Содержание к диссертации
Введение
Часть I. Дегазация магм и магматогенные геотермальные месторождения
ГЛАВА 1 Газы и конденсаты вулканов и формы переноса рудных элементов в магматических флюидах 15
1.1. Газы и конденсаты вулканов 15
1.1.1. Газы и конденсаты расплавов базальтов Большого Трещинного Толбачинского Извержения 16
1.1.2. Газы и конденсаты вулкана Мутновского 18
1.1.3. Газы и конденсаты вулкана Ключевская сопка 23
1.1.4. Газы и конденсаты вулкана Безымянного 26
1.1.5. Газы и конденсаты вулкана Шивелуч 34
1.1.6. Газы и конденсаты вулканов Алаид и Тятя (Курильские острова) 35
1.1.7. Газы и конденсаты вулкана Кудрявый 40
1.1.8. Газы и конденсаты некоторых вулканов (США, Мексики, Никарагуа, Новой
Зеландии, Японии, Исландии, Италии 40
1.1.9. Некоторые сведения о естественных конденсатах вулканических газов вулканов Камчатки и Курильских островов 55
1.1.10. Окклюдированные газы вулканических пород 58
1.1.11. Н2, H2S, SO2, SO3, НС1, Kg в вулканических газах, конденсатах и окклюдированных газах 58
1.1.12. Рудные элементы в магматических газах вулканов 63
1.2. Физико-химическое моделирование форм переноса рудных элементов магматогенными флюидами 64
1.2.1. Физико-химическое моделирование форм переноса рудных элементов в магматическом флюиде вулкана St.Helens (США) 69
1.2.2. Физико-химическое моделирование форм переноса рудных элементов в магматическом флюиде БТТИ 78
1.2.3. Физико-химическое моделирование и формы переноса компонентов в магматическом флюиде вулкана Мутновский 85
1.2.4. Физико-химическое моделирование переноса рудных компонентов в магматическом флюиде вулкана Кудрявый 93
1.3. Обсуждение результатов 103
ГЛАВА 2 Дегазация магматических расплавов и процессы газогенерации 108
2.1. Диффузия воды и водорода в вводносиликатных расплавах 109
2.2. Диффузионная проницаемость стекол для Н2, О2, Н20 112
2.3. Диффузионная дегазация лавовых потоков 116
2.4. Диффузионная дегазация магматических очагов 122
2.5. Пузырение и неравновесная дегазация 127
2.6. Кинетика окисления F e и генерации ri2 при нагревании биотита, обсидиана и внедрении жестких экструзий 130
2.7. Ртуть в процессах ДЄІазации магматических очагов и z.o. иосуждение результатов 141
ГЛАВА 3 Ртуть, медь, цинк, свинец в дифференцированных сериях пород некоторых вулканов камчатки и курильских островов 146
3.1. Ртуть, медь, цинк, свинец в вулканических породах вулканического центра Малый Семячик 148
3.2. Ртуть, медь, цинк, свинец в вулканических породах Узон-Гейзерной депрессии и вулкана Большой Семячик 156
3.3. Ртуть, медь, цинк, свинец в эффузивных и пирокластических породах вулкана Ксудач 156
3.4. Ртуть, медь, цинк, свинец в эффузивных и пирокласти-ческих породах вулканов Ходутка, Мутновский, Фусса, Менделеева и Хр. Камбального 161
3.5. Обсуждение результатов 164
ГЛАВА 4 Окислительно-восстановительные процессы, процессы газогенерации и вторичный разогревна шлаковых конусах бтти как модель остывающих жестких экструзий и интрузий 166
4.1. Окисление железа, серы и углерода пород 167
4.2. Газовые потоки 170
4.3. Газы включений и окклюдированные газы 173
4.4. Генерация водорода с участием ювенильной воды 174
4.5. Экспериментальное моделирование процессов газоге нерации в окислительно-восстановительных реакциях при взаимодействии вода-базальт (Т=500-950С). 176
4.6. Метеорная вода в окислительно-восстановительных процессах 186
4.7. Магматические газы 188
4.8. Обсуждение результатов 189
ГЛАВА 5 Магматогенные геотермальные месторождения 196
5.1. Магматические очаги 196
5.2. Об источнике флюидов вулкана Мутновский 197
5.3. Моделирование режимов фильтрации магматогенного флюида и оценка распределения РТ-параметров вдоль флюидопроводящей зоны 210
5.4. Обсуждение результатов 218
Часть Н. Некоторые закономерности современного гидротермального процесса
ГЛАВА 6. Геохимия гидротерм различных геоструктурных зон 225
6.1. Гидротермы Кроноцкого полуострова 240
6.2. Гидротермы Кроноцко-Гамченского участка грабен-синклинали Восточной Камчатки 244
6.3. Гидротермы Узон-Карымского участка грабен-синклинали Восточной Камчатки 245
6.4. Гидротермы Авачинско-Жупановского участка грабен-синклинали Восточной Камчатки 254
6.5. Гидротермы Начикинской зоны поднятий 256
6.6. Гидротермы грабен-синклинали Южной Камчатки 263
6.7. Гидротермы грабен-синклинали Срединного хребта 265
6.8. Ртуть в гидротермах 279
6.9. Обсуждение результатов 288
ГЛАВА 7 Геохимический эффект гидротермального изменения пород в недрах гидротермальных месторождений 295
7.1. Больше-Банное и Паратунское гидротермальные месторождения 297
7.2. Паратунское гидротермальное месторождение 298
7.3. Большое Банное гидротермальное месторождение 309
7.4. Мутновское гидротермальное месторождение 317
7.5. Паужетское гидротермальное месторождение 320
7.6. Гидротермальное месторождение Горячий Пляж (о.Кунашир) 327
7.7. Ртуть в недрах гидротермальных месторождений 342
7.8. Ртуть на термальных полях 360
7.9. Потоки ртути через земную поверхность 370
7.10. Ртутнометрическая съемка и первичные ореолы ртути Северо-Мутновского высокотемпературного гидротермального месторождения 373
7.11. Ртуть, медь, цинк, свинец в измененных породах 383
7.12 Обсуждение результатов 387
ГЛАВА 8 Условия фильтрации гидротермальных растворов и тип метасоматоза
8.1. Фильтрационные свойства пород 395
8.2. Режим движения термальных вод 399
8.3. Гидравлические градиенты в фильтрующихся гидротермальных потоках 400
8.4. Условия фильтрации гидротерм 402
8.5. О механизме перераспределения вещества при метасоматозе 404
8.6. Обсуждение результатов 409
ГЛАВА 9 Эволюция гидротермальных систем и потенциальная рудоносность
9.1. Изменение во времени границ Больше-Банной гидротермальной системы 411
9.2. К изменению химического состава термальных растворов Больше-Банного гидротермального месторождения 413
9.3. Изменение во времени границ Паратунской гидротермальной системы 415
9.4. Изменение во времени температуры термальных растворов Паратунского гидротермального месторождения 419
9.5. Стадийность минералообразования на Паратунском гидротермальном месторождении 421
9.6. Обсуждение результатов 424
Часть III. Перспективные геотермальные технологии
ГЛАВА 10 Гидротермальные месторождения как промышленный источник бора и лития
10.1. Прогнозные ресурсы бора, лития, рубидия, цезия ряда гидротермальных месторождений Камчатки
10.2. Оценка эксплуатационных ресурсов лития, рубидия, цезия, и бора Паужетского гидротермального месторождения 430
10.3. Обсуждение результатов 445
ГЛАВА 11 Магматогенные геотермальные месторождения и перспективные геотехнологии. 448
11.1. О возможности использования близповерхностных магматических очагов 448
11.2. Оценка потенциальной производительности геотермальной скважины 455
11.3. Аппараты для извлечения ценных компонентов методом методом объемной частичной конденсации высокотемпературного теплоносителя 460
11.4. Возможность использования конденсатов магмато-генных теплоносителей для гидрометаллургической переработки руд 464
11.5. Физико-химическое моделирование взаимодействия токсичных соединений и отравляющих веществ с высокотемпературным магматогенным теплоносителем 468
11.6. Обсуждение результатов 480
Заключение 484
Литература
- Газы и конденсаты вулкана Ключевская сопка
- Диффузионная проницаемость стекол для Н2, О2, Н20
- Ртуть, медь, цинк, свинец в вулканических породах Узон-Гейзерной депрессии и вулкана Большой Семячик
- Экспериментальное моделирование процессов газоге нерации в окислительно-восстановительных реакциях при взаимодействии вода-базальт (Т=500-950С).
Газы и конденсаты вулкана Ключевская сопка
В 1955 г. началось извержение вулкана Безымянного, считавшегося потухшим [66, 67], а 30 марта 1956 г. в результате грандиозного взрыва на вершине вулкана образовался крупный кратер сечением 0,8 км . Позднее во вновь образовавшемся кратере началось формирование внутрикратерной экструзии - купола Нового [67, 78].
Процесс образования экструзивного купола разделяется на два этапа [67, 78]. На первом этапе (до 1956 г.) происходило выжимание жестких блоков экструзии, сопровождавшееся эруптивной деятельностью, наиболее выраженной в весенний период. Начиная с 1965 г., отмечается выжимание пластичной лавы (в виде даек, лавовых потоков и лавовых вздутий). В 1969 г. вновь наблюдается выжимание жестких блоков экструзии.
До 1960 г. фумарольная деятельность вулкана Безымянного исследовалась только на агломератовом потоке, так как частые и сильные взрывы (рис. 1.5.), сопровождавшие рост купола, не позволяли проводить изучение фумарол в кратере [24, 78]. После формирования агломератового потока основные фумаролы были сконцентрированы вдоль узкой линии в южной части потока, фиксируя, по мнению Г.С. Горшкова [67], погребенное русло реки. Температура фумарол на агломератовом потоке колебалась в пределах 98-110С. Состав их газов и конденсатов подробно описан Л.А. Башариной [24]. Табл. 1.5. содержит сведения о составе фумарольных газов вулкана Безымянного, в основном приуроченных к различным участкам фумарольной деятельности, связанной с ростом экструзивного купола.
Наблюдения за фумарольной деятельностью вулкана Шивелуч можно разбить на два этапа: до извержения в ноябре 1964 г. и после извержения. Однако состояние вулкана Шивелуч до ноября 1964 г. нельзя было считать спокойным, так как с конца 1944 и 1949 г. у подножия кратерной вершины вулкана формировался андезитовый купол Суелич [20-23].
Наблюдения за фумарольной деятельностью вулкана проводились на кратерной вершине, на старом куполе Каран и на новом куполе Суелич (рис. 1.6.). С 1937 по 1964 г. температурный режим на фумарольных площадках кратерной вершины претерпевал изменения. До 1949 г. верхняя температура держалась в пределах 90-102С. В 1949 г., на участке центрального поля, расположенного ближе к куполу Суелич, было отмечено повышение температуры до 258С [23]. Такая температура фумарольных газов держалась до 1957 г.; в 1958 г. она резко снизилась до 90-91С, а в 1959 г. поднялась до 100-120С [23]. Далее, вплоть до извержения 1964 г., температура фумарол была в пределах 90-94С. Во время формирования купола Суелич опробование фумарольных газов на куполе не производилось. Максимальная температура лавы оценивается около 930С, температура фумарольных газов 500С. Отбор фумарольных газов производился на агломератовых потоках с температурой 120-220С. Лишь в 1953 г. были отобраны газы и конденсаты на фумарольных полях купола. Температура на куполе в этот период достигала 295С. Температура газов на куполе Каран на время наблюдений (1938-1963 гг.) находилась в пределах 80-96С.
В результате извержения вулкана в 1964 г. на месте куполов кратерной вершины Шивелуча образовался открытый к югу эксплозивный кратер (2x3,5 км), названный Новым. Т.П. Кирсанова [П0] выделила две крупные воронки взрыва: Северную и Южную, осложненные серией мелких. Наиболее активная фумарольная деятельность была сосредоточена в центральной воронке-бокке (расположенной в северной воронке взрыва), где температура достигала 500-300С и наблюдались самые высокие скорости истечения газов.
После детальных наблюдений за фумарольной активностью вулкана Ши-велуч в 1966-1970 гг., проводимых в основном Т.П. Кирсановой [ПО], отбор и детальный анализ газов не проводились до 1979 г. В 1979, 1980 гг. вулкан Ши-велуч был исследован группой сотрудников ИВ ДВНЦ АН СССР, были отобраны пробы газов и конденсатов [110]. По сравнению с 1971-1972 гг. видимого изменения активности не было отмечено, за исключением Центральной группы фумарол. Состав газов и конденсатов вулкана Шивелуч приведен в табл. 1.6. Во всех случаях здесь даны результаты анализа проб с температурой в точке отбора 200С.
Газы и конденсаты вулканов Алаид и Тятя (Курильские острова)
Вулкан-остров Алаид - северный остров Курильской островной дуги. У подножия конуса вулкана расположено более 30 небольших шлаковых конусов, нередко с лавовыми потоками [2]. Большинство этих конусов расположено в ослабленной зоне запад-северо-западного направления, проходящей через центральный кратер. К этой же зоне приурочен и Олимпийский прорыв 1972 г. (рис. 1.7.). Газы отбирались во время извержения, когда интенсивная фумарольная деятельность отмечалась на лавовом потоке, шлаковом конусе и в эксплозивных воронках (табл. 1.7.). Обращает на себя внимание проба 8, отобранная в центре шлакового конуса, по-видимому, очень высокие концентрации газовых компонентов по отношению к воде связаны с заниженным определением воды в газах. В работе [2] приводится анализ пробы из той же точки, где содержание воды отмечено нулевым значением, по-видимому, это все-таки не верно и связано с определенными трудностями при отборе газов и определении соотношения газ-конденсат.
Диффузионная проницаемость стекол для Н2, О2, Н20
Получены результаты термодинамических расчетов флюидных систем: Н-S-C-Cl-F-0-(Fe,Cu, Zn, Pb, Hg, Cd, Bi, Ag, W, U) при T=100-1000C, P=l бар, т.е. соответствующих P, Т-условиям разгрузки магматогенных флюидов на поверхности для вулканов Мутновский, Толбачик (БТТИ), St. Helens, Кудрявый. Общим для этих объектов являются высокие содержания в магматогенных флюидах S, F и С1, а также ряда металлов. Ниже приводятся обобщенные данные о наиболее вероятных формах переноса ряда металлов в магматогенных флюидах.
Медь. Доминирующей формой переноса меди является CuCl(r). Содержания других соединений (Си3С1з(Г), CuF(r), Cu4F2(r) и др.) как правило на несколько порядков ниже. При Т 700-350С устойчивой твердой фазой является борнит - Cu5FeS4(k); при Т 350С создаются условия для образования халькозина Cu2S(k).
Цинк. Основной формой переноса цинка в магматических флюидах в интервале температур Т= 700С является ZnCl2(r). Содержания других соединений цинка (ZnCl(r), ZnF2(r), ZnF(r), ZnS(r), ZnO(r) на несколько порядков ниже. При температурах Т 800С существенен перенос цинка в элементарной форме - Zn(r). При Т 450С создаются условия для образования сфалерита -ZnS(k).
Свинец образует в газовой фазе широкий спектр соединений (РЬ (г), РЬС1(Г), РЬСІад, РЬСЦг), PbF(r), PbF2(r), PbS2(r), PbO(r). Доминирующими формами переноса являются РЬС12(г), РЬС1(г), (Т 500) и РЬС14(Г) и РЬС12(г) (Т 500С).
Кадмий в газовой фазе образует следующие соединения: Cd(r), CdCl(r), CdCl2(r), CdF(r), CdF2(r), CdS(r). Основными формами переноса кадмия является Cd(r) (Т 500) и CdCl2(r) (Т 500С). В интервале температур Т 650-200С с устойчивой твердой фазой является гринокит - CdS(k).
Висмут. В газовой фазе перенос висмута происходит в форме Bi(r), Ві2(г), ВІС1(Г), ВіСІз(г), BiS(r), BiF(r)). В низкотемпературной области (Т 400С) основной формой переноса является ВіС13(Г)- При Т 400С создаются условия для образования висмутина - Bi2S3(k).
Серебро. Основными формами переноса серебра является AgCl. В интервале температур Т 600С перенос серебра может происходить в элементарной форме. При Т=60(М50оС устойчив аргентит - Ag2S(k).
Вольфрам. Перенос вольфрама в газовой фазе происходит преимущественно в формах H2W04(r), W02Cl2(r) (Т 100(Н350С). При Т-60(К350С устойчивым минералом является ферберит - FeW04(k), при Т 150С-тунгстит-Н2\УО4(к).
Уран. При Т 500С перенос урана происходит, главным образом, в форме хлоридов и оксифторидов: UCl2(r) U02F2(r), UOF(r), UOF2(r). В широком диапазоне температур (Т 1000-250С устойчивой твердой фазой является уранинит Ш2(г).
Следует подчеркнуть, что результаты моделирования форм переноса рудных элементов в магматогенном флюиде вулкана St. Helens полученные ранее Р. Саймондсом, М.Ридом на базе программы «SOLVGAS» [336] и нами на основе ПК «СЕЛЕКТОР» практически одинаковы. Имеющиеся небольшие различия можно объяснить следующим: 1 - при физико-химическоим моделировании на базе ПК «СЕЛЕКТОР» учитываются компоненты систем как в газовой так и в твердой фазах. В программе «SOLVGAS» в расчетах учитывались только соединения в газовой фазе. 2 - базы исходных термодинамических данных в ПК «СЕЛЕКТОР» и ПК «SOLVGAS» содержат несколько различный набор соединений различных элементов. Показано также практически полное совпадение набора минеральных фаз возгонов, сублиматов по Symonds, Reed [336] и набора минеральных фаз, полученных нами расчетным путем. Исключение наблюдается только для систем: H-S-C-C1-F-0-U (Т=1000-100С, Р=1,0 бар), H-S-C-Cl-F-O-Pb (Т=1000-100С, Р=1,0 бар).
Аналогичные наборы минералов Fe, Си, Zn, Pb, Cd, Hg, Bi, Ag, W обнаруженны (Знаменский и др. 1996) на высокотемпературных фурмарольных полях вулкана Кудрявый и набор равновесных твердых фаз, полученных автором расчетным путем также близки. Спектр простых минералов (т.е. исключая твердые растворы), обнаруженных на фумарольных полях вулкана Кудрявый и полученных в результате термодинамических расчетов в основном совпадают. Ряд минералов (тунгстит - H2WO4, ферберит - FeW04, Bi(S04((k), AgC((k), CdC((k) наблюдаемых в составе моделируемых физико-химических систем, по мнению автора, могут быть обнаружены в последующих исследованиях на высокотемпературных фумарольных полях вулкана Кудрявый.
Приведенные выше данные позволяют полагать, что полученные результаты физико-химического моделирования форм переноса рудных компонентов в магматогенных флюидах на базе ПК «СЕЛЕКТОР» в хорошем приближении характеризуют природный процесс.
Ртуть, медь, цинк, свинец в вулканических породах Узон-Гейзерной депрессии и вулкана Большой Семячик
Анализ данных по составам магматических газов на лавовых потоках различных вулканов показал, что содержание в них водорода существенно (иногда в несколько раз) превышает равновесное соотношение хНг/хН20, определяемое соотношением xFeO/xFeOi,5 в породах лавовых потоков. Показано, что дегазация магматических расплавов лавовых потоков термодинамически неравновесный процесс.
Рассмотрены процессы диффузии водорода в водносиликатных расплавах, шлаках, стеклах различного состава. Показано, что установленная [306] аномальная диффузионная подвижность Н2 в алюмосиликатовых расплавах (DH2/DH2O 103) имеет большое значение в процессах дегазации магматических расплавов, а также остывающих лавовых потоков и экструзий (в стеклах различного состава при Т«70(Ы200С (DH /DH2o 1040 )).
Из уравнений диффузии получены оценки диффузионных потоков Нг и НгО через поверхность лавовых потоков. Показано, что в условиях неравновесной диффузионной дегазации магматического расплава в продуктах дегазации лавовых потоков БТТИ соотношение хНз/хНгО более чем в 20 раз может превышать соответствующие равновесные соотношения; для вулкана Килауэа -достигается 30-кратное превышение. Предельное содержание Нг в продуктах дегазации базальтовых расплавов лавовых потоков Южного прорыва БТТИ может достигать 5,93 мольн.%.
Непосредственные измерения содержаний водорода [168] показали содержание Нг - 1,11 мольн.%, что более чем в 5 раз превышает равновесные содержания Нг в базальтовом расплаве БТТИ при соотношении xFeO/xFeOi,5=2,59. Расхождения наблюдаемых и расчетных значений содержаний Нг в продуктах дегазации объясняется окислением продуктов дегазации расплавов атмосферным кислородом. Повышенные, относительно равновесных значений, отношения Нг/НгО наблюдаются и на других вулканах (Безымянный, Сюртсей и др.).
Непосредственным доказательством интенсивного протекания окислительных реакций являются эффекты вторичного разогрева газовых струй в гар-нитосах лавовых потоков, где температура газовых струй [168, 245] достигала 1135С и 1300С. Максимальное превышение температуры в газовых струях относительно температуры расплава движущегося лавового потока (Т=1060-И070С) достигает « 230С, что обусловлено горением водорода.
Аномальная диффузионная подвижность водорода в водосодержащих алюмосиликатных расплавах и стеклах имеет исключительно большое значение в процессах дегазации магматического вещества и сопряженных с дегазацией окислительно-восстановительных реакциях, сопровождающихся генерацией водорода в магмах и вулканических стеклах. Автором изучалась кинетика подобных окислительно-восстановительных реакций. Выполнен ряд экспериментов, моделирующих процессы генерации и дегазации водорода при внедрении жестких экструзий типа экструзии вулкана Безымянного. Рассматривались окислительно-восстановительные реакции в железо- и гидроксилсодержащем высокотемпературном (Т=800";_900С) вулканическом стекле. Эксперименты проводи 143 лись при Т=800 900С в атмосфере аргона. В качестве модельных объектов использовались вулканическое стекло (обсидиан) и биотит.
Близкие либо идентичные значения констант скоростей (Кр), и энегрий активации Еа твердофазовых окислительно-восстановительных реакций и генерации Нг в биотите и обсидиане позволяют допустить и одинаковый механизм реакций окисления Fe" в биотите, обсидиане и др. железо- и гидрокислосодержа-щих вулканических стеклах. В том числе в высокотемпературном вулканическом стекле апикальных частей жестких экструзий. Время (т/2), необходимое для окисления половины количества Fe" (или разрушения 50% ОН-групп) в биотите и обсидиане, мало. С геологической точки зрения мгновенно (за 400-800 с) 50% гидроксила в составе стекла внедряющейся жесткой экструзии (Т=800-950С) может быть израсходовано на окисление Fe2+ и генерацию Нг (до 3-5 км3 Нг на 1 км3 вещества экструзии). Показано, что продуктивность внедряющихся жестких экструзий по водороду лимитируется не кинетикой генерации водорода, а условиями отвода водорода из зоны его генерации.
Деформация (дробление) затвердевшей, высокотемпературной апикальной части внедряющейся жесткой экструзии может приводить к интенсивному истечению из вещества экструзий водорода в порово-трещинное пространство экструзий, притоку атмосферного кислорода и сопровождаться мощными водоро-довоздушными взрывами.
Вследствие сопряженных процессов дегазации и газогенерации, высокого значения DH2/DH2O 103, В условиях механического расширения газовых пузырей в магматическом расплаве при подъеме магм в результате диффузионного мас-сообмена газовые пузыри будут резко обогащаться водородом сравнительно с его содержанием при равновесном соотношении хНг/хНгО. Подобные условия могут создаваться при излиянии магмы на поверхность, а также в подводящих каналах на уровнях перехода магмы в дисперсионный поток. В последнем случае еще до диспергирования (газового распыления магмы) происходит обогащение водородом газовой смеси в механически расширяющихся газовых пузырях.
Возникающие при этом вторичные взрывы газов в газово-пепловых струях наблюдались [245] на Большом Трещинном Толбачинском извержении, которые могут быть объяснены только как цепные водородо-воздушные взрывы. Аналогично подобные условия могут создаваться в магмах при высоких скоростях в восходящих конвекционных потоках магм конвектирующих близповерхностных магматических очагов.
Анализ приведенных в работе экспериментальных и натурных данных позволяет полагать существенно водородный состав магматических флюидов отделяющихся от лавовых потоков а также конвектирующих близповерхностных магматических очагов.
Из изложенных выше данных касающихся водородо-воздушных взрывов могут быть сделаны некоторые геотехнологические вывод. По мнению автора в основе прогноза катастрофических извержений типа наблюдаемых на вулканах Безымянный и St. Helens должна лежать геотехнология водородного мониторинга. Водородовоздушные взрывы в апикальных затвердевших высокотемпературных частях внедряющихся экструзий могут предварять (инициировать) катастрофические взрывы.
Экспериментальное моделирование процессов газоге нерации в окислительно-восстановительных реакциях при взаимодействии вода-базальт (Т=500-950С).
Концентрации ртути в термальных водах, тесно сопряженных с месторождениями ртути различных районов мира, полученные до 1966 г., обобщил Д.Е. Уайт [276а, 277]. Приводимые им значения концентраций ртути варьируют в пределах (20-400)-10"6 г/л. Это очень высокие значения. Однако последующие исследования Уайта и его коллег не подтвердили эти результаты. Последние анализы этих вод дают содержания (0,05-20)- Ю-6 г/л ртути в растворах [346].
Сделана попытка обобщения опубликованных данных по содержаниям Hg в термальных и минерализованных водах побережья северной Калифорнии: 1) в слабо- и среднеминерализованных водах с температурой 40С содержание ртути 0,05-10"7 г/л; 2) в прохладных водах с высокой соленостью концентрации повышаются 1-Ю г/л (Salt Spring) и до 1,5-Ю"5 г/л (Complexion Spring); 3) го рячие среднеминерализованные воды источников (Sulphur Bank) и теплые минерализованные содержания около 1,5-1(Г6г/л ртути [346]. Аналогичный уровень концентраций (п-10"7-п-10"5 г/л) установлен Н.А. Озеровой в гидротермах Курило-Камчатской вулканической провинции [241]. В сероводородно-углекислых гидротермах содержания Hg колеблются в пределах (0,5-1,4--10" г/л (вулкан Мутновский - 1,4-10"6 г/л, Эбеко - 0,5-10"6 г/л). В углекислых гидротермах концентрации Hg сушественно ниже (0,4-2,0)-10" г/л - Налычевские; 0 77-10" г/л - Краеведческие Таловские источники) В (Паужетских Больше-Банных Киреунских Долины Гейзеров Столбовских Горячего Пляжа) гидротермах содержание Hg изменяется в прєлєлах (0 4-0,8)-10"6 г/л.
Несмотря на то, что по содержанию ртути охарактеризованы далеко не все термальные источники и гидротермальные месторождения, имеющиеся данные можно распространить почти на все рассмотренные выше зоны разгрузки гидротерм, приуроченные к самым различным геоструктурным зонам Камчатки и Курильских островов. Это связано с тем, что Н.А. Озеровой по содержанию Hg охарактеризованы в основном все химические типы гидротерм.
Следовательно, Cng в пределах Курило-Камчатской вулканической дуги в термальных водах и конденсатах различных химических типов с различными температурами и генезисом изменяется в узких пределах (п-10"7-п-10"5 г/л). В гидротермах гидротермальных систем содержание Hg обычно не превышает п-10"6 г/л, т.е. фоновый уровень для гидросферы Земли (п-10-6 г/л) [241]. Исключение составляют лишь Cng в газоконденсатах хлоридно-натриевых вод кальдеры Узон (1,5-Ю"5 г/л) [206] и Северо-Мутновской термальной зоны (1,0-10-5-3,0-10-5 г/л; табл. 6.12.).
Вместе с тем содержание ртути в газах гидротерм в десятки, сотни и тысячи раз выше, чем в атмосферном воздухе, где оно составляет п-10"9 мг/л.
В Апапельских источниках содержание Hg в газовой фазе достигает (2,6-7,8 10" мг/л, в кальдере Узон 2,0-КГ5 мг/л [143]. На термопроявлениях вулкана Мутновского и Северо-Мутновского гидротермального месторождений содержание Hg в парогазовой фазе изменяется в пределах 2,0-10"9-7,0-10 6 мг/л, достигая значений 1,5-10 мг/л [271а]. Возникает противоречивая ситуация: с одной стороны, в гидротермах мы не обнаруживаем существенных отклонений содержаний ртути от других типов подземных и поверхностных вод, с другой стороны, наблюдаются ураганные относительно атмосферы концентрации ртути в газовой фазе в пределах гидротермальных объектов, что послужило основой для представлений об аномальных восходящих потоках Hg в газовой фазе в современных гидротермальных системах. Однако это противоречие кажущееся и легко снимается, если учесть, что в искусственных парогазовых струях, образованных водами с фоновым содержанием Hg, концентрация Hg в образованной парогазовой фазе (при коэффициентах распределения Hg - вода-пар, близких к 1) будет колебаться в пределах (400,0-800,0--10" мг/л. В водных ореолах рассеяния содержание Hg в воде 1 -10"7-1 -10" г/л. Образованная таким раствором газовая (паровая) фаза будет содержать ртуть в количестве (80,0-8000,0--10" мг/л, т.е. в десятки и тысячи раз превышающем атмосферный фон. В табл. 6.12. сопоставлены содержания Hg в парогазовых струях и образованных ими искусственных и естественных конденсатах. Из этих данных следует, что при содержании в конденсате Hg в пределах 2,0-10"6-3,0-10"5 г/л содержание в парогазовой фазе, из которой получен конденсат, составляет (1600-24000--10" мг/л газа. Так, например, на Дачном термальном поле, по данным В.Б. Черницына и др. [293], содержание в газе парогазовых струй (100-200)-10"9 мг/л, на площади выходом гидротерм до (700-900)-10 мг/л, непосредственно у грифонов (1500-700 10-9 мг/л, отдельные замеры показали 15000-10 мг/л.