Геохимическая модель современного рудообразования в кальдере Узон (Камчатка)

Глава 1. Геологическое строение кальдеры узон и гидротермальная деятельность.

1.1. Геологическое строение

В центре Карымско-Семячинского участка грабен-синклинория Восточной Камчатки располагается Узон-Гейзерная депрессия (рис. 1.1). Собственно кальдера Узон - более молодая западная часть депрессии - образование сложного тектонического генезиса (прил. 1). Она имеет черты как структуры проседания (кольцевой разлом со смещением >1 км), так и взрывной структуры (в северо-западной части кальдеры обнаружена неглубокая аномалия силы тяжести, интерпретируемая как взрывная воронка, заполненная взрывными брекчиями [Вулканизм..., 1974]). Окончательно вопрос происхождения кальдеры на сегодняшний день не решен, поскольку в связи с заповедным режимом территории бурение не проводилось.

Рис. 1.1. Тектоническая схема района кальдеры Узон (Белоусов и др., 1987)

В пределах кальдеры Узон большинство тектонических нарушений имеют, по данным В.Л. Леонова, субширотное простирание [Леонов, 1982б]. Выходы современных гидротерм контролируются трещинами северо-западного простирания, оперяющими основной широтный разлом (рис. 1.2). Кроме того, отмечаются нарушения северо-восточного простирания с малыми амплитудами смещения (1-10 м).

Рис. 1.2. Схематическая геологическая карта Узон-Гейзерного района (составлена В.Л. Леоновым [Белоусов и др., 1983]): 1 - аллювиальные, ледниковые и обвально-осыпные отложения (Q4); 2 - лавы и шлаки базальтового и андезитобазальтового состава (Q4); 3 - озерные отложения (пачки: I - гейзерная, II - пемзовая, III - желтых скал, IV - Второе озеро и южная котловина, V - Третье озеро, VI - Колорадо (Q31-Q34)); 4 - лавы андезитового состава (Q3); 5 - взрывные пемзовые отложения кальдеры Узон; 6 - лавы первого (а), второго (б) и третьего (в) циклов четвертичного вулканизма (Q21-Q31); 7 - игнимбриты Q2; 8 - лавы базальтового состава (Q21); 9 - плиоцен-нижнеплейстоценовые отложения (пачки: а - древних лав, платобазальтов, б - устьевая); 10 - границы эрозионных уступов; 11 - вулканические центры; 12 - кратерные воронки; 13 - маар; 14 - дайки; 15 - тектонические нарушения (а), уступ кальдеры (б); 16 - термоаномалии; 17 - отложения, заполняющие предполагаемые кальдеры (на разрезе); 18 - условная граница в толще плиоцен-нижнеплейстоценовых отложений; 19 - маркирующие горизонты

О.А. Брайцева и Г.Е. Богоявленская [Вулканизм..., 1974] при изучении района выделили три комплекса пород плиоцен-четвертичного возраста (рис. 1.2): докальдерный комплекс; породы кальдерообразующей стадии; посткальдерные образования.

Породы древнее плиоцена в пределах грабен-синклинория на поверхность не выходят, и о них можно строить лишь предположения. Вероятнее всего, это морские терригенные отложения с небольшой долей карбонатных пород.

Породы докальдерного этапа N₂-Q₁¹ представлены оливиновыми и двупироксеновыми базальтами (мощность отдельных потоков до 10-17 м) и прослоями туфобрекчий до 10 м. Они слагали постройку Узонского стратовулкана, разрез которой (~600 м) можно наблюдать в борту кальдеры (прил. 2). Общая мощность этого комплекса неизвестна (предположительно до 2-3 км).

Комплекс кальдерообразующей фазы представлен игнимбритами с прослоями пирокластики кислого состава. В северо-западном борту кальдеры установлены вулканогенные отложения, интерпретируемые как взрывные брекчии. Возраст определен как среднеплейстоценовый [Флоренский, 1984]. Общая мощность достигает до 200 м.

Посткальдерный комплекс представлен двумя типами пород: изверженные (дацитовые интрузии и пемзовые покровы) и озерные образования. Озерные отложения - это алевропелитовые туфы и различные пемзовые пески, сформировавшиеся на дне вулканических озер. Выделяются три стадии отложения озерных осадков, разделенные по времени и пространственно [Леонов, 1982а]. Отложения I озера, наблюдаемые в разрезах Долины гейзеров, в направлении с востока на запад сменяются сначала отложениями II озера, которые затем перекрываются породами III озера. Отложения I озера представлены преимущественно алевропелитовыми туфами мощностью 50-100 м. Толща II озера имеет наибольшую мощность (до 300-400 м) и представлена пористыми пемзовыми песками. Породы III озера менее мощные (30-100 м) и представлены сравнительно более плотными алевропелитовыми туфами [Вулканизм..., 1974]. Вероятно, система из пористого горизонта II озера и водоупора III озера определяет особенности гидротерм Узона [Белоусов и др., 1983; Леонов, Гриб, 2004].

Одновременно с озерными отложениями формируются дацитовые экструзии, в частности ближайшая к узонским термоаномалиям г. Белая. В западной части породы этой экструзии претерпели сильное кислотное выщелачивание, связанное с древней фумарольной деятельностью.

Голоценовые отложения - это ледниковые морены последнего оледенения, формирующие своеобразный грядовый рельеф кальдеры, и торфяники - болотные отложения. Меньшую, но также существенную роль играют делювиально-пролювиальные гравийно-галечные отложения.

Последнее проявление вулканизма - маар оз. Дальнее (андезитового состава) с возрастом < 10 тыс. лет [Белоусов и др., 1983]. В системе Узон-Гейзерной депрессии имеется современный Конус Савича (последнее извержение датируется 300 лет), на котором известна фумарольная деятельность.

При изучении геологии современных гидротерм обращает на себя внимание проблема их генетической связи с вулканизмом [Аверьев, 1969]. Попытки связать образование кальдеры и гидротермы Узона с очагом кислой магмы были предприняты впервые Э.Н. Эрлихом [Вулканизм..., 1974]. Позднее в работах В.Л. Леонова [Леонов, 1982а, б; Белоусов и др., 1983] были определены возможные размеры и глубина залегания очага на протяжении геологической истории. Авторы полагают, что в настоящее время очаг, диаметром превосходящий Узон-Гейзерную депрессию, находится при температуре выше ликвидуса, и его верхняя кромка располагается на глубине 8 км (рис. 1.3). Связанная с магматическим очагом гидротермальная система, по этим данным, могла существовать на Узоне 100-150 тыс. лет, в Долине гейзеров - 200-300 тыс. лет [Флоренский, 1984; Леонов, Гриб, 2004].

Рис. 1.3. Схематический разрез, отражающий особенности структурной локализации гидротермальных систем Долины гейзеров и кальдеры Узон (линия разреза соответствует линии А-В на рис. 1.2) [Белоусов и др., 1983]: 1 - область развития корового магматического очага и связанные с ним экструзии; 2 - идеализированная верхняя граница очага в период внедрения даек (Q2); 3 - система кольцевых и конических трещин над очагом, восстанавливаемая по вскрывающимся на поверхности дайкам; 4 - зоны разломов; 5 - водоносные комплексы (а - верхний, б - нижний)

Е.Н. Гриб [Гриб, Шугурова, 1984] удалось показать, что эволюция вулканизма в районе может быть объяснена исходя из гипотезы активизации очага инъекциями глубинного базальтового расплава, продолжавшимися вплоть до настоящего времени.

1.2. Гидротермальная деятельность

Современная гидротермальная система Узона пространственно делится на четыре поля: Западное, Северное, Восточное (Центральное) и район оз. Фумарольное (рис. 1.4). Термальные поля представляют собой участки аномального прогрева пород (рис. 1.5) с развитием всевозможных форм газово-гидротермальной деятельности. Как правило, они практически лишены растительности и выделяются сильно измененными породами стадии кислотного выщелачивания (прил. 3). Термальные поля локализуются в протяженную зону, интерпретируемую как разлом глубинного заложения, поскольку на него трассируются вулканы Кихпиныч, Узон, Тауншиц.

Рис. 1.4. Схема термопроявлений Восточного термального поля 1 - озера; 2 - термальные площадки; 3 - отдельные источники; 4 - зоны современного рудообразования; 5 - место наблюдавшегося в 1986 году фреатического взрыва

Рис. 1.5. Распределение температур на поверхности Восточного термального поля. Состояние на 1971 год [Шилин и др., 1973]

Большое количество данных по гидрогеохимии вод позволяют утверждать, что на Узоне встречаются все типы вод, выделяемые для современных вулканогенных гидротермальных месторождений. Здесь известны хлоридно-натровые, хлоридно-сульфатные, сульфатно-хлоридные, сульфатные и гидрокарбонатные воды, которые образуют четкую гидрохимическую зональность вокруг разломов (рис. 1.6). Г.Ф. Пилипенко [Пилипенко, 1976; Вулканизм, 1974], применив для Узона гипотезу Д.Э. Уайта [Геохимия современных..., 1965], показала, что все воды являются дифференциатами хлоридно-натровых вод. Этот тип, разгружающийся на поверхности, считается наиболее близким к родоначальному. Он имеет общую минерализацию ~3,5 г/л и содержит максимальные концентрации рудных элементов, в нем четко наблюдается корреляция содержания Cl и рудных компонентов - Hg, Sb, As. По современным представлениям, этот первичный раствор формируется в толще отложений II узонского озера (пемзовые туфы) на глубинах 200-300 м при температурах ~250^oС, где предполагается существование значительного термоартезианского бассейна [Пилипенко, 1976]. Питание этого бассейна осуществляется путем инфильтрации атмосферных осадков. Формирование состава термальных вод происходит в водоносном горизонте за счет смешения с магматогенным флюидом и взаимодействия с породами. По данным бурения, аналогичные бассейны выявлены для других месторождений горячих вод.

Рис. 1.6. Схема гидрохимической зональности очага разгрузки гидротерм Восточного термального поля [Гидротермальные системы..., 1976] Тип вод: 1 - хлоридно-натровый; 2 - сульфатно-хлоридно-натровый; 3 - хлоридно-сульфатно-натровый; 4 - гидрокарбонатно-хлоридный и хлоридно-гидрокарбонатно-натровый; 5 - сульфатный, гидрокарбонатно-сульфатный, сульфатно-гидрокарбонатный разного катионного состава

По расчетам Г.Ф. Пилипенко [Пилипенко, 1976], суммарный дебит хлоридно-натровых вод составляет 20 л/с, причем, помимо этого, некоторое их количество не достигает поверхности и разгружается непосредственно в толщу грунтовых вод и фиксируется только по выносу Cl р. Шумная.

Исследователи выделяют в гидротермах три составляющие [Кононов, Поляк, 1982]: магматогенную, образующуюся при дегазации расплава; метаморфическую, захороненную или высвобождающуюся при терморазложении минералов; метеогенную, представляющую собой проникающие в систему атмосферные осадки. Гидротермальный раствор может взаимодействовать с вмещающими породами, и это также должно вносить существенный вклад в формирование его состава [Виноградов, Вакин, 1983]. Для определения соотношения этих составляющих в реальных гидротермах исследователями Узона применен практически весь арсенал химических и изотопных методов.

Сейчас общепризнано, что главнейшую роль в гидротермах, подобных Узону (Паужетка, Мутновка, Вайракей, Таупо и др.), играют метеорные воды [Эллис, 1982]. По оценкам различных авторов, для формирования изотопного состава инертных газов атмосферная составляющая должна иметь 10-20-кратное преобладание [Басков и др., 1973; Рожков, 1979]. Данные работы [Луговая и др., 1987], приведенные на рис. 1.7, показывают, что в составе гидротерм Узона преобладают воды с легким изотопным составом кислорода и водорода δ¹⁸O = -13,7 , δD = -118 , у которых соотношение δ¹⁸O и δD соответствует уравнению Крейга для метеорных вод. Такой изотопный состав характерен для вод поверхностного происхождения. Вариации изотопного состава кислорода и водорода в этой группе вод, как правило, соответствует кинетическим изотопным эффектам при испарении воды. По этим данным, воды Узона выявляют закономерности, характерные для вод других гидротермальных районов мира.

Рис. 1.7. Распределение изотопов кислорода и водорода в термальных водах [Карпов, 1988]. Темные значки обозначают изотопный состав местных метеорных вод

Наряду с водами, прошедшими метеорный цикл, на Узоне выделяется группа вод, обогащенных тяжелыми изотопами (δ¹⁸O = -8,0 , δD = -106 ) с изотопным сдвигом вправо относительно линии Крейга на 5 [Луговая и др., 1987]. По мнению авторов, это связано с кислородным изотопным обменом с вмещающими породами. Для Узона такими породами являются туфогенно-лавовые толщи, для которых первичное значение δ¹⁸O ~6,5 . В работе сделаны оценки изотопного обмена кислорода и водорода с вмещающими породами, которые показали недостаточность этого процесса для объяснения смещения изотопного состава. Отсутствие надежных данных по величинам соотношения порода/вода не позволяет считать это доказательством присутствия ювенильной компоненты. Однако на основании этого можно сделать оценку максимально возможного вклада магматогенной воды с δ¹⁸O = +7,5 . Ее вклад в состав вод Узона не превышает 10-15%.

Изотопный состав углерода углекислого газа для гидротерм Узона имеет почти гомогенный состав (δ¹³C = -3,0±0,5 PDB [Луговая и др., 1987]), что объясняется единым источником. В других геотермальных районах мира изотопный состав углекислоты имеет близкие значения - δ¹³C от -1 до -8 при среднем значении -3,7 [Бескровный, Лобков, 1974]. К сожалению, для Узона в литературе практически нет определений изотопного состава углекислого газа и метана, отобранных из одного источника. Единственная такая пара приведена в работе [Луговая и др., 1987]. Для ист. Горячий δ¹³C_CO2 = -9,7 ; δ¹³C_CH4 = -29,7 . Эти значения отвечают равновесной температуре 240^oС.

Изотопный состав серы изучали многие авторы, но в их работах практически отсутствуют определения для сульфата и сероводорода из одного источника. Наиболее полный обзор по изотопным составам серы приведен Г.А. Карповым [1988]. Для образцов с Восточного термального поля (газообразного сероводорода, серы реальгара, аурипигмента и пирита, самородной серы) характерны значения δ³⁴S от -2,5 до 3,0 [Набоко и др., 1974; Озерова и др., 1971]. Отдельные образцы пирита имеют облегченный состав серы - δ³⁴S от -4,4 до -6,1 [Озерова и др., 1971], встречен даже образец с δ³⁴S = -30,3 [Карпов, 1988]. Изотопный состав сульфата в растворах Восточного термального поля и выцветов квасцов лежит в интервале от -2,5 до 5,6 . В двух источниках на периферии термопроявлений в болоте обнаружен тяжелый сульфат 15,5; 22,5 [Набоко и др., 1974], однако, по мнению Г.А. Карпова [1988], такой изотопный состав отражает не глубинный состав, а определяется поверхностными процессами. В целом, имеющиеся данные позволяют утверждать, что глубинный сероводород и сульфат имеют изотопный состав, близкий к 0. Это может являться свидетельством магматогенного происхождения этих компонентов [Карпов, 1988]. В.И. Виноградов считает, что сероводород гидротерм Узона образовался в результате восстановления сульфата захороненных в толще вулканогенно-осадочных пород фундамента вод морского происхождения, аналогично тому, что установлено на Курильских островах [Виноградов, 1964, 1970]. Породы кайнозойского фундамента, вскрытые скважинами на богачевском нефтепроявлении (70 км от Узона) содержат хлоркальциевые с сульфатом воды с минерализацией 15 г/л. Однако данных по изотопному составу серы (главным образом, по парам сероводород-сульфат) недостаточно, чтобы подтвердить эту гипотезу.

Таким образом, по современным представлениям, гидротермальные системы в вулкано-тектонических депрессиях представляют собой конвективные ячейки, в которых циркулирует вода метеорного происхождения. Просачиваясь на значительные глубины, она нагревается и смешивается с метаморфогенным и магматическим флюидом. Время, за которое метеорная вода проходит цикл конвекции, может быть установлено по появлению в зоне разгрузки трития. По данным Г.А. Карпова, в конце 1980-х годов в отдельных пробах гидротермальных растворов стали обнаруживаться незначительные концентрации этого изотопа. По его оценкам, время оборота атмосферной воды составляет 37-40 лет [Карпов, 1988].

Несмотря на значительные усилия как у нас, так и за рубежом, найти однозначные доказательства наличия или отсутствия ювенильной составляющей в современных гидротермах на сегодняшний день не удалось. Рассматривая весь объем изотопных данных, В.В. Иванов и В.И. Кононов [Иванов, Кононов, 1977] указали на то, что единственным доказательством мог быть состав Не, близкий к мантийному [Гуцало, 1976]. Однако миграционные свойства Не могли привести его к поступлению по глубинному разлому без связи с магматизмом [Каменский и др., 1976].

На сегодняшний день невозможно объяснить образование гидротерм только за счет метеорных вод и выщелачивания из пород. Во вмещающих породах содержится слишком мало СО₂, в то время как этот газ является вторым важнейшим компонентом гидротерм после воды. Кроме того, затруднительно объяснение обнаруживаемых концентраций Cl, As, Sb, Hg. Альтернативой магматогенной гипотезы является метаморфогенная [Дуничев, 1974, 1977]. Особенно интересна эта гипотеза в связи с генезисом узонской нефти. В 1970-х годах Н.С. Бескровный [Бескровный, Лебедев, 1971; Бескровный и др., 1974] в кальдере Узон обнаружил и исследовал нефтепроявление, четко связанное с термальными источниками. По мнению авторов, нефть может быть принесена гидротермами из осадочных пород богачевской свиты, которые, вероятно, залегают под кальдерой на глубине ~3-4 км. На Кроноцком полуострове, где эта толща выходит на поверхность, нефтепроявления хорошо известны. Из этих же пород может извлекаться и СО₂. Таким образом, проблема генезиса гидротерм требует досконального изучения.

В дальнейшем понятие <первичный> применяется к гидротермальным растворам, поступающим из гипотетического водоносного горизонта в отложениях II узонского озера в зону разгрузки системы. Мы сознательно ограничиваем рассмотрение происхождения компонентов этого гидротермального раствора. Из анализа геохимических данных очевидно, что основная доля воды имеет метеорное происхождение. Для других компонентов разные авторы предлагают различные источники, причем зачастую гипотетические. Большая неопределенность в этом вопросе не позволяет пока проводить термодинамическое моделирование формирования состава гидротерм Узона. В то же время растворы и газы, разгружающиеся в зоне рудоотложения, изучены весьма полно. Принятие данного ограничения вносит в модель определенность.

1.3. Современное рудообразование в кальдере Узон и его изученность

Ртутно-сурьмяно-мышьяковое оруденение на Узоне обнаружено и впервые исследовано С.И. Набоко и С.Ф. Главатских в 1969 году [Набоко, Главатских, 1970]. С тех пор интерес к нему не убывает. Этот интерес обусловлен тем, что рудное тело находится в состоянии современного рудообразования, причем на глубинах, легко доступных наблюдению, - в пределах первых метров.

История изучения рудообразования на Узоне может быть условно разделена на четыре этапа:

I охватывает конец 1960-х - начало 1970-х годов. В этот период на Узоне работала большая группа сотрудников Института вулканологии (В.В. Аверьев, Г.Ф. Пилипенко, С.И. Набоко, С.Ф. Главатских, Г.А. Карпов и др.), результаты их работы опубликованы в монографии [Вулканизм..., 1974]. Это был период получения первых данных о гидротермах Узона, открытия здесь современного Hg-Sb-As оруденения. Сотрудничество специалистов в разных областях позволило провести комплексные работы и в целом охарактеризовать гидротермальный процесс в кальдере Узон;

II проходил в 1970-х годах. Результаты, полученные в ходе I этапа, привлекли интерес многих специалистов в области гидротермального рудообразования. В это время эксперименты в области гидротермальной геохимии позволили установить формы нахождения рудных элементов в растворах, получить их термодинамические константы, и потому основной упор в работе делали на получение информации об условиях рудообразования, составах газов и растворов и определение форм переноса рудных элементов [Карпов, Павлов, 1974, 1976, 1980; Зотов и др., 1977];

III (1980-е годы) характеризуется более глубоким изучением особенностей узонского рудоотложения. Здесь были открыты новые минералы (узонит и алакранит), исследовали природное равновесие, изучали транспорт гидротермальных растворов и газов. Появились обобщающие работы [Алехин и др., 1987; Карпов, 1988; Сорокин и др., 1988], в которых сформулированы генетические модели рудообразования и выполнены физико-химические расчеты;

IV может быть связан с работой на Узоне Проблемной лаборатории экспериментальной геохимии МГУ, начатой в 1986 году. Основной задачей этих исследований стало построение количественной геохимической модели рудообразования на Узоне.

Известны два главных участка оруденения: IV залив оз. Фумарольное и Центральный участок Восточного термального поля (Рудное Поле) (прил. 4). На Рудном Поле залежь вкрапленного реальгар-аурипигментного с антимонитом оруденения располагается параллельно поверхности на глубинах 0,1-0,8 м в песчано-гравийных (с глинистым цементом) отложениях. Была установлена минералогическая зональность (снизу вверх): антимонит, реальгар, аурипигмент, скородит(?) [Лебедев и др., 1977]. Пирит и марказит наблюдаются по всему разрезу, обогащая некоторые зоны [Карпов, 1988]. В зоне реальгара и аурипигмента отмечаются находки метациннабарита, киновари, жидкой ртути [Алехин и др., 1987], а также узонита As₄S₅ [Попова, Поляков, 1985], алакранита As₈S₉ [Попова и др., 1986], α-сульфида мышьяка, галенита, сфалерита [Лебедев и др., 1977]. Описан также ряд минералов, однако их присутствие не было доказано рентгенофазовым анализом [Вулканизм..., 1974]. С поверхности залежь обычно перекрывается глинистыми отложениями или коркой гейзерита. Залежь вытянута в субширотном направлении вдоль глубинного разлома и занимает площадь 250х100 м. Контуры залежи совпадают с площадью разгрузки хлоридно-натровых вод.

На Рудном Поле оруденение характеризуется выраженным слоистым характером [Карпов, Павлов, 1976]. Г.А. Карпов [1988] выделил два типа рудных разрезов: окисносульфидный и сульфидный.

Первый тип распространен на периферийных зонах термальных площадок. Он характеризуется следующей минералогической зональностью (сверху вниз): 0-7 см - зона окислов и сульфидов мышьяка (As₂S₃) с примесью серы и скородитом; 7-35 см - зона сульфидов железа; 35-45 см - пирит-антимонитовая зона. Второй тип развит там, где к поверхности подходят изотермы 65-70^oС и выше. В верхней части разреза этого типа в интервале 0-14 см гравелиты пропитаны тонкодисперсным рентгеноаморфным веществом оранжевого и оранжево-красного цвета состава As₂S₃. В интервале 14-22 см аурипигмент сменяется реальгаром. Ниже (до глубины 30-35 см) реальгар постепенно исчезает. Основным минералом становится тонкозернистый пирит черного цвета. С глубины ~45 см в пиритовой зоне появляется антимонит и прослеживается до глубины 60 см. Ниже наблюдается довольно равномерная вкрапленность пирита. Распространение этих типов на Рудном Поле представлено на рис. 1.8.

Рис. 1.8. Схематическая карта II (Рудное Поле) и III участков Восточного термального поля [Карпов, 1988] 1 - контур термального поля; 2 - контур термальных озер; 3 - изотермы; 4 - высыпки серы; 5 - термальные источники с постоянным стоком; 6 - бессточные котлы; 7 - грязевые котлы; 8 - участки парящего грунта; 9 - контур Hg-Sb-As-оруденения; 10 - изогипсы; 11 - ручьи; 12 - проявления самородной ртути; 13 - проявления нефти; 14 - грязевые вулканчики; 15, 16 - скважины ручного (15) и колонкового (16) бурения; 17 - шурфы; 18 - дренажные трубки; 19 - поле развития реальгар-аурипигментной ассоциации; 20 - поле развития антимонита; 21 - поле развития скородита; 22-23 - места находок: киновари (22), самородного цинка (23); 24 - серный пляж; 25 - место находки самородной меди; 26 - разломы; 27 - воронка с высоким содержанием водорода в газовой струе

Детальные исследования показали, что типизация и распределение разрезов сложнее, чем показано на рис. 1.8. Вероятно, это связано с недостаточной сетью опробования.

Ряд авторов выдвинули предположение об отсутствии закономерностей в латеральном распространении типов разрезов [Сорокин и др., 1988]. По их мнению, формирование минералогической зональности на каждом участке определяется сложным комплексом факторов, такими как режим грунтовых вод, поток гидротермальных растворов и газов, проницаемость среды, и др. Используя это предположение, сравнение между двумя точками можно проводить только по условиям отложения минералов.

Ю.В. Алехин, А.В. Зотов с соавт. [Алехин и др., 1973; Зотов и др., 1977] получили температурные интервалы встречаемости минералов (рис. 1.9), позднее В.И. Сорокин [Сорокин и др., 1988] на основании потенциометрических измерений определил интервалы условий их образования: рН, Eh и активности сульфидной серы (табл. 1.1). Ю.В. Алехин с соавт. [1987] предположили, что основными параметрами, контролирующими осаждение сульфидов, являются рН и активность сероводорода. По результатам многочисленных потенциометрических замеров ими показано, что при приближении к поверхности в растворах возрастают кислотность и концентрация сероводорода (рис. 1.10).

Таблица 1.1. Условия формирования сульфидов мышьяка и сурьмы в кальдере Узон [Сорокин и др., 1988]
Минерал	Т, oС	рН	Eh, мВ	СH2S, мг/л
Антимонит	95-102	6,0-7,1	(-80)-(-150)	1,7.10-5-6,0.10-4
Реальгар	75-100	5,3-6,2	(-50)-(-100)	3,0.10-4-1,0.10-3
Аурипигмент	40-75	3,5-5,3	(-50)-(+150)	3,0.10-4-1,0.10-3

Рис. 1.9. Температуры встречаемости аурипигмента (1), серы (2), пирита (3), реальгара (4) и антимонита (5) [Алехин и др., 1973]

Рис. 1.10. Изотермическая диаграмма состояния системы Hg-Sb-As-H2S-H2O при 100oС и РН2 = 10-1,7 атм [Сорокин и др., 1988] Минералы: 1 - аурипигмент; 2 - реальгар; 3 - киноварь; 4 - антимонит. Точки замеров: 5 - As4S4; 6 - Sb2S3; 7 - скважина; 8 - тренд рН растворов

Г.А. Карпов [1988] привел оценку масс рудных компонентов Узона: мышьяк - 7^.10³ т, сурьма - 350 т, ртуть - 200 т. Он отнес данное месторождение к гейзеритовому типу ртутно-сурьмяно-мышьякового оруденения, промышленными аналогами которого являются Рас-эль-Ма в Алжире и в определенной мере Салфер-Бэнк в США [Уайт, 1970]. Считается, что условия разгрузки гидротермальной системы существуют в современном виде в течение голоцена (10 тыс. лет) - достаточный для формирования крупных месторождений срок. На Узоне по каким-то причинам образовалось лишь небольшое рудопроявление. Однако ряд особенностей Узона, общих для всех Hg-Sb-As-месторождений, в частности минералогическая зональность, позволяют предположить и сходный механизм рудообразования. Большинство исследователей считают, что "узонское рудопроявление является достаточно типичной, хотя и миниатюрной, моделью более масштабных процессов приповерхностного сульфидообразования" [Алехин и др., 1987, с. 34].

Причины отложения минералов на Узоне в целом понятны: при контакте горячих гидротерм с холодными грунтовыми водами, атмосферой образуется геохимический барьер. Однако каковы конкретно механизмы образования этого барьера и какие факторы влияют на образование именно такой минеральной зональности, остается предметом дискуссий.

В работах многих исследователей накоплен значительный объем информации об изменении физико-химических параметров и состава гидротерм по разрезу Рудного Поля. Все исследователи сходятся во мнении, что рудообразование происходит на геохимическом барьере, но по-разному оценивают главную движущую силу. В литературе выдвинуто несколько основных гипотез о природе геохимического барьера:
1) А.Л. Павлов [Павлов, 1973, 1976; Павлов, Третьяков, 1986; Павлов, Аверкин, 1987] выдвигает гипотезу окислительного барьера при взаимодействии восстановительных гидротерм с кислородом воздуха. По его мнению, при этом происходит разрушение гидросульфидных форм переноса As и Sb, а при изменении Eh-рH-условий - осаждение антимонита, а затем реальгара и аурипигмента.
2) Многие авторы [Зотов и др., 1977; Колпакова, 1982; Сорокин и др., 1988] указывают на важность подтока холодных вод как охладителя системы. Кроме того, поверхностные воды обладают низкими значениями pH. Снижение температуры и уменьшение рН, согласно этой гипотезе, являются главными параметрами, контролирующими рудообразование. Алехин с соавт. [1987] полагают, что возрастание концентрации сероводорода к поверхности, вероятно, связано с тем, что газо-паровая фаза при фильтрации обгоняет жидкость.
3) Ю.В. Алехин с соавт. [1985, 1988] выдвинули гипотезу барьера вскипания, согласно которой отделение H₂S при вскипании глубинных гидротерм приводит к разрушению гидросульфидных комплексов Sb и As и выпадению рудных минералов.
4) Г.А. Карпов с соавт. [Карпов, 1988; Заварзин, Карпов, 1982; Карпов и др., 1983, 1984; Бонч-Осмоловская, Карпов, 1987] предложили гипотезу биологического барьера, связав рудообразование с деятельностью сульфатредуцирующих бактерий. С их жизнедеятельностью авторы связывают также увеличение концентраций H₂S в верхних частях разреза, что приводит к осаждению сульфидов. Подробный анализ моделей приведен в гл. 4.

Каждая из предложенных гипотез опирается на взаимосвязанное протекание нескольких разнонаправленных реакций. Гипотезы конкурирующие, но не взаимоисключающие. Все движущие силы, предложенные в гипотезах, могут вносить определенный вклад в рудообразование. Для решения вопроса о природе рудоотложения нужна количественная модель процесса.

Теоретическое физико-химическое моделирование, по В.А. Жарикову [1976], представляет метод познания природных физико-химических процессов путем построения и исследования их теоретических моделей. Сущность метода состоит в следующем (рис. 1.11). Из геологических наблюдений выводятся некоторые главные эмпирические закономерности, характеризующие природный процесс или объект (этап выявления исходных посылок).

Рис. 1.11. Схема теоретического моделирования [Жариков, 1976] Вспомогательные задачи, необходимые для решения основной: 1) получение надежных данных по изменению физико-химических параметров в разрезе Рудного Поля; 2) получение согласованной информации по составам фаз, рудной зональности.

Выражая установленные закономерности в определенных физико-химических понятиях и терминах и опираясь на общие законы физической химии, следует строить теоретическую модель данного явления (этап построения модели). Затем проводятся исследования теоретической модели путем выведения частных и общих следствий (этап исследования модели). Наконец, сопоставляя свойства модели и природного объекта, выявляется соответствие модели природному объекту (этап практической проверки). Если при этом выясняется, что свойства модели не отвечают свойствам объекта, это означает, что исходные посылки содержат ошибки, то есть они должны быть пересмотрены. Разумеется, вопрос корректности построения модели тоже должен быть исследован.

Для исследования Узона к настоящему времени этап выявления исходных посылок в целом пройден. Задача работы - построение термодинамических моделей процесса, отвечающих предложенным гипотезам, получение следствий (рудная зональность, профиль интенсивных параметров), сравнение их с данными измерений в кальдере Узон и на этой основе определение роли каждой из движущих сил при образовании геохимического барьера.

1.4. Термодинамические модели современного рудообразования на континентах

Термодинамическое моделирование в последние годы широко применяется для решения вопроса о причинах образования руд. Большинство работ посвящено современным объектам, и это обусловлено тем, что для древних систем необходимо проводить реконструкцию составов растворов, условий рудообразования, что вносит дополнительные неопределенности в модель. Кроме того, многие древние рудные месторождения прошли сложную многостадийную историю, и выделение этапов процесса представляет собой отдельную задачу.

Впервые результаты модельных расчетов для кипящих систем получены С.Е. Драммондом и Х. Омото [Drummond, Ohmoto, 1985]. Исследуя процессы перераспределения летучих компонентов между газовой и жидкой фазами при снижении общего давления, авторы показали возможность осаждения золота. Главная причина рудоотложения при вскипании по результатам их расчетов - изменение окислительно-восстановительного потенциала системы. Это происходит из-за того, что труднорастворимые газы - CH₄, H₂ - при вскипании быстро уходят в газовую фазу. Однако результаты моделирования С.Е. Драммонда и Х. Омото не привязаны к конкретному объекту и не могут быть проверены сравнением с природными наблюдениями. Основные выводы из работы авторов заключаются в том, кипение может быть важнейшим механизмом рудообразования, а для понимания этого процесса важно знать окислительно-восстановительный потенциал системы. В дальнейшем эти выводы оказали сильное влияние на развитие термодинамического моделирования рудоотложения.

В. Гиггенбах [Giggenbach, 1987] на примере вулкана на о-ве Вайт (Новая Зеландия) приводит результаты проведенных им исследований в области изучения окислительно-восстановительных процессов, определяющих состав вулканических фумарол. Он выделяет два основных источника вулканических фумарол: первичный - <магматический> компонент (в основном SO₂ и H₂S) и вторичный - <гидротермальный> компонент, проникающий в геотермальную систему из окружающих морских вод. На основе обобщения большого количества аналитических данных и рассмотрения химических реакций, определяющих значение окислительно-восстановительного потенциала в системе, автором были построены <химическая> и <физическая> модели исследуемой геотермальной системы. Согласно моделям, основными окислительно-восстановительными буферами в системе являются пары SO₂-H₂S и FeO-Fe₂O₃. Основными компонентами <магматического> источника являются SO₂ и CO₂. <Гидротермальная> составляющая включает в себя преимущественно CH₄, H₂S и NH₃, образующиеся при взаимодействии погружающихся морских вод с вмещающими породами при высоких температурах. Состав поверхностных фумарол, таким образом, зависит от условий смешения и взаимодействия этих двух составляющих [Giggenbach, 1987]. Результаты исследований представляют большой интерес для оценки окислительно-восстановительных условий и газового режима золото-серебряного рудообразования.

Н. Спичер и М. Рид [Spycher, Reed, 1989] построили модель современного рудообразования в Броадлендской геотермальной системе (Новая Зеландия). Эта система относится к числу хорошо изученных объектов. Здесь широко проводилось бурение, причем скважины вскрывают зоны питания и разгрузки гидротермальных растворов. Н. Спичер и М. Рид, обобщая собственные исследования в этой области, а также результаты других авторов [Drummond, Ohmoto, 1985, и др.], провели серию термодинамических расчетов с целью охарактеризовать процессы кипения гидротермального раствора, взаимодействия кислых гидротермальных флюидов с вмещающими породами при охлаждении, а также переноса летучих металлов в газовой фазе как наиболее вероятные в данных рудоносных системах и ответственные за образование золото-серебряного оруденения. Для расчетов был выбран химический состав гидротермального раствора, соответствующий усредненному составу гидротерм Броадлендской геотермальной системы. Расчеты модели кипения были проведены как для условий закрытой (адиабатическое расширение), так и для открытой системы (с удалением выделяющихся при кипении газов и минеральным фракционированием). Расчеты показали, что при вскипании гидротермального раствора вследствие ухода в газовую фазу из раствора CO₂ и H₂S в последнем происходит резкое повышение pH и снижение активности растворенных форм серы, что приводит к разрушению гидросульфидных комплексов золота, серебра и полиметаллов и отложению металлов в минеральных фазах. Мышьяк и сурьма, согласно модели, осаждаются при взаимодействии откипевшего раствора с вмещающими породами, при этом происходит также обогащение поверхностных горизонтов золотом. Кроме того, расчеты показали, что значительную роль в транспорте и отложении летучих металлов (As, Sb, Hg) в геотермальных системах могут играть процессы переноса их в газовой фазе. Результирующие выводы показывают относительный эффект каждого из этих механизмов, но авторы не произвели верификацию для конкретного объекта, а потому остается неясным, насколько эти механизмы реализуются в системе Броадлендс.

Модель современного рудоотложения в системе Ротокава рассчитана Р. Круппом и Т. Сьюардом [Krupp, Seward, 1990]. На основании данных о распределении температур внутри системы, авторы построили балансовую модель движения флюидов и на ее основании выделили три механизма отложения рудных минералов: адиабатическое кипение, потеря газовой фазы и разбавление с окислением. Термодинамические расчеты показали, что золото может осаждаться на первой стадии, серебро - в начале кипения и при потере газовой фазы, а сурьма и ртуть - в начале окисления флюида при низких температурах. Эти результаты вполне объясняют наблюдаемую рудную зональность, и на их основе авторы делают прогнозы на непроверенные скважинами части системы.

Выводы

1) Анализ литературных данных по гидротермам кальдеры Узон показал, что на сегодняшний день нет определенности относительно источников вещества для всех компонентов гидротерм. Представляется логичным ограничить рассмотрение количественной модели частью системы, доступной непосредственному изучению для уменьшения неопределенности.

2) Содержащиеся в литературе данные по температурной и минералогической зональности рудоотложения на Узоне недостаточны для верификации термодинамической модели. В этой области требуется проведение дополнительных исследований.

3) Разными авторами предложено несколько концептуальных моделей рудоотложения на Узоне. Эти модели различаются по главным движущим силам процесса. Определить роль каждой из предложенных движущих сил в рудообразовании на Узоне можно лишь путем построения количественной термодинамической модели и сопоставления результатов расчетов с природными данными.