гідротермальний процес у вулканічних областях і його зв'язок з магматичної діяльністю

Авер В.В., Інститут вулканології СВ АН СРСР

Питання про співвідношення між гідротермальної і магматичної діяльністю продовжує залишатися в геології одним з найбільш актуальних і дискусійних. Воно обговорюється як у ході петрологіческіх і мінералогічних досліджень, так і при вивченні генезису термальних вод. Історично та територіально гідротермальний процес тісно пов'язаний з явищами магматизму. Однак різноманітні конкретні форми і сутність зв'язку з цим до кінця не з'ясовані і тлумачать по-різному.

В областях сучасного вулканізму найбільш типовою є асоціація гідротермального процесу з явищами "кислого вулканізму". Виключення представляє лише Ісландія, де базальтовий матеріал абсолютно переважає. Що Щодо таких класичних об'єктів, як зона Таупо в Новій Зеландії, Єллоустонський парк в США, Камчатка і багато інших, то найпотужніші та високотемпературні гідротермальньние системи приурочені тут до районів, де отримали надзвичайно широкий розвиток пемзи, ігнімбріти і спеклися туфи, а також екструзії Дацит і ріолітов верхнечетвертічного віку. З цих позицій співвідношення між гідротермальної і магматичної діяльністю можна розглядати як порівняння масштабів та інтенсивності тих і інших процесів у межах конкретних, зазвичай чітко окреслених районів і в рамках обмеженого часу.

гідротермальний процес характеризують такі головні показники: температура гідротермальних систем, їх теплова потужність, інтенсивність живлення систем теплом, тривалість їхнього існування і можливі темпи що відбуваються в них змін. Тут доцільно обмежитися розглядом тільки високотемпературних систем (температура значно вище 100 °), оскільки основні риси процесу представлені в них найбільш яскраво.

Температури у гідротермальних системах. Відомості про температури в сучасних гідротермальних системах були отримані в останні десятиліття на підставі даних глибокого буріння, яке проводилося в ряді країн для використання перегрітих 'вод і пари в енергетичних цілях. У деяких випадках температури були обчислені при вивченні поверхневих термопроявленій, коли були достатньо точно встановлені співвідношення між витратами киплячої води і пари і тим самим розраховане тепломісткості пароводяної суміші.

(Прімечаніе.Терміном "Перегріті" в геологічній літературі останніх років характеризують підземні води, що мають температуру вище 400 °, але знаходяться в рідкій фазі внаслідок високого пластового тиску.)

Максимальні температури на геотермальних родовищах наближаються до 300 ° на глибинах близько 1000 м (Вайотапу, Нова Зеландія). У самій глибокої геотермальної свердловині, пробуреної в 1962 р. поблизу Солоного озера в Каліфорнії, на глибині 1680 м передбачається температура мінімум 270 ° і, можливо, що наближається до 370 ° (White et oth., 1963). Для великого числа геотермальних родовищ характерні температури близько 250 °, приурочені до глибин в декілька сотень метрів. Такі Вайракей в Новій Зеландії, каліфорнійські гейзери в США, Лардерелло в Італії, багато термальні поля Ісландії, нарешті, Долина гейзерів на Камчатці. На таких родовищах, як Паужетка і Більше-Банне на Камчатці, Обама в Японії, і на багатьох інших зафіксовані температури 130-200 °.

Наростання температур у верхній зоні родовищ відбувається дуже швидко і залежить від глибини залягання обводненого комплексу порід і його температури. На деяких родовищах, де обводнених комплекс знаходиться близько до поверхні, значення температур, близькі до максимальних, спостерігаються вже на глибинах 150-300 м (рис. 1). У обводнених комплексах підвищення температур з глибиною відбувається вкрай повільно. У більшості випадків його взагалі не вдається виявити протягом багатьох сотень метрів (термограмми 1 і 2 на рис. 1). Це особливо властиво осередків розвантаження гідротерм, де теплове поле є "Наведеним" завдяки наближенню до поверхні потоку перегрітих вод. Неухильне, хоча й повільне підвищення температур в нижніх зонах гідротермальних систем вдається виявити на дуже небагатьох об'єктах. До них, зокрема, належить саме високотемпературне з відомих родовищ -- Вайотапу (термограмма 3 на рис. 1).

В світлі цих даних необхідно розглянути питання про температуру в основі гідротермальних систем. Поняття про "температурі підстави", або "базової температурі ", ввів в 1961 р. Бодварссон (Bodvarsson, 1961). Цим терміном позначається температура на таких глибинах, до яких у межах гідротермальних систем відбувається більш-менш активна циркуляція підземних вод. Ця глибина обумовлена особливостями геологічної будови району, в Зокрема - проникністю порід. Використовуючи матеріали вивчення сейсмічних розрізів, Бодварссон показав, що активна циркуляція підземних вод у вулканічної зоні Ісландії обмежується глибинами в 1,5 - 2,0 км, яким, за його матеріалами, відповідають температури 200 - 250 °, тобто практично такі само, як і на більш високих рівнях гідротермальних систем. Цей висновок добре узгоджується з усіма наведеними вище даними. Немає ніяких підстав вважати, що в основі гідротермальних систем повинні панувати дуже високі температури, що наближаються, наприклад, до температури магми. Навіть на такому високотемпературному об'єкті, як Вайотапу, екстраполяція термограмм до глибини 3 км дає величину не більше 400 °.

Теплова потужність гідротермальних систем. Під тепловою потужністю гідротермальних систем розуміється винос ними тієї чи іншої кількості тепла в одиницю часу. Слід відзначити, що ще недавно експедиційні обстеження термальних джерел давали різко занижені значення їх теплової потужності. Це пояснюється тим, що, з одного боку, залишалася неврахованої прихована розвантаження гідротерм, часто переважає по своїй величині видимий дебіт джерел, і, з іншого -- залишалася невідомою температура перегрітих вод на глибині. Лише при постановці спеціальних робіт стали чітко вимальовуватися воістину величезні масштаби гідротермального процесу. Відомості про теплової потужності деяких гідротермальних систем наведені в таблиці. Найбільшу з відомих зараз потужностей - 500 тис. ккал/сек має термальне поле Торфаекул в Ісландії. До цієї величини близька сумарна теплова потужність джерел Іелло-устонекого парку. Для великої групи гідротермальних систем, в яку входять Вайракей і Вайотапу в Новій Зеландії та Долина гейзерів на Камчатці, характерна теплова потужність близько 100 тис. ккал/сек. Нарешті, відома також група щодо "Малопотужних" систем, де винос тепла вимірюється першими десятками тисяч кілокалорій на секунду.

Для порівняння в таблиці вказані теплові потужності фумарольних полів на найбільш активних у цьому відношенні вулканів Камчатки і Курильських островів. Наведені дані дозволяють зробити висновок, що гідротермальні системи, що знаходяться у видаленні від вулканічних апаратів, за масштабами виносу тепла анітрохи не поступаються фумарольним полях вулканів і в багатьох випадках перевершують їх по потужності.

Інтенсивність харчування гідротермальних систем теплом. Одним з найважливіших показників гідротермального процесу є щільність теплового потоку на ділянках формування гідротерм, або, іншими словами, інтенсивність харчування гідротермальних систем теплом. Однак відомості про це стали з'являтися лише в самий останній час. Банвелл (Banwell a. oth., 1957) наводить дані про Грегга тепловому потоці в районі Таупо в Новій Зеландії, де середня величина на площі 1130 км2 дорівнює 243 ккал/км2 • сек, а в районі найбільш активної гідротермальної діяльності, на площі 125 км2, -- 1200 ккал/км2 • сек. У цій же роботі для району Хенгілла в Ісландії вказується, за даними Бодварссона, величина теплового потоку 420 ккал/км2 • сек.

Ще велика величина теплового потоку була визначена нами в 1962 р. в районі Долини гейзерів. Тут на площі близько 50 км2 вона досягає 2000-2500 ккал/км2 • сек. Ці цифри були отримані в результаті робіт на спеціально обраних балансових ділянках, які представляли собою невеликі за площею, чітко окреслені гідрогеологічні структури. Розрахунок щільності теплових потоків вели шляхом віднесення теплової потужності, заміряних по всіх термопроявленіям, до площі, на якій відбувається інфільтрація і нагрів атмосферних вод.

Наведені матеріали безумовно свідчать про те, що високотемпературна гідротермальних діяльність приурочена до різко вираженим термоаномаліям в земній корі. Тепловий потік в рамках таких термоаномалій перевищує середні показники для Землі (12 ккал/км2 • сек) в десятки і навіть сотні разів.

Щодо глибинної будови термоаномалій поки що не можна сказати нічого визначеного. У ряді випадків вони знаходяться в межах вулкана-тектонічних депресій, які можна трактувати як величезні древні кальдери, а іноді - як серію послідовно утворилися кальдери. Утворення таких структур зумовлена викидом протягом четвертинного періоду величезної кількості головним чином кислого пірокластичні матеріалу. Що ж стосується "поверхневого" будови термоаномалій, то вони охоплюють територію з різними геолого-структурними умовами. У сфері їх впливу виявляються масиви стародавніх вулканів, молоді екструзії, а також ділянки зі звичайними, невулканіческімі структурами. При цьому, як вдалося встановити в районі Долини гейзерів, показники для теплового потоку на старих вулканічних масивах практично не відрізняються від середніх показників для всієї аномалії. Отже, парові струменя і фумароли на таких масивах можна розцінювати не як явища, породжені самим вулканічним апаратом, а як наслідок накладеного теплового процесу.

Внаслідок різнорідних геологічних умов харчування гідротермальних систем інфільтраційних водами відбувається з різною інтенсивністю. Саме це обставина і призводить до виникнення гідротермальних систем з індивідуальними температурними показниками в умовах приблизно рівного харчування їх теплом. У межах однієї і тієї ж термоаномаліі можуть бути зустрінуті самі різні термопроявленія: від теплих джерел до парових струменів і гейзерів. Формування високотемпературних гідротерм, що живлять киплячі джерела, гейзери і парові струмені, приурочене здебільшого до комплексів порід з низькими фільтраційними властивостями

Ці породи служать для холодних грунтових вод відносними водоупорамі, не допускають впровадження в систему потужних інфільтраційних потоків. Зокрема, в районі Долини гейзерів високотемпературні прояви пов'язані з туфогенно-осадковим комплексом, живлення якого поверхневими водами коливається від 2 до 8 л/км2 • сек (з розрахунку). У таких умовах відбувається формування гідротерм з температурою 200-250 °. У деяких випадках вмістилищем високотемпературних гідротерм можуть бути і добре проникні породи, якщо вони перекриті непроникними відкладеннями і надійно ізольовані ними від інфільтраційних вод. Прикладом такого роду порід може служити геотермальне родовище Лардерелло, де гідротерми з температурою 240-250 ° перебувають у сільнотрещіноватих, кавернозних вапняках, перекритих потужним глинистим чохлом.

Тривалість існування гідротермальних систем

Сліди гідротермальної діяльності у вулканічних областях виявляються на всьому Протягом четвертинного періоду. Час існування конкретних гідротермальних систем, природно, багато менше. Так, Ф. Бойд (1963) вказує, що в Нижньому гейзерного басейні Йеллоустонском парку відкладення гарячих джерел фіксуються починаючи з епохи між двома стадіями останнього заледеніння. Це відповідає приблизно 20 тис. років, в той час як у всьому районі гідротермальних діяльність 'виявлялася починаючи з плейстоцену. Подібні оцінки призводить Банвелл для зони Таупо в Новій Зеландії, де мінімальний вік гарячих джерел Вайракей оцінюється в 10 тис. років. Гарячі джерела Ісландії, згідно Т. Барту (Barth, 1950), існують 10-15 тис. років. У Долині гейзерів на Камчатці відкладення стародавнього гейзеріта були виявлені на рівні другого річкової тераси, що збігається то часу із закінченням зледеніння, тобто що має вік близько 10 тис. років.

Приблизно однаковий вік гідротермальних систем у різних вулканічних областях земної кулі навряд чи можна розцінювати як випадковий збіг. Найімовірніше за все, це пояснюється тим, що із закінченням зледеніння було пов'язане оформлення гідрогеологічних систем в їх сучасному вигляді, в період ж самого заледеніння гідротермальні системи, очевидно, мали інші контури, а сам процес міг проявлятися в інших формах, оскільки умови інфільтрації атмосферних вод були виключно утрудненим.

Тривалість існування гідротермальних систем свідчить про відносно невисокому темпі що відбуваються в них змін. Це можна ілюструвати таким розрахунком. Відкладення згаданого вище стародавнього гейзеріта в Долині гейзерів могло відбутися лише за тієї умови, якщо температура вод на глибині в той час була не нижче 100 °. З іншого боку, вона не могла перевищувати 370 °, так як в цьому випадку існували б тільки виходи пара, поблизу яких гейзери НЕ відкладається. Оскільки температура гейзерні вод на глибині оцінюється в Нині в 250 °, то можливий її спад або підвищення за 10 тис. років не перевищують 150 °, тобто становлять у середньому не більше 1,5 °, або 0,6% її сучасного значення за столетіе1. Таким о'бразом, показники, які характеризують гідротермальний процес на сучасному етапі, не випадкові. Вони значною мірою відповідають умовам стабілізації, і, спираючись на них, можна оперувати 'кількісними викладками для оцінки процесу в цілому.

1 (Примітка: Може здатися, що цьому висновку суперечать дані про зміну режиму багатьох гейзерів за порівняно короткий час. Однак тепер встановлено (дані В. М. Сугробова), що зміни в режимі гейзерів тісно пов'язані з місцевим положенням динамічного рівня термальних вод. Тому їх відносне мінливість ніяк не може відображати стан гідротермальної системи в цілому).

В Зокрема, очевидно, припустимо, використовуючи дані про мінімальний вік гідротермальних систем (10 тис. років), розрахувати винос ними тепла за цей час, орієнтуючись на сучасні значення їх теплової потужності (див. таблицю). Такий розрахунок для розглянутих систем дає значення від 0,6 х1016 до 15хЮ16 ккал. Це величезні цифри. Для порівняння можна вказати, що рівнозначні кількості тепла можуть бути винесені на поверхню силікатною матеріалом з температурою 1000 °, якщо обсяги його складатимуть відповідно від 10 до 250 км3. Слід зазначити, що в межах самих гідротермальних систем одновікові з ними масиви екструзії і відкладення гарячого пірокластичні матеріалу мають значно менші обсяги.

Участь інтрузивні тіл у формуванні гідротермальних систем. В даний час серед геологів досить поширене традиційне переконання, що гідротермальний процес є наслідком запровадження у верхні горизонти земної кори мас магматичного матеріалу. Тому його часто називають постмагматіческім. Та'кая точка зору має, вочевидь, грунтуватися на доказах, що магматичні тіла можуть служити головними постачальниками тепла та ендогенної води в гідротермальні системи. При цьому необхідно: по-перше, щоб кількість тепла, укладеного в магматичних тілах, істотно перевищувала кількість тепла, винесеного системами за тривалий час (мінімум 10 тис. років), а по-друге, щоб механізм теплопередачі забезпечував харчування систем теплом у відповідно до тих показників, які були розглянуті вище.

В загальному випадку магма з температурою 1000 °, що має теплоємність 0,2 ккал/кг-град, приховану теплоту плавлення 50 ккал/кг і містить 5% води, володіє загальним тепломісткості близько 300 ккал/кг. При охолодженні від 1000 до 250 ° і повному виділення води 1 кг магми віддає 250 ккал тепла. Іншими словами, в оптимальних умовах 1 кг тисячеградусной водомісткими магми забезпечує нагрів 1 кг води до 250 ° (вважаючи початкову температуру води близькою до нуля). Якщо, використовуючи ці дані, розрахувати обсяги магматичних тіл, що можуть забезпечувати теплом протягом 10 тис. років гідротерми, відомості про яких поміщені в таблиці, вийдуть наступні величини: для Тор-• фаекул - 250 км5, для Вайракей, Вайотапу і Долини гейзерів - близько 50 км3, і, нарешті, для Паужеткі-10 км3. Ці обсяги фактично повинні бути подвоєні, оскільки сучасний процес далекий від загасання і, крім того, залишився неврахованою величезний запас тепла, укладений в суцільно прогрітих надрах гідротермальних систем.

Глибоким бурінням на геотермальних родовищах поки ще ніде не виявлено гарячі інтрузивні тіла. Крім того, структурний аналіз гідротермальних систем у ряді випадків не дає підстав говорити про впровадження магматичних тел таких обсягів до відносно малих глибин. Але головна перешкода при подібних побудовах полягає в тому, що виявляється неможливим підшукати відповідний механізм передачі тепла від інтрузії до підземних вод. Так, за схемою кондуктивної теплопередачі, якщо взяти температуру інтрузії за 1000 °, а нагріваються нею вод за 250 °, то температурний перепад складе близько 750 °. Для того щоб забезпечити харчування гідротермальної системи теплом з інтенсивністю 1000 ккал/км '2-сек, або 100 х 10 ~ 6 кал/см2-сек, необхідно, щоб проводить шар (Я) між основою системи і тисячеградуснимі температурами мав потужність не більше 450 м (рахуючи теплопровідність порід До рівною 0,006 кал/см2град-сек).

Це випливає з розрахунку за відомою формулою теплового потоку. Однак збереження зазначеного теплового потоку у часі можлива тільки при дуже інтенсивному відборі тепла. Це неминуче викличе падіння температур у провідником шарі і, як наслідок, в гідротермальної системі, причому спад буде дуже швидким. Як показують розрахунки, відображені на рис. 2, через 100 років температура, при вибраних вище умовах, знизиться не менш ніж на 30 °, тобто на 12%. Такі темпи абсолютно не узгоджуються з тими повільними температурними змінами, вимірюваними частками відсотка за століття, які властиві гідротермальних системам.

Розглянутий механізм теплопередачі може діяти з достатньою ефективністю тільки десятки і перші сотні років. Він знаходить яскраве вираження в діючих вулкани, особливо на екструзівних куполах, що утворилися зовсім недавно. Фумарольная діяльність, приурочена до таких куполам, виявляє зазвичай виразні ознаки згасання вже протягом декількох років. Стосовно до гідротермальних системам з модулями харчування теплом від 500 до 2500 ккал/км2 • сек, витримують тривалий час, значення цього механізму не можна визнати скільки-небудь суттєвим.

В Нині серед фахівців, що вивчають родовища перегрітих вод, отримала широке визнання інша концепція, згода-НЛ ^ ащЖй теплове харчування гідротермальних систем здійснюється за йомощі ендогенного, або, як його іноді називають, "геотермального" пара (Mazzoni, 1950; Banwell a. oth., 1957; White, 1957). Такий механізм видається нам найбільш ефективним. З позицій розглянутої концепції формування гідротерм відбувається в результаті змішання ендогенного пара з інфільтрацірннимі водами в рамках конкретних гідрогеологічних структур. Тепломісткості пари в діапазоні температур від 400 до 1000 ° можна прийняти в середньому $ 00 ккал/кг. Вважаючи, що основна маса тепла приноситься в систему парою, можна, знаючи теплову потужність системи, оцінити в першому наближенні частку що надходить в неї ендогенної води, а по модулях теплового харчування - кількість пари, що проходить через 1 км2 термоаномаліі в одиницю часу. Такі розрахунки показують, що в високотемпературних системах типу Вайракей - Долина гейзерів частка ендогенної води досягає 25%, а середні показники "прожарювання" знаходяться в межах 1-3 кг/'км2-сек.

Слід відзначити, що в умовах високих тисків, тобто в глибоких зонах термоаномалій, ендогенний пар за своїм фізичним станом вельми близький до рідини, тому що щільність його близька до одиниці. Це, по суті справи, дуже гарячий мінералізований і газонасичених водний розчин - флюїд. Термін "пар" в цьому випадку зберігає своє значення тільки в термодинамічній сенсі цього слова.

Викладена концепція отримала практичне підтвердження в ході експлуатації родовища Вайракей. Відбір великої кількості пароводяної суміші з свердловин протягом 1951 -1958 Рр.. спричинив за собою істотне зниження рівня перегрітих вод. Це викликало підтягування до ділянки експлуатації пара з сусідніх районів, що знаходяться в межах тієї ж термоаномаліі. У результаті середня тепломісткості водних мас в системі Вайракей підвищилася з 245 ккал/кг в 1951 р. до 305 ккал/кг в 1958 р. (Fisher, 1964).

Питання про походження термоаномалій зводиться, таким чином, до виявлення джерел ендогенної води. Він піддається всебічному обговоренню, проте більшість побудов, як правило, не виходить з рамок класичної схеми: як генератора водного флюїда приймається водомісткими магма, що потрапила у верхні горизонти і відокремлює воду в умовах відносно низького тиску. Враховуючи, що, за наявними уявленнями, відділення води не перевищує в середньому 5% загальної маси магми, обсяги магматичних тіл, що живлять гідротермальні системи парою, повинні бути справді колосальними. Ведучи розрахунок так само, як і при обговоренні попередньої схеми, отримаємо для Торфаекул 1500 км3 магми, для Долини гейзерів, Вайракей і Вайотапу - від 270 до 390 км3 і для Паужеткі - 60 км3.

При таких величезних обсягах магматичних тіл в умовах низького тиску можуть знаходитися тільки верхні їх частини, і тільки вони, очевидно, і можуть бути активними у відношенні відділення води. Внутрішні "же частині великих інтрузивами не можуть брати активну участь у відділенні летючих. Банвелл (1957), намагаючись усунути цю перешкоду в побудовах, пропонує розглядати магматичні тіла, що знаходяться у верхніх горизонтах земної кори як частина конвекційної магматичної системи, що йде своїм корінням дуже глибоко і безперервно одержує свіжий матеріал. Зрозуміло, така гіпотеза повинна бути спеціально обгрунтована; однак незалежно від її справедливості спробуємо, на підставі наявних даних, хоча б грубо оцінити величину тиску, при якому повинна відділятися вода від магми в існуючих умовах, і саму можливість цього процесу.

Вище вказувалося, що показники для теплового потоку в межах термоаномалій в десятки і навіть сотні разів перевищують середні показники для Землі. У таких умовах висхідний рух флюїда супроводжується відносно невеликими тепловтратами. За розрахунком вони не перевищують 10% загального потоку тепла в термоаномаліях і належать, звичайно, до їх крайовим частинах. Отже, рух пари в центральних частинах термоаномалій при сталому режимі відбувається в умовах, близьких до-адіабатичним. Це дає можливість застосувати формулу зв'язує початкове і кінцеве стану водяної пари. У цією формулою Т0 і Р0 - початкові параметри (обстановка відділення пари від магми), Т і Р-кінцеві параметри (обстановка в основі гідротермальних систем).

Як вже говорилося, температура біля основи гідротермальних систем не перевищує 400 ° на глибині 3 км, що відповідає приблизно 300 атм. Якщо ці дані вибрати в якості кінцевих параметрів, то тиск, при якому вода повинна відділятися від магми, визначатиметься її температурою, що дорівнює в момент відділення температурі магми. Вважаючи, що температура гранітної магми в земній корі може знаходитися в діапазоні від 600 до 1000 °, отримаємо тиск від 900 до 3900 атм. Але за таких тисках, як випливає з експериментальних даних (Хітаров, 1963), гранітна магма може утримувати воду в кількості від 3 до 7 вагу. %. Р1нимі словами, розраховувати на відділення води від магми в кількості 5% від її маси абсолютно не доводиться, і сама можливість такого процесу в розглянутих умовах вкрай незначна. Відділення води від магми при високих тисках можливо тільки в тому випадку, якщо магма пересичені водою або, що ймовірніше, якщо через магматичної тіло йде фільтрація водного флюїда.

Всі разом узяте змушує досить критично ставитися до уявлень про провідної ролі магматичних тіл в гідротермальної процесі. Коріння молодих екструзії, так само як і гіпотетичні інтрузивні тіла, не можна вважати джерелами потужною і тривалої гідротермальної діяльності. Формування розглянутих термоаномалій в земній корі обумовлено висхідним потоком гарячого флюїда, генерація якого, в загальному випадку, ие пов'язана з розташованими тут магматичними тілами, а є наслідком самостійного глибинного процесу. Магматичні тіла, упровадилися в гідротермальні системи, можуть чинити на них активний вплив порівняно нетривалий час. У надрах термоаномалій вони, мабуть, обмежуються пасивною роллю "Флюїди/провідників" (визначення Г. Л. Поспєлова, 1963).

Що ж до вулканічних апаратів, то тут магма підходить безпосередньо до поверхні і, якщо вона є водомісткими, неминуче повинна дегазувати. Як наслідок виникає потужна і дуже концентрована фумарольная діяльність, тривалість якої підтримується надходженням в результаті вивержень свіжих порцій водомісткими магми.

гідротермальних діяльність і "кислий вулканізм"

В загальному тепловому балансі вулканічних областей гідротермальних діяльність займає підлегле становище (Поляк, 1964). З цієї точки зору її слід вважати похідною вулканізму. Однак у конкретних районах свого прояву гідротермальних діяльність виявляє енергетичний ефект, не поступається власне вулканічним явищ, зокрема - явищам кислого вулканізму. Оскільки ці процеси приурочені до загальної території і протікають у рамках одного і того ж часу, можна зробити висновок, що між ними є парагенетичних зв'язок. У такому випадку природно припустити, що деякі показники, властиві гідротермальної процесу, характеризують певною мірою і процеси кислого вулканізму. Це стосується, зокрема, до-величиною теплового потоку на термоаномаліях та з термічному стану їх надр. Наступний приклад підтверджує це положення.

Банвелл (1957) спеціально зупинявся на двох виверженнях в районі оз. Таупо, відбувалися 1700 і 3000 років тому і дали по 10 км3 Попільні матеріалу. Він робить висновок, що сучасна спокійна діяльність гарячих джерел, гейзерів і фумароли в цьому районі може бути лише окремої фазою цілого циклу, протягом якої накопичувався гарячий матеріал для створення наступної ступені виверження. Дійсно, кількість тепла, винесене Попільні матеріалом за одне виверження, якщо прийняти його середню температуру за 800 ° і середню щільність за 1,5 г/см3, становить З х 1015 / скель, у той час як гідротерми району за 1500 років виносять близько 6,7 х 1015 ккал. Таким чином, якщо із загальної величини теплового потоку в межах розглянутої термоаномаліі акумулюється близько 30% тепла, то цього вже достатньо для накопичення гарячого матеріалу у вказаних масштабах.

Приблизно такі ж співвідношення виходять при порівнянні масштабів гідротер-бітної діяльності і явищ кислого вулканізму в межах всієї зони Таупо за четвертинний період (1 млн. років). Загальний обсяг четвертинних вулканогеіних фацій досягає тут, за даними Хілі (1964), 4 тис. куб. миль. Цей обсяг може бути досягнутий, якщо в межах всієї зони відбувалася акумуляція тепла, супроводжувалася плавленням порід, що дорівнює в середньому 200-300 тис. ккал/сек. Для порівняння зазначимо, що тільки чотири гідротермальні системи (Вайракей, Таупо, Ротокава і Вайотапу) виносять щосекунди близько 430 тис. ккал/сек (Banwell, 1963).

З цих позицій слід розглянути питання про те, чи не може головний ендогенний агент гідротермального процесу - водний флюїд - обумовити таку термічну обстановку у верхніх горизонтах земної кори, щоб могли здійснитися і явища кислого вулканізму. Фактичних даних про початкову температурі флюїда немає. Можна лише припускати, що у вулканічних областях вона, ймовірно, наближається до 1000-1200 °, тобто до температурного рівня андезито-базальтового вулканізму. У цьому випадку орієнтовні розрахунки по формулою адіабатичне розширення пари дозволяють відповісти на поставлене питання ствердно. Відповідно до графіка, побудованому для деяких усереднених умов (рис. 3), в надрах термоаномалій на глибинах 5,5-10 км температури повинні досягати 600-800 °, що обумовлено висхідним флюїдом. Залежно від геологічної обстановки вказаний діапазон глибин може змінюватися як у більшу, так і в меншу сторони.

При таких параметрах, як випливає з великої кількості експериментальних даних, в умовах сприятливої обводнення має відбуватися розплавлення окремих ділянок в "гранітному" шарі. Розплавлювання силікатного матеріалу на невеликих глибинах може, крім освіти інтрузивні тіл, супроводжуватися проривом його на поверхню, освітою екструзії, а також вибуховими явищами, приводять до утворення пемзу і спеченого туфів. Отже, гарячий водний флюїд можна розглядати як головний агент особливої форми вулканізму, у рамках якої вибухові явища, екструзії магми і гідротермальних діяльність постають як асоціація різних проявів одного процесу.

Конкретне співвідношення між масштабами цих явищ у різних районах буває різним. Воно залежить від будови земної кори, характеру фацій в осадовому чохлі, тектонічного положення термоаномалій і ступеня їх обводнення, тобто, в кінцевому рахунку, визначається геологічною обстановкою.

За своїм походженням флюїд навряд чи є моногенних. Можливо, що в його складі бере участь і ювенільіая вода, а проте велика частина води є, ймовірно, "відродженої" і мобілізованою з нижніх горизонтів земної кори. Це свого роду обов'язкова реакція земних надр на той теплової імпульс, який виникає у зв'язку з початком вулканічної діяльності, коли величезні маси андезито-базальтового матеріалу прориваються через земну кору на поверхню. На відміну від прориву андезито-базальтового матеріалу, того, що відбувається в стислі терміни, формування термоаномалій в земній корі під дією висхідного флюїда являє собою процес, сильно розтягнутий у часу. Тому як гідротермальних діяльність, так і явища кислого вулканізму отримують розвиток через багато десятків, а можливо, і сотні тисяч років після відповідного їм циклу андезито-базальтового вулканізму.

Список літератури

Бойд Ф.Р. Спеклися туфи і потоки ріолітового плато в Йеллоустонском парку. В сб: "Проблеми палеовулканізма". Изд-во "Світ", 1963.

Нехорошев А.С. Геотермічні умови і тепловий потік вулкана Ебеко на острові Парамушир .- Бюлл. Вулканол. станції АН СРСР, 1960, № 29.

Поляк Б.Г. До енергетичної оцінки вулканічних явищ. В сб: "Проблеми вулканізму ". Изд-во АН СССР, 1964.

Поспєлов Г.Л. Геологічні передумови до фізики рудоконтролюючих флюїди-провідників .- Геологія та геофізика, 1963, № 3, 4.

Хітаров Н.І. Питання ендогенних процесів у світі експериментальних даних. 1963.

Вanwеll С.J. Thermal energy from the Earth's crust. - N. Z. J. Geol. . and Geophys./1963, 6, № 1.

Вanwell C. J., Cooper E. R., Thompson Е. К., Me З г її К. J. Physics of the; New Zealand 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 in Island. 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 Taupo volcanic zone .- N. Z. J. Geol. and Geophys., 1964, 7, № 1.

Mazzоni A. The Steam vents of Tuscany and the 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 water and rocks undergoing metarnor-phism.-Science, March 8 1963, 139, № 3558.