Аверьев В.В., Институт вулканологии СО АН СССР
Вопросо соотношении между гидротермальной и магматической деятельностью продолжаетоставаться в геологии одним из самых актуальных и дискуссионных. Он обсуждаетсякак в ходе петрологических и минералогических исследований, так и при изучениигенезиса термальных вод. Исторически и территориально гидротермальный процесстесно сопряжен с явлениями магматизма. Однако многообразные конкретные формы исущность этой связи до конца не выяснены и трактуются по-разному.
Вобластях современного вулканизма наиболее типичной является ассоциациягидротермального процесса с явлениями “кислого вулканизма”. Исключениепредставляет лишь Исландия, где базальтовый материал абсолютно преобладает. Чтоже касается таких классических объектов, как зона Таупо в Новой Зеландии, Йеллоустонскийпарк в США, Камчатка и многие другие, то самые мощные и высокотемпературныегидротермальньные системы приурочены здесь к районам, где получили чрезвычайноширокое развитие пемзы, игнимбриты и спекшиеся туфы, а также экструзии дацитови риолитов верхнечетвертичного возраста. С этих позиций соотношение междугидротермальной и магматической деятельностью можно рассматривать как сравнениемасштабов и интенсивности тех и других процессов в пределах конкретных, обычночетко очерченных районов и в рамках ограниченного времени.
Гидротермальныйпроцесс характеризуют следующие главные показатели: температура гидротермальныхсистем, их тепловая мощность, интенсивность питания систем теплом,продолжительность их существования и возможные темпы совершающихся в нихизменений. Здесь целесообразно ограничиться рассмотрением тольковысокотемпературных систем (температура значительно выше 100°), посколькуосновные черты процесса представлены в них наиболее ярко.
Температурыв гидротермальных системах. Сведения о температурах в современныхгидротермальных системах были получены в последние десятилетия на основанииданных глубокого бурения, которое проводилось в ряде стран для использованияперегретых' вод и пара в энергетических целях. В некоторых случаях температуры быливычислены при изучении поверхностных термопроявлений, когда были достаточноточно установлены соотношения между расходами кипящей воды и пара и тем самымрассчитано теплосодержание пароводяной смеси.
(Примечание.Термином“перегретые” в геологической литературе последних лет характеризуют подземныеводы, имеющие температуру выше 400°, но находящиеся в жидкой фазе вследствиевысокого пластового давления.)
Максимальныетемпературы на геотермальных месторождениях приближаются к 300° на глубинахоколо 1000 м (Вайотапу, Новая Зеландия). В самой глубокой геотермальнойскважине, пробуренной в 1962 г. близ Соленого озера в Калифорнии, на глубине1680 м предполагается температура минимум 270° и, возможно, приближающаяся к370° (White et oth., 1963). Для большого числа геотермальных месторожденийхарактерны температуры около 250°, приуроченные к глубинам в несколько сотенметров. Таковы Вайракей в Новой Зеландии, калифорнийские гейзеры в США,Лардерелло в Италии, многие термальные поля Исландии, наконец, Долина Гейзеровна Камчатке. На таких месторождениях, как Паужетка и Больше-Банное на Камчатке,Обама в Японии, и на многих других зафиксированы температуры 130-200°.
Нарастаниетемператур в верхней зоне месторождений происходит очень быстро и зависит отглубины залегания обводненного комплекса пород и его температуры. На некоторыхместорождениях, где обводненный комплекс находится близко к поверхности,значения температур, близкие к максимальным, наблюдаются уже на глубинах150—300 м (рис. 1). В обводненных комплексах повышение температур с глубинойпроисходит крайне медленно. В большинстве случаев его вообще не удаетсяобнаружить на протяжении многих сотен метров (термограммы 1 и 2 на рис. 1). Этоособенно свойственно очагам разгрузки гидротерм, где тепловое поле является“наведенным” благодаря приближению к поверхности потока перегретых вод.Неуклонное, хотя и медленное повышение температур в нижних зонахгидротермальных систем удается обнаружить на очень немногих объектах. К ним, вчастности, относится самое высокотемпературное из известных месторождений — Вайотапу (термограмма 3 на рис. 1).
Всвете этих данных необходимо рассмотреть вопрос о температуре в основаниигидротермальных систем. Понятие о “температуре основания”, или “базовойтемпературе”, ввел в 1961 г. Бодварссон (Bodvarsson, 1961). Этим терминомобозначается температура на таких глубинах, до которых в пределахгидротермальных систем происходит более или менее активная циркуляция подземныхвод. Эта глубина обусловлена особенностями геологического строения района, вчастности — проницаемостью пород. Используя материалы изучения сейсмическихразрезов, Бодварссон показал, что активная циркуляция подземных вод ввулканической зоне Исландии ограничивается глубинами в 1,5- 2,0 км, которым, поего материалам, соответствуют температуры 200— 250°, т. е. практически такиеже, как и на более высоких уровнях гидротермальных систем. Этот вывод хорошосогласуется со всеми приведенными выше данными. Нет никаких оснований полагать,что в основании гидротермальных систем должны господствовать очень высокиетемпературы, приближающиеся, например, к температуре магмы. Даже на такомвысокотемпературном объекте, как Вайотапу, экстраполяция термограмм до глубины3 км дает величину не более 400°.
Тепловаямощность гидротермальных систем. Под тепловой мощностью гидротермальных системпонимается вынос ими того или иного количества тепла в единицу времени. Следуетотметить, что еще недавно экспедиционные обследования термальных источниковдавали резко заниженные значения их тепловой мощности. Это объясняется тем,что, с одной стороны, оставалась неучтенной скрытая разгрузка гидротерм, частопревосходящая по своей величине видимый дебит источников, и, с другой —оставалась неизвестной температура перегретых вод на глубине. Лишь при постановкеспециальных работ стали четко вырисовываться поистине огромные масштабыгидротермального процесса. Сведения о тепловой мощности некоторыхгидротермальных систем приведены в таблице. Наибольшую из известных сейчасмощностей —-500 тыс. ккал/сек имеет термальное поле Торфаёкул в Исландии. Кэтой величине близка суммарная тепловая мощность источников Иелло-устонекогопарка. Для обширной группы гидротермальных систем, в которую входят Вайракей иВайотапу в Новой Зеландии и Долина Гейзеров на Камчатке, характерна тепловаямощность около 100 тыс. ккал/сек. Наконец, известна также группа относительно“маломощных” систем, где вынос тепла измеряется первыми десятками тысячкилокалорий в секунду.
Длясравнения в таблице указаны тепловые мощности фумарольных полей на наиболееактивных в этом отношении вулканов Камчатки и Курильских островов. Приведенныеданные позволяют заключить, что гидротермальные системы, находящиеся в удаленииот вулканических аппаратов, по масштабам выноса тепла нисколько не уступаютфумарольным полям вулканов и во многих случаях превосходят их по мощности.
Интенсивностьпитания гидротермальных систем теплом. Одним из самых важных показателейгидротермального процесса является плотность теплового потока на участкахформирования гидротерм, или, иными словами, интенсивность питаниягидротермальных систем теплом. Однако сведения об этом стали появляться лишь всамое последнее время. Банвелл (Banwell a. oth., 1957) приводит данные Грегга отепловом потоке в районе Таупо в Новой Зеландии, где средняя величина наплощади 1130 км2 равна 243 ккал/км2 • сек, а в районенаиболее активной гидротермальной деятельности, на площади 125 км2,—1200 ккал/км2 • сек. В этой же работе для района Хенгилла в Исландииуказывается, по данным Бодварссона, величина теплового потока 420 ккал/км2• сек.
Ещебольшая величина теплового потока была определена нами в 1962 г. в районеДолины Гейзеров. Здесь на площади около 50 км2 она достигает2000—2500 ккал/км2 • сек. Эти цифры были получены в результате работна специально выбранных балансовых участках, которые представляли собойнебольшие по площади, четко очерченные гидрогеологические структуры. Расчетплотности тепловых потоков вели путем отнесения тепловой мощности, замереннойпо всем термопроявлениям, к площади, на которой происходит инфильтрация инагрев атмосферных вод.
Приведенныематериалы безусловно свидетельствуют о том, что высокотемпературнаягидротермальная деятельность приурочена к резко выраженным термоаномалиям вземной коре. Тепловой поток в рамках таких термоаномалий превышает средниепоказатели для Земли (12 ккал/км2 • сек) в десятки и даже сотни раз.
Относительноглубинного строения термоаномалий пока что нельзя сказать ничего определенного.В ряде случаев они находятся в пределах вулкано-тектонических депрессий,которые можно трактовать как огромные древние кальдеры, а иногда — как сериюпоследовательно образовавшихся кальдер. Образование таких структур обусловленовыбросом в течение четвертичного периода огромного количества главным образомкислого пирокластического материала. Что же касается “поверхностного” строениятермоаномалий, то они охватывают территорию с различными геолого-структурнымиусловиями. В сфере их влияния оказываются массивы древних вулканов, молодыеэкструзии, а также участки с обычными, невулканическими структурами. При этом,как удалось установить в районе Долины Гейзеров, показатели для тепловогопотока на старых вулканических массивах практически не отличаются от среднихпоказателей для всей аномалии. Следовательно, паровые струи и фумаролы на такихмассивах можно расценивать не как явления, порожденные самим вулканическимаппаратом, а как следствие наложенного теплового процесса.
Вследствиеразнородных геологических условий питание гидротермальных системинфильтрационными водами происходит с различной интенсивностью. Именно этообстоятельство и приводит к возникновению гидротермальных систем синдивидуальными температурными показателями в условиях примерно равного питанияих теплом. В пределах одной и той же термоаномалии могут быть встречены самыеразличные термопроявления: от теплых источников до паровых струй и гейзеров.Формирование высокотемпературных гидротерм, питающих кипящие источники, гейзерыи паровые струи, приурочено по большей части к комплексам пород с низкимифильтрационными свойствами
Этипороды служат для холодных грунтовых вод относительными водоупорами, недопускающими внедрения в систему мощных инфильтрационных потоков. В частности,в районе Долины Гейзеров высокотемпературные проявления связаны стуфогенно-осадочным комплексом, питание которого поверхностными водамиколеблется от 2 до 8 л/км2 • сек (по расчету). В таких условияхпроисходит формирование гидротерм с температурой 200-250°. В некоторых случаяхвместилищем высокотемпературных гидротерм могут быть и хорошо проницаемыепороды, если они перекрыты непроницаемыми отложениями и надежно изолированы имиот инфильтрационных вод. Примером такого рода пород может служить геотермальноеместорождение Лардерелло, где гидротермы с температурой 240—250° находятся всильнотрещиноватых, кавернозных известняках, перекрытых мощным глинистымчехлом.
/>Продолжительность существованиягидротермальных систем
Следыгидротермальной деятельности в вулканических областях обнаруживаются на всемпротяжении четвертичного периода. Время существования конкретныхгидротермальных систем, естественно, много меньше. Так, Ф. Бойд (1963)указывает, что в Нижнем гейзерном бассейне Йеллоустонского парка отложениягорячих источников фиксируются начиная с эпохи между двумя стадиями последнегооледенения. Это соответствует примерно 20 тыс. лет, в то время как во всемрайоне гидротермальная деятельность 'проявлялась начиная с плейстоцена. Сходныеоценки приводит Банвелл для зоны Таупо в Новой Зеландии, где минимальныйвозраст горячих источников Вайракей оценивается в 10 тыс. лет. Горячиеисточники Исландии, согласно Т. Барту (Barth, 1950), существуют 10—15 тыс. лет.В Долине Гейзеров на Камчатке отложения древнего гейзерита были обнаружены науровне второй речной террасы, совпадающей то времени с окончанием оледенения,т. е. имеющей возраст около 10 тыс. лет.
Примерноодинаковый возраст гидротермальных систем в различных вулканических областяхземного шара вряд ли можно расценивать как случайное совпадение. Вероятнеевсего, это объясняется тем, что с окончанием оледенения было связано оформлениегидрогеологических систем в их современном виде, в период же самого оледенениягидротермальные системы, по-видимому, имели иные контуры, а сам процесс могпроявляться в других формах, поскольку условия инфильтрации атмосферных водбыли исключительно затрудненными.
Продолжительностьсуществования гидротермальных систем свидетельствует об относительно невысокомтемпе совершающихся в них изменений. Это можно иллюстрировать следующимрасчетом. Отложение упомянутого выше древнего гейзерита в Долине Гейзеров моглопроизойти только при том условии, если температура вод на глубине в то времябыла не ниже 100°. С другой стороны, она не могла превышать 370°, так как вэтом случае существовали бы только выходы пара, близ которых гейзерит неотлагается. Поскольку температура гейзерных вод на глубине оценивается внастоящее время в 250°, то возможный ее спад или повышение за 10 тыс. лет непревышают 150°, т. е. составляют в среднем не более 1,5°, или 0,6% еесовременного значения за столетие1. Таким о'бразом, показатели,которые характеризуют гидротермальный процесс на современном этапе, неслучайны. Они в значительной мере отвечают условиям стабилизации, и, опираясьна них, можно оперировать 'Количественными выкладками для оценки процесса вцелом.
1(Примечание. Может показаться, что этому выводу противоречат данные обизменении режима многих гейзеров за сравнительно короткое время. Однако теперьустановлено (данные В. М. Сугробова), что изменения в режиме гейзеров тесносвязаны с местным положением динамического уровня термальных вод. Поэтому ихотносительное непостоянство никак не может отражать состояние гидротермальнойсистемы в целом).
Вчастности, по-видимому, допустимо, используя данные о минимальном возрастегидротермальных систем (10 тыс. лет), рассчитать вынос ими тепла за это время,ориентируясь на современные значения их тепловой мощности (см. таблицу). Такойрасчет для рассматриваемых систем дает значения от 0,6х1016 до 15хЮ16ккал. Это огромные цифры. Для сравнения можно указать, что равнозначныеколичества тепла могут быть вынесены на поверхность силикатным материалом стемпературой 1000°, если объемы его будут составлять соответственно от 10 до250 км3. Следует отметить, что в пределах самих гидротермальныхсистем одновозрастные с ними массивы экструзий и отложения горячегопирокластического материала имеют значительно меньшие объемы.
Участиеинтрузивных тел в формировании гидротермальных систем. В настоящее время средигеологов весьма распространено традиционное убеждение, что гидротермальныйпроцесс является следствием внедрения в верхние горизонты земной коры массмагматического материала. Поэтому его часто называют постмагматическим. Та'каяточка зрения должна, очевидно, основываться на доказательстве, что магматическиетела могут служить главными поставщиками тепла и эндогенной воды вгидротермальные системы. При этом необходимо: во-первых, чтобы количествотепла, заключенного в магматических телах, существенно превышало количествотепла, вынесенного системами за продолжительное время (минимум 10 тыс. лет), аво-вторых, чтобы механизм теплопередачи обеспечивал питание систем теплом всоответствии с теми показателями, которые были рассмотрены выше.
Вобщем случае магма с температурой 1000°, имеющая теплоемкость 0,2 ккал/кг-град,скрытую теплоту плавления 50 ккал/кг и содержащая 5% воды, обладает общимтеплосодержанием около 300 ккал/кг. При остывании от 1000 до 250° и полномвыделении воды 1 кг магмы отдает 250 ккал тепла. Иными словами, в оптимальныхусловиях 1 кг тысячеградусной водосодержащей магмы обеспечивает нагрев 1 кгводы до 250° (считая начальную температуру воды близкой к нулю). Если,используя эти данные, рассчитать объемы магматических тел, могущие обеспечиватьтеплом в течение 10 тыс. лет гидротермы, сведения о которых помещены в таблице,получатся следующие величины: для Тор-•фаёкул — 250 км5, дляВайракей, Вайотапу и Долины Гейзеров — около 50 км3, и, наконец, дляПаужетки—10 км3. Эти объемы фактически должны быть удвоены,поскольку современный процесс далек от затухания и, кроме того, осталсянеучтенным огромный запас тепла, заключенный в сплошь прогретых недрахгидротермальных систем.
Глубокимбурением на геотермальных месторождениях пока еще нигде не выявлены горячиеинтрузивные тела. Кроме того, структурный анализ гидротермальных систем в рядеслучаев не дает оснований говорить о внедрении магматических тел таких объемовдо относительно малых глубин. Но главное препятствие при подобных построенияхзаключается в том, что оказывается невозможным подыскать подходящий механизмпередачи тепла от интрузии к подземным водам. Так, по схеме кондуктивнойтеплопередачи, если принять температуру интрузии за 1000°, а нагреваемых ею водза 250°, то температурный перепад составит около 750°. Для того чтобыобеспечить питание гидротермальной системы теплом с интенсивностью 1000ккал/км'2-сек, или 100 х 10~6 кал/см2-сек,необходимо, чтобы проводящий слой (Я) между основанием системы итысячеградусными температурами имел мощность не более 450 м (считаятеплопроводность пород К равной 0,006 кал/см2град-сек).
Этоследует из расчета по известной формуле теплового потока. Однако сохранениеуказанного теплового потока во времени возможно только при очень интенсивномотборе тепла. Это неизбежно вызовет падение температур в проводящем слое и, какследствие, в гидротермальной системе, причем спад будет очень быстрым. Какпоказывают расчеты, отраженные на рис. 2, через 100 лет температура, привыбранных выше условиях, снизится не менее чем на 30°, т. е. на 12%. Такиетемпы совершенно не согласуются с теми медленными температурными изменениями,измеряемыми долями процента за столетие, которые свойственны гидротермальнымсистемам.
Рассмотренныймеханизм теплопередачи может действовать с достаточной эффективностью толькодесятки и первые сотни лет. Он находит яркое выражение в действующих вулканах,особенно на экструзивных куполах, образовавшихся совсем недавно. Фумарольнаядеятельность, приуроченная к таким куполам, обнаруживает обычно отчетливыепризнаки угасания уже в течение нескольких лет. Применительно к гидротермальнымсистемам с модулями питания теплом от 500 до 2500 ккал/км2 • сек,выдерживающимися длительное время, значение этого механизма нельзя признатьсколько-нибудь существенным.
Внастоящее время среди специалистов, изучающих месторождения перегретых вод,получила широкое признание другая концепция, соглас-нл^ащЖй тепловое питаниегидротермальных систем осуществляется при йомощи эндогенного, или, как егоиногда называют, “геотермального” пара (Mazzoni, 1950; Banwell a. oth., 1957;White, 1957). Такой механизм представляется нам наиболее эффективным. С позицийрассматриваемой концепции формирование гидротерм происходит в результатесмешения эндогенного пара с инфильтрацирнными водами в рамках конкретныхгидрогеологических структур. Теплосодержание пара в диапазоне температур от 400до 1000° можно принять в среднем $00 ккал/кг. Полагая, что основная масса теплаприносится в систему паром, можно, зная тепловую мощность системы, оценить впервом приближении долю поступающей в нее эндогенной воды, а по модулямтеплового питания — количество пара, проходящего через 1 км2термоаномалии в единицу времени. Такие расчеты показывают, что ввысокотемпературных системах типа Вайракей — Долина Гейзеров доля эндогеннойводы достигает 25%, а средние показатели “прожаривания” находятся в пределах1-3 кг/'км2-сек.
Следуетотметить, что в условиях высоких давлений, т. е. в глубоких зонахтермоаномалий, эндогенный пар по своему физическому состоянию весьма близок кжидкости, так как плотность его близка к единице. Это, по сути дела, оченьгорячий минерализованный и газонасыщенный водный раствор — флюид. Термин “пар”в этом случае сохраняет свое значение только в термодинамическом смысле этогослова.
Изложеннаяконцепция получила практическое подтверждение в ходе эксплуатации месторожденияВайракей. Отбор большого количества пароводяной смеси из скважин в течение 1951—1958 гг. повлек за собой существенное понижение уровня перегретых вод. Этовызвало подтягивание к участку эксплуатации пара из соседних районов,находящихся в пределах той же термоаномалии. В результате среднеетеплосодержание водных масс в системе Вайракей повысилось с 245 ккал/кг в 1951г. до 305 ккал/кг в 1958 г. (Fisher, 1964).
Вопросо происхождении термоаномалий сводится, таким образом, к выявлению источниковэндогенной воды. Он подвергается всестороннему обсуждению, однако большинствопостроений, как правило, не выходит из рамок классической схемы: в качествегенератора водного флюида принимается водосодержащая магма, попавшая в верхниегоризонты и отделяющая воду в условиях относительно низкого давления. Учитывая,что, по имеющимся представлениям, отделение воды не превышает в среднем 5%общей массы магмы, объемы магматических тел, питающих гидротермальные системыпаром, должны быть поистине колоссальными. Ведя расчет так же, как и приобсуждении предыдущей схемы, получим для Торфаёкул 1500 км3 магмы,для Долины Гейзеров, Вайракей и Вайотапу — от 270 до 390 км3 и дляПаужетки — 60 км3.
Притаких огромных объемах магматических тел в условиях низкого давления могутнаходиться только верхние их части, и только они, очевидно, и могут бытьактивными в отношении отделения воды. Внутренние" же части большихинтрузивов не могут принимать активное участие в отделении летучих. Банвелл (1957),пытаясь устранить это препятствие в построениях, предлагает рассматриватьмагматические тела, находящиеся в верхних горизонтах земной коры как частьконвекционной магматической системы, уходящей своими корнями очень глубоко инепрерывно получающей свежий материал. Разумеется, такая гипотеза должна бытьспециально обоснована; однако независимо от ее справедливости попытаемся, наосновании имеющихся данных, хотя бы грубо оценить величину давления, прикотором должна отделяться вода от магмы в существующих условиях, и самувозможность этого процесса.
Вышеуказывалось, что показатели для теплового потока в пределах термоаномалий вдесятки и даже сотни раз превышают средние показатели для Земли. В такихусловиях восходящее движение флюида сопровождается относительно небольшимитеплопотерями. По расчету они не превышают 10% общего потока тепла втермоаномалиях и относятся, естественно, к их краевым частям. Следовательно,движение пара в центральных частях термоаномалий при установившемся режимепроисходит в условиях, -близких к адиабатическим. Это дает возможностьприменить формулу связывающую начальное и конечное состояния водяного пара. Вэтой формуле Т0и Р0— начальные параметры (обстановкаотделения пара от магмы), Т и Р— конечные параметры (обстановка у основаниягидротермальных систем).
Какуже говорилось, температура у основания гидротермальных систем не превышает400° на глубине 3 км, что соответствует приблизительно 300 атм. Если эти данныевыбрать в качестве конечных параметров, то давление, при котором вода должнаотделяться от магмы, будет определяться ее температурой, равной в моментотделения температуре магмы. Полагая, что температура гранитной магмы в земнойкоре может находиться в диапазоне от 600 до 1000°, получим давление от 900 до3900 атм. Но при таких давлениях, как следует из экспериментальных данных(Хитаров, 1963), гранитная магма может удерживать воду в количестве от 3 до 7вес. %. Р1ными словами, рассчитывать на отделение воды от магмы в количестве 5%от ее массы совершенно не приходится, и сама возможность такого процесса врассмотренных условиях крайне незначительна. Отделение воды от магмы привысоких давлениях возможно только в том случае, если магма пересыщена водойили, что вероятнее, если через магматическое тело идет фильтрация водногофлюида.
Всевместе взятое заставляет весьма критически относиться к представлениям оведущей роли магматических тел в гидротермальном процессе. Корни молодыхэкструзий, равно как и гипотетические интрузивные тела, нельзя считатьисточниками мощной и длительной гидротермальной деятельности. Формированиерассмотренных термоаномалий в земной коре обусловлено восходящим потокомгорячего флюида, генерация которого, в общем случае, ие связана с находящимисяздесь магматическими телами, а является следствием самостоятельного глубинногопроцесса. Магматические тела, внедрившиеся в гидротермальные системы, могутоказывать на них активное влияние сравнительно непродолжительное время. Внедрах термоаномалий они, по-видимому, ограничиваются пассивной ролью“флюиде/проводников” (определение Г. Л. Поспелова, 1963).
Чтоже касается вулканических аппаратов, то здесь магма подходит непосредственно кповерхности и, если она является водосодержащей, неизбежно должнадегазироваться. Как следствие возникает мощная и очень концентрированнаяфумарольная деятельность, продолжительность которой поддерживается поступлениемв результате извержений свежих порций водосодержащей магмы.
/>Гидротермальная деятельность и«кислый вулканизм»
Вобщем тепловом балансе вулканических областей гидротермальная деятельностьзанимает подчиненное положение (Поляк, 1964). С этой точки зрения ее следуетсчитать производной вулканизма. Однако в конкретных районах своего проявлениягидротермальная деятельность обнаруживает энергетический эффект, не уступающийсобственно вулканическим явлениям, в частности — явлениям кислого вулканизма.Поскольку эти процессы приурочены к общей территории и протекают в рамкаходного и того же времени, можно заключить, что между ними имеетсяпарагенетическая связь. В таком случае естественно предположить, что некоторыепоказатели, свойственные гидротермальному процессу, характеризуют в известноймере и процессы кислого вулканизма. Это относится, в частности, к -величинетеплового потока на термоаномалиях и ж термическому состоянию их недр.Следующий пример подтверждает это положение.
Банвелл(1957) специально останавливался на двух извержениях в районе оз. Таупо,происходивших 1700 и 3000 лет назад и давших по 10 км3 пепловогоматериала. Он заключает, что современная спокойная деятельность горячихисточников, гейзеров и фумарол в этом районе может быть лишь отдельной фазойцелого цикла, в течение которой накапливался горячий материал для созданияследующей ступени извержения. Действительно, количество тепла, вынесенноепепловым материалом за одно извержение, если принять его среднюю температуру за800° и среднюю плотность за 1,5 г/см3, составляет З х 1015/скал, в то время как гидротермы района за 1500 лет выносят около 6,7 х 1015ккал. Таким образом, если из общей величины теплового потока в пределахрассмотренной термоаномалии аккумулируется около 30% тепла, то этого ужедостаточно для накопления горячего материала в указанных масштабах.
Примернотакие же соотношения получаются при сравнении масштабов гидротер-мальнойдеятельности и явлений кислого вулканизма в пределах всей зоны Таупо зачетвертичный период (1 млн. лет). Общий объем четвертичных вулканогеиных фацийдостигает здесь, по данным Хили (1964), 4 тыс. куб. миль. Этот объем может бытьдостигнут, если в пределах всей зоны происходила аккумуляция тепла,сопровождавшаяся плавлением пород, равная в среднем 200—300 тыс. ккал/сек. Длясравнения укажем, что только четыре гидротермальные системы (Вайракей, Таупо,Ротокава и Вайотапу) выносят ежесекундно около 430 тыс. ккал/сек (Banwell,1963).
Сэтих позиций следует рассмотреть вопрос о том, не может ли главный эндогенныйагент гидротермального процесса — водный флюид--обусловить такую термическуюобстановку в верхних горизонтах земной коры, чтобы могли осуществиться иявления кислого вулканизма. Фактических данных о начальной температуре флюидане имеется. Можно лишь предполагать, что в вулканических областях она,вероятно, приближается к 1000—1200°, т. е. к температурному уровнюандезито-базальтового вулканизма. В этом случае ориентировочные расчеты поформуле адиабатического расширения пара позволяют ответить на поставленныйвопрос утвердительно. Согласно графику, построенному для некоторых усредненныхусловий (рис. 3), в недрах термоаномалий на глубинах 5,5—10 км температуры должныдостигать 600—800°, что обусловлено восходящим флюидом. В зависимости отгеологической обстановки указанный диапазон глубин может изменяться как вбольшую, так и в меньшую стороны.
Притаких параметрах, как следует из большого числа экспериментальных данных, вусловиях благоприятной обводненности должно происходить расплавление отдельныхучастков в “гранитном” слое. Расплавление силикатного материала на небольшихглубинах может, кроме образования интрузивных тел, сопровождаться прорывом егона поверхность, образованием экструзий, а также взрывными явлениями,приводящими к образованию пемз и спекшихся туфов. Следовательно, горячий водныйфлюид можно рассматривать как главный агент особой формы вулканизма, в рамкахкоторой взрывные явления, экструзии магмы и гидротермальная деятельностьпредстают как ассоциация различных проявлений одного процесса.
Конкретноесоотношение между масштабами этих явлений в разных районах бывает различным.Оно зависит от строения земной коры, характера фаций в осадочном чехле,тектонического положения термоаномалий и степени их обводненности, т. е., вконечном счете, определяется геологической обстановкой.
Посвоему происхождению флюид вряд ли является моногенным. Возможно, что в егосоставе принимает участие и ювенильиая вода; однако большая часть водыявляется, вероятно, “возрожденной” и мобилизованной из нижних горизонтов земнойкоры. Это своего рода обязательная реакция земных недр на тот тепловой импульс,который возникает в связи с началом вулканической деятельности, когда огромныемассы андезито-базальтового материала прорываются через земную кору наповерхность. В отличие от прорыва андезито-базальтового материала,происходящего в сжатые сроки, формирование термоаномалий в земной коре поддействием восходящего флюида представляет собой процесс, сильно растянутый вовремени. Поэтому как гидротермальная деятельность, так и явления кислоговулканизма получают развитие спустя многие десятки, а возможно, и сотни тысячлет после соответствующего им цикла андезито-базальтового вулканизма.
/>Список литературы
БойдФ.Р. Спекшиеся туфы и потоки риолитового плато в йеллоустонском парке. В сб.:“Проблемы палеовулканизма”. Изд-во “Мир”, 1963.
НехорошевА.С. Геотермические условия и тепловой поток вулкана Эбеко на островеПарамушир.- Бюлл. Вулканол. станции АН СССР, 1960, № 29.
ПолякБ.Г. К энергетической оценке вулканических явлений. В сб.: “Проблемывулканизма”. Изд-во АН СССР, 1964.
ПоспеловГ.Л. Геологические предпосылки к физике рудоконтролирующих флюидо-проводников.-Геология и геофизика, 1963, № 3, 4.
ХитаровН.И. Вопросы эндогенных процессов в свете экспериментальных данных. 1963.
Вanwеll С.J. Thermalenergy from the Earth's crust. — N. Z. J. Geol. .and Geophys. / 1963, 6, №1.
Вanwell C. J., Cooper E. R., Thompson Е. К., Me С г ее К. J. Physics of the; NewZealand thermal area.—Bull. N. Z. Dept. Sci. and Industr., res., 1957, № 123.
Barth T. F. W. Volcanic geology, hot springs and geisers of Island.1950.
Bodvarsson G. Physical characteristics of natural heat resources inIsland. United Nations conference on new sources of energy. Rome, 1961.
Fisher R.G. Geothermal heat flow at Wairakei during 1958.- ;N. Z. J.Geol. and Geophys., 1964, 7, № 1.
Неleу J. Volcanic mechanisms in 'the Taupovolcanic zone.- N. Z. J. Geol. and Geophys., 1964, 7, № 1.
Mazzоni A. The Steam vents of Tuscany andthe Larderello plant., 1950.
Wiotapu geothermal field.-Bull. N. Z. Dept. Sci. and Industr. Res.,1963, N 155.
White D. E. Thermal waters of volcanic origin.- Bull. Geol. Soc.America, 1957, 68.
White D. E., Anderson E. Т., Grubbs D. K-Geothermal brine well: mile-deep drill hole May Tap orebearing magmatic waterand rocks undergoing metarnor-phism.—Science, March 8 1963, 139, № 3558.