25107 (Состав эпитермальных гидротерм, процессы, и химическая структура эпитермальных систем), страница 2

Как только поднимающиеся глубинные хлоридные гидротермы в конвективной системе пересекут кривую кипения, гидротермы начнут немедленно выделять пар и газ, а в оставшейся части начнётся концентрация нелетучих компонентов. Пар и газ поднимаются, часто вертикально; часто парогазовая смесь проходит через породы, непроницаемы для жидкой фазы. В районах, где зеркало грунтовых вод располагается низко, пар может выходить в виде фумарол с T +100⁰С. Однако, если парогазовая смесь конденсируется в грунтовых водах около поверхности, там, где имеется прямой контакт с атмосферным кислородом, окисляется до H₂SO Пар будет нагревать грунтовые воды, которые переходят в кислые сульфатные гидротермы и СО₂ дегазирует из кислых конденсатов при вторичном вскипании этих гидротерм. Эти гидротермы способны местами растворять большие объёмы вулканического стекла и т. д. и могут привести к отложению каолинита, алунита, кристобалита или аморфного кремнезёма и самородной серы.

Такие гидротермы часто содержат большое количество кремнезёма при выщелачивании вулканических стёкол и, если происходит их нейтрализация во время миграции потока через породы, то этот кремнезём может осаждаться. Эти кислые сульфатные гидротермы часто образуют грязевые кипящие котлы вязкой глины. De Wit et al., описали некоторые структуры, заключённые в осадках Барбертон Арчин, которые он интерпретирует как ископаемые грязевые котлы.

Поскольку пар не может переносить хлор или металлы при этих температурах, то нагретые паром кислые сульфатные гидротермы не являются потенциально рудообразующими, хотя они и их производные могут в некоторых случаях быть свидетельством близповерхностного кипения. Эти гидротермы могут также привести ко вторичному обогащению руд, если они инфильтруются назад в систему. Зона аргиллизации в активных системах в районах со спокойным рельефом обычно распространяется не глубже 50-150 м, но этот тип изменений прослеживается до глубины 500 м в зонах пониженной активности на геотермальных системах Хатчобару и Матсукава в Японии. Формирование этих конденсатных гидротерм будет происходить медленнее в аридном климате, где пар будет выходить в виде фумарол, и в меньшей степени конденсироваться в грунтовых водах.

Если пар и газ конденсируются значительно ниже поверхности Земли, где нет непосредственного подсоса кислорода, нагретые воды обогащаются СО2 или бикарбонатом.

Поскольку холодные грунтовые воды могут растворять ограниченное количество кислорода, то в результате образуется около 25 мг/кг сульфатов из Н₂8, что приводит к формированию не очень кислых гидротерм, т.к. угольная кислота является слабой кислотой. Эти углекислые конденсаты будут стремиться образовать "зонтик" над системой и с более низкой температурой, что приводит к образованию смешаннослойных монтмориллонит-иллитовых глин и возможно даже каолинита, если концентрации Н2СО3 достигает достаточного уровня. Там, где имеется поверхностная разгрузка этих гидротем, они часто образуют накопления травертинов. Итак, эти гидротермы не являются рудообразующими. Однако, они играют важную роль наряду с холодными грунтовыми водами в качестве разбавителя глубинных рудообразующих хлоридных гидротерм, где разбавление является активным рудообразующим процессом. Эти гидротермы могут влиять на осаждение металлов из хлоридных гидротерм. Общая взаимосвязь между этими гидротермами и геохимической структурой идеализированной эпитермальной системой показана на рис. 3

Любая комбинация вышеописанных вод может образоваться в результате перемешивания вблизи поверхностных условиях, в особенности там, где глубинные хлоридные гидротермы разгружаются в виде горячих источников; холодная грунтовая вода может быть разбавителем в системах, где имеется большой уклон местного зеркала воды. Сульфатно-хлоридные кислые гидротермы образуются, если подводящий канал горячего источника не имеет хорошей изоляции от окружающих кислых сульфатных гидротерм. Окисление сульфидов приводит к образованию аморфных сульфидов мышьяка и сурьмы.

3 Физические процессы; кипение и смешивание

Большинство эпитермальных систем имеют температуры до и выше 300⁰С, что является свидетельством, магматического источника тепла; но они не всегда размещены в вулканических породах. Концентрация таких высокотемпературных гидротерм вблизи гидротстатического уровня означает, что в этом месте, возможно, их кипение и, как будет показано в следующих главах, имеется много прямых и эмпирических доказательств о широком распространении этого процесса в эпитермальных системах, хотя он не является повсеместным. Однако, поразительное влияние кипения на уменьшение растворимости золота в эпитермальных условиях означает, что он является чрезвычайно благоприятным процессом для золотого минералообразования.

При достижении гидротермами максимальной температуры на пути своей миграции и начале подъёма они будут испытывать декомпрессию и квазидиабатическое расширение до тех пор, пока давление гидротерм уравновешено давлением пара при данной температуре. В этой точке будет образовываться пар и гидротермы кипят. Они достигают точки кипения относительно глубины. Если гидротермы поднимаются достаточно быстро, то они будут следовать по этой кривой, подвергаясь непрерывному кипению; в открытой гидротстатической системе они не пересекают эту кривую.

Отношение точки кипения и глубины показано на рис. 4 для чистой воды, скорректированное для обычно заметного противодействия по потоку в современных системах. Эта кривая представляет гидродинамическую систему, в которой гидротермы поднимаются. На кривую не оказывает сколь - нибудь значительное влияние добавки небольшого количества солей, которые имеются в гидротермах эпитермальных систем. Добавка 1 вес% NaCl к чистой воде при 300⁰С уменьшает глубину кипения только на 20 м; добавка 10 вес.% NaCl уменьшает глубину кипения до 910 м; Haas, 1971).

Однако растворённый газ сильно воздействует на общее давление, увеличивая глубину температуры парообразования СО2 при 300⁰С). СО2 является преобладающим газом в эпитермальных системах. Он составляет 80-90% от общего содержания газов, в связи, с чем он учитывается в расчётах. По мере того, как гидротермы при температуре 300⁰С с 4 вес.% СО2 поднимаются, они начинают кипеть на глубине около 2300 м. Как только образуется паровая фаза, из жидких гидротерм будут интенсивно выделяться в парогазовую фазу СО₂ и все другие летучие. Переход газа в парогазовую фазу выражается кривой кипения, сближением её с кривой чистой воды по мере подъёма гидротерм и образования летучей фазы. К этому времени гидротермы поднимаются до глубины примерно 600 м при Т-250⁰С. Таким образом, все газы переходят в парогазовую фазу. Этот процесс рассчитывался по методу Henley et al.,. Тренд газоотделения из кипящих гидротерм показан на рис. 4, b. Кривая показывает уменьшение газа в остаточной жидкой фазе, начиная от состава 1.0 моль СО2 при 300⁰С. Видно насколько быстро отделяется СО2. Это справедливо для всех других газов со сколь-нибудь значительными концентрациями, хотя и в различной степени, т.к. у разных газов растворимость различная.

По мере того как парогазовая фаза отделяется во время кипения, концентрация нелетучих компонентов в жидкой фазе гидротерм увеличивается. Количество парогазовых потерь при кипении в интервале температур, и в связи с этим фактор обогащения, может рассчитываться простым балансом массы и энтальпии, с использованием данных таблиц для пара. Так, например, при кипении от 300⁰С до 250⁰С, 200⁰С и 100⁰С, у = 0.15, 0.25 и 0.14, соответственно. Отсюда, если минерализация гидротерм в эпитермальной системе, температура которой находится в пределах 100-300⁰С, изменяется за счёт фактора более, чем в 1.69 раза., смешивание должно рассматриваться в качестве реального процесса, т.к. адиабатическое кипение и пароотделение нельзя объяснить по другому. Испарение на сухих горячих породах иногда используется для объяснения сильных изменений в кажущейся минерализации, хотя геологическая реальность этого процесса сомнительна.

Минерализация гидротерм легко определяется в современных системах. Её труднее определить для палеосистем, где информацию несут только включения в минералах. В палеосистемах большие изменения температуры замерзания могут быть вызваны кипением и газоотделением, как показано на кривой 2, рис. 4 b. Штриховая кривая показывает полное газоотделение при 250⁰С, так что увеличение эквивалента вес.% NaCl отражает концентрацию NaCl в остаточной жидкости в результате парогазоотделения во время кипения.

При исследовании современных эпитермальных систем, график хлор-энтальпия часто используется для определения изменений химический состава гидротерм в результате кипения и разбавления. Это приводит к выводу о применимости его к палеоэпитермальным системам с использованием данных по включениям в минералах, когда известна возможность влияния газов на оценку Тгп. Для иллюстрации рассмотрим гидротермальные процессы в геотермальной системе Бродлэндс в Н. Зеландии

Бродлэндс является крупной геотермальной системой, химический состав которой хорошо изучен по 44 пробуренных для электростанции глубоким скважинам.Высокотемпературная зона составляет ~3 км² и имеет вытянутую форму; она очерчивается большей по размерам площадью низкого кажущегося сопротивления.

Рисунок 6 показывает график энтальпия - содержание хлора для гидротерм из геотермальных скважин Бродлэндс. Высокотемпературные хлоридные гидротермы группируются в 2 группы; гидротермы из скважин на западном берегу р. Вайнар имеют несколько повышенные содержания хлора по сравнению с гидротермами из скважин восточного берега. Скважины, ограничивающие зону высоких температур, имеют более разбавленные хлоридные гидротермы с температурой до 150⁰С. Эти гидротермы относятся к разбавленным и образовались в результате смешивания глубинных хлоридных гидротерм и 150⁰ нагретыми паром гидротермами по мере удаления от восходящего глубинного потока. Тренды, связанные с кипением и парообразованием, можно наблюдать по разбросу точек на графике. Эти нагретые паром гидротермы углекислые. Они являются следствием конденсации газов и паров воды в грунтовых водах.

Предполагается, что глубинные гидротермы западного берега вскипали до встречи с какими-либо другими гидротермами, тогда как глубинные гидротермы восточного берега претерпевали некоторое разбавление в грунтовых водах на глубине перед разбавлением. Эти отношения подтверждаются трендами изотопов, чётко определяющими, что нагретые паром гидротермы произошли из грунтовых вод. Изменение изотопного состава гидротерм важно исследовать для интерпретации изотопии гидротермальных минералов.

В целом взаимоотношения глубинных хлоридных гидротерм в Бродландс с "зонтиком" разбавленных нагретых паром гидротерм показано на двух разрезах.

Главным в геохимической структуре системы Бродландс мы видим в изучении включений в минералах, которые могут подтвердить процессы кипения и разбавления. Был составлен график зависимости температур гомогенизации включений в минералах относительно температур замерзания. Температура приблизительно линейна энтальпии. Тгп отражает минерализацию, а в отсутствии газа, должна быть эквивалентна содержанию хлора.

Для месторождения Бродландс имеются данные по содержанию NaCl и ОО₂ и прямые измерения температур глубинных не кипевших первичных гидротерм. Здесь присутствуют относительно разбавленные хлоридные гидротермы, обогащённые углекислым конденсатом, с Т 150-200⁰С на границе и над глубинными хлоридными гидротермами. Но даже без этой новой информации по включениям в минералах можно установить, что некоторые относительно холодные, но с низкими Tm гидротермы, были образованы путём разбавления. Относительно горячие гидротермы с более высоким Tm свидетельствуют о кипении и газоотделении. Большие вариации Tm при небольших изменениях Th в некоторых образцах также позволяют предполагать циклические периоды кипения и газоотделения в результате изменения газовых концентраций.

Пробы из скважин, попавшие на линию разбавления располагаются около границы системы Бродландс, где отмечается разбавление углекислым конденсатом. Остальные данные получены из продуктивных скважин, где отмечается кипение. Некоторое соответствие данных по скважинам 7 и 24 позволяет предполагать периодический подток глубинных, кипевших гидротерм к границе системы, возможно по трещинам. Аналогично, разбавленные гидротермы из скважины 8 в продуктивной зоне, показывают на периодический подток воды в зону хлоридных гидротерм. Причина, по которой график кипения отличается от того, что показано на Рис. 6, вызвана тем, что Tm, полученная по включениям в минералах, отражает минерализацию и содержание газов, тогда как диаграмма энтальпия-хлорид не учитывает газ. Следовательно, кипение вызывает увеличение хлорида в остаточной жидкости, в то же время оно значительно уменьшает содержание газа в жидкости. В системе с большим содержанием газа газоотделение в результате кипения будет преобладать над тенденцией увеличения содержания хлорида, в связи с чем, общее содержание растворимого вещества в гидротермах становится проблематичным. На Рис. 9 данные, совпадающие с расчётной кривой кипение-равновесие, показывают, что оба процесса имеют место.