки зоны Таупо - аналоги неоген-палеогеновых терригенннх толщ, вскрытых мутновскими скважинами с глубин 1500 м.

Эти оценки означают, что за время существования Мутновской геотермальной системы (по И.В.^елекесцеву ~ 40 тыс.лет) при постоянном расходе обеспечить такой вынос летучих на поверхность могут 10-40 км"* породы. К этому следует добавить кальцит и сульфиды, обогатившие верхний разрез системы до глубин 2,5 км (1,3$ С02 и 0,2% б в центральной "термовыводящей" зоне системы,данные И.Б.Словцова и автора). Если учесть, что естественная разгрузка осуществляется с большой площади (~20 га/^) и пересчитать вынос на эффективный поток с I км^, то окажется, что для обеспечения "среднего" выноса и обогащения верхних 2,5 км разреза за все время жизни геотермальной системы необходимо 0,5-2 км^ пород состава, указанного в таблице 2. Расчеты очень грубы, но они показывают, что "столб" породы километрового сечения высотой около Ь км (по данным геофизических работ) еще имеет запас летучих, даже исходя из минимальных оценок содержаний карбонатного углерода и серы в неизмененных породах нижней части разреза.

Подводя итог, можно кратко сформулировать концепцию формирования геотермальных газов.

Геотермальные газы включают, три группы компонентов, различающихся по способам формирования, а следовательно и по наблюдаемому поведению в пластовых условиях. Это "активные" компоненты -С02 , Н2в и н2 ; "консервативные" - сн^ , углеводороды и отчасти аммиак; атмогеннне - азот и благородные газы (за исключением гелия) .

Атмогенные компоненты попадают в геотермальный флюид вместе с питающими систему инфильтравдонными метеорными или морскими водами. Их концентрации определяются только фазовыми превращениями флюида - процессами кипения (глубинного или поверхностного) и сопровождающей их дегазацией. В геотермальных системах с однофазным флюидом концентрации атмогенных компонентов не зависят от температуры резервуара.

Консервативные компоненты - метан и его гомологи, частично аммиак, образуются главным образом в результате деструкции и гидролиза рассеянного в породах органического вещества или имеют самостоятельный источник в виде более или менее мощных газ о-

насыщенных толщ в нефтегазоносных структурах, осложненных геотермальными системами. Для ряда геотермальных системы наблюдается корреляция между концентрациями азота и аммиака, близкая к той, которая должна существовать при наличии химического равновесия при сохранении общего атмогенного азота. Точно так же, в ряде случаев наблюдаемые концентрации метана близки к равновесным с СО9 и Нр. Поэтому можно полагать, что существуют ситуации, когда "консервативные" ; отан и аммиак преврещаются в активные компоненты геотермальных газов.

Активные газы г С02,Н28, Н2- обладают в гидротермальных условиях заметной реакционной способностью. Их парциальные давления в геотермальных флюидах определяются, главным образом, наличием или отсутствием в породах определенных минералов или ассоциаций минералов (кальцит, сульфиды, Ре-содержащие алюмосиликаты) . Эти газовые компоненты близки к химическому равновесию в общей системе флюид-порода в широком интервале температур. Заметные отклонения от равновесных концентраций, как правило,объясняются двумя основными причинами: а) фазовыми превращениями флюида - его дегазацией за счет глубинного кипения или, наоборот, присутствием избытка пара; б) особенностями химического и минерального состава вмещающих пород. Это может быть присутствие значительных по мощности осадочных (карбонатных) толщ, эва-поритов, экзотических минералов, таких как элементарная сера. Это может быть степень изменения пород коллектора или "гидрологическая зрелость", системы.

За редким исключением (система Крабла в Исландии и геотермальные системы, связанные непосредственно с вулканическими аппаратами), основным источником активных газов (а также анионного состава гидротерм) должны быть вмещающие породы и питающие систему инфильтрационные воды. Долю непосредственной магматической компоненты, даже с привлечением изотопных данных, установить не удается. Тем не менее, можно полагать, что в геотермальных системах "исландского" типа, приуроченных к самым молодым геологическим структурам раздвига срединно-океанических хребтов, доля непосредственной магматической компоненты в геотермальных газах существенна.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Различаются два способа или два процесса формирования геотермальных газов - магматический и коровий. Под магматическим мы понимаем непосредственное участие магматического очага, питающего систему, следовательно, не только теплом, но и веществом.иод коровым подразумевается формирование газового и анионного состава геотермальных флюидов исключительно за счет перераспределения вещества вмещающих пород питающими систему метеорными или морскими водами. Вмещающими породами могут быть и породы остывающего интрузива. Анализ поведения и формирования геотермальных газов, основанный на результатах настоящей работы, позволяет отнести гидротермальный процесс к существенно коровым геологическим процессам. Вулканизм поставляет на поверхность Земли мантийный материал, и вулканы представляют собой аппараты непосредственной дегазации мантии. Часть мантийных летучих остается в изверженных породах, часть, не достигая земной поверхности, остается в различных интрузивных образованиях. Геотермальные системы завершают процесс дегазации, начатый вулканизмом, мобилизуя в ранее изверженных и интрузивных породах летучие. Геотермальные системы ускоряют также процесс круговорота летучих, зафиксированных процессами осадконакопления.

Разнообразное по составу "газовое дыхание Земли" - углеводородное, водородное, углекислое, отчасти гелиевое - процесс, не имеющий отношения к мантийным глубинам, а связанный непосредственно с экстракционными возможностями флюида-носителя, которым в районах с нормальным тепловым потоком являются подземные воды различных горизонтов или скопления нефти и газа, а в областях вулканической деятельности с высокими тепловыми потоками за счет малоглубинных очагов - геотермальные флюиды - нагретые и перегретно подземные воды и пар инфильтратрюнной природы.

Основные результаты работы могут быть сформулированы в виде следующих выводов (защищаемых положений).

I. Состав и количество газа во флюидах высокотемпературных (1&О-ЗЬ0°С) геотермальных систем связаны с Р-Т условиями существования геотермального флюида. Эта связь с определенной степенью приближения универсальна и может быть описана количественно:

а) парциальные давления (концентрации) активных компонентов

- 4-0 -

' ( со2> Н^Б , Н2 ) контролируются химическими равновесиями с минералами или ассоциациями минералов вмещающих пород и фазовыми превращениями (кипение -» дегазация) флюида;

б) концентрации консервативных компонентов - метана, углеводородов и отчасти аммиака - не зависят от температур продуктивных зон и являются региональными характеристиками;

в) концентрации атмогенных компонентов - азота и благородных газов (кроме гелия) контролируются только фазовыми превращениями флюида;

г) процессы дегазации оказывают существенное влияние на поведение газов в геотермальных системах С паровой разгрузкой. Это показало на основе простой ящичной модели и выведенных соотношений для временных и стационарных концентраций газов в системах

с различными соотношениями приходных и расходных элементов водного баланса.

2. Эмпирические и полуэмпирические соотношения, связывающие концентрации (парциальные давления) основных газовых компонентов с температурой и параметрами фазового состояния флюида -одно-компононтные газовые геотермометры, выведенные на основе обработки большого числа фактических данных по составу газов из скважин геотермальных месторождений, - предназначены для практических оценок глубинных температур на стадиях поиска, разведки и эксплуатации геотермальных месторождений.

3. а) Равновесия изотопного обмена в природных гидротермальных условиях устанавливаются только для систем :Нг,0 ВОда -I^пар• "2 ~ ~ и частично, растворенный сульфат - вода. Только эти природные изотопные системы могут бить использованы

в качестве геотермометров. Равновесия изотопного обмена серы (н2Б - 80^) и углерода (СОг, - СН^) до ЗЬ0°С не устанавливаются, а наблюдаемые Д'^й и Д^С представляют собой суперпозицию кинетических и термодинамических факторов фракционирования, отражающую процессы обмена по всему разрезу геотермальной системы.

б) Изотопная система сульфат - вода является не только надежным геотермометром. Теоретически обосновано и показано на конкретных геотермальных объектах, что по величине Д,8о(Н2о -30^)оценивается времена водообмена локальных участков геотермальных систем в интервале 2-300 лет в зависимости от геохимической обстановки.

4. Вулканические газы отличаются от геотермальных двумя главными особенностями:

а) по изотопному составу воды, который для базальтовых вулканов показывает тренд в область "первично-магматических" вод с интервалами - b0tio<8v < - 60fio и + 5%0 < 81В0 ^ + 10/-о, а для амдеэитовых и более кислых вулканов - в область "андезитовых" вод, близких по изотопному составу к метаиорфизованным морским водам с интервалами - 40%о'< &D < 0#о и + Ь%0< 0100 < +12%0;

б) по химическим свойствам, выраженным в окислительно-восстановительном режиме! парциальные давления водорода в вулканических газах определяются химическим составом самой газовой фазы,а в геотермальных - равновесиями водного флюида с вмещающими породами.

5. Гидротермальный процесс является существенно коровьи геохимическим процессом. Формирование иоино-солевого и газового состава геотермальных флюидов, мобилизация и перераспределение вещества происходят главным образом в тех участках коры, в которых циркулирует геотермальный флюид, основу которого составляют ин-фильтрациоиные воды - метеорные' или морские.

РАБОТЫ, ОПУБЛИКОВАННЫЕ ¡10 ТЕПЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Таран Ю.А., Иилипенко В.П. 0 высокотемпературном взаимодей-

ствии магматических пород с углеродсодержащими газами. -"Современный вулканизм и связанные с ним процессы". Тбилиси, I960, с.160-16I.

2. Таран Ю.А. О каталитических свойствах изверженных пород. -

Вулканология и сейсмология, I960, № 5, с.89-93.

3. Pilipenko V.P., Таган Ги.А. Tentetlve de control de la com-

position dee gaz forages geothermique au Kamchatka. -Bulletin PIBPSEV, n.3I, p.158-172, Paris, 1980.

4. Таран Ю.А., Банкиров A.H., Новак Ф.И., Антощук А.И. Катали-

тические свойства вулканогенных пород в реакции синтеза углеводородов из окиси углерода и водорода. - Доклады АН СССР, 1981, т.257, С.П58-И6Г.

5. Таран Ю.А., Шлипенко В.П. Взаимодействие углеводородов с

вулканическими породами. - Тезисы Всесоюзного совещания по геохимии углерода. М., 1981, с.232-234. 5. Таран Ю.А., Иилипенко В.П., Непомнящая К.Я. Флуктуации с ос.-

тава газов Северо-i'iiyTHOBCKoro парогидротермального место- ' рождения. - Вулканология и сейсмология, 19Ь2, № I, с.би-' 75.

7. Pilipenko V.P. Taren Yu.A. Meeure continue de Va composition

des gaz émis par un forge géothermique; appareillage, résultats et problèmes recontrés. - Bull.Volcanologique,1982, v.45-3, p.2X7-222.

8. Vakin E.A., Nikitina L.F., Shapar V.N., Taran ïu.A. 6tudies

on volcanic gases and gases from hydrfcthermal fields in Kamchatka. - Bull.Volcanologique, 1982, v.45-3, p.211-216.

9. Кирсанова Т.Н., Юрона Л.M., Вергасова Л.П., Таран Ю.А. Фума-

рольная активность вулканов Шивелуч и Киэимен в 1979 -I9C0 гг. - Вулканология и сейсмология, I9ÍJ3, № 3, с.33-42.

10. Таран В.А., Нилипенко В.П. базовые и химические равновесия

геотермальных газов. Расчеты для Северо-Мутновской гидротермальной системы. - Вулканология и сейсмология, 1933, № 5, с.25-39.

11. Вакин Е.А., Таран И.А. Газы областей активного вулканизма. -

II Всесоюзной совещание "Природные газы Земли и их роль в формировании земной коры и месторождений полезных ископаемых". M., 1962, c.tí-9.

12. Ёсиков А.Д., Таран Ю.А. Изотопный состав воды и пара Северо-

Ыутновского месторождения (Камчатка). - IX Всесоюзный симпозиум по стабильным изотопам в геохимии. М., I9b2, с.201-203.

13. Колосков А.В., Пилипенко В.П., Таран Ю.А. Окклюдированные

газы "плутонического" и "вулканического" типа гранитоидов в пределах Курило-Камчатской зоны. - Вулканология и сейсмология, 19Б4, К' I, с. 36-44.

14. Таран Ю.А., tin ли пен но В.П. Гидротермальные растворы и газы

первых продуктивных скважин С е в еро-Myтновс ко го парогидротермального месторождения. - Геохимия, I9tí4, № 7, c.II7I-IIbI.

15. Таран Ю.А. Углеводороды Cj - C,j Ь гидротермальных условиях.-

Доклады Ail СССР, 19Ь4, т. 274, № 5, с. II93-II96.

16. Таран В.А., Есиков А.Д., Чешко А.Л. Гидроизотопная модель

Мутновского геотермального района (Камчатка). - X Всесоюзный симпозиум по стабильным изотопам в геохимии. М. ,I9'ó4, 54 с.

17. Таран ¡0.А. Пример оценки температур гидротермальных систем

по изотопному равноиесию кислорода в системе QOg - Н^О. -X Всесоюзный симпозиум по стабильным изотопам в геохимии. 1,1., 1984, 191 с.

18. Таран Ю.А. йумарольная активность Корякского вулкана в 1983

году. - Вулканология и сейсмология, 1985, № 3, с.82-Ъ5.

19. Таран И.А. Метан и его гомологи в вулканических и гидротер-

мальных газах. - "Дегазация Земли и геотектоника". Тезисы ¡1 Всесоюзного совещания. Ы., I9b5, с.80-81.

20. Ворожейкина J1.A., Таран Ю.А. Перспекаива использования изо-

топных геотермометров для термальных вод Камчатки. - "Изотопы в гидросфере". Тезисы И Всесоюзного симпозиума. Каменец-Подольский, I9U5, с.79-60.

21. ПилипенкоВ.П., Таран Ю.А. Геохимическая модель Мутновского

геотермального месторождения. - Вулканизм и связанные с ним процессы. Петропавловск-Камчатский, 1985, с.82-85.

22. Таран Ю.А., Пилипенко В.П. Газовая геотермометрия и равнове-

сия газов в природных гидротермальных системах. - "Термодинамика в геологии". Тезисы I Всесоюзного симпозиума,Суздаль, 19Ь5,о,148.

23. Вакин G.A., Пилипенко В.П., Рожков A.M., Таран Ю.А. Химичес-

кий и изотопный состав фумарольннх газов вулкана Мутновско-го. - Вулканизм и связанные с ним процессы. Петропавловск-Камчатский, I9U5, с.24-25.

24. Таран Ю.А., Рожков A.M., Пилипенко В. II. Радон как индикатор

фазового состояния геотермального флюида. - Доклады АН СССР, 1966, т.291, с.212-215.

25. Таран Ю.А. Газовые геотермометры для гидротермальных систем.-

Геохимия, 1966, № 3,с. 212-215.

26. Таран Ю.А., Есиков А.Д., Чешко A.JI. Дейтерий и кислород-18

в водах Мутновского геотермального района (Камчатка). -Геохимия, 198о, № 4, с. 458-468.

27. Таран Ю.А., Пилипенко В.П., Рожков A.M. Геохимия гидротер-

мальных растворов и газов Мутновской гидротермальной системы. - Геотермические и геохимические исследования высокотемпературных гидротерм1.' М., Наука, 1986, с. 140-188.

28. Устинов В.И., Таран Ю.А., Гриненко В.А., Ворожейкина JI.A.

Изотопная система SO/, - Н^О в термальных водах Камчатки. - XI Всесоюзный симпозиум по геохимии изотопов. Ы., 19Б6, с.360-362.

29. Таран Ю.А., Покровский Б.Г., Главатских С.4. Условия гидро-

термального преобразования пород Мутновской геотермальной системы (Камчатка) по изотопным данным. - Геохимия, 1967, № I, с. I&69-I579.

30. Таран Ю.А., Кирсанова Т.П., Вакин Е.А., Есиков А.Д.,Чешко А.Л.

Изотопный состав воды фумарольных газов вулканов Камчатки.-Изв. АН СССР, 1987, № 9, с.124-127.

31. Таран Ю.А. Геохимия геотермальных газов (монография). - М.,

Наука, I98Ü, 184 с.

32. Тнгеп УU.A., Pokrovsky В.О., Esikov A.D. Deuterium and оху-

gen-I8 in fumarolic steam and emphiboles from some Kajnchat-ka volcanoes."Andesltic waters". - IAVOET Bull., Newsletters, N I, 1988, p.15-18.

33. Таран Ю.А., Покровский Б.Г., Дубик Ю.М. Изотопный ооотав в

происхождение воды авдезитовых маты. - Доклады АН СССР, 1989, т. 304, О. 440-443.

Ротапринт ГЕОХИ АН СССР T-OI722 Подписано к печати 17.04.89

Заказ 300 Тираж 100 Объем 2,0 уч.-изд.л.