Паровые зоны в гидротермальных системах: Геохимические и динамические аспекты формирования

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

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

Цель работы заключалась:

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

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

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

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

В задачи исследования входило:

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

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

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

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

Основные защищаемые положения.

1. Паровые зоны в МГС могут формироваться двумя способами: а) Первичные паровые зоны формируются непосредственно в магматическом очаге, в жерловых зонах вулканов, экструзивных куполах, т. е. при остывании и кристаллизации магмы. В зависимости от проницаемости пород они «всплывают» к поверхности (при проницаемости более ~0.1 пШ), либо эволюционируют и постепенно ликвидируются на месте в пределах очага (проницаемость менее ~0.1 шБ). б) «Наведенные» паровые зоны формируются вблизи поверхности, при вскипании перегретых гидротерм вследствие снижения гидростатического давления, связанного с понижением пьезометрического уровня термальных вод в результате появления дренирующих структур. «Наведенные» паровые зоны в начальной стадии эволюции не имеют паровых каналов, связывающих их с глубинными ПЗ, возникшими в пределах магматических очагов.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

4.5 ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ МОДЕЛИРОВАНИЯ И ВЫВОДЫ.

Гидротермальные системы, формирующиеся в областях аномального теплового потока и современного вулканизма, характеризуются широким разнообразием параметров. В число наиболее важных входят структурные условия формирования, к которым можно отнести проницаемость среды, пористость и трещиноватость породтемпература, мощность и пространственное положение источника тепла (магматического очага). Фиксируя одни параметры и меняя другие, мы попытались на численных моделях проследить эволюцию во времени гидротермальных систем с учетом ограниченного ряда наиболее важных свойств.

Как выяснилось на моделях внедрения магматического очага во вмещающие породы с различной проницаемостью, развитие гидротермальных систем чрезвычайно чувствительно к этому свойству среды. При низких значениях проницаемости существенно возрастает продолжительность остывания интрузивного тела, понижаются скорости флюидных потоков и как следствие увеличивается продолжительность жизни системы. При этом основные события происходят на глубине в пределах остывающего очага, слабо проявляясь на более высоких горизонтах и у поверхности Земли. Паровые зоны в таких условиях формируются в пределах магматического очага и там же прекращают свое существование без подъема к поверхности. Увеличение проницаемости, напротив, ускоряет процесс остывания очага, ведет к проявлению мощных тепловых потоков, направленных к поверхности, гетерогениза-ции флюидных потоков и формированию паровых зон вблизи поверхности. Это явление имеет свои последствия, связанные с возникновением резких плотностных неоднородностей в потоке гидротермальных флюидов и возникновением эффективных геохимических барьеров на границе жидкость-пар.

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

Исходя из оценки влияния различных параметров системы на динамику и развитие гидротермальных систем, мы можем предполагать, что паровые зоны в близповерхностных (доступных для наблюдения) частях МГС могут формироваться несколькими способами. Во-первых, достаточно интенсивно проявляющиеся на поверхности ПЗ образуются непосредственно вблизи поверхности и даже на поверхности в результате остывания экструзивных куполов и жерловых зон вулканов. Эти ПЗ, как правило, на начальных стадиях развития содержат сухой пар и открыты на поверхность. Второй путь — «всплывание» материнской паровой зоны, сформировавшейся в магматическом очаге, в хорошо проницаемых породах, либо по проницаемым зонам и разломам. Третий вариант — отрыв от материнского резервуара и подъем локальных паровых зон при благоприятном сочетании температурных параметров, морфологии очага и проницаемости пород. Как было показано в работе (Са1111ез, 1977), для магматических очагов с соотношением ширины и высоты больше единицы характерно «всплывание» паровых зон. Нами (Гидротермальные. 1996) получены аналогичные результаты и, более того, для моделей с проницаемостью вмещающих пород более 1 шЭ наблюдалось разбиение ПЗ на несколько меньших резервуаров, развивающихся самостоятельно. В достаточно проницаемых породах некоторые поднимающиеся паровые зоны могут стать открытыми на поверхность, однако такое возможно не всегда и другая часть ПЗ остается закрытой на глубине. Открытость-закрытость ПЗ в значительной мере может влиять на процессы минералообразования. Как показано С. Друм-мондом и Х. Омото (Огштгюгка, 0Ьто1о, 1985), «открытое» кипение необратимо удаляет растворенные газы, в результате чего может нарушаться кислотно-щелочное равновесие в растворе и происходить соответствующее этому изменение в характере минералообразования. В случае закрытости парового резервуара равновесие в системе пар-жидкость сохраняется и соответственно характер минералообразования будет иным.

Имея данные по распределению температуры и давления в модельных системах, мы попытались оценить распределение кремнезема в растворе (воде) без непосредственного моделирования поведения этих компонентов при данных термодинамических параметрах. Оценка заключалась в проекции имеющейся концентрационной Р-Т диаграммы для БЛО^ на Р-Т поле системы, что может позволить в первом приближении выявить возможные зоны растворения кремнезема в разрезе и зоны потенциального осаждения 8102- Для кремнезема (рис. 5.16- 5.17) в основном растворение кварца может происходить на нисходящих ветвях конвективных ячей, а осаждение на пути восходящих потоков, за исключением некоторых участков в приповерхностных частях системы, где восходящие потоки могут растворять свободный кремнезем из породы и осаждать его по мере остывания гидротерм.

Аналогичные модели были рассмотрены нами в отношении COg (Гидротермальные ., 1996). Но в отличие от твердых веществ, которые с пересыщением осаждаются и выбывают из обращения, газы переходят в более мобильное состояние, выкипая и переходя в летучую форму, что позволяет им более интенсивно выходить в приповерхностные горизонты и вступать в реакции с раствором или с твердым веществом уже в иных термодинамических и химических условиях.

— 181 -Глава 6.

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ ГЕОХИМИЧЕСКОГО БАРЬЕРА ЖИДКОСТЬ-ПАР В ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМАХ.

Выше (в главе 2) были определены термодинамические условия возникновения в эндогенных условиях границы жидкость-пар, которая может являться геохимическим барьером, осаждающим петрогенное и рудное вещество и, следовательно, эффективным минералообразующим фактором. Однако действие его может проявляться лишь в динамических условиях при наличии потока флюида, привносящего вещество. В закрытой системе при отсутствии потока сосуществующие флюидные фазы равновесно обмениваются веществом и заметных минеральных преобразований, связанных с этим процессом, наблюдаться не будет. Исходя из фазовых диаграмм водных флюидов, проявление геохимического барьера жидкость-пар возможно лишь в верхних горизонтах земной коры, максимум до глубин около 10 км. Более реально, исходя из солености гидротермального флюида, можно предполагать глубины в пределах первых километров.

Наличие паровой фазы в гидротермальном флюиде в верхних горизонтах при относительно низком давлении предполагает наличие кипения. С процессом кипения связывается формирование золотосеребро-рудной минерализации и меднопорфировые месторождения. Однако непосредственных наблюдений рудоотложения, связанных с кипением гидротерм, не проводилось. Нами было проведено экспериментальное моделирование геохимического барьера в термоградиентной изобарической системе (Жатнуев, 1985; Летников и др., 1985; Жатнуев, Миронов, 1985; 1987; Гидротермальные ., 1996), которое показало принципиальную возможность осаждения рудного вещества на границе жидкость-пар на примере Аи и Ад и перераспределения петрогенного вещества с формированием зональности в зоне кипения флюида.

— 182 -6.1 МЕТОДИКА ЭКСПЕРИМЕНТА.

Исследование проводилось на установке, представляющей систему из ряда толстостенных реакторов объемом до 15 мл с водоохлаждаемым затвором (рис. 6.1А), соединенных параллельно между собой и водяным прессом создающим давление до 1000 бар. Часть опытов проводилась с использованием термокомпрессора, представляющего собой такой же реактор из жаропрочной стали. Давление в термокомпрессоре создавалось нагревом воды до высокой температуры и контролировалось регулятором температуры ПИТ-Зб. Нагрев реакторов осуществлялся электо-нагревателями с дифференциальной нихромовой намоткой. Охлаждение затвора водой и дифференциальная намотка нагревателя обеспечивали температурный градиент вдоль оси сосуда (рис. 6.1Б). Измерение и регулировка температуры производились с помощью термопар ХА и ПП-1, калиброванных по точкам кипения воды и плавления олова. Для поддержки стабильного режима температуры использовались регуляторы ВРТ-2 и ПИТ-Зб.

В экспериментах использовалась шихта, представляющая собой дробленое стекло риолитового и базальтового состава, химический анализ которого представлен в табл.7.1. В случае со стеклом кислого состава, полученным двукратным плавлением кварц-полевошпатового пегматита, порции дробленой шихты (размер зерен менее 0.25 мм) насыщались золотом и серебром на уровне кларковых содержаний путем выпаривания в растворе золотохлористоводородной кислоты и азотнокислого серебра при тщательном перемешивании. Золото и серебро ме.

195″ 1 1 0+ 1 1 От. тились радиоактивными изотопами Аи Ад. После выпаривания раствора препараты прокаливались до восстановления и «вжига-ния» металла в стекло. Кипячение шихты в дистиллированной воде не дало признаков растворения металла при измерении активности раствора, тогда как активность шихты оставалась на прежнем уровне. Ба.

Рис. 6.1. Схема экспериментальной установки для моделирования геохимического барьера жидкость-пар в изобарических термоградиентных условиях. А — водоохлаждаемый реактор высокого давления: 1 — образец- 2 -корпус реактора- 3 — печь сопротивления с дифференциальной намоткой нагревателя- 4 — затвор- 5 — водяное охлаждение затвора- 6 — термопары. Браспределение температуры вдоль реактора. В — внешний вид образцов после опыта. зальтовое стекло готовилось путем плавления уже насыщенной изотопами шихты, что обеспечило объемное распределение в стекле Аи и Ад. Полученные при плавлении були базальтового стекла дробились до того же состояния, что и кислое стекло. Изучение авторадиографий с полировок монолитных образцов показало достаточно равномерное распределение металла.

Порошкообразная шихта запрессовывалась в золотые и медные пробирки и заливалась либо водой-бидистиллятом, либо растворами соляной или фтористоводородной кислоты 10%-й концентрации. Соотношение раствор/шихта составляло 1/10 по массе. При средней массе сухой силикатной шихты около 7 г масса раствора составляла 0,7 г. Пробирки после этого заваривались. Контроль герметичности пробирок проводился путем нагрева в силиконовом масле. Подготовленный таким образом препарат помещался в реактор и для уменьшения конвекции засыпался порошком из AI2O3.

После введения в режим реактора вдоль него создавался градиент температуры. Охлажденный конец пробирки находился при температуре около 200 °C, а высокотемпературный — при 500 °C. Длина пробирки составляла около 100 мм. Давление в опытах составляло 200, 500, 1000 бар, продолжительность — до 1000 часов.

Полученный после эксперимента образец представлял в большинстве случаев сильно спеченный в высокотемпературной зоне и слабо в низкотемпературной керн (рис. 6.1.В). Для изучения распределения в колонке металла образец распиливался вдоль длинной оси. Из одной половины готовились полированные препараты для получения авторадиографий, другая половина поступала на различные виды анализов (силикатный, рентгенофазовый и др.).

Оценка содержаний радионуклидов рудных элементов проводилась по двум методикам. Первая — оценка плотности почернения по профилю на радиографии по программе «RADIOGRAPHY», разработанной в лаборатории геохимии БГИ СО РАН С. Б. Булгаковым и оценка плотности почернения по площади радиографии по программе «ALDUS PHOTOSTYLER». И в том, и в другом случае изображение вводилось в компьютер путем его сканирования на приборе «MFS-12000CX» .

6.2 РЕЗУЛЬТАТЫ ЭКСПЕРИМЕНТОВ.

6.2.1 Поведение петрогенных компонентов на геохимическом барьере жидкость-пар.

Рассмотрим поведение петрогенных компонентов в изобарических термоградиентных системах с границей жидкость-пар на кривой насыщения. Для реализации геохимического барьера на границе раздела флюидных фаз давление в опытах устанавливалось ниже критического давления воды. Для сравнения также были проведены эксперименты при более высоких давлениях — 500 и 1000 бар. При проведении опытов с чисто водным флюидом обнаружено, что, несмотря на достаточно высокую плотность и растворяющую способность флюида при 1000 бар, заметной дифференциации компонентов в градиенте температуры не произошло (рис. 6.2). Отмечается лишь слабое повышение содержания SiOg в низкотемпературной зоне. Максимальная разность по содержанию SiOg между крайними зонами составляет не более 0.3%. Однако при этом чисто визуальные наблюдения показывают, что происходил значительный перенос растворенного вещества из высокотемпературной зоны в зону пониженной температуры, о чем свидетельствуют метаколлоид-ные образования в средней части образца при пониженных температурах. В высокотемпературной зоне отмечается раскристаллизация стекла с образованием адуляра и кристобалита, количество которых с увеличением продолжительности опыта растет. На основании этих фактов можно предполагать, что массоперенос происходит изохимически,.

Б I О 2 «м, а с с. %.

Д1203* к20, Мй20, П.П.П., масс. %.

Рис. 6.2 Распределение петрогенных компонентов в термоградиентной колонке с риолитовым составом после опыта в системе с чисто водным флюидом при 10ОО, 500 и 200 бар. когда стекло конгруэнтно растворяется во флюиде и компоненты раствора недифференцированно отлагаются при понижении температуры. Массообмен между температурными зонами вертикальной колонки при расположении низкотемпературной зоны вверху совершается путем конвекции флюида по порам и в пристеночном пространстве.

Распределение петрогенных компонентов при 500 бар и при сохранении постоянными остальных параметров показывает (рис. 6.2), что в данном случае массообмен между зонами происходит дифференцированно. Отмечено чрезвычайно интенсивное растворение кремнезема в средней части колонки в температурной зоне 380−420°С и вынос его в высокотемпературную часть колонки, где он формирует мономинеральные агрегаты кристобалита. Содержания остальных компонентов изменяются в соответствии с поведением Э102> т. е. на уровнях, где происходит растворение кремнезема и его вынос содержания их возрастают, а в зонах осаждения Эл-Оя, наоборот, снижаются.

Поведение компонентов в системе с наличием фазовой границы флюида при давлении 200 бар представлено на рис. 6.2. Температура границы раздела при данном давлении воды составляет 368 °C. Чисто визуально на образце эта зона выделяется утолщением и осветлением, высокой степенью спеченности и поперечной слоистостью образца. Рентгенофазовый анализ показывает кристаллизацию в этой зоне кварца и адуляра. Хотя теоретически граница между жидкостью и паром на кривой кипения не имеет толщины, в данном случае на ней формируется достаточно мощная (до 3 мм) зона, что обусловлено неустойчивостью этой границы в поле тяжести, а также незначительными колебаниями температуры и давления в системе, при которых она осциллирует в определенных пределах. Наиболее интересным представляется поведение в этой зоне кремнезема, поскольку он в значительной мере накапливается здесь. Судя по графику распределения (рис. 6.2) источником Бз-Ог здесь является зона жидкофазного водного флюида, непосредственно прилегающая к фазовой границе. Зеркально противоположно располагаются графики остальных компонентов. Достаточно глубокий минимум отмечается на графике потерь при прокаливании, отражающем содержание воды в силикатном стекле. Минимум объясняется тем, что в данной зоне стекло практически полностью раскристалли-зовывается с формированием адуляра и кварца. Кроме того, привнесенный кремнезем также осаждается в виде кварца.

Сопоставление графиков распределения кремнезема в термоградиентных системах с изобарами растворимости кварца в воде (Kennedy, 1950) показывает весьма удовлетворительное согласование этих данных (рис. 6.3). Зоны выноса кремнезема в исследуемых колонках по термодинамическим условиям соответствуют участкам максимальной растворимости кварца на изобарах, а зоны осаждения — участкам с низкой растворимостью. Учитывая это обстоятельство, мы предполагаем, что имеющееся в колонке распределение петрогенных компонентов определяется, в основном, растворимостью S3. O2 в воде.

Изучение распределения этих компонентов в системах с флюидом сложного состава при наличии фазовой границы показывает существенное отличие их поведения от поведения в системе с чисто водным флюидом. В опытах с флюидом, состоящим из 10%-го раствора НС1 при 200 бар, происходит взаимодействие кислоты с силикатной шихтой, в результате чего образуются хлориды щелочей, выпадающие в осадок из остаточного раствора после эксперимента в виде кубических кристаллов. Соотношение NaCl и КС1 в растворе не определялось. Общая концентрация раствора существенно выше состояния насыщения при стандартных условиях, т. е. более 25 масс.%. Концентрации компонентов в матрице отражены на рис. 6.4. В зоне геохимического барьера, как и в опытах с чисто водным флюидом, резко возрастает содержание кремнезема (более чем на 5%) и происходит незначительное повышение доли глинозема. На этом фоне соответственно уменьшаются количества.

Si02, mass.% б образце 74 76 78 74 76 78 75,5 I.

500 T,°C 0.

I I.

0,1 0,06 Si02. mass.%.

4 h.

0,18 0,1 в воде.

Рис. 6.3. Изобары растворимости кварца в воде по (Kennedy, 1950) (линии без точек) и графики распределения кремнезема в матрице в термоградиентных опытах (ломаные линии с точками) при давлениях а) 200- б) 500- в) 1000 бар. I.

0,2.

00 чо.

Si02, масо.% Si02, масс.% Li, масс.%.

Рис. 6.4. Распределение петрогенных компонентов в термоградиентной колонке с риолитовым составом после опыта в системе с водно-хлоридным (10% HCl) и водно-фторидным (10% HF) флюидом при 200 бар. щелочей, что особенно отчетливо проявлено для калия. Судя по уплотнению образца, в этой зоне происходит привнос кремнезема на геохимический барьер, хотя не исключено, что частично имеющееся распределение обусловлено растворением и выносом калия и натрия при взаимодействии НС1 с шихтой (для системы с чисто водным флюидом вынос щелочей с границы жидкость-пар практически не наблюдается). Следует отметить понижение содержаний щелочей в зоне жидкого раствора в верхней части колонки, которое, вероятно, также обусловлено кислотным выщелачиванием.

Присутствие во флюиде фтористоводородной кислоты в количестве 10% совершенно изменяет картину перераспределения компонентов в термоградиентной системе (рис. 6.4). Граница пар-жидкость характеризуется уже не накоплением БЮг, а уменьшением его содержания. Возрастает здесь содержание фтора и алюминия. Судя по увеличению массы образца в этой зоне и по образованию стекловидной аморфной фазы, сюда привносится алюминий и фтор. Отмечается незначительное возрастание щелочей, в том числе и лития. Уменьшение содержания кремния, скорее всего, относительное, за счет привноса остальных компонентов. Рубидий достаточно индифферентен в данном случае по отношению к границе жидкость-пар.

6.2.2 Поведение золота и серебра на геохимическом барьере жидкость-пар

Поведение серебра и золота в системе с геохимическим барьером исследовалось методом радиоизотопных индикаторов путем введения в шихту кларковых содержаний того и другого элемента, меченых их радионуклидами. Эксперименты с серебром проводились в золотых запаянных пробирках, а с золотом — в медных. Попытка изучения поведения Аи в термоградиентных условиях в золотых пробирках дала отрицательный результат, поскольку растворение самой пробирки в гидротермальном флюиде буферирует систему по золоту. Более того, в отдельных опытах с кислым хлоридным флюидом отмечено растворение металла со стенок пробирки и отложение его в силикатной матрице в виде хорошо ограненных кристаллов. Авторадиография образца, содержащего меченое золото после опыта в термоградиентных условиях в водной среде в золотой пробирке при Р=1000 бар представлена на рис. 6.5. Отмечается крайне зернистое распределение Аи в массе образца при его относительно равномерном распределении вдоль колонки. На сером фоне радиографии выделяются многочисленные точки с высокой плотностью почернения, что свидетельствует о наличии в образце мелких выделений металлического золота, что обусловлено растворением его со стенок пробирки и отложением в матрице. Многочисленные пики на графике распределения соответствуют этим точкам.

Поведение серебра в системе с водным флюидом и шихтой кислого состава в золотых контейнерах изучено как при низких давлениях при наличии границы жидкость-пар, так и при более высоких давлениях (500, 1000 бар), что позволяет сравнить его динамику в зависимости от термодинамических условий (рис. 6.6). Слева на рисунке 6.6А приведена радиография и распределение серебра вдоль сечения 1−1 при 1000 бар. Отмечается частичный вынос серебра из зоны высокой температуры и вероятное его переотложение либо в низкотемпературной зоне, либо на стенках золотого контейнера. Аналогичным поведением характеризуется серебро при давлении 500 бар (рис.б.бБ, сечение 2−2), но степень выноса его из высокотемпературной зоны существенно выше, чем при 1000 бар. В эксперименте при давлении 200 бар в термоградиентной системе формируются две зоны: жидкофазного и парового флюида, граница между которыми проходит по изотерме 368 °C. Общая тенденция распределения серебра показывает преимущественную мобилизацию его из высокотемпературной в низкотемпературную зону.

Рис. 6.5. Авторадиография с образца, содержащего радионуклид золота 1£>5Аи, после термоградиентного опыта в золотой пробирке при 1000 бар в системе с чисто водным флюидом (слева) и распределение золота в образце через сечение, а — б (справа). Состав шихты риолитовый. 1.

О 10 20 30 40 50 60 70 80 90 У. f 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 V.

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 У. 10 20 30 40 50 60 70 80 90 95 99″ Л.

ЗРТ ^^TNTs у о kg Р и Щ И з.

Рис. 6.6. Распределение близкларковых содержаний серебра (110+110mAg), в образцах риолитового состава в термоградиентных опытах с чисто водным флюидом по профилям при 1000 бар — А, при 500 бар — Б, при 200 бар — В и распределение металла по площади аншлифа для последнего случая — Г (здесь и далее числа вверху — значение относительных содержаний металла на линии контура. Внутри контура содержания выше указанного, снаружи — ниже. Изолинии построены с использованием программы «ALDUS PHOTOSTYLER»). Графики распределения серебра по профилям построены с использованием программы «RADIOGRAPHY». рис. 6.6 В, сечение 3−3), но при этом зона геохимического барьера на границе жидкость-пар характеризуется, как и высокотемпературная зона, крайне низким содержанием серебра. Распределение серебра по площади образца в эксперименте при 200 бар (рис.б.бг) показывает, что наиболее высокие концентрации серебра (в пределах 95 — 99% плотности почернения) характеризуются точечными выделениями в зоне жидкого гидротермального раствора и в паровой зоне, прилегающей к границе с жидкостью. Зона концентраций 80−95% располагается в тех же температурных условиях, но занимает большую площадь. Площади с более низкими значениями концентраций наращивают эти же зоны. Геохимический барьер характеризуется низкими содержаниями серебра, но все же несколько большими, чем высокотемпературная зона.

Распределение золота в термоградиентной системе с геохимическим барьером было изучено для базальтовой матрицы (рис. 6.7). Отличие этих опытов от предыдущих заключается в том, что во избежание буферирования раствора золотом, были применены медные пробирки. Применение массивных медных контейнеров, имеющих более высокую теплопроводность, чем золото, привело к изменению температурного режима системы, и в данных случаях зона геохимического барьера сместилась ниже, чем это наблюдалось для опытов в золотых пробирках. Продолжительность опытов составляла 250 часов. Представленная на рисунке слева радиография получена в эксперименте, где в медную капсулу вкладывался контейнер из тонкой стальной фольги, который при температуре 500 °C поддерживал режим кислорода, соответствующий буферу магнетит-железо (рис. 6.7а). Во втором случае (рис. 6.7в) контейнер с шихтой изготавливался из никелевой фольги и фугитив-ность 02 соответствовала буферу никель-бунзенит. Как можно видеть, и в первом, и во втором случаях, пограничная зона между жидкостью и паром отличается достаточно резким понижением содержания золота в силикатной матрице. Однако при этом сохраняются отдельные точки.

1 0 10 20 30 40 50 60 70 80°/.

Ге304+Ге 10 20 30 40 50 60 70 80 90У.

2 0 20 30 40 50 60 70 80 90 100У.

2 ЦЦ+ИЮ.

10 20 30 40 50 60 70 80 90У.

О й Л и *р пг 1 г.

Рис. 6.7. Распределение близкларковых содержаний золота (197+195Аи) в образцах базальтового состава в термоградиентных опытах с водным флюидом и контролируемым режимом кислорода при Р=200 бар: А, В — по профилямБ, Г — по площади аншлифов. Слева — опыт в присутствии буфера N?-N?0, справа — Ре-Ре304. почернения, вероятно, содержащие металлический Аи. Первоначальное распределение золота в матрице, проверенное радиографическим методом на монолитных образцах, показало равномерность содержания металла по всему объему. Различие поведения рудного элемента в этих двух опытах заключается в том, что в первом случае паровая зона в системе характеризуется выносом Аи, что отчетливо видно на графике сечение 1−1 (рис.6−7А), а во втором случае концентрации золота в матрице, как в зоне жидкости, так и в зоне пара, практически остаются на одном уровне за исключением самой высокотемпературной зоны внизу (рис.6−7 В, сечение 2−2).Зона жидкости и в том, и в другом случае характеризуются достаточно высокими содержаниями металла. Широкая зона изменения матрицы в зоне геохимического барьера формируется, как было показано выше, миграцией границы жидкость-пар в результате колебаний температуры и давления. Площадное распределение золота в опытах также подчеркивает наличие точечных концентраций золота и существенное обогащение им материала жидкофазной зоны в опыте с буфером Ее-РезС>4 (рис. 6.76), а также крайне низкое содержание Аи в зоне геохимического барьера жидкость-пар (менее 20 -30% от максимального содержания) для опытов с буфером Ы1-ЫЮ (рис. 6−7Г).

Поведение серебра в риолитовой матрице изучалось в присутствии водно-хлоридного флюида (10%-й раствор НС1) в золотых запаянных капсулах. Радиография с такого опыта представлена на рис. 6.8. Однако, в отличие от предыдущих опытов по моделированию геохимического барьера жидкость-пар, давление флюида составляло 1000 бар. Как уже было показано выше, в опытах с хлоридным флюидом в результате взаимодействия кислоты с силикатным веществом происходит образование хлоридов щелочных металлов (КС1 и ЫаС1), концентрация которых в растворе в течение опыта становится достаточно высокойболее 25 мас.%. Об этом свидетельствует выпадение их из раствора.

10 20 30 40 50 60 70 80 90 V.

1л.

10 20 30 40 50 60 70 80 90% 1 2 10 20 30 40 50 60 70 80°/.

1 2.

Рис. 6.8. Термоградиентный эксперимент в системе с риояитовой матрицей и кислым хлоридным флюидом при Р=1000 бар. А — авторадиография и изолинии относительных содержаний серебра на плоскости продольного сечения с образца. Б — Графики распределения серебра вдоль профилей 1−1 и 2−2 при стандартных условиях. Наиболее интересным моментом в этом случае является то, что в стартовых условиях (при отсутствии во флюиде хлоридов металлов) критическая точка раствора близка к критической точке воды. По мере взаимодействия кислоты с матрицей концентрация солей во флюиде растет и в связи с этим изменяются критические параметры флюида, которые можно оценить по рис. 2.1. При достижении 25%-й концентрации критическая точка смещается до давления 1180 бар и температуры 681 °C вдоль кривой критических точек. Судя по этому графику, флюид в системе к концу опыта должен полностью перейти в область жидкости. Непосредственно граница жидкость-пар в системе в течение всего опыта проявиться не должна. Однако перераспределение серебра в матрице (рис. 6.8) весьма однозначно свидетельствует о наличии двух отчетливо проявленных зон, различающихся либо состоянием флюида, либо его составом, либо тем и другим вместе. Последнее, на наш взгляд, вероятнее. Наличие высокого градиента температуры в системе способствует дифференциации флюида по составу, при которой концентрированный солевой раствор скапливается в низкотемпературной зоне, а пар с низким содержанием хлоридов в высокотемпературной, что обеспечивает достаточно высокий и резкий перепад плотности флюида в средней части колонки. Кроме того, общее количество свободного флюида в системе заметно уменьшается к концу опыта благодаря значительному его поглощению матрицей при ее гидратации. Эти обстоятельства способствуют контрастному перераспределению металла в колонке. При оценке площадного распределения Ад на радиографии (рис. 6.8а и 6−86, сечение 1−1) видно, что основная часть серебра распределяется по периферийной части образца в зоне жидкого флюида, тогда как осевая часть образца по содержанию Ад сопоставима с паровой зоной (рис. 6.86, распределение по сечению 2−2). Непосредственно граница между зонами жидкости и пара характеризуется заметным выносом серебра с приграничной зоны пара и отложением его в приграничной зоне жидкости. В фиксации серебра в приповерхностной части образца в низкотемпературной зоне весьма активно участвует золото, которое интенсивно растворяется в хлоридном флюиде и осаждается в матрице в виде хорошо ограненных кристаллов. Серебро, вероятно, образует с ним интерметаллическое соединение или твердый раствор. Содержание Ад в матрице в паровой зоне характеризуется почти линейным уменьшением от высокотемпературной зоны к границе с жидкостью.

6.3 ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ.

Минералообразование в природных гидротермальных системах происходит при достаточно интенсивном привносе и выносе вещества, обеспеченном конвективным движением флюида. Известные работы по экспериментальному исследованию систем с двухфазным флюидом жидкость-пар проводились в изотермических и изобарических условиях, при которых жидкая фаза, как более плотная, располагается внизу, что препятствует интенсивному конвективному массообмену. В таких системах массообмен между фазами протекает на диффузионном уровне и в отношении труднорастворимых компонентов малоэффективен. Более активный флюидообмен между различными частями системы может наблюдаться в том случае, если система неизотермична и в верхней части происходит конденсация пара. Такой эксперимент проводился Д. Римс-тидом с соавторами (К1пн5,Ы<1Ь et а1., 1989) при давлении флюида, близком к атмосферному, которые наблюдали перенос петрогенных компонентов и аутигенное минералообразование в системе. Мы, в своей модели, намеренно выбрали термоградиентный вариант проведения опытов с зоной плотного флюида в верхней части, чтобы возбудить конвективный массоперенос на границе жидкость-пар. Отличие нашей системы от природных бароградиентных заключается в изобаричности и в высоком температурном градиенте. Однако, лишь такой метод позволяет получить активный массообмен в относительно коротких экспериментах и проследить поведение вещества в системах с геохимическим барьером жидкость-пар.

Как можно видеть из результатов экспериментов, граница жидкостьпар выполняет функции эффективного геохимического барьера, на котором происходит интенсивное минералообразование с привносом и осаждением вещества, а также выносом некоторых компонентов непосредственно из приграничной зоны. Наиболее чувствительным компонентом вмещающих пород по отношению к действию геохимического барьера является кремнезем, который в экспериментах с чисто водным и хлоридным флюидом активно накапливался на границе фазового раздела флюидных систем. Однако состав флюида оказывает сильное влияние на процесс массообмена в системе, что наглядно демонстрируется в эксперименте с фторидным флюидом, где отмечается возрастание в породе на геохимическом барьере доли алюминия, воды и фтора, тогда как БЮг уменьшается. Также возрастает в породе содержание лития.

Кроме явлений массобмена на границе в системе с водным флюидом отмечается интенсивное минералообразование, проявившееся в виде кристаллизации кварц-адуляровой ассоциации. Этот факт примечателен тем, что в остальных зонах вместо кварца в системе с риоли-товым стеклом образуется кристобалит. В низкотемпературной зоне с жидкофазным флюидом появление кристаллических фаз не отмечено. Однако здесь происходит гидратация стекла, при которой содержание воды в нем доходит до 6 масс.%.

В отношении рудных компонентов, таких как золото и серебро, граница жидкость-пар в экспериментальной модели так же играет роль геохимического барьера, однако в данном случае сама приграничная зона в значительной мере обедняется как золотом, так и серебром, которые мигрируют в область жидкофазного флюида, где и осаждаются.

Вероятно, такому выносу металлов из зоны барьера способствует осцилляция барьера вследствие колебаний температуры и давления, которая способствует более быстрой перекристаллизации матрицы и ее «очищению» от примесных компонентов.

Высокая концентрация солей во флюиде в условиях высокого градиента температуры способствует формированию барьера при термодинамических условиях, не характерных для появления границы жидкость-пар. Такое явление может наблюдаться в результате химической дифференциации флюида в градиентной системе. Экспериментальное наблюдение дифференциации в таких системах неоднократно описывалось в работах И. Г. Танеева и В. Н. Румянцева (1982, 1988). В таком случае граница раздела между флюидными фазами может и не существовать, но резкий перепад плотности между газовой и жидкой областями, возможно, проявляется. Этому перепаду плотностей между концентрированным водно-солевым раствором и почти чисто водной газовой фазой с малой солевой нагрузкой обязано проявление характерного перераспределения серебра в системе с водно-хлоридным флюидом.

Таким образом, на примере некоторых петрогенных компонентов, а также золота и серебра, экспериментально показана эффективность границы жидкость-пар, как геохимического барьера. Интерпретация некоторых природных процессов может быть проведена с учетом полученных данных.

— 203 -Глава 7.

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

7.1 ПОСТАНОВКА ПРОБЛЕМЫ И ОБЗОР ПРОВЕДЕННЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ.

Проблема источников рудообразующих растворов и рудного вещества имеет принципиальное значение для понимания генезиса и прогноза гидротермальных рудных месторождений и широко обсуждается в геологической литературе. Магматическое вещество вступает с водой вмещающей среды в химическое взаимодействие, которое контролируется рядом факторов. Главными из них являются температура, давление и химические составы реагирующих сред. Вероятно, не последнюю роль в этом процессе играет и агрегатное состояние флюидажидкое или газовое. Как известно, растворяющая способность жидкости, по отношению к солям, выше чем у газовой фазы, находящейся с ней в равновесии (Стырикович, Хайбуллин, 1957; Стырикович, 1959). Результатом взаимодействия магматических пород с флюидом является извлечение химических компонентов породы, их растворение, перемещение и осаждение при изменении условий.

Одним из важнейших вопросов является соотношение долей металла, привнесенных из магматического очага отделяющимся от расплава флюидом (ювенильный, магматический источник) и выщелоченным из подстилающих (вмещающих) пород при конвективной циркуляции поверхностных или морских вод (концепция рециклинга).

Эта концепция в настоящее время приобретает для золота большое значение в связи с обнаружением высоких его концентраций в «курильщиках» задуговых спрединговых зон (до сотен г/т) и некоторых участков океанических рифтов (В1зс1ю?1Г, 1969; Наппз. пд1:оп al., 1986; Hannington et al., 1990; Abstracts 1990; Судариков и др.1990; Говоров и др. 1993). Появляется необходимость оценить влияние рециклинга на мобилизацию золота и его основного спутника серебра и их переотложение как в современных океанических гидротермальных образованиях, так и в некоторых типах древних золоторудных месторождений.

Оценка обмена вещества при взаимодействии морской воды и пород океанского дна (Thompson, 1983) показывает, что самые верхние части (первые метры) разреза океанической коры характеризуются высокими отношениями вода/порода и низкими температурами. Реакции в этих условиях охватывают около 0.1% новой океанской коры в течении десятков миллионов лет. Годовой обменный поток ионов при этом характеризуется умеренными масштабами. При низких температурах и малых отношениях вода/порода протекают реакции на более глубоких горизонтах океанического дна. За несколько миллионов лет взаимодействие охватывает около 8% объема молодой коры. На флангах центров спрединга обменные реакции и ионные потоки развиваются при средних значениях температуры и отношения вода/порода, завершаются достаточно быстро и являются сравнительно высокоэффективными. В осевой зоне спрединга протекают высокотемпературные реакции (выше 100°С), которые скоротечны, но вызывают интенсивные ионные потоки и формирование полиметаллических сульфидных или железных и марганцевых оксидных руд. Расчеты показали (Thompson, 1983), что ежегодный приток в океан ионов из магматитов океанского дна сопоставим с их ежегодным привносом водными потоками с суши, причем наиболее интенсивное поступление ионов происходит из наиболее горячих точек срединных хребтов и других высокотемпературных источников дна океана .

Гидротермальные системы океанических и задуговых зон спрединга в значительном количестве продуцируют сульфиды таких металлов как Fe, Cu, Zn, Pb, Sn, Sb и др. (Кривцов, Макеева, 1984; Богданов, Лисицын, 1985; Авдейко, Краснов, 1985; Попов и др., 1985; Гри-чук и др., 1985; Рона, 1986; Лисицын и др., 1990, Von Damm, 1990). Ископаемыми аналогами современных отложений предположительно являются сульфидные и колчеданные месторождения на материке, месторождения типа Куроко (Кривцов, Макеева, 1984; Зайков, Масленников, 1987; и др.)> сульфидные месторождения в офиолитовых комплексах (Cann, Strens, 1982). При определении источника рудного вещества большинством авторов рассматривается модель, по которой рудные элементы извлекаются из вмещающих пород нагретой морской водой в процессе их взаимодействия. Причем, если в срединно-океанических рифтах в качестве вмещающих пород выступают только базальты, то в задуговых спрединговых зонах это могут быть также вулканиты кислого и среднего составов.

Кроме многочисленных наблюдений над природными объектами к настоящему моменту имеется достаточно большое количество работ, посвященных экспериментальным исследованиям взаимодействия морской воды с вулканитами и большей частью с базальтами (Bischoff, Dickson, 1975; Hajash, Chandler, 1981; Кокорина и др., 1981; Холодкевич и др., 1981; 1984; Rosenbauer, Bischoff, 1983; Seyfried, Запеску, 1985; Shiraki R., Iiyama, 1990; Донских, Котов, 1990). В них рассматривается поведение главных рудных компонентов (Fe, Cu, Zn, Ni) в процессе выщелачивания базальтов морской водой при высоких температурах и давлениях, а также минеральный состав продуктов изменения вулканических стекол в процессе гидратации. Как показывает изучение образцов базальтов океанского дна, полученных драгированием, начальными продуктами их изменения в процессах гальмиролиза и гидротермального воздействия растворов являются хлорофеит, минералы группы палагонита, смектиты и цеолиты (Минеральные преобразования ., 1981; 1984). Это же подтверждается и экспериментальными работами (Кокорина и др., 1981; Холодкевич и др., 1981).

Экспериментальных исследований, касающихся поведения золота и серебра в процессе гидротермального взаимодействия вода-порода, очень мало, что связано прежде всего с большими методическими трудностями работы с кларковыми содержаниями этих элементов.

Использование метода радиоактивных индикаторов позволило во многом преодолеть эти трудности и провести несколько серий экспериментов по изучению поведения золота и серебра при выщелачивании стекол различного состава водой и водными растворами.

7.2 МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ.

Поставленная задача по изучению кларковых концентраций золота и серебра при взаимодействии флюид-твердая фаза обусловили необходимость большого числа экспериментов при вариациях нескольких основных факторов, определяющих в природе процесс этого взаимодействия: температура, давление, состав твердой фазы, состав и агрегатное состояние флюида, режим кислорода в системе.

Гидротермальные эксперименты при повышенных Р-Т параметрах осуществлялись в лабораторных автоклавах емкостью 100 мл (рис. 7.1а). Давление определялось коэффициентом заполнения сосуда с учетом объема контейнера и шихты. Использовались таблицы тепло-физических свойств воды (Ривкин, Александров, 1975). Температура измерялась термопарами ПП-1 и регулировалась приборами ПИТ-Зб.

Исходная шихта и материалы. Опыты проводились с образцами сухих стекол базальтового, андезитового и риолитового составов (в дальнейшем — базальт, андезит и риолит), которые были приготовлены путем плавления на воздухе природного щелочного базальта, кварц-микроклинового пегматита и их смеси (андезитовый состав), истертых до состояния пудры (табл.7.1). Перед плавлением часть ис.

Б).

2 I.

Рис. 7.1. А) Схема проведения опытов по мобилизации золота и серебра при гидратации стекол при повышенных температурах и давлениях: 1 -контейнер с образцом- 2 — автоклав- 3 — трехсекционная печь с независимой регулировкой температуры на каждую секцию- 4 — затвор автоклава- 5 -термопары.

Б) Варианты загрузки контейнеров образцами: 1 — контейнер (вверхуникелевый, внизукварцевый) — 2 — образец из монолитного стекла базальтового (андезитового, риолитового) состава, содержащий радиоизотоп Аи или Ад- 3 — неактивированная порошкообразная шихта того же состава, что и образец- 4 — смесь Cu0+Cu20 (буфер СТ).

В) Схематически представленное строение образцов стекол после гидротермального эксперимента при температурах I — 200−300°С, II, III — 400−500°С. 1 — неизмененное стекло- 2 — гидратированное стекло- 3 — зона гидротермального преобразования, состоящая из продуктов гидратации и их перекристаллизации- 4, 5 — агрегаты и монокристаллы плагиоклаза.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

.

Концептуальные модели на основе физико-химических диаграмм состояния флюида, краткий обзор литературы, исследование фрагментов Паужетского месторождения парогидротерм, а также экспериментальное и численное моделирование позволили сделать определенные выводы по закономерностям формирования гидротермальных систем, содержащих паровые резервуары. В предлагаемом нами понятии «паровый резервуар» мы имеем ввиду не только классические пародоминирующие системы по Д. Уайту, формирующиеся в докритических условиях, но и материнские зоны парогазового флюида, образующиеся на месте раск-ристаллизовавшегося магматического очага, независимо от глубины залегания. Критерием принадлежности к той или иной фазе мы условно выбрали плотность флюида. Если она ниже критической плотности з.

0,318 г/см), то система относится к паровой, если выше — к жид-кофазной. Мы осознаем, что границы между флюидными фазами в системе, находящейся при надкритических параметрах, проведенные по такому принципу, достаточно умозрительны. Однако необходимость разграничения паровых и жидких зон при этих параметрах существует, поскольку те и другие зоны могут существенно различаться физико-химическими условиями процессов минералообразования.

Любая гидротермальная система, инициированная внедрением магмы, содержит паровый резервуар, возникающий в пределах самого очага по мере его кристаллизации. Кроме того, в зависимости от температуры магмы, ее объема, глубины локализации и, главным образом, от проницаемости вмещающих пород паровый резервуар может появиться в приповерхностных условиях либо за счет «всплывания» глубинного резервуара, либо за счет перегрева и вскипания приповерхностных вод — «наведенный» паровый резервуар. В зависимости от газового и солевого состава гидротермального флюида кривая кипения может занимать различное положение на Р-Т диаграмме и высокие концентрации солей способствуют ее удлинению в область более высоких давлений, т. е. для гидротермальной системы — погружению на значительные глубины, где могут возникать паровые зоны, ограниченные кривой кипения водно-солевого раствора. Это говорит о том, что геохимический барьер, возникающий на границе жидкость-пар, может функционировать не только в приповерхностных условиях, но и на глубинах при достаточно высоких температурах, вплоть до температур солидуса кислых расплавов. Кипение, возникающее на фазовой границе, способствует увеличению концентрации солей в гидротермальном растворе, снижению температуры раствора за счет теплоты испарения, изменению положения фазовой границы в пространстве и даже схлопыванию паровых зон. Такой процесс может иметь периодический, колебательный характер и, соответственно, минералообразование, в том числе и рудное, также может быть пульсационным. Движение флюида в гидротермальной системе происходит по проницаемым структурам в виде конвективных потоков. Нисходящие потоки приносят относительно холодные воды в очаг системы, где те нагреваясь снова поднимаются вверх. Такой процесс конвективного тепломассообмена охватывает значительные объемы пород, которые могут быть потенциальными источниками рудного вещества. Особенно это относится к вулканогенным породам, содержащим значительное количество стекла. Как показали эксперименты по выщелачиванию вулканических стекол, золото и серебро, содержащееся в них на кларковом уровне, может быть мобилизовано гидротермами более чем на 50% от исходного содержания. Процесс мобилизации этих элементов чрезвычайно чувствителен к режиму кислорода. Метеорные воды, вовлекаемые в конвективный массоперенос могут быть в достаточной мере насыщены кислородом и в процессе прохождения через гидротермальную систему производить окисление переменновалентных элементов, что несомненно скажется на их мобилизационную способность. Кроме того паровые и жидкие зоны в ГС различаются степенью взаимодействия флюид-порода. Более интенсивно взаимодействие в условиях кривой кипения протекает в зоне жидкого флюида и, соответственно, извлечение рудных элементов из породы более быстро будет происходить здесь же. Фактором осаждения и локализации рудных и жильных минералов могут быть геохимические барьеры на границах паровых зон. Пространственная кислотно-щелочная дифференциация, возникающая в системе пар-жидкость, также может исчезнуть при схлопывании паровых зон и снова восстановиться при их регенерации. Пульсационное поведение паровых зон может быть причиной пульсационного осаждения рудного, петрогенного и жильного вещества при периодической нейтрализации гидротермальных растворов.

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