Геохимическая модель современного рудообразования в кальдере Узон (Камчатка)

Глава 4. Геологическая модель рудообразования в кальдере Узон.

4.1. Границы рассматриваемой системы

По современным представлениям, формирование растворов, которые приносят к поверхности мышьяк, сурьму и ртуть, происходит на глубине 150-250 м в толще пемзовых отложений II узонского озера. Этот горизонт имеет хорошую проницаемость и водонасыщенность. К сожалению, самая глубокая из пробуреных на Узоне скважин (50 м) не достигла нижнего водоносного горизонта, вскрыв лишь разрез алевропелитовых туфов IV узонского озера [Карпов, 1988]. Поэтому все эти представления остаются пока лишь гипотезой.

Поэтому "глубинные гидротермы" - это те газы и растворы, которые приходят в зону рудоотложения из предполагаемого термоартезианского резервуара, безотносительно их происхождения.

Сурьмяно-мышьяковая минерализация на Узоне обнаруживается лишь вблизи поверхности, причем основная масса рудных минералов содержится в верхнем метре разреза. Находки реальгара на больших глубинах описаны [Карпов, 1988], но они крайне редки и представлены отдельными зернами, поэтому для изучения процессов рудообразования, как кажется, вполне достаточно ограничиться несколькими верхними метрами разреза. Такое ограничение максимально конкретизирует модель и позволяет опираться при ее построении только на достоверную информацию, избегая дополнительных гипотез.

Таким образом, граничные условия рассматриваемой модели могут быть сформулированы следующим образом:
1) рассмотрению подлежит верхняя часть рыхлых отложений Рудного Поля до глубины 1,5-3 м (температура до 105^oС);
2) процессы, происходящие с глубинными флюидами вне этой зоны в модели не рассматриваются, а исходной информацией для модели является состав растворов и газов, поступающих в приповерхностную часть системы.

4.2. Концептуальные модели рудообразования

Как было показано в главе 1, предложено несколько основных механизмов образования геохимического барьера на Рудном Поле. Эти гипотезы различаются в отношении главных движущих сил процесса. Необходимо при этом отметить, что они не являются альтернативными, так как геохимический барьер может формироваться под воздействием сразу нескольких факторов.

1. Модель кипения предложена Ю.В. Алехиным и другими исследователями [Алехин и др., 1973, 1988]. Согласно этой гипотезе, основным фактором рудообразования является вскипание гидротерм при снижении давления при подъеме раствора к поверхности. Основной формой переноса сурьмы, по мнению авторов гипотезы, является сульфидный комплекс HSb₂S₄^-, разрушение которого при потере H₂S при кипении приводит к осаждению антимонита:

Сульфидные комплексы мышьяка более прочные, и их разрушение начинается при сильном вскипании растворов в области более низких давлений:

Главное противоречие этой модели с результатами полевых исследований заключается в том, что на Узоне экспериментально установлено, что As переносится не в виде сульфидных комплексов [Зотов и др., 1977], а в форме As(OH)₃^o. Для сурьмы такой уверенности нет.

2. Модель смешения и охлаждения предложена А.В. Зотовым с соавт. [Зотов, и др., 1977]. Согласно этой модели, глубинные гидротермы, встречаясь с потоком холодных грунтовых вод, резко охлаждаются. При этом происходит перераспределение H₂S и CO₂ между пузырьками газа и жидкостью. Раствор существенно обогащается сероводородом, уменьшается рН. Это обусловливает образование сульфидов Sb и As из гидроксокомплексов:

Реальгар образуется при больших парциальных давлениях водорода:

Некоторые авторы предполагали, что грунтовые воды, имея кислую реакцию, могут влиять на рудообразование [Сорокин и др., 1988], однако данные потенциометрических измерений в шурфах при откачке воды этому противоречат (см. гл. 3). Значения рН воды, заполняющей шурфы, находятся в интервале 6,5-7,5, поэтому трудно предположить существенное подкисление, вносимое грунтовыми водами.

В.И. Сорокин с соавт. [Сорокин и др., 1988] считают, что одним из важнейших факторов рудообразования является обгон газовой фазой жидкости при фильтрации через поровое пространство (барботаж). Эти выводы обоснованы наблюдениями по распределению растворенных газов в воде оз. Хлоридное. Однако в литературе нет достаточного доказательства проявлений такого механизма на Рудном Поле. Явления барботажа легко могут быть учтены в модели смешения с охлаждением, поэтому нерационально выделять эту гипотезу отдельно.

3. Модель окисления предложена А.Л. Павловым с соавт. [Павлов, 1973, 1976, 1983; Павлов, Карпов, 1972]. Она предполагает поток окислителя - кислорода атмосферы, направленный навстречу глубинным растворам (правда, автор не объясняет способ его переноса). Взаимодействие двух потоков приводит к образованию стационарных градиентов Eh и рН в разрезе Рудного Поля. Сероводород окисляется и образование сульфидов сурьмы и мышьяка происходит при разрушении сульфидных комплексов, в виде которых, согласно реакциям (4.1) и (4.2), они переносятся [Павлов, 1973]. Аурипигмент сменяет реальгар при большем Eh. Эта модель может объяснить изменения окислительно-восстановительного потенциала и рН, минералогическую зональность, обнаруживаемые в разрезах рудного Поля [Павлов, Третьяков, 1986].

На основании идеи окисления А.Л. Павловым была построена численная модель. Моделирование до программе <Селектор> показало, что расчетное изменение Eh и рН растворов и рудная зональность не входят в противоречие с наблюдаемыми значениями [Павлов, Аверкин, 1987; Павлов, Третьяков, 1986]. При построении модели авторы пошли по пути задания пропорции смешения глубинных гидротерм и кислорода. Однако непонятно, как этот процесс мог быть реализован в природе. Можно выделить две основные причины, почему трудно предположить, что кислород атмосферы оказывает существенное воздействие на рудообразование. С одной стороны, окисление сероводорода кислородом при температуре 100 ^oС и ниже происходит медленно и контролируется преимущественно деятельностью тионовых бактерий. Это подтверждается тем, что в составе глубинных гидротермальных газов всегда фиксируются кислород в неравновесных концентрациях с сероводородом [Рожков, 1979; Дымкина, 1986]. Происхождение кислорода объясняется глубинным смешением с метеорными водами, происходящим гораздо ниже зоны рудоотложения [Кошемчук, 1993].

Остается неясным и способ переноса окислителя навстречу потоку гидротерм. Грунтовые воды не могут обеспечить этот процесс, так как обладают слишком низкими значениями Eh, которые находятся в пределах -150-20 мВ (см. гл. 3). Перенос окислителя на глубину можно объяснить конвективным перемешиванием в пределах верхней части Рудного Поля. Глубинные гидротермы, достигая поверхности, окисляются, охлаждаются, насыщаются кислородом атмосферы и погружаются вниз, где встречаются с новой порцией глубинных растворов. Окисление глубинного раствора на поверхности происходит за счет деятельности тионовых бактерий, окисляющих H₂S до SO₄^2- (в абиогенных условиях эта реакция идет медленно из-за плохой кинетики [Рафальский, 1983]).

4. Модель сульфатредукции предложена Г.А. Карповым с соавт. [Карпов, 1988; Карпов и др., 1984]. Они считают, что в зону рудоотложения сера поступает с глубинным раствором преимущественно в виде сульфат-иона [Набоко и др., 1979]. Главным фактором рудоотложения является деятельность сульфатредуцирующих бактерий, которые восстанавливают сульфат из H₂S за счет глубинного водорода или органического углерода:

Основными формами переноса Sb и As в бессероводородных водах Г.А. Карпов считает Sb(OH)₃^o и As(OH)₃^o. В зоне больших концентраций H2S происходит образование сульфидов сурьмы и мышьяка согласно реакциям (4.3) и (4.4). Эта модель объясняет минералогическую зональность и отрывочные данные об изотопном составе серы, полученные Г.А. Карповым [Карпов, 1988].

Представление о том, что сера приходит в зону рудообразования преимущественно в виде сульфата, находится в противоречии с данными по глубоким скважинам, свидетельствующими о том, что основное поступление серы происходит в виде газообразного сероводорода, а не растворенного сульфата [Алехин и др., 1988]. Однако модель Г.А. Карпова может работать и для сульфата, проникающего сверху. В этом виде можно совместить механизм, предложенный А.Л. Павловым (окисление сероводорода до сульфата) и Г.А. Карповым (восстановление сульфата до сероводорода), в одной конвективной ячейке. Такое совмещение логично, поскольку оно устраняет противоречия в моделях и позволяет представить их в конкретном виде, пригодном для моделирования. Помимо объяснения изменения Eh-pH-условий, минералогической зональности, модель Г.А. Карпова объясняет и изотопный состав серы. Кроме того, смену снизу вверх сульфатредуцирующих бактерий тионовыми доказывают и микробиологические исследования. Жизнедеятельность бактерий приводит к тому, что становится возможной реакция (4.7), сульфат становится окислителем, а нисходящий поток вод может окислять глубинный флюид.

Исходя из эмпирических данных о геохимии Рудного Поля ни одна из предложенных гипотез не может быть отброшена. Действительно, наблюдается кипение, и на какой-то стадии этот процесс может приводить к отложению сульфидов (модель кипения). В верхней части растворы имеют значимо меньшую минерализацию, в них уменьшается рН, что может быть объяснено смешением с холодными поверхностными водами (модель смешения с охлаждением). В рудном теле наблюдается активная деятельность микроорганизмов [Заварзин, Карпов, 1982; Герасименко и др., 1983], к поверхности возрастает окислительно-восстановительный потенциал (модель окисления). Правда, каждое из этих явлений может иметь и другое объяснение: например, уменьшение солености растворов к поверхности может быть связано с конденсацией водяных паров.

Модели различаются в том, что в каждой из них предлагается какой-то главный механизм рудоотложения, который можно описать через главную действующую силу (фактор) рудообразования. Но факторы рудоотложения могут быть и внешними, и внутренними, и последние являются следствием саморазвития системы без воздействия на нее извне - например, кипения и сульфатредукции. Внешние факторы не могут быть объяснены из ограничений системы и требуют дополнительных воздействий или источников вещества: охлаждения, окисления кислородом воздуха.

Предложенные в моделях факторы рудоотложения не являются несовместимыми. Возможно, при образовании рудного тела на Узоне могут воздействовать несколько факторов. Однако они могут давать противоположный эффект или оказывать взаимовлияние друг на друга. Решить, какие именно факторы приводят к образованию геохимического барьера на Узоне, невозможно без привлечения количественных методов, в том числе термодинамического моделирования.

Термодинамическая модель включает в себя:
1) геологическую модель-гипотезу (одну из предложенных выше); 2) физико-химическую модель: а - состав системы; б - набор термодинамических данных; 3) математическое обеспечение: а - программу расчета равновесного состава; б - организацию цикла расчетов согласно геологической модели-гипотезе.

Полученные количественные следствия из термодинамической модели нужно затем сравнить с данными изучения Узона. Информация, по которой производится сравнение, должна быть независимой, то есть не использоваться для построения модели. Данные, собранные в гл. 3, использованы только для сопоставления с результатами моделирования. Кроме того, для проверки модели можно использовать информацию о минеральной и литохимической зональности в гл. 2. Единая система отчета, позволяющая количественно сопоставлять данные, может быть построена на основе температурной зональности. Температура является главным параметром модели. Только на основании сопоставления и можно делать выводы о том, какой из предложенных факторов является для Узона главным.

4.3. Составы гидротермальных растворов и газов

Многочисленные данные по химическому составу узонских гидротерм приведены в литературе. Они вполне характеризуют основные типы вод, известные в зоне рудообразования. Кроме того, в ходе комплексного изучения разреза Рудного Поля (см. гл. 2) Л.З. Садыков и В.В. Гриценко отобрали и проанализировали > 40 проб из различных частей зоны рудообразования и его окружения. На основании этих данных выделены три типа вод, различаемых по химическому составу и роли в процессе рудообразования:
1) глубинные хлоридные воды вскрываются шурфами и скважинами в нижней части рудного горизонта и глубже. Средний химический состав этих вод выбран по данным аналитических определений из скважины глубиной 2 м;
2) подповерхностные сульфатно-хлоридные воды имеют несколько меньшую минерализацию, чем хлоридные, но при этом в них увеличено содержание SO₄^2- иона. Как наиболее показательный, выбран анализ воды, отобранный с глубины 20 см;
3) грунтовые пресные воды, развитые на флангах Рудного Поля, вскрыты шурфами в северной части Рудного Поля на глубине 25-50 см вне зоны рудообразовния, и их поток направлен к осевой части Рудного Поля. Значение состава этих вод важно для понимания процессов близповерхностного смешения.

Составы растворов были приведены к виду, необходимому для моделирования: все катионы, неучитываемые в модели, представлены эквивалентным количеством Na⁺, произведен пересчет электронейтральности (см. табл. 4.1).

Таблица 4.1. Составы вод, использованные в модели (ммоль/кг)
Тип раствора	t, oC	pH	Сумма катионов в виде Na+	Cl-	SO42-	HCO3-
1	97	6,5	62,5	60,0	1	0,5
2	25	2,7	62,5	60,0	2,25	-
3	10	6,0	2,5	1,5	0,5	-

Попытки обнаружить холодные грунтовые воды, проникающие в зону рудообразования, проводились многими авторами. Определить их присутствие можно по следующим признакам: изменение содержания хлорид-иона в растворах зоны рудообразования и направление фильтрации вод на площади Рудного Поля.

Различить эти типы вод возможно по общей солености, оцененной по электропроводности растворов. Распределение минерализации по поверхностным термальным источникам выполнено Л.З. Садыковым и В.В. Грицаенко (см. рис. 4.1). Изучение солености поровых вод зоны рудообразования показало, что концентрации NaCl составляют 2-3 г/л. Пресные воды с низкой (< 0,5 г/л) минерализацией отмечены только на участках, где не наблюдается осаждение минералов сурьмы и мышьяка, а область их смешения лежит за пределами зоны рудообразования. В целом, результаты работы подтвердили прогнозируемый вывод, что вынос As и Sb приурочен к хлоридно-натриевому типу вод.

Рис. 4.1. Распределение растворов разной минерализации на поверхности Рудного Поля (составители - Л.З. Садыков и В.В. Грицаенко) Типы вод: 1 - хлоридно-натровые ( > 2,9 г/л); 2 - сульфатно-хлоридные (1,5-2,9 г/л); 3 - хлоридно-сульфатные (1,2-1,5 г/л); 4 - хлоридно-сульфатно-гидрокарбонатные или хлоридно-гидрокарбонатно-сульфатные (0,5-1,2 г/л); 5 - маломинерализованные ( < 0,5 г/л) гидрокарбонатные воды сложного катионного состава

Кроме того, сопоставление гидрохимической и температурной зональности показало, что зоны с максимальной минерализацией на поверхности тяготеют не к центральным частям термоаномалий, а к их флангам. Возможно, это связано с тем, что в наиболее горячих частях велик поток пара и образующийся конденсат разбавляет поверхностные воды. Минерализация вод, вскрытых глубокими скважинами (К-4, Р-8), значительно выше и достигает 4,5-5 г/л [Карпов, 1988]. В литературе описаны случаи обнаружения и более концентрированных растворов (до 30 г/л) [Сорокин и др., 1988]. При этом соотношение компонентов (Cl/SO₄) остается постоянным. Это позволяет думать, что главный процесс, контролирующий минерализацию растворов, - смешение с конденсатными водами при охлаждении двухфазных гидротерм. При этом возможно 2-3-кратное разбавление.

Наблюдение за фильтрацией поровых вод производилось путем сопоставления уровней воды, свободно заполняющей шурфы глубиной 15 и 50 см. Такая работа была проведена по профилю Г полигона-1 (рис. 4.2). Результаты показали, что уровни свободной поверхности воды на площади термоаномалии закономерно на 10-15 см выше, чем в холодных зонах, где воды имеют меньшую минерализацию. Такая разница в уровнях связана с потоком глубинных растворов снизу в области термоаномалий. Поэтому вряд ли можно предположить направленный поток холодной воды, направленный в сторону термоаномалии и играющий роль охладителя системы.

Рис. 4.2. Уровни свободного стояния воды в шурфах при глубине вскрытия 50 (1) и 15 (2) см по профилю В-В' на полигоне-1

Кроме того, выявлена интересная закономерность: при увеличении глубины шурфа уровень свободного стояния воды не опускался, а поднимался. В ряде случаев у шурфов возникал сток воды, что, вероятно, связано с особенностями фильтрации двухфазных кипящих гидротерм в гравелитах. Открытые шурфы выступают как охладители системы, поскольку потери тепла с их поверхности гораздо выше, чем на ненарушенном участке. За счет конденсации в шурф стягиваются гидротермы. Возможны и другие версии.

Аналитические определения состава газовой смеси тоже довольно многочисленны в литературе [Дымкина, 1986; Рожков, 1979]. К сожалению, подавляющее большинство их проведено для проб, отобранных из термальных источников, и они не могут быть прямо отнесены к рудным участкам. Это затрудняет использование литературных данных. Существуют единичные определения состава газов, отделяющихся в шурфах на Рудном Поле [Кошемчук, 1993]. Но необходимо иметь в виду, что нарушение условий разгрузки системы может привести к искажению состава отделяющихся газов, как это происходит с растворами (см. гл. 2). Однако разброс значений в целом невысок, а в качестве среднего могут быть приняты составы, проанализированные С.К. Кошемчуком (см. табл. 4.2).

Таблица 4.2. Составы газов Рудного Поля (об.% сухого газа) [Кошемчук, 1993]
Точка*	t, °C	CO2	H2S	CH4	H2	O2	N2	Ar	HCl	SO2	CS2	COS
1	98	93,48	3,91	2,05	0,34	0,33	0,10	0,32	0,22	0,22	0,087	0,028
2	76	96,8	3,2	0,55	0,37	0,53	1,06	0,06	0,17	0,17	0,092	0,006
* 1 - шурф на точке 18/-3; точка 2 - скважина К-4.

Существующие методики отбора проб газа, традиционно применявшиеся на Узоне, включают в себя процедуру осушения газовой смеси. При этом состав газа может меняться. Считается, что при температуре < 100 ^oС газовые равновесия протекают медленно, а при охлаждении пробы существенного сдвига в равновесии не происходит [Таран, 1986]. В то же время практически всегда в бутылках с газом наблюдалось выпадение элементарной серы (из 0,5 л сухого газа выпадает видимое глазом количество серы). Объяснение этому явлению дано только после экспериментальной работы Арт.А. Мигдисова [1992], в которой описано обнаружение существенного переноса элементарной серы в газообразном сероводороде в форме полисульфана H₂S₆.

Для определения роли газообразных полисульфанов был проведен эксперимент. На Рудном Поле был выбран высокотемпературный (98 ^oС) источник с хорошим дебитом газа. Поток газа из него через воронку направлялся в барботер с контурами охлаждения. Температуру образующегося конденсата измеряли термометром, а система охлаждения позволяла варьировать температуру конденсата. Газ пропускали через образующийся конденсат или дистиллированную воду. Предварительно систему продували газом источника для изгнания атмосферного воздуха. Результаты показали, что если конденсат образуется при температуре источника, то в нем практически не растворяется сероводород, а концентрация серы в растворе низкая. При образовании конденсата с более глубоким охлаждением при понижении температуры до 90 ^oС в нем обнаруживались существенные количества сероводорода, но практически отсутствуют другие формы серы. При пропускании газа через холодную воду (начальная температура - 0^o, конечная - 30 ^oС) в растворе образовывались значимые количества тиосульфата, сульфита, сероводорода (табл. 4.3). Раствор мутнел от выпавшей коллоидной серы.

Таблица 4.3. Анализ конденсатов и растворов, полученных при взаимодействии с газом Рудного Поля
Компонент	Конденсация при 98 oС	Конденсация при 98-90 oС	Барботаж при 10-70 oС	Барботаж при 8-60 oС
Объем газа*, л	25	30	25	25
Объем раствора, л	0,2	0,76	1,23	1,09
H2S, мг/л	0,1	0,54	1,63	6,45
SS2O3, мг/л	Н.о.	12,76	8,41	14,97
SSO3, мг/л	>	Н.о.	2,8	0,88
Количество серы в пробе, ммоль**	0,0306	0,86	6,54	9,76
Количество So в пробе, ммоль**	0,03	0,76	6,35	9,4
Возможное содержание So в газе, об.%*	0,00335	0,102	0,709	1,05
* - Пересчитано на сухой газ. ** - Включая коллоидную серу.

Наличие таких количеств элементарной серы вряд ли можно объяснить окислением сероводорода кислородом воздуха, поскольку при высоких температурах таковой эффект отсутствует. Только при растворении газа в воде, выпадает сера. Согласно данным Арт.А. Мигдисова [1991], это можно объяснить инконгруэнтным растворением полисульфана:

На сегодняшний день результаты эксперимента и некоторые косвенные признаки являются единственным доказательством наличия существенных концентраций полисульфанов в газах Узона. С другой стороны, в тех же газах фиксировались большие количества водорода. Расчеты константы реакции

показали, что в равновесии с определяемыми на Узоне концентрациями сероводорода и водорода парциальное давление полисульфана должно соответствовать 10^-5 бар. Более высокие количества полисульфанов могут свидетельствовать об отсутствии равновесия в газовой смеси.

Ранее исследователи не описывали перенос элементарной серы в газе на Узоне. Однако многочисленные трещины, инкрустированные самородной серой, серные бугры и другие формы проявления подтверждают предположение о газовом переносе элементарной серы. Все же при построении модели были использованы два варианта составов газа: <традиционный> (табл. 4.2) и тот же, но с добавлением 1% элементарной серы (табл. 4.3).

4.4. Соотношения дебитов газа и жидкости в гидротермальных флюидах. Тепловой поток

Для задания в модели состава системы недостаточно знать лишь составы жидкой и газовой фазы, требуется определить соотношение их дебитов и характер совместного движения.

При движении двухфазных гидротерм в пористой среде может происходить разделение потоков газа и жидкости. Возможны два крайних случая: совместное движение, когда центры масс двух фаз имеют одинаковые скорости движения (газлифт) и режим неподвижной жидкости, сквозь которую проходят пузырьки газа (барботаж). Возможны и промежуточные варианты, при которых жидкость и газ двигаются с разными скоростями. Большинство термальных источников и котлов можно описать как системы с барботажем газа через раствор, поскольку дебит газа существенно превосходит дебит жидкости. Для Рудного Поля режим транспорта гидротерм исследовал С.К. Кошемчук. По его мнению, движение двухфазных гидротерм через гравелиты Рудного Поля можно описать как газлифт, то есть одинаковыми скоростями центров масс жидкой и газовой фаз [Кошемчук, 1993]. Если газ и обгоняет жидкость, то разность скоростей невелика и не может быть зафиксирована применявшимися методами. Поэтому в модель заложена схема совместного движения газовой и жидкой фаз с одинаковыми скоростями, что можно описать как постоянство валового состава системы.

В кипящих гидротермах Узона летучие компоненты (CO₂, H₂S, H₂ и др.) переносятся преимущественно в газовой фазе, В то же время нелетучие (As, Sb, NaCl и др.) растворены в жидкой фазе. Суммарный состав, приведенный на 1 л воды, можно задать для каждого компонента:

где M_i^∑ - число молей компонента в системе, m_i^l - молярность компонента в жидкой фазе, xigas - объемная доля компонента в сухом газе, G/L - объемное соотношение дегазированной жидкости и сухого газа при нормальных условиях (газовый фактор). Концентрационные величины этого уравнения, как отмечалось выше, определены достаточно точно, но параметр G/L нигде ранее не определялся. Первые попытки изучения потока газа для термальных котлов и источников были проведены С.К. Кошемчуком [1993]. Методика этого определения весьма проста: улавливается весь двухфазный поток из источника, затем производится сепарация газовой и жидкой фаз, конденсируется водяной пар и измеряются объемные соотношения. Для большинства крупных котлов, имеющих постоянный сток, значения G/L определены в пределах 25-40 [Кошемчук, 1993].

Для Рудного Поля прямые измерения G/L проблематичны из-за корректного выделения потока двухфазных гидротерм из однородной проницаемой среды без нарушения условий разгрузки. Были проведены работы по оценке этого параметра в самоизливающихся трубочках (см. раздел 3.1). Из трубочки собирали жидкую и газовую фазы, их приводили к нормальным условиям и измеряли объемы. Поступление двухфазной смеси по трубочкам определяет газлифтный механизм. Дебит жидкой и газовой фаз может зависеть не только от свойств источника, но и, к сожалению, от свойств трубочки и условий ее установки. Применение трубочек различной длины и конструкции на одной точке дало близкие значения G/L. Это позволяет думать, что измеренный в них газовый фактор отвечает таковому для Рудного Поля. Распределение газового фактора по разрезу профиля-20 показало, что может быть прослежена зона снижения газового фактора (рис. 4.3). Эта зона тянется по границе зон кипения и конденсации. В глубине и у поверхности газовый фактор закономерно выше (0,5-3,0), чем в средней части разреза (0,02-0,3). Возможны два объяснения этому эффекту: 1) смена режима фильтрации при конденсации водяного пара и уменьшении его доли в газовой фазе; 2) изменение проницаемости среды в этой зоне может быть следствием осаждения рудных минералов (главным образом, пирита) и более активно происходят процессы аргиллизации.

Рис. 4.3. Распределение газового фактора по разрезу 20 в зоне термоаномалии и зависимость измеренных значений G/L от температуры Видно, что в средней части слоя при температуре, близкой к 96oС наблюдается минимум значений

Полученные ограничения позволяют оценить пределы изменения G/L на Узоне и задать в модели серию составов с различными газовыми факторами (0,01; 0,05; 0,1; 0,3; 0,5; 1,0; 3,0).

Измерения газового фактора в приповерхностном слое показывают, что режим фильтрации двухфазных гидротерм ближе к газлифтному, нежели к барботажному механизму. Если бы поток газа обгонял жидкость, это неизбежно фиксировалось бы как увеличение газового фактора к поверхности. В действительности можно утверждать, что процесс этот, по крайней мере в зоне рудообразования, проходит совсем не так.

Многочисленные замеры температур показали, что средний температурный градиент в зоне конденсации составляет 1 ^oС/см, или 100 ^oС/м. Температура в областях флангов термоаномалий снижается почти линейно < 98 ^oС, что позволяет рассчитать тепловой поток в предположении только кондуктивного теплопереноса.

Таблица 4.4. Результаты определения газового фактора в самоизливающихся трубочках Рудного Поля
Точка	Глубина, см	Температура на изливе, oС	Газовый фактор, G/L
Август 1988 г.
20/0	40	98	0,114; 0,127; 0,094; 0,099; 0,153; 0,111
20/13	47	97	0,078
20/8	47	96	0,078
20/8	47	96	0,147; 0,149
20/7	45	98	0,018
20/7	45	97	0,009; 0,006
Август 1989 г. (совместно с Г.С. Покровским)
20/8	18	95	0,70
20/13	70	98	0,30; 0,30; 0,20; 0,16; 0,14; 0,15
20/5	30	96,5	0,50; 0,30; 0,30; 0,40
20/5	30	97	0,40; 0,60; 1,0; 0,5; 1,50
20/5	60	98,5	0,13; 0,17; 0,53; 0,60
20/5	80	98,5	0,70; 0,50; 0,50; 0,50
20/3	30	96	0,16; 0,15; 0,35
20/-4	70	98	0,40; 0,35; 0,60
20/-12	80	98,5	0,80; 0,65; 0,40; 0,60; 0,40
10/-25	50	98	2,0
10/-25	50	98	3,3; 5,4; 1,5; 3,0; 2,0
12/-33	60	96	0,07; 0,12; 0,14; 0,12; 0,25; 0,27; 0,18; 0,30; 0,08; 0,1; 0,05
13/-32	45	95	1,8; 2,1; 1,8; 1,9; 1,6
13/-32	90	98	0,5; 0,63; 0,60, 0,63
10/25	200	98	0,07; 0,08; 0,08; 0,11
		Среднее	0,325 ± 0,280

Плотность теплового потока определяется уравнением Фурье:

Теплопроводность среды λ можно оценить как теплопроводность воды. Это хорошее допущение для толщи с высокой пористостью и сложной каркасной структурой, заполненной двумя фазами: газом и водным раствором. Теплопроводность для жидкой воды при 50 ^oС составляет 0,644, а при 100 ^oС - 0,679 Вт/(м^.К). Можно принять значение λ не зависящим от температуры и средним 0,662 Вт/(м^.К), тогда плотность теплового потока составит 66,2 Вт/м². По теплофизическим измерениям на II участке Восточного термального поля, включающего и Рудное Поле, получены мощности теплоотдачи (см. табл. 4.5).

Таблица 4.5. Вынос тепла с Рудного Поля [Вулканизм..., 1971]
Объект	Площадь поверхности, м2	Теплоотдача, кВт	Плотность теплового потока, Вт/м2
Оз. Хлоридное	2827	14 644	5179
Мелкие водоемы	250	31 380	125 520
Прогретый грунт	56 122	3975	71
Теплые ручьи	-	3138
Сумма	59 200	531 385	Среднее: 8981

Из данных таблицы видно, что основная доля потери тепла со II участка Восточного термального поля приходится на поверхности мелких горячих источников и оз. Хлоридное. Потеря тепла с площади прогретого грунта, то есть с поверхности Рудного Поля относительно невелика, а плотность потока в среднем 71 Вт/м². Это значение близко к рассчитанному по термической зональности, особенно если учесть, что на парящих площадках тепловой поток существенно выше [Ковалев, 1966; 1969]. Поэтому для флангов термоаномалий нет оснований предполагать наличие другого способа охлаждения, кроме кондуктивного, и привлечение грунтовых вод как охлаждающего агента представляется избыточным.

Непосредственные измерения теплосодержания двухфазной смеси, поступающей в зону рудообразования были проведены с помощью калориметра. Измерения проводили только для зоны кипения, в горизонтах, где отсутствовали сульфиды мышьяка и сурьмы. Соленость определял К.А. Ярошевский по электропроводности растворов. Результаты, приведенные в табл. 4.6, показали большой разброс значений между точками наблюдения. На одних точках трубочки поднимают лишь жидкую воду с незначительной долей пара, на других - идет мощная паровая струя с небольшим количеством капельной воды (9,5/-36). Вместе с тем результаты хорошо воспроизводятся при использовании трубок разной длины и сечения, а также между параллельными установками. Такой разброс отвечает сепарации пара и жидкой воды при подъеме к поверхности. Кроме того, обращает на себя внимание линейная зависимость между теплосодержанием и общей минерализацией растворов. Такая зависимость могла бы отвечать линии конденсации, но, вероятно, на некоторых точках наблюдается повышенный дебит пара. Средние значения степени выкипания по минерализации вод могут быть оценены как 30-50%, что должно приводить к разбавлению в 1,5-2 раза при полной конденсации пара. Такие гидротермы должны иметь теплосодержание 1000-1500 кДж/кг. Эта оценка несколько ниже, чем сделанная Г.Ф. Пилипенко [Вулканизм..., 1974; Пилипенко, 1976] - 2000 кДж/моль. Возможно, это отличие связано с учетом только растворов, которые разгружаются в толщу гравийно-глинистых отложений.

Таблица 4.6. Результаты измерения теплосодержания двухфазных гидротерм на Рудном Поле (проведено совместно с Г.С. Покровским, 1989 г.)
Точка	Глубина, см	Теплосодержание, кДж/кг	Температура, oС	Соленость, г/л	Доля пара, %
9,5/-36	80	2335	99,2	3,1	85
	80	2551			95
	80	2229			80
	80	2316			84
10/-25	50	2344	98,2	2,98	86
	50	2292			83
	50	2116			76
13/-32	45	697	97	1,61	13
	45	695			11
13/-32	90	824	97,2	1,88	18
	90	813			18
	90	805			17
20/-13	80	565	97,6	1,6	7
		556		1,6	7
		559		1,6	7
20/5	30	1237	96,8	2,41	39
		1344			42
		1419			45
Примечание. Несколько замеров на точке сделано разными трубочками.

Вероятно, при подъеме к поверхности газопаровая фаза в центральных частях термоаномалий имеет поток мощнее. На флангах разгружаются преимущественно жидкие растворы с меньшей долей пара. Соответственно, в центральных частях растворы сильнее разбавляются конденсатом. Это согласуется с результатами гидрохимической съемки, показавшей, что на флангах термоаномалий наблюдается минерализация растворов выше, чем в центре.

Оценка теплосодержания в глубинном флюиде позволяет рассчитать дебит хлоридно-натровых гидротерм, разгружающихся в грунте, без учета воды, выходящих в котлах и термальных источниках. Величина дебита для всего Рудного Поля составила 2,65 кг/с, причем около половины (по массе) переносится в виде пара. В зоне кипения доля газообразной воды велика и составляет 30-50% по массе, а по объему имеет колоссальное преобладание над жидкостью. Механизм транспорта таких гидротерм требует дальнейшего изучения.