Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Паровые зоны в гидротермальных системах

ВАК РФ 04.00.02, Геохимия

Автореферат диссертации по теме "Паровые зоны в гидротермальных системах"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК Сибирское отделение Институт геохимии им А.П.Випоградопа

УДК 550.41+550.4.02+551.2.01 На правах рукописи

Николай Сергеевич ЖАТНУЕВ

ПАРОВЫЕ ЗОНЫ В ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМАХ: ГЕОХИМИЧЕСКИЕ И ДИНАМИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ ФОРМИРОВАНИЯ

Специальность 04.00.02 - Геохимия

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Иркутск -1998

Работа выполнена в Геологическом институте Сибирского отделения Российской Академии наук

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук И.ККарпов (Институт геохимии им. А.П.Виноградова СО РАН, г.Иркутск)

доктор геолого-минералогических наук А.Ф.Коробейников (Томский политехнический университет, г.Томск)

доктор геолого-минералогических наук Б.ИПисарский (Институт земной коры СО РАН, г.Иркутск)

Ведущая организация: Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН (ИГЕМ РАН, г.Москва)

Защита состоится " 7 " октября 1998 г. в 9. 00 часов на заседании Специализированного Ученого Совета Д 002.91.01 по защите диссертаций на соискание ученой степени доктора наук по специальности «Геохимия» при Институте геохимии им.А.П.Виноградова СО РАН по адресу: 664033, Иркутск, ул. Фаворского, 1а.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института геохимии им. А.П.Виноградова СО РАН по тому же адресу.

Автореферат разослан" 7 " августа 1998 г.

Ученый секретарь

Специализированного Ученого Совета кг.-м.н. Г.ПКоролева.

ВВЕДЕНИЕ.

Актуальность работы. Состояние флюидов в эндогенных процессах обсуждается с давних пор. Для современных гидротермальных систем были выделены зоны с флюидом, представляющим насыщенный и сухой пар, которые названы пародоминирующими системами (White et al,1971). Интерес к ним был проявлен со стороны теплоэнергетиков (Изучение и использование..., 1975), поскольку такие гидротермальные системы являются вьгсокопотенциальными источниками тепла. Оценка условий рудообразования по данным термобарогеохимш (Наумов, 1984) показывает, что значительная часть гидротермальных месторождений формируется в условиях, близких к фазовому переходу жидкость-газ, либо на этой границе. Пространственные взаимоотношения флювдных фаз в гидротермальных системах изучены недостаточно, хотя они представляют несомненный интерес с общетеоретических позиций и позиций рудообразования. Границы паровых зон в гидротермальных системах могут представлять собой комплексный геохимический барьер, который по классификации А.И.Перельмана (1979) можно отнести к разряду термодинамических, кислотно-щелочных и окислительно-восстановительных барьеров одновременно, поскольку перераспределение растворенных газовых компонентов, продуктов гидролиза солей между жидкостью и паром являются мощным фактором нарушения равновесия в гидротермальном растворе. С проявлением паровых флюидов связывается ряд эпитермальных золото-серебряных, ртутных месторождений, месторождений медно-порфировых руд и т.д. (White et al, 1971; Krupp, Seward, 1987 и др.). С применением модели двухфазного флюидного резервуара подведена теоретическая база под многоста-дийность гидротермального рудоотложения. В свете этой модели получает логическое объяснение наложение рудной минерализации на безрудные метасоматшы, смена минеральных ассоциаций кислотной стадии ассоциациями щелочного метасоматоза (Китай, 1979). Многообразие факторов, обусловливающих появление паровых зон, связь их с проявлениями рудной минерализации и в то же время недостаточная освещенность и теоретическая разработанность вопроса ставят эту проблему в ряд весьма актуальных проблем геологической науки. .... Дель работы заключалась:

1) в выяснении условий возникновения и эволюции паровых зон и их прогнозе на природных объектах.

2) в выяснении роли их границ как геохимического барьера в отношении породообразующих и рудных компонентов.

3) в создании моделей формирования паровых резервуаров в магма-тогенно-гидротермальных системах и их пространственно-временной эволюции.

4) в экспериментальной проверке идеи рециклинга в отношении золота и серебра.

В задачи исследования входило;

1 - Изучение гидродинамических и термодинамических условий формирования и эволюции паровых зон.

2 - Экспериментальное исследование границы жидкость-пар как геохимического барьера и изучение на примере современной гидротермальной системы поведения рудных и нерудных компонентов на границах паровых зон.

3 - Экспериментальное изучение возможности извлечения и концентрации рудного вещества (на примере Аи и Ац) из вулканитов, содержащих его на кларковом уровне.

4 - Создание математической модели и программного обеспечения для численного моделирования гидротермальных систем с паровыми зонами.

Основные защищаемые положения.

1. Паровые зоны в гидротермальных системах могут формироваться двумя способами:

а) Первичные паровые зоны формируются непосредственно в магматическом очаге., в жерловых зонах вулканов, экструзивных куполах, т.е. при остывании и кристаллизации магмы. В зависимости от проницаемости пород они "всплывают" к поверхности (при проницаемости более ~0.111©), либо эволюционируют и постепенно ликвидируются на месте в пределах очага (проницаемость менее ~0.1 пгО).

б) "Наведенные" паровые зоны формируются вблизи поверхности, при вскипании перегретых гидротерм вследствие снижения гидростати ческого давления, связанного с понижением пьезометрического уровня термальных вод в результате появления дренирующих структур. "Наведенные" паровые зоны в начальной стадии эволюции не имеют паровых каналов, связывающих их с глубинными паровыми зонами, возникшими в пределах магматических очагов.

2. Паровые зоны могут быть закрытыми и открытыми на поверхность. Закрытые паровые зоны ограничены со всех сторон областью жидкого гидротермального флюида. Открытые зоны пара формируются вблизи поверхности и отличаются тем, что верхняя граница частично отсутствует, а резервуар сообщается с атмосферой.

3. Границы паровых резервуаров, в случае их нахождения в термодинамических условиях кривой кипения гидротермального флюида, являются эффективным геохимическим барьером, на котором происхо-

дит осаждение кремнезема в виде кварца, выщелачивание и переотложение серебра и золота, адуляризация, увеличение содержаний в породе лития и рубидия и уменьшение содержаний натрия.

4. Паровым зонам в гидротермальных системах свойственны периодическое расширение и сжатие, возможно, вплоть до полного их исчез: новения и, соответственно, пульсационная миграция границ. Главной причиной колебаний является процесс кипения. К другим причинам можно отнести химические, климатические и геолого-структурные факторы. Механизм пульсаций, обеспеченный кипением, реализуется лишь при наличии направленного потока гидротермального флюида.

5. Периодическое сжатие и расширение паровых резервуаров являются причиной периодической нейтрализации кислотного (в зоне конденсации парового флюида) и щелочного (в зоне кипения у основания паровой зоны) флюидов при пространственном сближении зон кипения и конденсации в процессе пульсаций. '

6. Вулканические породы с кларковыми содержаниями золота и серебра могут являться источником рудного вещества по отношению в: этим металлам. При взаимодействии с гидротермальным раствором возможен переход этих металлов в раствор в количестве более 50% от их исходного содержания в породе.

Фактический материал и методы исследования. Работа выполнена на основе материала, полученного автором в результате полевых работ на Паужетском, Нижнекошелевском и Океанском месторождениях парогидротерм (Юж.Камчатка и о.Итуруп), экспериментального моделирования геохимического барьера на гидротермальной установке при Т до 500°С и Р от 0.2 до 1 кбар, экспериментального исследования: мобилизации золота и серебра из вулканитов с использованием метода радиоизотопных индикаторов, численного моделирования, эволюции термогидродинамических условий гидротермальных систем на ПК IBM-486DX и PENTIUM по программе разработанной в ГИН СО PAR В.И.Гуниным совместно с автором настоящей работы. Исследования, выполнены лично автором, либо в соавторстве. Сделанные в настоящей работе выводы принадлежат лично автору.

Научная новизна. В работе предложены концептуально новые модели гидротермальных систем с паровыми зоними. Путем численного моделирования получены новые данные по условиям формирования к развития зон пара в гидротермальных системах. Впервые экспериментально и на натурном объекте показана роль геохимического барьере, жидкость-пар на границах паровых зон, как эффективного фактора ь процессах осаждения Au, Ag, Si02 и других компонентов. На основе натурных наблюдений впервые предложена ретроспективная модель эволюции парового резервуара в гидротермальной системе. С помо-

щью метода радиоизотопных трассеров получены не имеющие аналогов экспериментальные данные по гидротермальной мобилизации золота и серебра из вулканитов, содержащих эти металлы на кларковом уровне. Впервые экспериментально показана роль вулканитов с кларковым содержанием металлов как потенциального источника рудного вещества для золото-серебряных гидротермальных месторождений.

Практическая значимость работы. Полненные в работе данные по условиям формирования и развития гидротермальных систем с паровыми зонами могут быть полезными при прогнозе паротермальных месторождений и при интерпретации результатов исследования гидротермальных рудных месторождений, формировавшихся в палеогидро-термальных системах. Разработанная и запатентованная установка для отбора проб жидкости и пара может позволить получить уникальные данные то равновесиям жидкость-пар при повышенных параметрах (до 700°С и 1000 бар).

Публикации. Диссертация практически полностью опубликована в 40 работах, в том числе 16 статьях и 5 монографиях в соавторстве. Получен патент на изобретение устройства для отбора проб жидкости и пара, находящихся в равновесии под давлением до 1000 бар и при температурах до 500°С.

Апробация работы. Отдельные части работы и некоторые положения диссертации докладывались на Восточно-Сибирском региональном петрографическом совещании "Петрология и рудоносность, корреляция магматических и метаморфических образований" в г. Иркутске (1985), на XV Международном симпозиуме по авторадиографии в г.Улан-Удэ (1988), на XII Совещании по подземным водам Сибири и Дальнего Востока в Иркутске (1988), на V Всесоюзном симпозиуме по кинетике и динамике геохимических процессов в п.Черноголовка (1989), на выездной сессии ВМО "Современное минералообразование вулканических областей" в г.Петропавловск-Камчатский (1989), на Всесоюзном совещании по подземным водам Востока СССР ( XIII совещание по подземным водам Сибири и Дальнего Востока) в Иркутске (1991), на IV объединенном симпозиуме по проблемам прикладной геохимии, посвященном памяти академика ЛВ.Таусона в Иркутске (1994); на 17-ой Международной конференции по ядерным трекам в твердом теле в Ду бне (1994), на совещании Российского фонда фундаментальных исследований в Сибирском регионе в Иркутске (1995), на XIII Российском совещании по экспериментальной минералогии в ^.Черноголовка (1995).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 8 глав, заключения и списка литературы. Объем: 210 страниц текста, 12 таблиц и 73 иллюстрации. '

Благодарности. Начало работы было положено в Институте земной коры СО РАН в лаборатории экспериментальной и теоретической петрологии под руководством академика Ф.А.Летникова, которому автор выражает глубокую признательность. Автор с огромным удовольствием благодарит своих коллег, с которыми проводились совместные экспериментальные, полевые исследования и компьютерное моделирование и без помощи которых была бы невозможна эта работа:

A.Г.Мироиова, С.Н.Рычагова, В.И.Гунина, Г.ПКоролеву,

B.В.Лашкевича, К.Е.Кузнецова, С.О.Балышева; коллег, с которыми обсуждались отдельные части работы: Н.В.Вилора, А.Д.Коробова; сотрудников аналитических служб Института земной коры, Института геохимии, Бурятского геологического института, Инстшута вулканологии. Кроме того, автор благодарит сотрудников БГИ СО РАН Н.Г.Бугаеву и С.Б.Булгакова, оказавших помощь в получении и обработав авторадиографических данных. Часть экспериментальных работ по мобилизации металлов из вулканитов и по моделированию геохимического барьера жидкость-пар выполнялась при финансовой поддержке РФФИ. Грант N93-05-14019,

Глава 1.

MAIМАТОГЕННО-ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ СИСТЕМЫ И ПАРОДОМИНИРУЮЩИЕ ЗОНЫ.

Рассматривается формирование гидротермальных систем, генетически связанных с магматическими очагами. Под маг,патогенно-гидротермальной системой (МТС) подразумевается объем горных пород и циркулирующих в нем флюидов, в котором под воздействием магматического тепла происходят процессы тепломассообмена и минерало-образования. Используя развиваемый А.А.Пэком (1976) системный подход, автор представляет модель МТС как системы, возникающей и развивающейся при взаимодействии двух подсистем (компонентов) -магматической системы (МС) и системы вмещающих пород (СВП).

МС ; очаг магмы, находящейся в жидком или частично закристаллизованном состоянии, а также породы и флюид, образующиеся в результате кристаллизации магмы. СВП - объем первичных пород с содержащимся в нем трещинно-поровым флюидом и определенной геологической структурой, в пределах которой возникает и функционирует МГС. Все свойства МТС и ее эволюция зависят от характеристик МС а СВП, которые в свою очередь подчинены глобальным факторам.

Взаимосвязь всех трех систем иллюстрируется схемой (рис.1).

Паровые зоны являются важнейшими и обязательно присутствующими компонентами МГС. Обзор гипотез их формирования приводится в работе (Trusdell, White, 1973). Название "пародоминирующие систе-

. .... ХАРАКТЕРИСТИКИ ИГС 1. ВецественнкИ состав МГС

2 . Структура МГС

3 . Продолжительность жизни ИГС

Рис.1. Блок-схема отражающая зависимость свойств МГС от характеристик магматической системы и системы вмещающих пород.

мы" было введено Д.Уайтом с соавторами в 1971 г (White et al.,1971) и стало общепринятым. Употребляется оно для зон насыщенного или перегретого пара, окруженных зонами жидкого гидротермального раствора, либо плохо проницаемыми породами. Развитием этой модели применительно к процессам многостадийного гидротермального рудо-образования является работа И.Н.Кигая (1979).

Необходимым условием существования паровых зон является соответствие термодинамических условий полю перегретого пара либо кривой кипения раствора. Вторым условием - наличие в данном месте соответствующей геологической структуры, т.е. среды с достаточной пористостью и трещиноватостыю.

Известно достаточно много гидротермальных систем с пародомини-рующим режимом. Наиболее изученным является месторождение Лар-дерелло. паровые зоны установлены в системе Иеллоустонского парка (White et al.,1971), Гейзере (Allen, Day, 1927), Лассен Пик (Ingebritsen, Sorey, 1985), Мутновской, Нижне- и Верхнекошелевских, Паужетской. Семячикской и некоторых других (Гидротермальные ...,1976).

Глава 2.

КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА СОСТОЯНИЯ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ ФЛЮИДОВ.

Общеизвестно, что основным компонентом флюида в условиях эндогенного петрогенезиса является вода. После нее наиболее важными составляющими являются С02 и NaCl. Свойствам воды и водных растворов этих компонентов в широком интервале Р-Т посвящено множество работ ((Смит, 1954,1968; Стырикович, 1957; 1959; Малинин. 1959; Вукалович.1967; Такеноучи, Кеннеди, 1968; Андерсон, 1970; Ривкин, Александров, 1975; Хетчиков, Самойлович, 1975; Наумов. Наумов 1980; Шмулович и др., 1980; Валяшко, 1982; Шмонов и др.. 1986; Sourirajan, Kennedy, 1962; Takenouchi, Kennedy, 1964; Bumham et al.. 1969a; 1969b и др). В данной работе при построениях и расчетах моделей использованы данные из работ (Ривкин, Александров, 1975:; Souriraian, Kennedy, 1962; Burnham et al., 1969).

Анализ схематической диаграммы фазового состояния флюидов для параметров верхних частей земной коры, на примере системы Н20-NaCl-C02 (рис.2), показывает возможность су ¡чествования в эндогенных системах равновесия жидкость-пар вплоть до температур, характерных для магматических систем. Флюиды такого состава в зависимости от солености и газонасьпценности могут находиться в гетерогенном (двухфазном) состоянии практически на всем поле Р-Т диаграммы, за исключением области "пар-кристаллы", и образовывать паровые зоны в пределах МГС. Переход гомогенного флюида в двухфазный сопровож-

дается кипением, в процессе которого происходит изменение химизма и структурного состояния флюидов (изменение рН, окислительно-восстановительного потенциала и осаждение твердых компонентов раствора).

Одной из наиболее важных для нас является проблема границ между паровыми и жидкими зонами, которая возникает при переходе из двухфазной в закритическую область. Традиционно граница между паром и жидкостью в этой области проводится по линии критической плотности. Далее, при обсуждении моделей паровых зон, мы будем пользоваться в качестве условной границы кривой критической плотности (0.315 г/см3) (рис.2). Давление в модельных системах принято гидростатическим, а критическое давление (-220 бар) достигается на расстоянии 2.2 км от поверхности.

Глава 3.

КОНЦЕПТУАЛЬНЫЕ МОДЕЛИ ПАРОВЫХ РЕЗЕРВУАРОВ В МГС.

Здесь изложены принципы построения моделей гидротермальных систем с паровыми зонами на основе диаграмм состояния флюидов при гипотетическом распределении температуры и представлены концептуальные модели эволюции паровых зон в гидротермальных системах при наличии чисто водного, газосодержащего и соленого флюида. Для построешш моделей в настоящей главе использовался метод, представленный ранее (Жатнуев, 1987). Кратко изложим суть на примере системы с водным флюидом. На рис. За изображена фазовая диаграмма воды с линиями равных энтальпий, а на рисунках Зв и Зс координатная сетка, отображающая разрез гидротермальной системы, на которой по осям отложено расстояние по горизонтали и вертикали. Давление в системе гидростатическое, а отсчет его производится от поверхности. Допустим , что по сечениям И-14 имеется распределение температуры в системе, показанное кривыми 11-14 на диаграмме А. Проекция кривой кипения на пространственные координаты будет ограничивать зону пара, показанную штриховкой (рис.Зв). Проекции изоэнтальп на разрез показаны на фрагменте С. В случае реальной системы по такой проекции можно оценить ее тепловые ресурсы.

Рассмотрим пример паровой зоны, ограниченной фазовым переходом по кривой кипения, в пределах магматического тела при высокой солености гидротермального раствора. Чем выше соленость, тем в более глубинных условиях может существовать граница раздела фаз флюида. Одномерная модель такой системы, развивающейся в трещинном пространстве (рис.3), рассматривалась автором в работе

200

400

200

600

1000-

Р, бар

600 -I.

800°С

600°С

Кривая кипения ✓' воды /

К.к.т. Н2О+СО2

К.т. н20 о /

}

/

пар + кристаллы (гомогенный флюид)

а)

\/

б)

/ \\ К.к.т.

/ / юьNН20+Ыаа ' / Л

ЖИДКОСТЬ + ПАР

/

К.кт. НгО+СОг+ЫаС!

Рис.2, а) Схематическая фазовая диаграмма флюида в системе Н20+!ЧаС1+С02. К.к.т. - кривая критических точек. Незалитые точки с числами - критические точки раствора N801 с соответствующей концентрацией в масс.%

б) Схематическая диаграмма структурного состояния водного флюида по Ф.Г.Смиту (1968) и кривые критических значений плотности, энтропии и энтальпии.

100 150 200°с

^..... 1

I с ; ' и

1 1 .....т -I.....!■•■•

и « 13 м

»ад+криоталды

400

600

800

ЖчЧЧ^^Г"---------

¿5"

- гл.:

...—

40%,

-

40%

а. <о

30% : ;

?0% —.

1

г й — Й Й

>Ч. 1

. 2

".......

й 6

?

а

в г а » в

Р,вар 500 600°С

Рис. 3. Построение модели паровой зоны проецированием фазовой ■ диаграммы флюида на координатную сетку (вверху). А - фазовая диаграмма воды: к.к.- кривая кипения; сплошные пинии - изоэнтальлы; штрих-пунктирные - распределение температуры и давления по температурным ; сечениям И -14 на разрезах справа. В - разрез гидротермальной системы ' с проекцией кривой кипения (заштрихована паровая зона). С - проекции изоэнтальп на разрез.

Одномерная модель динамики ГС с водно-солевым флюидом (внизу). 1 - критические точки растворов с соответствующей концентрацией; 2 -изоконцентраты №С1 в жидкости, мас.%; 3 - изоконцентраты ЫаС1 в паре; 4 - граница двухфазной области пар-кристаллы; 5-зона перехода пар-жидкость в закритической области; 6 - направление потока флюида; 7 -зона жидкого флюида; 8 - зона перехода жидкость-пар в закритических условиях; 9 - зона пара.

(Жатнуев. 1991). При эволюции паровой зоны в системе с водно-солевым флюидом возможна пульсационная миграция ее границ, обусловленная изменением солености раствора при испарении флюида и связанного с этим увеличения температуры кипения раствора, что ведет к поступательному движению фронта жидкого раствора. Восстановление паровых зон в исходных границах происходит при подтоке свежего перегретого раствора.

Известно, что большинство гидротермальных флюидов содержат газы, и преобладающими являются СОг и H2S. Двухфазное состояние в системах "газ-соль-вода" возможно на всем поле Р-Т диаграммы за исключением поля "пар-кристаллы" (рис.2) и обусловлено присутствием в них растворенных газов, отделяющихся при пересыщении в пузыри. Парогазовая фаза не может формировать устойчивых в поле тяжести резервуаров, поскольку образующиеся пузыри в силу их малой плотности всплывают в потоке гидротерм. Для образования парогазовых резервуаров необходимо наличие экранов из слабопроницаемых пород. По преобладанию газа во флюиде такие системы можно назвать газодоминирующими. В отличие от пародомиюгрутогцих, они могут формироваться в слаботермальных и даже холодных системах. Двумерная модель такой системы рассматривалась нами в работе (Жатнуев, 1991). Для газодоминирующих систем возможно большое превышение давления в системе над литостатическим, что может приводить к разрушению экранов и возможно к фреатическим взрывам.

Пульсационные изменения размеров паровых зон возможны по различным причинам. Например, вариации солености и газоиасыщенно-сти. сезонные и вековые изменения климата, изменения температуры и динамического давления (Жатнуев, 1991; Фролов,1991; Robert, 1989; Карпов. 1976). Автоколебания размеров паровых зон, связанные с эволюцией солености растворов, и изменение газосодержания, показаны автором в работе (Жатнуев, 1991). Но главной причиной неустойчивости и колебаний границ резервуаров является сам процесс кипения. Как известно, кипение - процесс эндотермический. Теплота, отнимаемая отделяющимся паром, значительна в начале кривой кипения и постепенно снижается к критической точке. При mm наганом кипении раствора на границах паровых зон в открытых системах (когда пар удаляется из системы) за счет отвода теплоты испаре яия температура понизится настолько, что паровый резервуар может исчезнуть. Однако с прекращением кипения исчезает и теплоотвод за счет испарения и при стационарном подтоке высокоэнтальпийного флюида снизу паровая зона вновь возникнет на прежнем месте. Налицо пульсирующий режим зоны пара, аналогичный рассмотренному выше случаю с водно-солевым флюидом.

Кратковременные пульсации резервуаров с паровым флюидом могут быть вызваны суточными и сезонными (1-6°С до глубины более 30 м) колебаниями температуры (Фролов, 1991). Длиннопериодные пульсации, вызывающие полное исчезновение и восстановление паровых резервуаров, связаны с оледенениями (Robert, 1989).

Все перемещения границ паровых зон могут отражаться на процессах минералообразования в зоне геохимического барьера. Во-первых, они вызывают изменение термодинамических параметров раствора в этой зоне и, как следствие, изменение их химических свойств, что несомненно отразится на составе минеральных ассоциаций, образующихся здесь. Во-вторых - перемещение в разрезе зон отложения минеральных и рудных ассоциаций, характерных для геохимического барьера жидкость-пар.

Пространственные взаимоотношения флюидных фаз в гидротермальных системах и варианты границ паровых зон.

Состояние флюидов в гидротермальных системах может быть различным - жидкое, парогазовое, надкритическое, гетерогенное (смсси жидкости с парогазовыми пузырьками). Их взаимоотношения в пространстве мо1ут быть самыми различными и зависят от таких факторов как Т, Р и состав флюида, что в свою очередь может определять характер минералообразования. Характер границ между этими состояниями также может быть различным: 1- границы с резким различием в физико- химических свойствах флюида по обе стороны - случай с границами по кривой кипения флюида; 2- границы с постепенным переходом от состояния жидкости через зону перехода (надкритического флюида) к паровому (газовому) состоянию; 3 - границы с изменением по простиранию характера перехода между флюидными фазами (от осевой части системы к флангам). Увеличение глубины щдротермальной системы и, соответственно, давления флюида способствует смене резких грант паровых резервуаров на зону перехода с плавным изменением свойств. Однако для флюидов различного состава эта смена происходит на различной глубине, что зависит от их солености и газонасыщенности.

Глава 4.

ПАРОВЫЕ ЗОНЫ И ГЕОХИМИЧЕСКИЙ БАРЬЕР ЖИДКОСТЬ ПАР В ПАУЖЕТСКОЙ ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ СИСТЕМЕ.

Паужетсют геотермальный район, в пределах которого находится Паужетское месторождение парогидротерм, расположен на юге Кам-

чатского полуострова. Геология района и самого месторождения детально описаны в ряде крупных работ (Паужетские..., 1965; Гидротермальные ...,1976; Долгоживущий ..., 1980; Структура ..., 1993 и др.). Месторождение входит в состав большой зоны термальных проявлений Камбальнсго хребта, которые по сути представляют единую гидротермальную. Причиной ее формирования являлись внедрения интрузий среднего и основного состава миоцен-плиоценового возраста (Структура..,,1993). Под Паужетским месторождением понимают термальную площадку Паужетских источников и примыкающую территорию, где на глубине первых сотен метров находятся термальные воды (Паужетские ..., 1965).

Прогноз паровых зон па Паужетском месторождении по гидрогеотермическим данным.

Возможность существования зон эндогенного пара в районе Верхнего термального поля Паужетского месторождения предполагалась В.В. Аверьевым, Н.Г.Сугробовой, С.И.Набоко (Паужетские горячие ..... 1965; Набоко, 1966).Ранее локальные точки разгрузки пара наблюдались в виде гейзеров и паровых струй. Используя гидрогеотермические разрезы из работы (Паужетские горячие ..., 1965), а также разрез из отчета В.А.Ямпольского с соавторами1, для района скважин Р-112 и ГК-2 мы попытались реконструировать зоны пара, существовавшие до начала эксплуатации месторождения.

Паровая зона Верхнего термального поля. Термальное поле расположено в центральной части месторождения, на правобережной террасе р.Паужетки. В пределах его пройдены скважины К-13, К-14 и РЭ-5, на которой в процессе бурения произошел мощный выброс пара (устное сообщение В.А.Ямпольского). Морфологически участок выражен купольной структурой и выделяется в отдельный блок размером 250x300 м (Жатнуев и др.,1991), испытавший поднятие в новейшее время. Амплитуда вертикального смещения составляет около 80 м.

Изучение керна К-13 и К-14 выявило особенности строения разреза Верхнего термального поля. Отмечается окварцевание и адуляризация в интервале 50-150 м. Интенсивно процесс проявляется в псефитовых и агломератовых туфах на глубине 80-150 м, что отражается экстремальными пиками на распределении Si02 (рис.4). Породы всего интервала окварцевания (50-150 м) представляют собой эксплозивные гидротермальные брекчии.

' В.А.Ямпольский и др. Отчет по доразеедке юго-западных флангов Паужетского месторождения перегретых вод за 1972-1976 ее (стадия предварительной до-

разведки)//. КПУ ИГТЗ, Петропавловск-Камчатский, 1976 г. .

$\02,тс.% Цмас.% Р.Ь,шс % Аи*10-3г'т Ад»10-®,мас.%873г/8б5г, пИО"3

Рис. 4. Слева - эволюция паровой зоны Верхнего термального поля Пау-жетского месторождения (а-в - стадии развития): 1 - поверхность, 2 - изотермы, 3 - скважины, 4 - пьезометрический уровень термальных вод, 5 - па -ровая зона, 6 - конденсатные воды, 7 - линзы 5Ю2-

Справа - распределение Э02, и, Г?Ь. Аи; Ад и изотопные отношения Бг в разреза скважины К-13.

Реконструкции паровых зон проводились методом, изложенным в работе (Жатнуев и др., 1991 по геотермическим разрезам, на которых приведены изотермы и пьезометрический уровень термальных вод. Имея давление и температуру (для ряда сечений по скважинам), мы спроецировали Р-Т диаграмму воды на разрез месторождения, в результате чего получили контур резервуара (рис.4). Разрез через скв. 17, К-16, 9 и 19 показывает поперечный профиль паровой зоны. Однако, реально она может существовать в пределах теоретического профиля, но локализоваться в зонах трещиноватости и тектонических нарушений с высокой пористостью и проницаемостью. Перекрестные разрезы позволили наметить предполагаемый контур резервуара в плане с центром в районе Верхнего термального поля.Район скважин ГК-2 и К-113. Проекция кривой кипения на разрез по профилю скв. 110 - 113 показывает возможность существования локальной зоны пара в районе скважин 112 и ГК-2. Подошва ее находится вблизи нулевой отметки по абсолютной высоте. Зона приурочена к геотермическому куполу, который, вероятно контролируется серией разломов СЗ-ЮВ простирания.

Восточно-Паужетское термальное поле. Анализ гидрогеотермических условий месторождения (Структура ..., 1993) показывает тенденцию куполообразного подъема изотерм к поверхности с центром вблизи Восточно-Паужетского поля. Структурно-морфологические исследования показывают наличие кольцевой структуры, приуроченной к этой площадке. Данные петрографического изучения керна из скважин, грассирующих эти профили, показывает присутствие минеральных ассоциаций, характерных для зон кипения гидротерм. Эти данные, и также проявление паровых струй на поверхности, позволяют предположить наличие в недрах Восточно-Паужетского поля парового резервуара.

Геохимические аспекты формирования паровых резервуаров па Паужетском месторождении.

Исследован химический состав керна скважин, находящихся в контуре локализации парового резервуара Верхнего термального поля. Охарактеризуем скважину К-13, пройденную с юлным отбором керна. По интенсивному окварцевагепо в образцах из зоны пара предполагается привнос и осаждение кремнезема на границ!! жидкость-пар. Содержание 8Юз здесь аномально возрастает до 85 мас.% (рис.4) при средни?: значениях, зафиксированных вне поля гидротермальных изменений, не более 63 мас.%. Выделяются две группы компонентов порода, которые; отличаются взаимно противоположным поведением в разрезе скважинь.: (первая - БЮ.;., и. К, Шэ, Аи, Ag и Аб и вторая - 'И, Ре, А1, Са Ми). Содержание первых резко возрастает в пределах паровой зоил.

Между группами отмечается высокая отрицательная, а внутри групп -высокая положительная корреляция. Рудные компоненты ниже границ кипения, при использованных методах анализа (полуколичественный спектральный для Ag, Ав и атомно-абсорбционный для Ац), не фиксируются, а в пределах зоны следующие: Ац до 0.02 г/т, А§ - 0.2 г/т и Ав -более 0.002 мас.%) (рис.4). Для разреза скважин, пробуренных в ареале резервуара (К-20 и 21), можно наблюдать аналогичные, но менее контрастно выраженные тенденции в распределении перечисленных компонентов.

Для ряда образцов из скважины К-13 на приборе МИ-120ГТ" был изучен изотопный состав стронция, который показал существенное увеличение отношения 875г/8лБг в гидротермалитах паровой зоны (рис.4). По составу стронция в водах на площади месторождения (Пампура, Сандимирова, 1991) выделяются два участка с более высоким отношением 87 5г/8б8г - район Верхнего термального поля и район скважин ГК-2 и 113. По их данным, при среднем изотопном составе стронция неизмененных пород 0.70329±5, состав вод в районе Верхнего термального поля характеризуется значениями до 0.703472±4 (скв.К-20), а для скважины ГК-2 - 0.70348. По нашим данным, изотопный состав стронция в породах верхних частей разреза скважины К-13 колеблется в пределах 0.70346±4 - 0.70381±б, что существенно выше значений для гидротермально измененных пород низов разреза (0.70324±6 - 0,70338±5). Напрашивается вывод, что 875г/8я5г отношения в породах Верхнего термального поля сформировались в результате изотопного обмена пщро-терм, имеющих значительную метеорную составляющую, и вулканитов. Причем степень обмена в различных частях разреза существенно различается в силу различной гидродинамической обстановки.

Таким образом изотопные данные В.Д.Пампуры и Г.П.Сандимировой по водам месторождения и наши данные по разрезу Верхнего термального поля указывают на увеличение изотопных отношений стронция как в гидротермах, так и в породах в связи с формированием паровых резервуаров. Этот феномен объясняется нами более интенсивным вовлечением в гидротермальный процесс поверхностных вод, их смешением с глубинными растворами на границах парового резервуара. Минералообразование на границе жидкоегь-пар обусловливает сохранение новых изотопных отношений в породе.

Интерпретация полученных результатов и модель формирования парового резервуара.

Модель формирования и развития паровой зоны нам представляется следующим образом. В пределах описываемого участка произошло поднятие блока пород по двум сопряженным системам концентрических

кольцевых и радиальных разломов. Процесс формирования разрывных нарушений привел к резкому повышению проницаемости и поднятию гсоизотерм за счет проникновения по трещинам перегретых растворов. Прогревание блока могло идти одновременно с его поднятием при постоянном уровне термальных вод, поддерживаемом его общим уровнем по месторождению. Для Верхнего термального поля этот процесс может отражаться как относительное понижение уровня вод.

На основании такой модели развития участка можно попытаться ретроспективно проследить эволюцию паровой зоны. Допустим, что температурный режим блока пород после его прогрева оставался относительно постоянным на протяжении времени, в течение которого происходило поднятие этого участка. При этом происходило относительное понижение уровня термальных вод, что тождественно снижению гидростатического давления. Воспользовавшись проекционным методом построения профиля, описанным выше, мы можем получить последовательную картину расширения резервуара пара до современного состояния (рис.4). Распределение зон окремнения и адуляризации и утяжеление изотопного состава стронция в разрезе скважины К-13, отмечаемое в верхней части разреза, трассируют процесс миграции границы паровой зоны. Дискретное распределение линз окремнения в скважинах К-13 и К-14 свидетельствует об импульсном ее передвижении. Вероятно, это может быть обусловлено либо резкими тектоническими подвижками, либо процессом "самозапечатывания" и последующей разгерметизации системы в результате возрастания давления или тектонической подвижки.

Отсутствие химических, минералогических и изотопных аномалий за пределами современной паровой зоны и совпадение нижней границы паровой зоны с минералого-геохимическими аномалиями в разрезе позволяет предполагать, что в данное время паровая зона находится на предельно развитой стадии, либо на стадии расширения. Можно считать, что мы столкнулись с явлением, которое назовем возникновением "наведенного" парового резервуара, который возникает без видимой связи с глубинным тепловым источником.

Суть явления заключается в том, что паровый резервуар возникает в хорошо прогретых вмещающих породах при достаточно быстром снижении гидростатического давления, что может быть вызвано понижением базиса эрозии в результате неотектонических движений. Блок, в котором соблюдались термодинамические условия жидкофазного флюида, оказывается в Т-Р условиях кривой кипения и, более того, при относительно низкой обводненности пород, в условиях сухого пара, что и предполагается автором для Паужетского месторождения.

Глава 5.

ЧИСЛЕННОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ТЕМПЕРАТУРНОГО ПОЛЯ MAI -МАТОГЕННО-ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ В СВЯЗИ С ПРОБЛЕМОЙ ФОРМИРОВАНИЯ ПАРОДОМИНИРУЮЩИХ РЕЗЕРВУАРОВ.

В данной главе рассматривается динамика МГС с паровыми зонами на основе численного моделирования, а также потенциально возможное пространственное распределение в гидротермальных системах растворенного SiO;;. Эти аспекты проблемы представляют интерес с позиций гидротермального минералообразования. Математическое и программное обеспечение данного раздела работы было выполнено В.И.Гуниным совместно с автором настоящей работы (Гидротермальные .... 1996).

Обстоятельные обзоры моделей гидротермальных систем как концептуальных, так и математических, приведены в работах (Кирюхин, Сугробов, 1987; Высокотемпературные .., 1991; Furlong et al., 1991), из которых видно, что изучены различные аспекты проблемы тепломассо-переноса в геологической среде. В отечественной литературе этой тематике посвящены работы (Казанли, 1949; Шарапов, Голубев, 1976; Феоктистов, 1978; Магматизм..., 1979; Калинин и др.,1980; 1981; Кирюхин, Сугробов, 1987; Высокотемпературные ..., 1991). Автором сделана попытка изучения динамики МГС с паровых зон в зависимости от температуры и состава магмы; размеров, положения в разрезе, формы магматического очага; проницаемости вмещающих пород и консолидированного плутона.

Поведение температурного поля МГС можно сформулировать с помощью системы дифференциальных уравнений Навье-С-токса. Для флюидонасыщенной трещиновато-пористой среды система дифференциальных уравнений в терминах функции тока выглядит следующим образом (Cathles, 1977; Высокотемпературные гидротермальные..., 1991).

(А|/ / î/x(A(x)î/\[/ / dx) + с1ц) ! dz(A(z)d\\i / dz)~ dpi / с/х; <11 I dt + Wx Л / dx + Wz dï I efe = =dT / </x(a(x)i/r / dx) + cd / <fe(ct(z)i/r / dz); V;; - d\\! / dz ; V, = -d\\! / dx ; pf=Pf(P,T),v = v(P,T),

где - функция тока; T - температура; х, г - координаты; Vx, Vz, Wv Wö A(x), A(z), ot(x), a(z) - соответственно массовые скорости, скорости тепловой волны, коэффициенты гидродинамического сопротивления и температуропроводности вдоль х, z; р f - плотность флюида; v - кинематическая вязкость.

(1)

(2)

(3)

(4)

Система выписана при допущениях: 1- поток через толщу подчиняется закону Дарси; 2- движение флюида двумерное; 3- флюид с породой находятся в термическом равновесии; 4- фильтрация происходит в виде жидкости или пара.

А(х), А(2.) в уравнении (1) записываются в виде: А(х)= у/К(х)х £0; А(/.)= у/К(2)х g0•, (5)

где К(х), К(/)- коэффициенты проницаемости; go- ускорение свободного падения, v- кинематическая вязкость, определяемая из (4). а(х). а(г) определялись по работе (Аверкин, Шарапов. 1986): а= (кХф+( 1 -к)Ха)/(кСфРф-Н( 1 -к)спрп) (6)

где к - пористость среды, Яф, К, Сф, с„, рф, р„ -соответственно коэффициенты теплопроводности, теплоемкости и плотности флюида и породы. Для скорости тепловой волны можно записать следующее выражение:

Щх,7.)=-- Шг)х сф /(кСфРф +(1 -к) спРп) (7)

где У(х,/,)- массовая скорость.

Граничные и начальные условия. Для функции тока на всех границах задавались условия непроницаемости. Для уравнения (2) на верхней границе задавалась температура 0°С. На боковых границах задавалась температура в соответствии с геотермическим градиентом й, или на одной из границ - изоляция. На нижней границе задавалось значение в иа данной глубине. Начальные условия для функции тока задавались всегда нулевыми. При задании начального условия по температуре тело определенного размера и формы, нагретое до температуры Т мгновенно внедрялось в рассматриваемую область П размером [Х),х;.1.[/Ь72]. Вне интрузии задавалась температура в соответствии с геотермическим I радиентом С2 = 30°С/км. Для решения системы уравнений двумерного конвективного теплопереноса расчетная область покрывалась прямо-у гольной сеткой с расстоянием между узлами - 250 м. Временной шаг 1-100 лет. Коэффициенты в уравнениях приводились в соответствие с шагом сетки по времени и пространству. Для численной реализации задачи использовался абсолютно устойчивый локально-одномерный метод решения (Тихонов, Самарский, 1975). При решении уравнения (1) применялся метод установления с нижней релаксацией (Тару-нин.1990).

Начальная температура источника принимал; сь в интервале 700-1200"С. Давление соответствовало гадростатическому, плотности и вязкости флюида вводились в виде таблиц (Ривкин, Александров, 1975; Булах, Булах. 1978). Проницаемость среды задавалась в пределах (0.001-1 тО). Предусматривалось наличие экранов (0.001 тО) и высокопроницаемых линейных зон (до 5 тП) в однородной среде (0.1 тО). ориентированных в различных направлениях. Проницаемость

очага с жидкой магмой принималась равной 0.001 тВ, при котором теплоперенос (СаШея, 1977) осуществляется в основном кондуктивным способом. При этом не учитывался теплоперенос за счет конвекции расплава. По достижении солидуса проницаемость модельного очага увеличивалась до проницаемости вмещающих пород, что было сделано из соображений о возникновении контракционной трещиноватости при кристаллизации магмы.

Динамика МГС по результатам численного моделирования.

Изучение динамики МГС с паровыми зонами проведено на нескольких сериях моделей с прямоугольными сечениями полуширины магматической камеры. В качестве базовой, с которой сравнивались все остальные, принята модель со следующими параметрами: 1) размер модели 7.5 х 7.5 км; 2) размер магматического очага 2 х 2 км (полуширина и высота), при этом площадь сечения равна 4 км2 (при оценке размеров очага использовалась именно площадь); 3) глубина апикальной части очага 3 км; 4) температура очага 1200°С; 5) геотермический градиент во вмещающих породах 30° С/км; 6) проницаемость очага 0.001 мО; 7) проницаемость вмещающих пород 0.1 мО; 8) пространственный шаг вычислений 0.25 х 0.25 км.

Рассмотрим динамику паровых зон в зависимости от тех или иных стартовых условий.

Продолжительность существования паровых зон и жидкой магмы в МГС находится в прямой зависимости от размеров очага (рис.5а). Время затвердевания расплава и изменение его объема - один из важных показателей, поскольку расплав относительно "непроницаем" для флюида и его теплообмен со средой происходит медленнее по сравнению с твердой породой. При сокращении расплавной зоны интенсивность теплообмена мевду очагом и вмещающими породами возрастает в связи с возникновением контракционной трещиноватости.

С увеличением глубины апикальной частя плутона от 1.5 до 3 км уменьшается время существования паровых резервуаров, а далее, наоборот, происходит возрастание (рис.5б). Линейная зависимость продолжительности жизни паровых зон наблюдается от начальной температуры плутона (рис.5в). Ее увеличение от 900 до 1200°С ведет к возрастанию времени существования резервуара пара от 31 до 45 тыс.лет. Обратный эффект наблюдается при увеличении температуры солидуса магмы, что обусловлено ранней кристаллизацией, сопровождающейся ранним формированием контракционной трещиноватости и с более интенсивным охлаждением плутона (рис.5г).

Внедрение плутона из смеси кристаллов и подчиненного количества расплава с температурой, близкой к солидусу практически не сопро-

Рис. 5. Зависимость продолжительности существования паровой зоны-т„ и расплава в очаге - тк от а) размера очага; б) глубины апикальной часта; в) температуры магмы; г) температуры солидуса магмы; д) температуры магмы, внедрившейся в субсолидусном состоянии; е) проницаемости вмещающих пород. ВПЗ и НПЗ - верхняя и нижняя паровые зоны (в случае расслоения)

вождается возникновением контракционной проницаемости. Здесь возникает расслоение зоны пара к конечной стадии на верхнюю и нижнюю, что объясняется различием механизма теплопереноса внутри плутона и во вмещающих породах. Продолжительность существования верхних и нижних зон показана на рис.5д.

Испытывалась серия моделей при изменении проницаемости от 0.001 до 1 пЮ в однородных вмещающих породах и ряд моделей с вертикальными и горизонтальными неоднородностями. Увеличение проницаемости ВП снижает продолжительность жизни резервуара пара и расплавной зоны в очаге (рис.5е) и вызывает движение ("всплыва-ние") паровой зоны к поверхности (рис.6а-б). Наличие "зон разломов" и непроницаемых экранов изменяет их морфологию и усложняет; структуру потоков (рис.бв).

Во многих случаях генераторами гидротермальной деятельности являются вулканические жерла, экструзии и подводящие каналы (Борисов, Борисова, 1974; Таран и др.,1991).Мы..попытались оценить динамику МТС, формирующейся в жерловой зоне вулкана. Параметры модели соответствовали базовой за исключением того, что от очага вверх и вниз был протянут магматический канал с полушириной 0.25 км (рис.бг). Результаты моделирования показывают, что формируется достаточно долгоживутцая МГС с паровым резервуаром. Продолжительность жизни последней превышает на 10000 лет таковую для очага без вертикальных магмоводов. В процессе затвердевания магмоводов возникают вертикально протяженные зоны паровых флюидов.

Фактором, существенно влияющим на развитие МГС, является форма плутона. При равенстве размеров (площади) и одинаковом положении в пространстве "центра тяжести" плутона изменялась его форма от силлоподобной до вертикальной. Наиболее короткоживущей оказалась зона пара в системе с силлообразньш магматическим очагом. Горизонтальное положение и небольшая мощность по вертикали обусловили быстрое охлаждение и "рассеянную" теплоотдачу. При вертикальном тепловом потоке в конвективной системе наибольшим преимуществом в "экономии тепла" обладает вертикальное дайкообразное тело с меньшим горизонтальным сечением. Здесь паровые зоны сохраняются в полтора раза дольше, чем в первом случае.

Оценивалось время релаксации системы, т.е. исчезновение возмущений в системе после остывания интрузии, в зависимости от размера очага и проницаемости среды. Однако, как оказалось, внедрение магмы вызывает конвекцию, которая после остывания очага не исчезает, а сохраняется в виде установившегося штока, что вероятно связано с наличием геотермического градиента. Поэтому мы попытались оценить время стабилизации системы. Испытывалась однородная по проницае-

ода в» | »' • * К - - ч . 1 1 а) В" '1 гаю'с I 1 | « « ? ж

л» " "теч^агтг 1,0 ой ' ■ -----............... .................... ■ »«'•(•(■■»««»«••««•»■а " У'У 3 .;;

5 ' =1=1^5—^4)01 в® - 1 — -г . ... - мт 1 г!] V — ____1л...1___

04 3 • 1 \1

Рис. 6. Модели эволюции паровых зон в МГС а) и б) при различной проницаемости вмещающих пород; в) при наличии во вмещающих породах структурных неоднородностей в виде вертикальных проницаемых зон, секущих непроницаемый экран; г) при наличии у магматического очага подводящего канала и вулканического жерла. Пунктир - уровень гидростатического давления равный критическому. Линия, очерчивающая прямоугольник - контур очага, внутри которого на начальных этапах сохраняется нераскристаплизованная магма (темная штриховка). Белое - паровые зоны.

мости модель с геотермическим градиентом 30°С/км. Начальная температура и температура солидуса магмы составляли 1200 и 900°С. Стабилизация системы при размере 9 км2 и проницаемости вмещающих пород 0.1 mD наступает на 1020000 году. При уменьшении проницаемости на порядок (0.01 mD) время стабилизации уменьшается до 850000 года. Это связано с тем, что уменьшение проницаемости увеличивает сопротивление пористой среды и снижает скорость конвекции, которая стабилизируется быстрее.

Поведение кремнезема в модельных гидротермальных системах.

SiOa один из наиболее важных компонентов гидротерм, и его поведение в МГС представляет большой интерес. Мы попытались оценить распределение его растворенной формы в МГС без непосредственного моделирования поведения компонента при данных параметрах. Данные Г.К.Кеннеди (Kennedy, 1950) по растворимости кварца в воде проецировались на Р-Т разрезы модельной системы со структурными неод-нородностями на различные моменты ее развития (рис.7). Потоки флюида вдоль проницаемых зон возбуждают разнонаправленные конвективные ячеи. Паровые зоны выходит практически на поверхность. В такой системе возможно ожидать возникновения вертикальных зон окремнения вдоль границ парового резервуара, а также локальных зон перераспределения Si02 под и над непроницаемыми экранами, где возникают отдельные конвективные потоки флюида. Общая тенденция сводится к обеднению Si02 на периферии в нижней части системы и обогащению им надинтрузивной зоны.

Обсуждение результатов моделирования.

Гидротермальные системы, формирующиеся в областях вулканизма, характеризуются широким разнообразием параметров. В число наиболее важных входят проницаемость вмещающей среды, пористость и трсщиноватость пород, температура, мощность и пространственное положений магматического очага, :

Развитие гидротермальных систем весьма чувствительно к проницаемости среды. При низких ее значениях возрастает продолжительность остывания плутона, снижаются скорости потоков и увеличивается продолжительность жизни системы. Основные события происходят в пределах остывающего очага. Увеличение проницаемости ускоряет остывание, ведет к проявлению мощных тепловых потоков, направленных к поверхности, гегерогенизации флюидных потоков и форми рованию резервуаррв пара и геохимического барьера жидкость-пар вблизи поверхности.

О 1 2 3 4 км

О 1 г •. -3 4 «м

ВЕН1 О2 И3 ЕЕ4 .."

Рис.7. Распределение температуры, потоков гидротерм, паровых зон и БЮ2 в растворе на различных этапах эволюции модельной системы. 1 - вертикальные проницаемые зоны и горизонтальный экран; 2 - магматический очаг 3 - паровая зона; 4 - направление потоков гидротерм. Горизонтальный пунктир - уровень гидростатического давления, соответствующий критическому.

Моделирование показало зависимость продолжительности существования паровых зон в гидротермальных системах при одноактном внедрении магмы от всех учтенных в модели параметров. Увеличение температуры магмы, как и следовало ожидать, увеличивает продолжительность функционирования парового резервуара, также как и размер магматического очага. Весьма важным фактором оказалась температура солидуса магмы, в зависимости от которого плутон приобретает повышенную проницаемость на разных временных этапах. Чем выше температура солидуса, тем раньше и при более высокой температуре система становится проницаемой и тем интенсивнее эволюция МГС и менее продолжительна ее жизнь.

Исходя из оценки влияния различных параметров на динамику и развитие гидротермальных систем, мы можем предполагать, что резервуары пара в близповерхностных частях МГС могут формироваться несколькими способами. Во-первых, интенсивно проявляющиеся на поверхности паровые зоны образуются непосредственно вблизи поверхности и даже на поверхности в результате остывания экструзий и жер-ловых зон вулканов. Они, как правило, на начальных стадиях развития содержат сухой пар и открыты на поверхность. Второй цуть - "всплыва-ние" материнского резервуара пара, сформировавшегося в магматическом очаге, в хорошо проницаемых породах, либо по проницаемым зонам. Третий вариант - отрыв от материнского резервуара и подъем локальных зон пара при благоприятном сочетании температуры, морфологии очага и проницаемости пород. Как показано Л. Кэтлсом (1977), для магматических очагов с соотношением ширины и высоты больше единицы характерно "всплывание" зон парового флюида. Нами (Гидротермальные..., 1996) получены аналогичные результаты и, более того, для моделей с проницаемостью вмещающих пород более 1 шБ наблюдалось разбиение паровых зон на ряд меньших резервуаров, развивающихся самостоятельно.

. В хорошо проницаемых породах некоторые поднимающиеся паровые зоны могут стать открытыми на поверхность, однако такое возможно не всегда. Другая их часть остается закрытой на глубине. Открытость-закрытость паровых резервуаров в значительной мере может влиять на процессы минералообразования. Как показано в работе (Огшшпоп4 ОЬшоЮ, 1985), "открытое" кипение необратимо удаляет растворенные газы, в результате чего может нарушаться кислотно-щелочное равновесие в растворе и происходить соответствующее этому изменение в характере минералообразования. В случае закрытости паровых зон равновесие в системе пар-жидкость сохраняется и соответственно характер минералообразования будет иным.

Оценка поведения Si02 в МГС с паровыми зонами показала, что его растворение в основном может происходить в нисходящих , а осаждение - в восходящих потоках

Глава 6.

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ ГЕОХИМИЧЕСКОГО БАРЬЕРА ЖИДКОСТЬ-ПАР В ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ

СИСТЕМАХ.

Было проведено экспериментальное моделирование геохимического барьера в термоградиентной изобарической системе (Жатнуев, 1985; Летников и др., 1985; Жатнуев, Миронов, 1985; 1987; Гидротермальные ..., 1996), которое показало принципиальную возможность осаждения рудного вещества на границе жидкость-пар на примере серебра и перераспределение петрогенного вещества с формированием зональности в зоне кипения флювда.

Методика эксперимента. Исследование проводилось на установке из толстостенных реакторов с охлаждаемым затвором и дифференциальной намоткой нагревателя, что обеспечивало температурный градиент вдоль оси сосуда.

В экспериментах использовалось дробленое риолитовое и базальтовое стекло, меченое радиоизотопами Аи и Ag (путем плавления шихты, содержащей метку) следующего состава (см.табл). Шихта в золотых или медных пробирках заливалась водой, либо растворами НС1 или HF 10%-й концентрации (соотношение раствор/шихта составляло 1/10 по массе). Пробирки заваривались и помещались в реактор установки. Охлаждаемый конец пробирки находился вверху при температуре около 200, а высокотемпературный - при 500 °С. Давление в опытах составляло 200, 500, 1000 бар, продолжительность - до 1000 часов.

Полученный образец, представляющий сильно спеченный керн, распиливался вдоль и из одной половины готовились полированные препараты для получения авторадиографий, другая половина поступала на различные виды анализов (силикатный, ренггенофазовый и др.).

Оценка содержаний Аи и Ag проводилась авторадиографически с использованием разработанной нами компьютерной методики "RADIOGRAPHY" для обработки радиографии. Ввод изображений в компьютер осуществлялся сканированием на "MFS-12000CX".

Поведение петрогенных компонентов па геохимическом барьере жидкость-пар.

Для реализации геохимического барьера на границе жидкость-пар давление в опытах устанавливалось ниже критического давления воды.

Для сравнения также были проведены эксперименты при более высоких давлениях - 500 и 1000 бар. Обнаружено, что при 1000 бар конвективный массоперенос происходит изохимически. Матрица конгруэнтно растворяется во флюиде и компоненты недифференцированно отлагаются при понижении температуры. При 500 бар массообмен между зонами происходит дифференцированно. Отмечено интенсивное растворение БЮ,: в середине колонки (Т=380-420°С) и осаждение в высокотемпературной зоне в виде кристобалита. Содержания остальных компонентов находятся в обратной зависимости от содержания 5Юг.

Таблица

Компоненты Стекло рио- Стекло ан-' Стекло

литового соста- дезигового базальтово-

ва состава го состава

Si02 75.00 мас.% 61.00 47.80

Ti02 0.015 1.46 2.25

А1203 , 12.70 13.00 14,70

Fe203 0.34 6.50 7.58

FeO 0.12 0.76 3.26

MnO 0.02 0.11 ' 0.16

MgO 0.06 4.30 8.77

CaO сл. 5.10 7.70

Na20 1.54 2.58 2.93

к2о 8.66 4.50 2.38

Au+195Au 5*10"6 ' '

Ag+U0+n0mAg 0.8 -1.5*10"2

Примечание: Андезитовое стекло использовалось в экспериментах по выщелачиванию Аи и (см. главу 7).

Граница раздела жидкость-пар появляется в системе с чисто водным флюидом при Р=200 бар на температурном уровне ~368°С, Визуально эта зона выделяется утолщением, осветлением и уплотнением керна. Здесь кристаллизуется ассоциация кварц-адуляр и в значительной мерс накапливается БЮ? (рис.8). Поведение остальных компонентов диаметрально противоположно.

Сопоставление распределения 8Ю2 в термоградиекгных системах с изобарами растворимости кварца в воде (Ксппсс!у.;'1950) показывает весьма удовлетворительное согласование этих данных. Зоны выноса БЮз по термодинамическим условиям, соответствуют участкам макси-

5102, масс.%

76

Ад Аи

1 0 10 20 30 '10 30 ВО 70 00 90'Д 2 О 10 20 30 40 50 60 70 807.

¿200 бард 0.....» 11 I" »

'О £ 10 15

.. А!203, К20, п.п.п., масс.%

1

! '

=2"

;

; ч ч.

с

Рис.8. Распределение петрогенных компонентов, серебра и золота в термоградиентной колонке с геохимическим барьером жидкость-пар. Эксперимент при Р=200 бар. Содержания Аи и Ад даны в относительных процентах и определены сканированием радиографии.

малъной растворимости кварца на изобарах, зоны осаждения - участкам с низкой растворимостью.

Поведение компонентов в системах с флюидом сложного состава при наличии фазовой границы существенно отличается от их поведения в системе с чисто водным флюидом. В опытах с 10%-м раствором НС1 при 200 бар образуются хлориды щелочей. В зоне геохимического барьера резко возрастает содержание кремнезема (более чем на 5%) и происходит незначительное повышение доли глинозема. Соответственно уменьшаются количества щелочей, особенно калия. Происходит прив-нос кремнезема хотя не исключено, что частично такое распределение обусловлено растворением и выносом щелочей.

В присутствии во флюиде НГ граница пар-жидкость характеризуется уменьшением содержания БЮг- Возрастают содержания И и А1. Незначительно возрастают содержания щелочей, в том числе 1л.

Поведение золота и серебра на границе жидкость-пар.

Поведение Аё в системе с водным флюидом и кислым стеклом изучено при 200, 500, 1000 бар, что позволяет сравнить его динамику в зависимости от давления. Отмечается общая тенденция выноса его из высокотемпературных частей системы в низкотемпературные, но наиболее эффективно она проявляется при 500 бар. В эксперименте при 200 бар с наличием в системе фазовой границы флюида по изотерме 368°С распределение А& происходит в пользу низкотемпературной зоны (рис.8). Геохимический барьер на границе жидкость-пар характеризуется, как и высокотемпературная зона, крайне низким содержанием А%. Наивысшая концентрация металла в матрице наблюдается в зоне жидкого гидротермального раствора и в паровой зоне, прилегающей к границе с жидкостью.

Распределение Аи в термоградиентной системе с геохимическим барьером было изучено с базальтовой матрицей. Радиография на рис.8 подучена в эксперименте с режимом кислорода, соответствующим буферу ЕезОгРе при 500°С и график распределения Аи вдоль колонки показывает резко отличающиеся содержания Аи в высоко- и низкотемпературных зонах. Зона геохимического барьера, как и в случае с Ag, также выделяется пониженными содержаниями металла.

В опыте с буфером №-№0 также отмечается выщелачивание металла из граничной зоны, но в отличие от предыдущего случая, содержания Аи по обе стороны границы приблизительно одинаковы.

Поведение А& в присутствии водно-хлоридного флюида изучалось в риолитовой матрице при 1000 бар. При взаимодействии НС1 с матрицей происходит образование хлоридов щелочных металлов, концентрация которых в растворе в конце опыта более 25мас.%. Непосредст-

венно граница жидкость-пар в системе не проявляется. Однако перераспределение Ag в матрице однозначно свидетельствует о наличии двух отчетливых зон, различающихся либо состоянием флюида, либо его составом, либо тем и другим вместе. Наличие градиента темпера туры способствует дифференциации флюида по составу, при которой концентрированный солевой раствор скапливается в низкотемпературной зоне, а пар с низким содержанием хлоридов в высокотемператур ной. Это обеспечивает достаточно высокий и резкий перепад плотности флюида в средней части колонки. Это обстоятельство способствуют контрастному перераспределению .металла; в колонке.

Обсуждение результатов.

По результатам термоградиентных экспериментов, граница жидкость-пар выполняет функции эффективного геохимического барьера, на котором происходит минералообразование с привносом, выносом и осаждением вещества. Наиболее чувствительным компонентом вмещающих пород по отношению к действию геохимического, барьера является кремнезем, который в экспериментах с чисто водным и хло -ридньш флюидом активно накапливался на границе фазового раздела Однако состав флюида оказывает сильное влияние на процесс массооб-мена в системе, что показано в эксперименте с фторидным флюидом, где отмечается возрастание в породе на геохимическом барьере доли алюминия, воды и фтора, тогда как 8Ю2 уменьшается. Также возрастает в породе содержание лития. Кроме массообмсна на границе в системе с водным флюидом отмечается интенсивное минералообразование. проявившееся в виде кристаллизации кварц-адуляровой ассоциации в системе с кислым стеклом. Примечательно то, что в остальных зонах вместо кварца образуется кристобалит. В отношении золота и серебра граница жидкость-пар также играет роль геохимического барьера, однако в данном случае сама граничная зона в значительной мере обедняется металлами, которые мигрируют в область жидкофазного флюида, где и осаждаются.

Высокая концентрация солей во флюиде в условиях высокого градиента температуры способствует формированию барьера при более высоких давлениях. Такое явление может наблюдаться в результате химической дифференциации флюида в градиентно \ системе, которая наблюдалась экспериментально и неоднократно описывалась в работах И.Г.Ганеева и В.Н.Румянцева (1982, 1988). В таком случае граница раздела между флюидными фазами может и не существовать, но резкий перепад плотности между газовой и жидкой областями, возможно, проявляется. Этому перепаду плотностей между концентрированным водно-солевым раствором и почти чисто водной газовой фазой с малой

солевой нагрузкой обязано проявление характерного перераспределения серебра в системе с водно-хлоридным флюидом.

Таким образом, на примере некоторых петрогенных компонентов, а также золота и серебра, экспериментально показана эффективность границы жидкость-пар как геохимического барьера.

Глава 7.

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ ВЫЩЕЛАЧИВАНИЯ ЗОЛОТА И СЕРЕБРА ИЗ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД. К

ПРОБЛЕМЕ ИСТОЧНИКА РУДНОГО ВЕЩЕСТВА ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ.

Проблема источников рудообразующих растворов и рудного вещества имеет принципиальное значение для понимания генезиса и прогноза гидротермальных рудных месторождений и широко обсуждается в геологической литературе. Магматическое вещество вступает с водой вмещающей среды в химическое взаимодействие, которое контролируется рядом факторов. Главными из них являются температура, давление и химические составы реагирующих сред. Не последнюю роль в этом процессе играет и агрегатное состояние флюида - жидкое или газовое. Как известно, растворяющая способность жидкости, по отношению к солям, выше чем у газовой фазы, находящейся с ней в равновесии (Стырикович, Хайбуллин, 1957). Результатом взаимодействия магматических пород с флюидом является извлечение химических компонентов породы, их растворение, перемещение и осаждение при изменении условий.

Гидротермальные системы океанических зон спрединга в значительном количестве продуцируют сульфиды Fe, Си, Zn, Pb, Sn и др. (Кривцов, Макеева, 1984; Богданов, Лисицын, 1985; Авдейко, Краснов, 1985; Попов и др.,1985; Гричук и др., 1985; Рона, 1986). При определении источника рудного вещества авторами рассматривается модель извлечения элементов из вмещающих пород нагретой морской водой (концепция рециклинга). Эта концепция приобретает для золота большое значение в связи с обнаружением высоких его концентраций в "курильщиках" (до сотен г/т) (Bischoff, 1969; Hannington et al. ,1986; (Судариков и др.1990; Говоров и др. 1993). Появляется необходимость оценить влияние рециклинга на мобилизацию золота и его спутника серебра.

Имеется достаточно экспериментальных работ по взаимодействию морской воды с базальтами (Bischoff, Dickson, 1975; Кокорина и др.,1981; Холодкевич и др., 1981; 1984; Rosenbauer, Bischoff, 1983; Shiraki R., Iiyama, 1990; Донских, Котов, 1990). Изучалось поведение

Fe, Cu, Zn. Ni при взаимодействии породы с морской водой при высоких Т и Р. Поведение Аи и Ag при взаимодействии вода-порода, почти не рассматривалось, что связано с методическими трудностями работы с кларковыми содержаниями этих элементов. Использование радиоактивных индикаторов позволило обойти некоторые трудности и изучить поведение золота и серебра при выщелачивании вулканитов водой.

Методика исследований.

Исходная шихта и материалы. Опыты проводились с образцами стекол базальтового, андезитового и риолигового составов, приготовленных плавлением на воздухе (см. табл. выше). Перед плавлением шихта метилась радиоактивными изотопами (195Аи) и (IK>ri,0mAg) с общей концентрацией по золоту - 5х10"6 мас.%, по серебру - 5х10"3 мас.%.

Подготовка опытов. Образцы радиоактивных стекол до 1 г укладывались в контейнеры из никеля, железа или кварца и засыпались пустой шихтой того же состава. Капсу лы выполняли роль кислородных буферов никель-бунзенит (NB) и магнетит-железо (Ml), а в кварцевые контейнеры под шихту и поверх ее засыпалась буферная смесь куприт-тенорит (СТ). В качестве раствора использовалась вода-бидистиллят. В отдельных опытах были использованы растворы 1% H2S, 10% НС1 без контроля режима кислорода.

Эксперименты проводились в автоклавах емкостью 100 мл. Давление определялось по таблицам теплофизических свойств воды (Ривкин, Александров, 1975). Температура измерялась термопарами ПП-1 и регулировалась приборами ПИТ-Зб.

Параметры опытов. Проведены опыты с фиксированным давлением (Р=1000 бар) при различных температурах (Т=200, 300, 400. 500°С); с фиксированной Т при Р=200, 500, 1000 бар; с фиксированными Р и Т (Т=500°С и Р=1000 бар) в присутствии буферов NB, Ml и СТ. В опытах в одних случаях флюид представлял собой малоплотный пар (при Р=20() бар), в других - переходную между жидкостью и паром субстанцию (при 500 бар), а в третьих - жидкость (при 1000 бар). Продолжительность опытов составляла, 5-40 суток. Соотношение флюид/порода не контролировалось, поскольку при гидратации монолитных образцов оно большого значения не имеет.

Обработка образцов после опьтта. Из полученных образцов изготавливались полированные препараты, порошковый материал для рентге-ноструктурного анализа. Характер распределения Аи и Ag в стеклах изучался с помощью авторадиографии. Радиограммы образцов сканировались на "MFS-12000CX" с разрешением 600 -1200 dpi. Компьютерные изображения обрабатывались по программе "RADIOGRAPH", позволяющей по плотности определять относительные содержания Аи и

Ag, а также получать изолинии концентраций. Программа разрабатывалась при участии автора в лаборатории геохимии БГИ СО РАН. Макросостав образцов определялся по профилям с шагом 50 -100 мкм вкрест зональности на микроанализаторе МБ-46 "Сагаеса".

Результаты экспериментальных исследований,

Изучение продуктов экспериментов, проведенных при различных режимах, показало, что максимальная проработка материала происходит при 500°С и 1000 бар. При более низких параметрах проработка существенно слабее. Различается интенсивность гидротермальной переработки стекол в жидкости и в равновесном с ней паре. В последнем случае скорости преобразования породы и выщелачивания рудных компонентов заметно ниже. Образцы претерпевают изменения, которые имеют отчетлив}то зональность со следующей последовательностью от поверхности: 1 - зона глубокой переработки с перекристаллизацией материала; 2 - зона гидратации; 3 - зона неизмененного стекла. Зона 1 в базальтовых и андезитовых образцах сложена плагиоклазом, гидробиотитом, иногда присутствует амфибол; зона 2 - палагонит-смектитовый агрегат. В риолите краевая зона состоит из КПШ и кварца; зона гидратации - стекло. Понижение Т при фиксированном давлении (1000 бар) существенно снижает мощность зон изменения и особенно зоны гидратации, которая при 200°С практически отсутствует. При фиксированной температуре (500°С) снижение Р до 200 бар также сказывается на интенсивности процессов преобразоватш, но в меньшей степени. Здесь зональность сохраняется, уменьшается лишь мощность зон.

Золото и серебро в процессе гидратации стекол.

В опытах с изменением Т и Р в качестве контейнера использовались никелевые капсулы, т.е. режим кислорода соответствовал буферу N6.

Влияние температуры. Как упоминалось., снижение Т сильно сказывается на скорости гидратации и изменения стекол. При Т=500°С и Р=1000 бар как Аи, так и А%, в базальтовом стекле достаточно интенсивно выносятся из зоны гидратации. Однако вынесенный Ад формирует кайму на поверхности образца, а Аи выносится, не фиксирз ясь в образце. Понижение Т до 400°С уменьшает подвижность этих металлов, хотя степень переработки стекла еще достаточно высока. Дальнейшее снижение Т резко снижает степень переработки и соответственно вынос металла. ,

Влияние Т на мобилизацию Аи и Ац из андезитового стекла показано на рис.9. Как и для случая с базальтом, Ag при 400-500°С активно

выносится из гидратированной части стекла, но осаждается на поверхности образца. При понижении Т до 300°С активность процесса снижается, что связано со снижением скорости гидратации. Аи практически не мобилизуется при гидратации слабо перераспределяясь внутри образца.

Не меняется содержат« Аи в риолите при гидратации независимо от Т. Ag перераспределяется в пределах образца. Содержание его снижается на фронте гидратации, но выноса не происходит. Даже при перекристаллизации внешней каймы с образованием агрегатов кварца при 200°С как Аи, так и Ag, остаются в матрице.

Влияние давления. При фиксированной температуре (500°С) проведены опыты при Р- 200, 500, 1000 бар. В случае с базальтом как Аи, так и Ag, выщелачиваются из зоны гидратации при Р=500, 1000 бар и формируют каймы на поверхности образца. Снижение Р до 200 бар резко снижает скорость гидратации базальта, что связано с низкоплотным газообразным состоянием флюида, и соответственно выноса металлов практически не наблюдается. В случае с андезитом (рис.9) скорость гидратации при тех же параметрах выше. Аи слабо перераспределяется в матрице, образуя зональность, параллельную фронту гидратации, а поведете Ag аналогично его поведению в базальте. В риолите Аи совершенно индифферентно, Ag перераспределяется внутри матрицы, формируя зональность, конформную фронту гидратации.

Влияние режима кислорода проиллюстрировано на рис. 10. Р и Т составляли 1000 бар и 500°С, При повышенном парциальном давлении кислорода Аи выносится из риолита и базальта, тогда как в андезите ведет себя абсолютно индифферентно. В присутствии буфера М1 отмечается слабое перераспределение Аи внутри образца в андезите и вынос из зоны гидратации базальта с отложением на поверхности образца. Ag практически полностью выносится при этом буфере из гидратированной зоны базальта и андезита с отложением в краевой зоне перекристаллизации и на поверхности образца.

В риолите отмечено лишь перераспределение внутри образца. В системе с буфером СТ Ag малоподвижно в риолите и андезите, но выносится из зоны гидратации базальта. При этом отмечается его диффузное распределение на фронте гидратации.

Обобщение полученных результатов позволяет наметить некоторые тенденции в поведении Аи и Ag. При взаимодействии сгекло-флюид происходит гидратация матрицы с последующей раскристалли-зацией и появлением ряда вторичных минералов. Как было показано экспериментально СХоГ§гсп (71еИп<1а. 1980), разрушение природных стекол очень сильно зависит от присутствия воды. При этом скорость гидратации зависит от таких параметров, как температура, давление,

Аи

Ад

4

* ¿¡Ш^^Нг

5 ин

Рис. 9. Распределение золота и серебра в андезитовом стекле при гидратации в зависимости от давления - слева (при постоянной температуре 500°С) и температуры - справа (при постоянном давлении 1000 бар) Показаны пары "фотография-радиография" в зеркальном отображении. Справа на радиографиях наиболее темные места соответствуют наиболее высоким содержаниям металла.

и) -л

Си20+СиО Рез04+Ре Си20+СиО Рез04+Ре

Ь

5 ИМ

Рис.10. Распределение золота и серебра при гидратации вулканических стекол базальтового, андезитового и риолитового состава в зависимости от режима кислорода.

Показаны пары "фотография-радиография" в зеркальном отображении. Справа на радиографиях наиболее темные места соответствуют наиболее высоким содержаниям металла.

состав стекла. Результаты измерений глубины зоны гидратации в зависимости от состава матрицы и давления показывают, что мощность гидратированного слоя риолитовой матрицы заметно превышает таковую для андезитового и базальтового стекла, для которых разница в скоростях гидратации минимальна при Т~ 500°С и Р от 200 до 500 бар. Процесс мобилизации Аи и Ag из вулканических стекол напрямую связан с процессами их изменения. Гидротермальное преобразование стекол протекает в два этапа: первый - гидратация стекол, второй - мине-ралообразование по гидратированной матрице. Однако такая этапность наблюдается не всегда и характерна при повышенных температурах (более 300°С). Скорости гидратации и минералообразования по гидратированной матрице различны при различных термодинамических, параметрах и особенно сильно зависят от Т. При Т- 500-400°С скорость гидратации существенно превышает скорость минералообразования, и поэтому формируется зональность "неизмененное стекло - гидра-тированная матрица - зона минералообразования по гидратированной матрице". При Т ниже 300°С скорости гидратации и минералообразования по гидратированному стеклу сначала выравниваются, а затем скорость гидратации становится ниже скорости минералообразования. Поэтому зона минералообразования настигает зону гидратации. Мине-ралообразование в этом случае является результатом раскристалли-зации частично выщелоченной матрицы и происходит под воздействием свободно циркулирующего флюида.

Механизм гидратации стекол различною состава различается. Если риолиговое стекло при гидратации не претерпевает фазовых превращений, то продукты гидратации базальтового стекла представляют собой смесь палагонита, смектитов и гидрослюдистого материала, которая, по данным (Сгоушег е1 а1., 1987) не представляет серьезного препятствия для диффузионной миграции вещества. Такое преобразование матрицы в процессе гидратации позволяет предполагать реакционное взаимодействие воды с меланократовыми стеклами.

Риолиговое стекло в процессе гидратации не претерпевает фазовых превращений, но скорости диффузии в них Аи и особенно А% достаточно велики и в течение пятидневного эксперимента Ац заметно выносится из гидратированной зоны, а Аи практическим полностью - из зоны раскристаллизации.

Повышение Р флюида существенно увеличивает скорость гидратации и преобразования стекол, что также способствует мобилизации металлов из матрицы. Из изложенного следует, что существенная мобилизация Аи и Ag возможна только после гидратации исходного стекла, а в некоторых случаях, только после перекристаллизации. Однако степень "выщелачиваемое™" металла определяется не только гидрата-

цией и перекристаллизацией матрицы. Значительная роль в этом процессе отводится режиму кислорода и составу исходной матрицы.

В большинстве рассмотренных случаев при равенстве всех параметров эти металлы ведут себя по разному. Например, при Т=500°С, Р-ЮОО бар и буфере М1 гидратация риолитового стекла обеспечивает заметное перераспределение А% внутри матрицы и частичное выщелачивание металла из нее. Аи в этих условиях не реагирует на процесс гидротермальной проработки. То же самое и для андезитовой матрицы - выносится из зоны гидратации и образует кайму в зоне перекристаллизации, а Аи лишь слабо перераспределяется на границе гидратированной и перекристаллизованной зон. Зато при этих же условиях в базальтовом стекле оба металла ведут себя очень похоже, гидротермальные системы

Резервуары, вмещающие гидротермальные системы, характеризуются широкими вариациями проницаемости и пористости, набором пород различного состава. Проницаемость может обеспечиваться как сетью трещин в локальных участках, так и пористостью породы в межтрещинном пространстве. В зависимости от вида проницаемости будет различной и скорость потоков гидротерм, открытость и закрытость различных зон и, соответственно, степень взаимодействия раствор-порода. На эти факторы накладываются температурные условия, давление, режим кислорода, агрегатное состояние и состав флюида, гидротермальные системы, функционирующие в зонах океанических рифтов, будут отличаться от континентальных более высоким давлением флюида, более резкими градиентами температуры и составом растворов. и

Основные выводы по результатам проведенных экспериментов можно изложить следующим образом.

1. Золото и серебро, содержащиеся на кларковом уровне в породах, могу т быте мобилизованы из них в процессе гидротермальной переработки. Причем

и тот, и другой металлы в благоприятных условиях могут быть вынесены в количествах до 50% от исходного содержания в породе. Таким образом, вулканиты, содержащие эти металлы на кларковом уровне, могут являться источником рудного вещества для гидротермальных месторождений.

2. Поведение Аи н Ag в условиях гидротермальной переработки вулканитов зависит от сочетания многих параметров, таких, как Т, Р,. состав флюида, состав породы, режим кислорода, и других условий, не рассмотренных нами,

, 3. Вынос рудных компонентов растворами из пород, вмещающих гидротермальный резервуар, будет носить мозаичный характер, обусловленный различной степенью проработки субстрата, различным

флюидным режимом, различным составом пород, различной степенью открытости участков системы, а также будет зависеть от состояния флюида (паровое или жидкое). Процесс мобилизации металлов происходит скорее из зон жидких гидротерм, чем из паровых и, более того, на границах паровых зон, возможно, будет наблюдаться отложение руды.

4. В зависимости от сочетания перечисленных параметров, Аи и Ag будут выноситься вместе либо по раздельности, причем с различной степенью интенсивности. В одних случаях раньше и полнее мобилизуется золото, в других - серебро, в третьих - они выносятся совместно.

Глава 8.

УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ПАРОВЫХ ЗОН В ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМАХ И СВЯЗЬ С НИМИ ПРОЦЕССОВ МИНЕР АЛО- И РУДООБРАЗОВАНИЯ.

Устоявшаяся к настоящему времени самая общая концепция формирования гидротермальных систем предусматривает наличие теплового источника, источника флюидов и наличие проницаемых стругаур. По Г.ЛПоспелову (1962) модель гидротермальной системы включает: 1-очаговую водо-газоносную зону; 2- корневую зону стягивания гидротерм; 3- стволовую зону проточного режима; 4 - зону рассеянного восходящего флюида; 5- зону рассеяния фильтрующейся термогидроко-лонны в системе вадозовых вод, где характерен режим растекания и разгрузки. До настоящего времени эта модель не претерпела значительных изменений. Учитывая, появившуюся позже, модель пародомини-рующих систем Д.Уайта (White et all, 1971) и развитие взглядов о двухфазности гидротерм в рудообразующих системах (Кигай, 1979), а также данные, изложенные в настоящей работе, попытаемся развить предложенную Г.Л.Поспеловым схему и рассмотреть ее эволюцию во времени.

В большинстве случаев природные системы характеризуются неоднократным внедрением магмы в одни и те же зоны, что связано с общей структурной обстановкой и геодинамической позицией региона. Поэтому температурные условия прилегающей области испытывают постоянные колебания до полного окончания магматической деятельности в данном регионе. Рассматривать на модели такие условия крайне сложно. Однако модели гидротермальных систем при одноактном внедрении теплового источника достаточно убедительно могут показать общий характер реакции системы на тепловое возмущение.

В гидротермальных системах вместе с развитием температурного поля происходит и эволюция паровых зон. Схематически, на основе обобщения материалов, полученных путем численного моделирования

(см. главу 5), этот процесс можно представить следующим образом (рис. 11, верхний ряд). После внедрения магмы вокруг очага формируется ореол флюида с низкой плотностью, который мы интерпретируем как парогазовое состояние (состояние А). Этот ореол окружен областью жидкого флюида, а граница между этими двумя состояниями характеризуется достаточно плавным переходом в отношении структуры, флюида. Однако, в силу высоких градиентов плотности и температуры даже при давлении выше критического здесь можно ожидать появление геохимического барьера. Дальнейшая эволюция системы ведет к разрастанию парогазовой зоны, особенно в направлении к поверхности земли (состояние Б). Происходит миграция границы между двумя зонами с различным состоянием флюида и некоторое снижение градиентов. При этом минеральные ассоциации, образовавшиеся на предыдущей стадии на геохимическом барьере, могут быть полностью уничтожены в уже иной физико-химической обстановке, создавшейся в результате эволюции системы. В это же время зона парогазового флюида выходит на уровень гидростатического давления ниже критического {-22.0 бар). Граница зоны на этом уровне проходит по кривой кипения водного флюида, с чем связан резкий перепад плотности между областями жидкости и пара. В случае поступления на эту границу растворенного в жцдком флюиде вещества и кипения флюида, граница будет работать как эффективный геохимический барьер. Прямой аналогией этого процесса является экспериментальная модель, описанная в главе 6. Вполне возможно ожидать на таких барьерах зоны интенсивного окремнения куполообразной морфологии. Прогрессивный рост температуры в верхних частях разреза может вызвать появление "наведенных" паровых зон, как замкнутых (состояние В), так и открытых на поверхность (состояние Г). Регрессивная эволюция температурного поля при остывают системы приведет к схлопыванию как верхнего, так и нижнего резервуаров (состояния Д, Е). В зависимости от условий события могут развиваться и по несколько иному сценарию (рис.11, варианты II и 111). В хорошо проницаемых породах паровая зона может "всплыть" до поверхности. А в случае низкой проницаемости очага - может разделиться на два или несколько резервуаров. Границы их могут функционировать как геохимические барьеры, причем действие их будет различным в зависимости от открытости-закрытости резервуара. В случае его открытости газовые компоненты, такие ках HCl, H;.S, СО и др., мосут удаляться большей частью в атмосферу, смещая равновесия в кипящей жидкости в пользу пара. В случае закрытого резервуара газовые компоненты, перешедшие в пар в результате кипения в нижней части паровой зоны, частично снова возвратятся в жидкость при ее конденсации в кровле этой системы. Таким образом, жидкий флюид на

Рис. 11. Возможные варианты эволюции паровых зон: I - формирование "наведенной" ПЗ у поверхности; II - "всплывание" ПЗ в проницаемых породах; III - расслоение ПЗ на две части. А - Е - стадии процесса. 1 - магматический очаг; 2 - паровая зона; 3 -"наведенная" паровая зона; 4 - жидкие гидротермальные растворы; К.т. - критическая точка флюида.

нижней границе, вследствие гидролиза солей и перераспределения кислотной части в пользу пара, будет ощелачиваться, пар будет насыщаться кислотными газовыми компонентами, а верхняя зона конденсации будет содержать жидкость с кислотной реакцией. То есть возникновение парового резервуара способствует кислотно-щелочной дифференциации в гидротермальной системе.

Схлопывание резервуаров происходит не только в результате понижения температуры, но и по нескольким другим причинам, к числу которых можно отнести возрастание давления при кольматации трещин новообразованным минеральным веществом (процесс самозапечатывания по Д.Уайту); повышение солености раствора и соответственно температуры кипения, что ведет к миграции границы в направлении к центру зоны пара; периодическое понижение температуры вследствие отъема теплоты испарения при кипении. Однако эти процессы приводят не к полному' исчезновению паровых зон, а к их пульсационной эволюции. Так, кольматационное повышение давления приводит к гидроразрывам и возобновлению резервуаров пара, область повышенной солености после исчезновения паровых зон выносится и рассеивается потоком жидкости, охлажденная в результате кипения жидкость вновь разогревается при поступлении новой порции тепла. В связи с такой периодичностью в их жизни следу ет ожидать и периодические изменения в химических процессах минералообразования. Периодическое появление и исчезновение геохимического барьера жидкость-пар, периодическая смена кислотно-щелочных ассоциаций минеральными ассоциациями, характерными для нейтральных растворов. Как показано на экспериментальной модели и на примере Паужетского месторождения, граница кипения характеризуется формированием кварц-адуляровой ассоциации. Если осаждение кварца обязано пересыщению раствора при его кипении, то образование адуляра - ощелачиванию кипящего раствора. Как показывают литературные данные, с ощелачиванием связана не только адуляризация, но и вообще полевошпатизация. Исчезновение зоны пара устраняет пространственную преграду между нижней зоной щелочного жидкого флюида и верхней зоной кислых конденсатов. Если возникновение резервуара способствовало кислотно-щелочной пространственной дифференциации флюида, то смыкание этих двух зон будет сопровождаться нейтрализацией флюида. При этом возможно осаждение сульфидных минералов, поскольку наиболее распространенные из них имеют и-образные изотермы на диаграмме зависимости растворимости от рН растворов. Например для сфалерита и аргентита это видно из экспериментальных данных (Мелентьев и др., 1968). Это означает, что для отложения рудных минералов благоприят-

ны близнеигральные условия, которые могут быть достигнуты при исчезновении зоны пара.

Кроме термодинамических и химических параметров гидротермальных систем, на формирование резервуаров пара решающим образом сказываются структурные и гидрогеологические условия. Большинство гидротермальных систем в вулканических областях формируются в зонах активных разломов, а коллекторы термальных вод имеют трещинный характер, что подразумевает гидростатическое распределение давления. При гидростатическом характере давления формирование паровых зон с границами по кривой кипения возможно до глубины 2,2 км, ниже которой они будут иметь "размытые" очертания, характерные для закритических условий. Для пластовых коллекторов, в которых возможны артезианские давления, формирование таких резервуаров менее вероятно. Здесь для появления пара необходимы более высокие температуры, чем в предыдущем случае. Разогрев пластовых вод с изначально высоким давлением чреват возникновением "автоклавного эффекта" и формированием гидроразрывов, связанных с ними брекчие-вых структур, высокими скоростями разгрузки и формированием временных, локальных очагов пара.

Неотектоническис движения, как это предполагается нами для Пау-жетского месторождения, также могут быть причиной возникновения паровых систем. Достаточно быстрое воздымание отдельных разогретых блоков, эрозионный

снос верхней части блока, высокая проницаемость породы способствуют снижению гидростатического давления на фоне достаточно высоко нагретых пород, что инициирует возникновение "наведенных" зон пара, открытых на поверхность. В таких условиях они предпочтительнее могут образоваться в участках, где пьезометрический уровень находится ниже поверхности Земли, тогда как при пьезометрическом уровне значительно выше поверхности перегретые воды вскипают только лишь при из л иве.

Как мы показали, существует множество факторов, от которых зависит возможность формирования и эволюция паровых резервуаров. Но наиболее важным из них все же является проницаемость среды, в которой развивается гидротермальная система. При низкой проницаемости среды теплоперенос происходит медленно, продолжительность жизни гидротермальных систем в общем значительно возрастает, вмещающие породы не испытывают ударных прогревов, и паровые резервуары могут не возникнуть вообще, за исключением зоны малоплотного флюида, возникающего в материнском очаге. При очень высокой проницаемости возникает интенсивный тепловой поток, все процессы скоротечны, мощные зоны пара мотуг быстро возникнуть у поверхности, но и также

быстро угасают. При средних проницаемостях, возникшие резервуары достаточно продолжительное время эволюционируют и поднимаются к поверхности. На проницаемость материнского очага и общую эволюцию системы также может оказать влияние и состав магмы, вернее температура ее солидуса, поскольку консолидация очага и увеличение его проницаемости в результате кристаллизации и усадки может про изойти при разных температурах и запасах тепла. Например, основные магмы могут закристаллизоваться при 800-900°С, когда температура и запасы тепла в очаге достаточно высоки. Естественно, что связанное с этим увеличение проницаемости вызовет гораздо более мощные конвективные потоки, чем это можно было бы ожидать для очагов кислой магмы, консолидирующихся при гораздо более низкой температур; (около 650°С).

В общем виде гидротермальная система может представлять ряд конвективных ячей (не обязательно с центральным восходящим пото-кол! флюидов), осложненных фазовыми переходами флюида на различных уровнях глубинности, которые, в зависимости от обстоятельств, могут и не возникнуть. Фазовые переходы являются причиной кислотно-щелочной дифференциации флюида, которая перманентно возникает и исчезает вместе с паровой зоной. С пульсациями резервуаров связано и пульсационное минералообразование на пути следования гидротермальных потоков. Начальные этапы минералообразованпя характеризуются прогрессивным наступлением температурного фронта, средние - прогрессивным в верхних частях системы и конечные - регрессив ной эволюцией во всей системе. Это связано с гравитационно -конвективным движением разогретого флюида. Вероятно, минеральные ассоциации прогрессивного этапа могут быть замещены минеральными ассоциациями регрессивного этапа, но, возможно, что реликтовые минеральные ассоциации все же могут сохраниться. Наиболее интенсивное минералообразование может быть связано с геохимическими барьерами, сопутствующими паровым зонам. Относительное пространственное положение зон жидкости и пара может иметь очень важную роль для формирования геохимических барьеров (зоны кипения и испарения и чоны конденсации).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.

Концептуальные модели на основе физико-химических диаграмм состояния флювда, краткий обзор литературы, исследование фрагментов Паужетскош месторождения парогидротерм, а также экспериментальное и численное моделирование позволили сделать определенные выво ды по закономерностям формирования гидротермальных систем, содержащих паровые резервуары. В предлагаемом нами понятия

"паровый резервуар или паровая зона" мы имеем в виду не только классические пародоминирующие системы по Д.Уайту, формирующиеся в докритических условиях, но и материнские зоны парогазового флюида, образующиеся на месте раскристаллизовавшегося магматического очага, независимо от глубины залегания. Критерием принадлежности к той или иной фазе мы условно выбрали плотность флюида. Если она ниже критической плотности (0,318 г/см3), то система относится к паровой, если выше - к жвдкофазной. Автор осознает, что границы между флюидными фазами в системе, находящейся при надкритических параметрах, проведенные по такому принципу, достаточно умозрительны. Однако необходимость разграничения паровых и жидких зон при этих параметрах существует, поскольку те и другие могут существенно различаться физико-химическими условиями процессов минералообразо-вания.

Любая гидротермальная система, инициированная внедрением магмы, содержит паровый резервуар, возникающий в пределах самого очага по мере его кристаллизации. Кроме того, в зависимости от температуры магмы, ее объема, глубины локализации, и, главным образом, от проницаемости вмещающих пород, паровая зона может появиться в приповерхностных условиях либо за счет "всплывания" глубинного резервуара, либо за счет перегрева и вскипания приповерхностных вод -"наведенный" паровый резервуар. В зависимости от газового и солевого состава гидротермального флюида кривая кипения может занимать различное положение на Р-Т диаграмме, и высокие концентрации солей способствуют ее удлинению в область более высоких давлений, т.е. для гидротермальных систем - погружению на значительные глубины, где могут возникать паровые зоны, ограниченные кривой кипения водно-солевого раствора. Это говорит о том, что геохимический барьер, возникающий на границе жидкость-пар, может функционировать не только в приповерхностных условиях, но и на глубинах при достаточно высоких температурах, вплоть до солидуса кислых расплавов. Кипение, возникающее на фазовой границе, способствует увеличению концентрации солей в гидротермальном растворе, снижению температуры раствора за счет теплоты испарения, изменению положения фазовой границы в пространстве и даже схлопыванию зон пара. Такой процесс может иметь периодический, колебательный характер и, соответственно, минералообразование, в том числе и рудное, также может быть пульсационным. Движение флюида в гидротермальной системе происходит по проницаемым структурам в виде конвективных потоков. Нисходящие потоки приносят относительно холодные воды в очаг системы, где те, нагреваясь, снова поднимаются вверх. Такой процесс конвективного тепломассообмена охватывает значительные

объемы пород, которые могут быть потенциальными истопниками рудного вещества. Особенно это относится к вулканогенным породам, содержащим значительное количество стекла. Как показали эксперименты по выщелачиванию вулканических стекол, Аи и Ag, содержащиеся в них на кларковом уровне, могут быть мобилизованы гидротермами более, чем на 50% от исходного содержания. Процесс мобилизации этих элементов чрезвычайно чувствителен к режиму кислорода. Метеорные воды, вовлекаемые в конвективный массоперенос могут быть в достаточной мере насыщены кислородом и в процессе прохождения через гидротермальные системы могут производить окисление переменнова-лентных элементов, что несомненно скажется на их мобилизационную способность. Кроме того паровые и жидкие зоны в гидротермальных системах различаются степенью взаимодействия флюид-порода. Более интенсивно взаимодействие в условиях кривой кипения протекает в зоне жидкости и, соответственно, извлечение рудных элементов из породы более быстро будет происходить здесь же.

Фактором осаждения и локализации рудных и жильных минералов могут быть геохимические барьеры на границах паровых зон. Пространственная кислотно-щелочная дифференциация, возникающая в системе пар-жидкость, также может исчезнуть при схлопывании паровых зон и снова восстановиться при их регенерации. Пульсационное поведение зон пара может быть причиной пульсационного осаждения рудного и жильного вещества при периодической нейтрализации гидротермальных растворов.

Достаточно всестороннее изучение гидротермальных систем с паровыми резервуарами, на наш взгляд, показало удовлетворительную согласованность между результатами различных этапов исследования и позволяет считать сделанные выводы вполне достоверно отражающими естественные процессы.

Список работ, опубликованных по теме диссертации.

1. Жатнуев Н.С. Геохимический барьер жидкость-пар в термоградиентной системе // ДАН СССР, 1985, т.284, N1, с.260-264,

2. Жатну ев Н.С., Миронов А.Г. Геохимический барьер жидкость-пар в вулканогенно-гидротермальных системах //В кн.: Вулканизм и связанные с ним процессы. Вып.Ш. Петропавловск-Камчатский: Ин-т вулканологии, 1985, с. 143-144.

3. Летников Ф.А., Жатнуев Н.С., Лашкевич В.В. Флюидный режим термоградиентных систем // Новосибирск: Наука, 1985. -134 с.

4. Жатнуев Н.С., Миронов А.Г. Серебро и золото в термоградиентных условиях // В кн.: Петрология и рудоносность, корреляция магма-

хич. и метаморф. образований. Тез. докл. Вост.-Сиб. регион, петрогр. совещ. ИЗК Иркутск. 1985, с. 146-148.

5. Жатнуев Н.С. Модели пародоминирующих гидротермальных систем в докритических условиях // Докл. АН СССР т.293, N 1, 1987. с.203-206

6. Жатнуев Н.С., Летников Ф.А., Балышев С.О. Особенности эволюции термоградиентных флюидных систем // В кн.: Петрология и флюидный режим континентальной литосферы. Новосибирск: Наука, 1988, с.154-162.

7. Миронов А.Г., Жатнуев Н.С. Авторадиографический метод в экспериментальных исследованиях поведения золота и серебра при взаимодействии флюида с породами // XV Между народи, симпозиум по авторадиографии (Тезисы) Улан-Удэ, 1988. с.75.

8. Жатнуев Н.С., Стефанов Ю.М., Королева Г.П. и др. Пародомини-рующие системы месторождений гидротерм //XII Совещ. по подземным водам Сибири и Дальнего Востока. Тез. докл. Иркутск - Ю-Сахалинск,

1988, с. 34-35.

9. Миронов А.Г., Жатнуев Н.С., Канакин С.В. Поведение золота и серебра при взаимодействии базальтового стекла с флюидом (по экспериментальным данным) //Докл. АН СССР, 1988, т.300, N 2, с.439-443.

10. Жатнуев Н.С., Миронов А.Г. Золото и серебро в термоградиентных системах //В кн.: Петрология флюидно-силикатных систем. Новосибирск: Наука, 1988, с.41-46.

11. Жатнуев Н.С., Рычагов С.Н., Миронов А.Г., Королева Г.П. Динамика геохимического барьера жидкость-пар и эволюция пародомини-рующей системы // V Всес. симпоз. по кинетике и динамике геохим. процессов. Тезисы докладов. 23-25 мая 1989 г. Черноголовка, с.74-75.

12. Жатнуев Н.С., Конев А.А., Ущаповская З.Ф. и др. Нафталин -продукт вулканической деятельности на гидротермальных полях Камчатки // Современное минералообразование вулканических областей. Тезисы докладов выездной сессии ВМО. Петропавловск-Камчатский,

1989, с. 14.

13. Миронов А.Г., Альмухамедов А.И., Гелетий В.Ф., Глюк Д.С., Жатнуев Н.С. и др. Экспериментальные исследования геохимии золота с помощью метода радаоизотопных индикаторов // Новосибирск: Наука, 1989, - 281 с.

14. Жатнуев Н.С., С.Н.Рычагов, Г.П.Королева. Пародоминирующая система Верхнего термального поля Паужетского месторождения (Южная Камчатка)//Докл. АН СССР 1990, т.311, N1, с. 175-178.

15. Жатнуев Н.С. Модели эволюции гидротермальных систем с гетерогенным флюидом // Докл.АН СССР, 1991, т.317, N6, с. 1466- 1479.

16. Жатнуев Н.С., Рычагов С.Н., Миронов А.Г., и др. Пародо■ минирующая система и геохимический барьер жидкость-пар Верхнего термального поля Паужетского месторождения II Вулканология и сейсмология, 1991, N1, с. 62-78.

17. Королева Г.П., Жатнуев Н.С. Ломоносов И.С. Роль современных гидротерм районов активного вулканизма в концентрировании рудных элементов // В кн.: Тез. докл. Всес. совещ. по подземным водам Востока СССР (XIII совещание по подземным водам Сибири и Дальнего Востока) Иркутск-Томск, 1991. с.143.

18. Жатнуев Н.С. Золото и серебро в пародоминирукяцих гидротермальных системах // В ich.: Геохимические исследования и поиски благородных и радиоактивных элементов в Забайкалье. Улан-Удэ, 1991, с. 53-64.

19. Жатнуев Н.С., Конев A.A., Ущаповская З.Ф. Первая находка нафталина на Камчатке (Нижне-Кошелевское месторождение парощд-ротерм) //В кн. Современное вулканогенно-гидротермальное минерало-образование. ч.2. Материалы первой сессии Камчатского отделения ВМО. Петропавловск-Камчатский, 1989. Владивосток, 1992. с. 14-18.

20. Жатнуев Н.С. Периодические явления в магматическом и гидротермальном очагах // В кн.: Синергетика геологических систем. Иркутск. 1992. с. 94.

21. Рычагов С.Н., Главатских С.Ф., Коробов А.Д., Жатнуев Н.С. и др. Струюура рудоносной гидротермальной системы // Тезисы конференции "Древний вулканизм. Современные аналоги". Канберра, Ав стралия, 1993. „л

22. Рычагов С.Н., Главатских С.Ф., Гокчаренко О.П., Жатнуев Н.С. , Коробов А. Д. Температурная и минералого-геохимическая характеристика месторождения Океанское (о-в Итуруп) //Геология рудных месторождений, 1993, т. 35, N 5, с.405-418.

23. Жатнуев Н.С., Миронов А.Г., Нимаев Ю.Н. Эксперименталь ное исследование мобилизации золота и серебра в процессе гидротермального преобразования вулканических стекол при контролируемом режиме кислорода//Доклады АН России, 1993, т.331, N 5, с.603-607.

24. Рычагов С.Н., Жатнуев Н.С., Коробов А. Д. и др. Структура гид ротермальной системы // М.: Наука, 1993, -300 с.

25. Жатнуев Н.С. Патент N 2004904; Устройство для отбора проб жидкости и пара // Роспатент, 1993.

26. Жатнуев Н.С., Миронов А.Г., Рычагов С.Н., Королева Г.П. Маг-матогенно-гидротермальные системы с геохимическим барьером жидкость-пар. // IV объединенный симпозиум по проблемам прикладной геохимии посвященный памяти Академика Л.В.Таусона. 7-10 сентября 1994 г. Тезисы. Том 1, Иркутск. 1994, с. 89.

27. Рычагов С.Н., Главатских С.Ф. Гончаренко О.П., Жатнуев Н.С., Коробов А.Д. Температурный режим вторичного минералообразования и структуры температурного поля в недрах гидротермальной системы

. вулкана Баранского (о-в Итуруп) // Вулканология и Сейсмология, 1994, N6, с.96-112.

28. Жатнуев Н.С., Миронов А.Г., Загузин Г.Н. Экспериментальное исследование выщелачивания золота и серебра водой из стекол кислого, основного и среднего составов при 200-500°С и 200- 1000 бар // Геохи-

, мня, 1995, N12, с. 1765-1785.

29. Жатнуев Н.С., Миронов А.Г., Гунин В.И. Экспериментальное исследование минерало- и рудообразования на геохимическом барьере жидкость-пар в гидротермальной системе // Российский фонд фундаментальных исследований в Сибирском регионе (земная кора и ман-

. , тия). Том 2, Петрология, геохимия, металлогения. Иркутск. 1995, с. 4243.

30. Жатнуев Н.С., Миронов А.Г'. Экспериментальные исследования поведения Ац и Ag при взанмодействщ базальтового, андезитового и риолитового стекол с водой Н XIII Российское совещание по экспериментальной минералогии, Тез. докл. 12-15 сентября 1995 г. п.Черноголовка.

31. Гунин В.И., Жатнуев Н.С. Численное моделирование теплового поля гидротермальных систем, развивающихся под магматическими очагами //XIII Российское совещание по экспериментальной минералогии. Тезисы докладов 12-15 сентября 1995 г. п.Черноголовка, с. 140.

32. Жатнуев Н.С., Миронов А.Г., Рычагов С.Н., Гунин В.И. Гидротермальные системы с паровыми резервуарами (концептуальные, экспериментальные и численные модели) // Новосибирск: Изд-во СО РАН, 1996,-184с.

; 33. Жатнуев Н.С., Рычагов С.Н., Посохов В.Ф. Паровые зоны в гидротермальной системе Паужетского месторождения (Южная Камчатка) .// Доклады РАН, (в печати). ,

34. Mironov A.G., Zhatnuev N.S., Nimaev Y.N. Evaluation of the gold and silver mobility in glasses and rock on the autoradiographic data // Abstracts 29th IGC Kyoto, Japan, 1992. v 2, of 10, p. 618.

35. Zhatnuev N.S., Rychagov S.N. Evolution of vapourdominating reservoires of modern geothermal systems //Abstr. 29th IGC. Kyoto, Japan 1992, vol 1 of 3, p. 201.

36. Zhathuev N.S., Mironov A.G. Gold and Silver mobilization under volcanic rock. Hydrothermal alterations (exsperimental data)// The 9th symposium of international association on the genesis of ore deposits. Abstracts. Vol 1. August 12-18,1994, Beijing. China, p,413.

37. Zhatnuev N.S., Mironov A.G. Exsperimental investigation of the gold and silver mobilization under hightemperature water-rock interaction //IMA 16th General Meeting 4-9 September 1994 (Abstracts), Piza, Italy, 1994, p.459.

38. Rychagov S.N., Glavatskikh S.F., Goncliarenco O.P., Zhatnuev N.S., Korobov A.D., a.o. Evolution of structure of ore-bearing hydrotermal systems in the Kurile-Kamchatka region // The 9th Symposium of international association of the genesis of ore deposits. Abstracts. Vol.1. August 12-18, 1994. Beijing China, p.80.

39. Mironov A.G., Zhatnuev N.S. Some applications of radiotracers in experimental geochemical investigations using beta radiography //17th Internatoinal conference on Nuclear tracks in solids. Book of abstracts -Dubna, August 24-28, 1994. Dubna-1994. p.205.

40. Mironov A.G., Zhatnuev N.S. Some applications of radiotracers in experimental geochemical investigations using beta radiography // Radiation measurements, 1995, Vol.25, Nos 1-4, pp.517-518.

41. Mironov A.G., Zhatnuev N.S. Experimental test of a recycling model for gold and silver in sea-floor sulfide ores and gold deposits in ophiolite belts // Proceeding of the 8th Symposium on Water-Rock interaction. Editors Y.Kharaka & O.Chudaev, Vladivostok (Russia) 15-19 August 1995, p.813-814.

Подписано в печать 19.05.98 г. Формат 60x84 1/16. Бумага офсетная. Печать офсетная. Объем 3,25 печ. л. Тираж 110. Заказ № 89.

Отпечатано в типографии БНЦ СО РАН, 670047, г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6.

Текст научной работыДиссертация по геологии, доктора геолого-минералогических наук, Жатнуев, Николай Сергеевич, Улан-Удэ

/

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК

Сибирское отделение

.Геологический институт

УДК550.41+550.4.02+551.2.01

На правах рукописи

Николай Сергеевич ЖАТНУЕВ

ПАРОВЫЕ ЗОНЫ В ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМАХ: ГЕОХИМИЧЕСКИЕ И ДИНАМИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ ФОРМИРОВАНИЯ

Специальность 04.00.02 - Геохимия

Диссертация на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

/ дЗ&

!Л

Улан-Удэ - 1998

- 2 -ОГЛАВЛЕНИЕ

ВВЕДЕНИЕ.........................................................6

Глава 1. МАГМАТОГЕННО-ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ СИСТЕМЫ И ПАРОДОМИНИРУ-ЮЩИЕ ЗОНЫ..........................................13

1.1. ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ И ЭВОЛЮЦИИ МАГМАТОГЕННО-ГИДРО-ТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ..................................13

1.2. ПРОБЛЕМЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПАРОДОМИНИРУЮЩИХ ЗОН В МГС И УСЛОВИЯ НЕОБХОДИМЫЕ ДЛЯ ИХ ВОЗНИКНОВЕНИЯ И СУЩЕСТВОВАНИЯ..............................................21

1.3. СУЩЕСТВУЮЩИЕ МОДЕЛИ ПАРОДОМИНИРУЮЩИХ СИСТЕМ........22

1.4. ПАРОВЫЕ РЕЗЕРВУАРЫ В ВЫСОКОТЕМПЕРАТУРНЫХ ГЕОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМАХ.......................................29

1.4.1. Общие геолого-структурные условия локализации современных высокотемпературных гидротерм...............29

1.4.2. Современные гидротермальные системы с паровыми резервуарами ............................................31

1.4.3. Паровые резервуары в геотермальных системах Камчатки и Курил............................................32

Глава 2. КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА СОСТОЯНИЯ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ ФЛЮИДОВ............................................40

2.1. ФАЗОВАЯ ДИАГРАММА И СТРУКТУРА ГИДРОТЕРМАЛЬНОГО ФЛЮИДА ...................................................40

2.2. НЕКОТОРЫЕ АСПЕКТЫ ТЕРМОДИНАМИКИ ПАРООБРАЗОВАНИЯ В ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМАХ.............................46

2.3. ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЙ ЦИКЛ ФЛЮИДА В ПРОЦЕССЕ ФОРМИРОВАНИЯ МАГМАТОГЕННО-ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ................49

2.4. КИПЕНИЕ КАК ГЕОХИМИЧЕСКИЙ ФАКТОР В ПРОЦЕССАХ МИНЕРА-ЛО И РУДООБРАЗОВАНИЯ И ГЕОХИМИЧЕСКИЙ БАРЬЕР ЖИДКОСТЬ-ПАР..........................................53

2.5. В Ы В О Д Ы........................................57

Глава 3. КОНЦЕПТУАЛЬНЫЕ МОДЕЛИ ПАРОВЫХ РЕЗЕРВУАРОВ В МАГМАТО-ГЕННО-ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМАХ.....................61

3.1. ПОСТРОЕНИЕ ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИХ МОДЕЛЕЙ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ С ПРОСТРАНСТВЕННЫМ РАЗДЕЛЕНИЕМ ФЛЮИДНЫХ ФАЗ.61

3.1.1. Варианты образования паровых резервуаров в пределах магматических тел в процессе их остывания..........63

3.1.2. Образование паровых резервуаров в надинтрузивных зонах................................................74

3.1.3. Паровые резервуары в гидротермальных системах с газо-содержащим флюидом.................................80

3.2. УСТОЙЧИВОСТЬ И ПЕРИОДИЧЕСКИЕ ПУЛЬСАЦИИ ПАРОВЫХ РЕЗЕРВУАРОВ (НЕКОТОРЫЕ ГЕОХИМИЧЕСКИЕ СЛЕДСТВИЯ КОЛЕБАНИЙ ГРАНИЦ ПЗ).........................................85

3.3. ПРОСТРАНСТВЕННЫЕ ВЗАИМООТНОШЕНИЯ ФЛЮИДНЫХ ФАЗ В ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМАХ И ВАРИАНТЫ ГРАНИЦ ПАРОВЫХ ЗОН. ...................................................92

3.4. В Ы В О Д Ы........................................99

Глава 4. ПАРОВЫЕ ЗОНЫ И ГЕОХИМИЧЕСКИЙ БАРЬЕР ЖИДКОСТЬ-ПАР В

ПАУЖЕТСКОЙ ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ СИСТЕМЕ................101

4.1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ПАУЖЕТСКОЙ ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ СИСТЕМЫ (КРАТКИЙ ОБЗОР).............................101

4.2. ПРОГНОЗ ПАРОВЫХ ЗОН НА ПАУЖЕТСКОМ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПО ГИДРОГЕОТЕРМИЧЕСКИМ ДАННЫМ........................106

4.3. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПАРОВЫХ РЕЗЕРВУАРОВ НА ПАУЖЕТСКОМ МЕСТОРОЖДЕНИИ...................114

4.3.1. Поведение петрогенных и некоторых рудных элементов в разрезе Верхнего термального поля.................114

4.3.2. Изотопный состав стронция в разрезе паровых зон Пау-жетской гидротермальной системы...................120

4.4. ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ПОЛУЧЕННЫХ РЕЗУЛЬТАТОВ И МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ ПАРОВОГО РЕЗЕРВУАРА.......................125

Глава 5. ЧИСЛЕННОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ТЕМПЕРАТУРНОГО ПОЛЯ МАГМАТО-ГЕННО-ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ В СВЯЗИ С ПРОБЛЕМОЙ ФОРМИРОВАНИЯ ПАРОДОМИНИРУЮЩИХ РЕЗЕРВУАРОВ............131

ПОСТАНОВКА ПРОБЛЕМЫ И ОБЗОР ПРОВЕДЕННЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ.

..................................................131

ОПИСАНИЕ МОДЕЛИ...................................133

ДИНАМИКА МГС ПО РЕЗУЛЬТАТАМ ЧИСЛЕННОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ.

..................................................143

ПОВЕДЕНИЕ КРЕМНЕЗЕМА В МОДЕЛЬНЫХ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМАХ............................................160

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ МОДЕЛИРОВАНИЯ И ВЫВОДЫ.....177

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ ГЕОХИМИЧЕСКОГО БАРЬЕРА

ЖИДКОСТЬ-ПАР В ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМАХ...........181

МЕТОДИКА ЭКСПЕРИМЕНТА.............................182

РЕЗУЛЬТАТЫ ЭКСПЕРИМЕНТОВ..........................185

6.2.1. Поведение петрогенных компонентов на геохимическом барьере жидкость-пар..............................185

6.2.2. Поведение золота и серебра на геохимическом барьере жидкость-пар......................................191

6.3. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ............................200

Глава 7. ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ ВЫЩЕЛАЧИВАНИЯ ЗОЛОТА И СЕРЕБРА ИЗ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД. К ПРОБЛЕМЕ ИСТОЧНИКА РУДНОГО ВЕЩЕСТВА ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ____203

7.1. ПОСТАНОВКА ПРОБЛЕМЫ И ОБЗОР ПРОВЕДЕННЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ. ..................................................203

7.2. МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ.............................206

7.3. РЕЗУЛЬТАТЫ ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ.........212

7.3.1. Минеральные преобразования и химические изменения в

5.1.

5.2.

5.3

5.4

5.5 Глава 6.

6.1 6.2

вулканических стеклах в процессе гидротермального эксперимента......................................212

7.3.2. Золото и серебро в процессе гидратации стекол при различных температурах............................225

7.3.3. Изучение характера изменения стекол и поведения золота и серебра в зависимости от давления флюида.....238

7.3.4. Изучение влияния режима кислорода на подвижность золота и серебра в силикатной матрице...............243

7.3.5. Изучение поведения золота и серебра при неконтролируемом режиме кислорода и различном составе гидротермального флюида...................................248

7.4. ПОВЕДЕНИЕ ЗОЛОТА И СЕРЕБРА ПРИ ВЗАИМОДЕЙСТВИИ ВУЛКАНИЧЕСКИХ СТЕКОЛ С ГИДРОТЕРМАЛЬНЫМ РАСТВОРОМ. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ ЭКСПЕРИМЕНТОВ.....................250

Глава 8. УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ПАРОВЫХ ЗОН В ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ

СИСТЕМАХ И СВЯЗЬ С НИМИ ПРОЦЕССОВ МИНЕРАЛО- И РУДО-

ОБРАЗОВАНИЯ.......................................261

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.....................................................273

ЛИТЕРАТУРА.....................................................276

- б -ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. Состояние флюидов в эндогенных процессах обсуждается с давних пор. Для современных гидротермальных систем (ГС) были выделены зоны с флюидом, представляющим насыщенный и сухой пар, которые были названы пародоминирующими системами (White et al,1971). Интерес к ним был проявлен со стороны специалистов по геотермальной энергетике (Изучение и использование..., 1975), поскольку они являются высокопотенциальными источниками тепла. Оценка условий рудообразования по данным термобарогеохимии (Наумов, 1984) показывает, что значительная часть гидротермальных месторождений формируется в условиях, близких к фазовому переходу жидкость-газ, либо на этой границе. Пространственные взаимоотношения флюидных фаз в ГС изучены недостаточно, хотя они представляют несомненный интерес с общетеоретических позиций и позиций рудообразования. Границы паровых зон (ПЗ) в ГС могут представлять собой комплексный геохимический барьер (ГБ), который по классификации А.И.Перельмана (1979) можно отнести разряду термодинамических, кислотно-щелочных и окислительно-восстановительных барьеров одновременно, поскольку перераспределение растворенных газовых компонентов, продуктов гидролиза солей между жидкостью и паром является мощным фактором нарушения равновесия в гидротермальном растворе. С проявлением паровых флюидов связывается ряд эпитермальных золото-серебряных, ртутных месторождений, месторождений медно-порфировых руд и т.д. (White et al, 1971; Krupp, Seward, 1987 и др.). С применением модели двухфазного флюидного резервуара подведена теоретическая база под многостадийность гидротермального рудоотложения. В свете этой модели получает логическое объяснение наложение рудной минерализации на безрудные метасоматиты, смена минеральных ассоциаций кислотной стадии ассоциациями щелочного метасоматоза (Кигай, 1979).

Многообразие факторов, обусловливающих появление в ГС паровых зон, связь последних с проявлениями рудной минерализации и в то же время недостаточная освещенность и теоретическая разработанность вопроса ставят проблему ПЗ в ряд весьма актуальных проблем геологической науки.

Цель работы заключалась:

1) в выяснении условий возникновения и эволюции ПЗ и их прогнозе на природных объектах;

2) в выяснении роли границ ПЗ как ГБ в отношении породообразующих и рудных компонентов;

3) в создании моделей формирования ПЗ в магматогенно-гидро-термальных системах (МГС) и их пространственно-временной эволюции;

4) в экспериментальной проверке идеи рециклинга в отношении золота и серебра.

В задачи исследования входило:

1 - Изучение гидродинамических и термодинамических условий формирования и эволюции ПЗ.

2 - Экспериментальное исследование границы жидкость-пар как геохимического барьера и изучение на примере современной ГС с паровым резервуаром поведения рудных и нерудных компонентов на границах ПЗ.

3 - Экспериментальное изучение возможности извлечения и концентрации рудного вещества (на примере золота и серебра) из вулканитов, содержащих его на кларковом уровне.

4 - Создание математической модели и программного обеспечения для численного моделирования МГС с ПЗ.

Основные защищаемые положения.

1. Паровые зоны в МГС могут формироваться двумя способами:

а) Первичные паровые зоны формируются непосредственно в магматическом очаге, в жерловых зонах вулканов, экструзивных куполах, т.е. при остывании и кристаллизации магмы. В зависимости от проницаемости пород они "всплывают" к поверхности (при проницаемости более ~0.1 пШ), либо эволюционируют и постепенно ликвидируются на месте в пределах очага (проницаемость менее ~0.1 шБ).

б) "Наведенные" паровые зоны формируются вблизи поверхности, при вскипании перегретых гидротерм вследствие снижения гидростатического давления, связанного с понижением пьезометрического уровня термальных вод в результате появления дренирующих структур. "Наведенные" паровые зоны в начальной стадии эволюции не имеют паровых каналов, связывающих их с глубинными ПЗ, возникшими в пределах магматических очагов.

2. Паровые зоны могут быть закрытыми и открытыми на поверхность. Закрытые ПЗ ограничены со всех сторон областью жидкого гидротермального флюида, открытые ПЗ формируются вблизи поверхности и отличаются тем, что верхняя граница частично отсутствует, а резервуар сообщается с атмосферой.

3. Границы паровых резервуаров, в случае их нахождения в термодинамических условиях кривой кипения гидротермального флюида, являются эффективным геохимическим барьером, на котором происходит осаждение кремнезема в виде кварца, выщелачивание и переотложение серебра и золота, адуляризация, увеличение содержаний в породе лития и рубидия и уменьшение содержаний натрия.

4. Паровым зонам в ГС свойственны периодическое расширение и

сжатие, возможно, вплоть до полного их исчезновения и, соответственно, пульсационная миграция границ. Главной причиной колебаний является процесс кипения. К другим причинам можно отнести химические, климатические и геолого-структурные факторы. Механизм пульсаций, обеспеченный кипением, реализуется лишь при наличии направленного потока гидротермального флюида.

5. Периодическое сжатие и расширение паровых резервуаров являются причиной периодической смены кислотного (в зоне конденсации парового флюида) и щелочного (в зоне кипения у основания паровой зоны) режимов флюида на нейтральный при пространственном сближении зон кипения и конденсации в процессе пульсаций.

6. Вулканические породы с кларковым содержанием золота и серебра могут являться источником рудного вещества по отношению к этим металлам. При взаимодействии с гидротермальным раствором возможен переход этих металлов в раствор в количестве более 50% от их исходного содержания в породе.

Фактический материал и методы исследования. Работа выполнена на основе материала, полученного автором в результате полевых работ на Паужетском, Нижнекошелевском и Океанском месторождениях па-рогидротерм (Юж.Камчатка и о.Итуруп), экспериментального моделирования геохимического барьера на гидротермальной установке при температурах до 500°С и давлениях от 0.2 до 1 кбар, экспериментального исследования мобилизации золота и серебра из вулканитов с использованием метода радиоизотопных индикаторов, численного моделирования эволюции термогидродинамических условий ГС на ПК IBM-486DX и PENTIUM по программе, разработанной в БГИ СО РАН В.И.Гуниным совместно с автором настоящей работы. Исследования выполнены лично

автором, либо в соавторстве. Сделанные в настоящей работе выводы принадлежат лично автору.

Научная новизна. В работе предложены концептуально новые модели ГС с паровыми зонами. Путем численного моделирования получены новые данные по условиям формирования и развития паровых зон в МГС. Впервые экспериментально и на натурном объекте показана роль геохимического барьера жидкость-пар на границе паровых зон как эффективного фактора в процессах осаждения золота, серебра, кремнезема и других компонентов. На основе натурных наблюдений впервые предложена ретроспективная модель эволюции парового резервуара в ГС. С помощью метода радиоизотопных трассеров получены не имеющие аналогов экспериментальные данные по гидротермальной мобилизации золота и серебра из вулканитов, содержащих эти металлы на кларко-вом уровне. Впервые экспериментально показана роль вулканитов с кларковым содержанием металлов как потенциального источника рудного вещества для золото-серебряных гидротермальных месторождений.

Практическая значимость работы: Полученные в работе данные по условиям формирования и развития ГС с паровыми зонами могут быть полезными при прогнозе паротермальных месторождений и при интерпретации результатов исследования гидротермальных рудных месторождений, формировавшихся в палеогидротермальных системах. Разработанная и запатентованная установка для отбора проб жидкости и пара может позволить получить уникальные данные по равновесиям жидкость-пар при повышенных параметрах (до 700°С и 1000 бар).

Публикации. Диссертация практически полностью опубликована в 40 работах, в том числе 16 статьях и 5 монографиях в соавторстве. Получен патент на изобретение устройства для отбора проб жидкости и пара, находящихся в равновесии под давлением до 1000 бар и при

температурах до 500°С.

Апробация работы. Отдельные части работы и некоторые положения диссертации докладывались на Восточно-Сибирском региональном петрографическом совещании "Петрология и рудоносность, корреляция магматических и метаморфических образований" в г. Иркутске (1985); на XV Международном симпозиуме по авторадиографии в г.Улан-Удэ (1988); на XII Совещании по подземным водам Сибири и Дальнего Востока в Иркутске (1988); на V Всесоюзном симпозиуме по кинетике и динамике геохимических процессов в П.Черноголовка (1989); на выездной сессии ВМО "Современное минералообразование вулканических областей" в г.Петропавловск-Камчатский (1989); на Всесоюзном совещании по подземным водам Востока СССР ( XIII совещание по подземным водам Сибири и Дальнего Востока) в Иркутске (1991); на IV объединенном симпозиуме по проблемам прикладной геохимии, посвященном памяти академика Л.В.Таусона в Иркутске (1994); на 17-ой Международной конференции по ядерным трекам в твердом теле в Дубне (1994); на совещании Российского фонда фундаментальных исследований в Сибирском регионе в Иркутске (1995); на XIII Российском совещании по экспериментальной минералогии в П.Черноголовка (1995).

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 8 глав, заключения и списка литературы. Объем: 210 страниц текста, 12 таблиц и 73 иллюстрации.

Благодарности. Начало работы было положено в Институте земной коры СО РАН в лаборатории экспериментальной и теоретической петрологии под руководством академика Ф.А.Летникова, которому автор выражает глубокую признательность. Автор с огромным удовольствием благодарит своих коллег, с которыми проводились совместные экспериментальные, полевые исследования и компьютерное моделирование, и

без помощи которых была бы невозможна эта работа: А.Г.Миронова, С.Н.Рычагова, В.И.Гунина, Г.П.Королеву, В.В.Лашкевича, К.Е.Кузнецова, С.О.Балышева; коллег, с которыми обсуждались отдельные части работы: Н.В.Вилора, А.Д.Коробова; сотрудников аналитических служб Института земной коры, Института геохимии, Бурятского геологического института, Института вулканологии. Кроме того, автор благодарит сотрудников БГИ СО РАН Н.Г.Бугаеву и С.Б.Булгакова, оказавших помощь в получении и обработке авторадиографических данных.

Часть экспериментальных работ по мобилизации металлов из вулканитов и по моделированию геохимического барьера жидкость-пар выполнялась при финансовой поддержке РФФИ. Грант N93-05-14019.

- 13 -Глава 1

МАГМАТОГЕННО-ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ СИСТЕМЫ И ПАРОДОМИНИРУЮЩИЕ ЗОНЫ

1.1. ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ И ЭВОЛЮЦИИ МАГМАТОГЕННО-ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ

Определений гидротермального процесса, а также гидротермальной системы предлагается достаточно мног