Гидротермальный процес у вулканічних областях та її зв'язку з магматической діяльністю

Гидротермальный процес у вулканічних областях та її зв’язку з магматической деятельностью

Аверьев В.В., Інститут вулканології ЗІ АН СССР Вопрос про співвідношенні між гидротермальной і магматической діяльністю продовжує залишатися у геології однією з актуальних і дискусійних. Він обговорюється як під час петрологических і мінералогічних досліджень, і щодо генези термальних вод. Історично і територіально гидротермальный процес тісно пов’язане з явищами магматизма. Проте різноманітні конкретні форми і сутність цьому разі остаточно не з’ясовано і трактуються по-разному.

В областях сучасного вулканізму найбільш типовою є асоціація гидротермального процесу з ознаками «кислого вулканізму». Виняток становить лише Ісландія, де базальтовий матеріал абсолютно переважає. Що саме стосується таких класичних об'єктів, як зона Таупо у Новій Зеландії, Йеллоустонский парк США, Камчатка і ще, то найпотужніші і високотемпературні гидротермальньные системи приурочені тут до районам, де отримали надзвичайно значне поширення пемзи, игнимбриты і спечені туфы, і навіть экструзии дацитов і риолитов верхнечетвертичного віку. З цих позицій співвідношення між гидротермальной і магматической діяльністю можна як порівняння масштабів та інтенсивності тих і інших процесів не більше конкретних, зазвичай добре окреслених районів й у рамках обмеженого времени.

Гидротермальный процес характеризують такі головні показники: температура гидротермальных систем, їх теплова потужність, інтенсивність харчування систем теплом, тривалість існування і можливі темпи совершающихся у яких змін. Тут доцільне обмежитися розглядом лише високотемпературних систем (температура значно вища 100°), оскільки основні риси процесу представлені у них ярко.

Температуры в гидротермальных системах. Відомості про температурах у сприйнятті сучасних гидротермальных системах були отримані останні десятиліття виходячи з даних глибокого буріння, яке у деяких країнах від використання перегрітих «вод і кілька в енергетичних цілях. У окремих випадках температури були враховано щодо поверхневих термопроявлений, коли були досить точно встановлено співвідношень між видатками окропу і кілька і тим самим розраховане теплосодержание пароводяної суміші.

(Примечание.Термином «перегріті» у геологічній літературі останніх характеризують підземні води, мають температуру вище 400°, але які у рідкому фазі внаслідок високого пластового давления.).

Максимальные температури на геотермальних родовищах наближаються до 300° на глибинах близько 1000 м (Вайотапу, Новій Зеландії). У самій глибокої геотермальної свердловині, пробуренной в 1962 р. біля Солоного озера у Каліфорнії, на глибині 1680 м передбачається температура мінімум 270° і, можливо, що наближається до 370° (White et oth., 1963). Для значної частини геотермальних родовищ характерні температури близько 250°, приурочені глибинам у кількасот метрів. Такі Вайракей у Новій Зеландії, каліфорнійські гейзери США, Лардерелло Італії, багато термальні поля Ісландії, нарешті, Долина Гейзерів на Камчатці. На таких родовищах, як Паужетка і Больше-Банное на Камчатці, Обама у Японії, і багатьох інших зафіксовано температури 130−200°.

Нарастание температурах верхньої зоні родовищ відбувається дуже швидко і від глибини залягання обводненного комплексу порід та її температури. На деяких родовищах, де обводненный комплекс перебуває близько до, значення температур, близькі до максимальним, простежуються вже на глибинах 150—300 м (рис. 1). У обводнених комплексах підвищення температур з глибиною трапляється вкрай повільно. Найчастіше його зовсім вдається знайти уже багато сотень метрів (термограммы 1 і 2 на рис. 1). Це особливо властиво осередках розвантаження гидротерм, де теплове полі є «наведеним» завдяки наближення до поверхні потоку перегрітих вод. Неухильне, хоч і повільне підвищення температурах нижніх зонах гидротермальных систем вдається виявити на небагатьох об'єктах. До них, в частковості, належить саме высокотемпературное з відомих родовищ — Вайотапу (термограма 3 на рис. 1).

В світлі цих даних необхідно розглянути питання температурі під аркушами гидротермальных систем. Поняття «температурі підстави», чи «базової температурі», увів у 1961 р. Бодварссон (Bodvarsson, 1961). Цим терміном позначається температура на таких глибинах, до що у межах гидротермальных систем відбувається більш-менш активна циркуляція підземних вод. Ця глибина обумовлена особливостями геологічної будови району, в частковості — проницаемостью порід. Використовуючи матеріали вивчення сейсмічних розрізів, Бодварссон показав, що активна циркуляція підземних вод в вулканічної зоні Ісландії обмежується глибинами в 1,5- 2,0 км, яким, по його матеріалам, відповідають температури 200— 250°, т. е. практично такі ж, як і вищих рівнях гидротермальных систем. Такий висновок добре узгоджується з усіма наведеними вище даними. Немає підстав думати, що у підставі гидротермальных систем повинні панувати дуже високі температури, прийдешні, наприклад, до температурі магми. Навіть під час такому высокотемпературном об'єкті, як Вайотапу, екстраполяція термограмм до глибини 3 км дає величину трохи більше 400°.

Тепловая потужність гидротермальных систем. Під теплової потужністю гидротермальных систем розуміється винесення ними тієї чи іншої кількості тепла в одиницю часу. Слід відзначити, що не так давно експедиційні обстеження термальних джерел давали різко занижені значення це теплової потужності. Це тим, що, з одного боку, залишалася неврахованої прихована розвантаження гидротерм, часто переважає зі своєї величині видимий дебіт джерел, і, з іншого — залишалася невідомої температура перегрітих вод, на глибині. Лише за постановці спеціальних робіт стали чітко вимальовуватися воістину величезні масштаби гидротермального процесу. Відомості про теплової потужності деяких гидротермальных систем наведені у таблиці. Найбільшу з відомих зараз потужностей —-500 тис. ккал/сек має термальне полі Торфаёкул в Ісландії. До цієї величини близька сумарна теплова потужність джерел Иелло-устонекого парку. Для великої групи гидротермальных систем, куди входять Вайракей і Вайотапу у Новій Зеландії і Долина Гейзерів на Камчатці, характерна теплова потужність близько 100 тис. ккал/сек. Нарешті, відомий також група щодо «малопотужних» систем, де винесення тепла вимірюється першими десятками тисяч кілокалорій в секунду.

Для порівняння в таблиці вказані теплові потужності фумарольных полів найбільш активних цьому плані вулканів Камчатки і Курильських островів. Наведені дані дозволяють укласти, що гидротермальные системи, перебувають у видаленні від вулканічних апаратів, в масштабах винесення тепла анітрохи не поступаються фумарольным полях вулканів та у багатьох випадках перевершують їх за мощности.

Интенсивность харчування гидротермальных систем теплом. Однією з найбільш важливих показників гидротермального процесу є щільність теплового потоку у тих ділянках формування гидротерм, чи, інакше кажучи, інтенсивність харчування гидротермальных систем теплом. Проте відомості про це почали з’являтися лише найостанніше час. Банвелл (Banwell a. oth., 1957) наводить дані Грегга про тепловому потоці у районі Таупо у Новій Зеландії, де середній розмір на площі 1130 км² дорівнює 243 ккал/км2 • сік, а районі найактивнішої гидротермальной діяльності, площею 125 км², — 1200 ккал/км2 • сік. У цьому праці для району Хенгилла в Ісландії вказується, за даними Бодварссона, величина теплового потоку 420 ккал/км2 • сек.

Еще велика величина теплового потоку було визначено нами в 1962 р. у районі Долини Гейзерів. Тут площею близько 50 км² вона сягає 2000—2500 ккал/км2 • сік. Сюди були отримані результаті робіт на спеціально вибраних балансових ділянках, які становили собою невеликі площею, чітко окреслені гідрогеологічні структури. Розрахунок щільності теплових потоків вели шляхом віднесення теплової потужності, замеренной за всі термопроявлениям, на площу, де відбувається інфільтрація і нагрівання атмосферних вод.

Приведенные матеріали безумовно свідчать, що високотемпературна гидротермальная діяльність приурочена до різко вираженим термоаномалиям в земної корі. Тепловий потік у межах таких термоаномалий перевищують середній показники для Землі (12 ккал/км2 • сек) кілька десятків і навіть сотні раз.

Относительно глибинного будівлі термоаномалий поки що не можна сказати нічого певного. Нерідко вони у межах вулкано-тектонических депресій, які можна трактувати як величезні древні кальдери, інколи ж — як серію послідовно які утворилися кальдер. Освіта таких структур зумовлено викидом протягом четвертинного періоду величезної кількості переважно кислого пирокластического матеріалу. Що ж до «поверхового» будівлі термоаномалий, всі вони охоплюють територію з різними геолого-структурными умовами. У сфері їхнього впливу виявляються масиви древніх вулканів, молоді экструзии, і навіть ділянки зі звичайними, невулканическими структурами. У цьому, як встановили у районі Долини Гейзерів, показники для теплового потоку на старих вулканічних масивах мало від середніх показників для всієї аномалії. Отже, парові струменя і фумаролы на таких масивах можна розцінювати не як явища, породжені самим вулканічним апаратом, та накладеного теплового процесса.

Вследствие різнорідних геологічні умови харчування гидротермальных систем инфильтрационными водами приміром із різної інтенсивністю. Саме ця обставина і призводить до виникнення гидротермальных систем з індивідуальними температурними показниками за умов приблизно рівного харчування їх теплом. У межах однієї і тієї ж термоаномалии може бути зустрінуті самі різні термопроявления: від теплих джерел до парових струменів і гейзерів. Формування високотемпературних гидротерм, що живлять киплячі джерела, гейзери і парові струменя, приурочено по більшу частину до комплексам порід з низькими фильтрационными свойствами Эти породи служать для холодних грунтових вод відносними водоупорами, не допускають запровадження у систему потужних інфільтраційних потоків. Зокрема, у районі Долини Гейзерів високотемпературні прояви пов’язані з туфогенно-осадочным комплексом, харчування якого поверхневими водами коштує від 2 до 8 л/км2 • сік (із розрахунку). За цих умов відбувається формування гидротерм з температурою 200−250°. У окремих випадках вмістилищем високотемпературних гидротерм можуть і добре проникні породи, якщо вони перекриті непроникними відкладеннями і надійно ізольовані ними від інфільтраційних вод. Прикладом що така порід може бути геотермальное родовище Лардерелло, де гидротермы з температурою 240—250° перебувають у сильнотрещиноватых, кавернозных вапняках, перекритих потужним глинистим чехлом.

Продолжительность існування гидротермальных систем.

Следы гидротермальной діяльність у вулканічних областях виявляються по всьому протязі четвертинного періоду. Час існування конкретних гидротермальных систем, природно, набагато меншою. Так, Ф. Бойд (1963) вказує, що у Нижньому гейзерном басейні Йеллоустонского парку відкладення гарячих джерел фіксуються починаючи з епохи між двома стадіями останнього зледеніння. Це відповідає приблизно 20 тис. років, тоді як в усьому районі гидротермальная діяльність «виявлялася починаючи з плейстоцену. Подібні оцінки наводить Банвелл для зони Таупо у Новій Зеландії, де мінімальний вік гарячих джерел Вайракей становить 10 тис. років. Гарячі джерела Ісландії, відповідно до Т. Барту (Barth, 1950), існують 10—15 тис. років. У Долині Гейзерів на Камчатці відкладення древнього гейзерита знайшли на рівні другої річковий тераси, збігається то часу з закінченням зледеніння, т. е. має вік близько 20 тис. лет.

Примерно однаковий вік гидротермальных систем у різних вулканічних областях земної кулі навряд можна розцінювати як випадкове збіг. Імовірніше всього, це пояснюється лише тим, що з закінченням зледеніння була пов’язана оформлення гідрогеологічних систем у тому сучасному вигляді, під час ж зледеніння гидротермальные системи, очевидно, інакші контури, а процес міг виявлятися за іншими формах, оскільки умови інфільтрації атмосферних вод були тільки затрудненными.

Продолжительность існування гидротермальных систем свідчить про відносно невисокому темпі совершающихся у яких змін. Це можна ілюструвати наступним розрахунком. Відкладення згаданого вище древнього гейзерита у Долині Гейзерів могло відбутися лише за тієї умови, якщо температура вод, на глибині тоді була нижче 100°. З іншого боку, вона могла перевищувати 370°, позаяк у цьому випадку існували тільки б виходи пара, біля яких гейзерит не відкладається. Оскільки температура гейзерных вод, на глибині становить зараз у 250°, то можливий її спад або підвищення за 10 тис. років не перевищують 150°, т. е. складають у середньому трохи більше 1,5°, чи 0,6% її сучасного значення за столетие1. Таким про «бразом, показники, які характеризують гидротермальный процес на етапі, не випадкові. Вони значною мірою відповідають умовам стабілізації, і, спираючись ними, можна оперувати «Кількісними викладками з метою оцінки процесу у целом.

1 (Примітка. Може скластися враження, що цьому висновку суперечать дані про зміні режиму багатьох гейзерів за порівняно короткий час. Але тепер встановлено (дані У. М. Сугробова), що у режимі гейзерів тісно пов’язані із місцевим становищем динамічного рівня термальних вод. Тому і відносне мінливість ще може відбивати стан гидротермальной системи в целом).

В частковості, очевидно, припустимо, використовуючи даних про мінімальному віці гидротермальных систем (10 тис. років), розрахувати винесення ними тепла цей час, орієнтуючись на сучасні значення це теплової потужності (див. таблицю). Такий розрахунок для аналізованих систем дає значення від 0,6×1016 до 15хЮ16 Ккал. Це величезні цифри. Порівняйте можна вказати, що рівнозначні кількості тепла можуть бути на поверхню силікатним матеріалом з температурою 1000°, якщо обсяги його складати відповідно від 10 до 250 км³. Слід зазначити, що протягом самих гидротермальных систем одновозрастные із нею масиви экструзий і відкладення гарячого пирокластического матеріалу мають значно менші объемы.

Участие интрузивных тіл у формуванні гидротермальных систем. Нині серед геологів вельми поширений традиційне переконання, що гидротермальный процес є наслідком запровадження у верхні горизонти земної кори мас магматического матеріалу. Тому його часто називають постмагматическим. Та «кая думка повинна, очевидно, містити доказі, що магматичні тіла можуть бути головними постачальниками тепла і ендогенної води в гидротермальные системи. У цьому необхідно: по-перше, щоб кількість тепла, укладеного у магматичних тілах, істотно перевищувала кількість тепла, винесеного системами за тривалий час (мінімум 10 тис. років), а по-друге, щоб механізм теплопередачі забезпечував харчування систем теплом в відповідність до тими показниками, хто був розглянуті выше.

В загальному разі магма з температурою 1000°, має теплоємність 0,2 ккал/кг-град, приховану теплоту плавлення 50 ккал/кг і що містить 5% води, має загальним теплосодержанием близько ккал/кг. При остиганні від 1000 до 250° і його повній виділенні води 1 кг магми віддає 250 Ккал тепла. Інакше кажучи, в оптимальних умовах 1 кг тысячеградусной водосодержащей магми забезпечує нагрівання 1 кг води до 250° (вважаючи початкову температуру води близькою до нуля). Якщо, використовуючи ці дані, розрахувати обсяги магматичних тіл, які можуть забезпечувати теплом протягом десяти тис. років гидротермы, дані про яких перебувають у таблиці, вийдуть такі величини: для Тор-•фаёкул — 250 км5, для Вайракей, Вайотапу і Долини Гейзерів — близько 50 км³, і, нарешті, для Паужетки—10 км3. Ці обсяги фактично би мало бути удвоены, оскільки сучасний процес далекий до загасання та, крім того, залишився неврахованим величезний запас тепла, укладений у всуціль прогрітих надрах гидротермальных систем.

Глубоким бурінням на геотермальних родовищах поки що ніде не виявлено гарячі интрузивные тіла. З іншого боку, структурний аналіз гидротермальных систем у низці випадків це не дає підстав стверджувати про запровадження магматичних тіл таких обсягів до щодо малих глибин. Але головна перешкода при подібних побудовах у тому, а вона неможлива підшукати підходящий механізм передачі тепла від интрузии до підземним водам. Так, за схемою кондуктивной теплопередачі, якщо взяти температуру интрузии за 1000°, а нагреваемых нею вод за 250°, то температурний перепад становить близько 750°. Щоб забезпечити харчування гидротермальной системи теплом з інтенсивністю 1000 ккал/км «2-сек, чи 100×10~6 кал/см2-сек, необхідно, щоб проводить шар (Я) між підставою системи та тысячеградусными температурами мав потужність трохи більше 450 м (вважаючи теплопровідність порід До рівної 0,006 кал/см2град-сек).

Это випливає з розрахунку відомою формулі теплового потоку. Однак збереження зазначеного теплового потоку у часі можливе лише за дуже інтенсивному відборі тепла. Це викликає падіння температурах проводяться прошарку й, як слідство, в гидротермальной системі, причому спад буде, дуже швидким. Як показують розрахунки, відбиті на рис. 2, через100 років температура, при вибраних вище умовах, знизиться щонайменше ніж 30°, т. е. на 12%. Такі темпи не узгоджуються з тими повільними температурними змінами, измеряемыми частками відсотка за століття, що притаманні гідротермальним системам.

Рассмотренный механізм теплопередачі може діяти з достатньої ефективністю лише десятки і перші сотні років. Він знаходить яскраве вираження у діючих вулканах, особливо у экструзивных банях, які утворилися нещодавно. Фумарольная діяльність, приурочена таким бань, виявляє зазвичай чіткі ознаки згасання вже протягом кілька років. Що стосується гідротермальним системам з модулями харчування теплом від 500 до 2500 ккал/км2 • сек, выдерживающимися тривалий час, значення цієї механізму не можна визнати скільки-небудь существенным.

В час серед фахівців, вивчаючих родовища перегрітих вод, отримала широке визнання інша концепція, соглас-нл^ащЖй теплове харчування гидротермальных систем здійснюється за йомощи ендогенного, чи, як він іноді називають, «геотермального» пара (Mazzoni, 1950; Banwell a. oth., 1957; White, 1957). Такий механізм представляється нам найефективнішим. З позицій аналізованої концепції формування гидротерм відбувається внаслідок змішання ендогенного пара з инфильтрацирнными водами у межах конкретних гідрогеологічних структур. Теплосодержание пара буде в діапазоні температур від 400 до 1000° можна взяти загалом $ 00 ккал/кг. Вважаючи, основна маса тепла приноситься до системи пором, можна, знаючи теплову потужність системи, оцінити в першому наближенні частку що надходить неї ендогенної води, а, по модулями теплового харчування — кількість пара, який струменіє через 1 км² термоаномалии в одиницю часу. Такі розрахунки доводять, що у високотемпературних системах типу Вайракей — Долина Гейзерів частка ендогенної води сягає 25%, а середні показники «прожаривания» перебувають у межах 1−3 кг/ «км2-сек.

Следует відзначити, що за умови високого тиску, т. е. в глибоких зонах термоаномалий, ендогенний пар зі свого фізичному стану дуже близький до рідини, оскільки щільність його близька до одиниці. Це з суті, дуже гарячий минерализованный і газонасыщенный водний розчин — флюїд. Термін «пар» у разі зберігає свою значення в термодинамическом значенні цього слова.

Изложенная концепція отримала практичне підтвердження у ході експлуатації родовища Вайракей. Відбір великої кількості пароводяної суміші з свердловин протягом 1951 —1958 рр. спричинив істотне зниження рівня перегрітих вод. Це викликало підтягування до дільниці експлуатації пара із сусідніх районів, розташованих у межах тієї ж термоаномалии. Через війну середнє теплосодержание водних мас у системі Вайракей підвищився з 245 ккал/кг 1951;го р. до 305 ккал/кг в 1958 р. (Fisher, 1964).

Вопрос про походження термоаномалий зводиться, в такий спосіб, до виявлення джерел ендогенної води. Він піддається всебічному обговоренню, проте більшість побудов, зазвичай, теж не виходить з рамок класичної схеми: як генератора водного флюїду приймається водосодержащая магма, яка у верхні горизонти і яка відокремлює води умовах відносно низький тиск. З огляду на, що, за наявними уявленням, відділення води вбирається у загалом 5% загальної маси магми, обсяги магматичних тіл, що живлять гидротермальные системи пором, повинні прагнути бути воістину колосальними. Ведучи розрахунок як і, як і за обговоренні попередньої схеми, одержимо для Торфаёкул 1500 км³ магми, для Долини Гейзерів, Вайракей і Вайотапу — від 270 до 390 км³ й у Паужетки — 60 км³.

При такі величезні обсягах магматичних тіл за умов низький тиск можуть перебувати лише верхні їх останній частині, і лише вони, мабуть, і може бути активними щодо відділення води. Внутрішні «ж частини великих интрузивов що неспроможні брати активну що у відділенні летючих. Банвелл (1957), намагаючись усунути ця перешкода в побудовах, пропонує розглядати магматичні тіла, перебувають у верхніх горизонтах земної кори як частину конвекционной магматической системи, минаючої своїм корінням дуже глибоко й безупинно отримує свіжий матеріал. Зрозуміло, така гіпотеза мусить бути спеціально обгрунтована; проте незалежно від неї справедливості спробуємо, на основі результатів даних, хоча б грубо оцінити величину тиску, при якому має відокремлюватися вода від магми в в існуючих умовах, і можливість цього процесса.

Выше вказувалося, що показники для теплового потоку не більше термоаномалий в десятки і навіть в сотні разів перевищують середні показники для Землі. У цих умовах висхідний рух флюїду супроводжується щодо невеликими теплопотерями. По розрахунку де вони перевищують 10% загального потоку тепла в термоаномалиях і сягають, природно, до крайовим частинам. Отже, рух пара у частинах термоаномалий при що встановилася режимі в умовах, -близьких до адиабатическим. Це дає можливість застосувати формулу яка б пов’язала початкова й кінцеве стану водяної пари. У цієї формули Т0 і Р0 — початкові параметри (обстановка відділення пара від магми), Т і Р— кінцеві параметри (обстановка біля підніжжя гидротермальных систем).

Как говорилося, температура біля підніжжя гидротермальных систем вбирається у 400° на глибині 3 км, що відповідає приблизно 300 атм. Якщо такі дані вибрати як кінцевих параметрів, тиск, у якому вода повинна відокремлюватися від магми, визначатиметься її температурою, рівної в останній момент відділення температурі магми. Вважаючи, що температура гранітній магми в земної корі може у діапазоні від 600 до 1000°, одержимо тиск від 900 до 3900 атм. Але у таких тисках, як випливає з експериментальних даних (Хитаров, 1963), гранітна магма може утримувати води кількості від 3 до 7 вагу. %. Р1ными словами, прогнозувати відділення води від магми у кількості 5% від неї маси не доводиться, і самі можливість такого процесу у розглянутих умовах вкрай незначна. Відділення води від магми при високих тисках можна тільки у разі, якщо магма пересыщена водою чи, що імовірніше, якщо магматическое тіло йде фільтрація водного флюида.

Все разом узяте змушує дуже критично ставитися до уявленням про провідну роль магматичних тіл в гидротермальном процесі. Коріння молодих экструзий, як і гіпотетичні интрузивные тіла, не вважається джерелами потужної і тривалої гидротермальной діяльності. Формування розглянутих термоаномалий в земної корі зумовлено висхідним потоком гарячого флюїду, генерація якого, у випадку, не пов’язані з які перебувають тут магматическими тілами, а є наслідком самостійного глибинного процесу. Магматичні тіла, внедрившиеся в гидротермальные системи, можуть на них активне вплив порівняно недовго. У надрах термоаномалий вони, очевидно, обмежуються пасивної роллю «флюиде/проводников» (визначення Р. Л. Поспєлова, 1963).

Что саме стосується вулканічних апаратів, то тут магма підходить безпосередньо до поверхні і є, якщо вона є водосодержащей, неминуче повинна дегазироваться. Як наслідок виникає потужна і дуже концентрована фумарольная діяльність, тривалість якої підтримується надходженням внаслідок вивержень свіжих порцій водосодержащей магмы.

Гидротермальная діяльність й «кислий вулканизм «.

В загальному тепловому балансі вулканічних областей гидротермальная діяльність займає підлегле становище (Поляк, 1964). З цього погляду її треба вважати похідною вулканізму. Однак у конкретних районах свого прояви гидротермальная діяльність виявляє енергетичний ефект, не поступається власне вулканічним явищам, зокрема — явищам кислого вулканізму. Оскільки ці процеси присвячені загальної території Франції і протікають у рамках однієї й тієї на той час, можна зрозуміти, що ними є парагенетическая зв’язок. У разі природно припустити, деякі показники, властиві гидротермальному процесу, характеризують у відомій мері і процеси кислого вулканізму. Це стосується, зокрема, довеличині теплового потоку на термоаномалиях і ж термическому стану їх надр. Наступний приклад підтверджує це положение.

Банвелл (1957) спеціально зупинявся двома виверженнях у районі оз. Таупо, відбувалися 1700 і 3000 років і дали по 10 км³ пеплового матеріалу. Він укладає, сучасна спокійна діяльність гарячих джерел, гейзерів і фумарол у районі може лише окремої фазою цілого циклу, протягом якого накопичувався гарячий матеріал до створення наступного рівня виверження. Справді, кількість тепла, винесене пепловым матеріалом впродовж одного виверження, якщо взяти його середньої температури за 800° і середню щільність за 1,5 г/см3, становить З x 1015 /скель, тоді як гидротермы району за 1500 років виносять близько 6,7×1015 Ккал. Отже, коли з загального розміру теплового потоку не більше розглянутим термоаномалии акумулюється близько тридцяти% тепла, то це вже достатньо накопичення гарячого матеріалу у масштабах.

Примерно таку ж співвідношення виходять при порівнянні масштабів гидротер-мальной роботи і явищ кислого вулканізму не більше всієї зони Таупо за четвертинний період (1 млн. років). Загальний обсяг четвертинних вулканогеиных фаций сягає тут, за даними Хілі (1964), 4 тис. куб. миль. Цей обсяг то, можливо досягнуть, тоді як межах всієї зони відбувалася акумуляція тепла, що супроводжувалась плавленням порід, рівна загалом 200—300 тис. ккал/сек. Для порівняння зазначимо, що тільки чотири гидротермальные системи (Вайракей, Таупо, Ротокава і Вайотапу) виносять щомиті близько 430 тис. ккал/сек (Banwell, 1963).

С цих позицій слід подивитися на питання, приведе головний ендогенний агент гидротермального процесу — водний флюид—обусловить таку термічну обстановку у верхніх горизонтах земної кори, щоб могли здійснитися і явища кислого вулканізму. Фактичних даних про початковій температурі флюїду немає. І лише припускати, що у вулканічних областях вона, мабуть, наближається до 1000—1200°, т. е. до температурному рівню андезито-базальтового вулканізму. І тут орієнтовні розрахунки з формулі адиабатического розширення пара дозволяють вирішити поставлений питання ствердно. Відповідно до графіка, побудованому декому усереднених умов (рис. 3), у надрах термоаномалий на глибинах 5,5—10 км температури повинні досягати 600—800°, що з висхідним флюїдом. Залежно від геологічної обстановки зазначений діапазон глибин може змінюватися як і велику, і у меншу стороны.

При таких параметрах, як випливає з значної частини експериментальних даних, в умовах сприятливою обводненості має відбуватися розплавляння окремих ділянок в «гранітному» шарі. Розплавляння силікатного матеріалу на невеликих глибинах може, окрім освіти интрузивных тіл, супроводжуватися проривом його на поверхню, освітою экструзий, і навіть вибуховими явищами, приводящими до утворення пемз і спечених туфів. Отже, гарячий водний флюїд можна як головний агент особливої форми вулканізму, у межах якої вибухові явища, экструзии магми і гидротермальная діяльність постають як асоціація різних проявів одного процесса.

Конкретное співвідношення між масштабами цих явищ різних районів буває різним. Воно залежить від будівлі земної кори, характеру фаций в осадочном чохлі, тектонічного становища термоаномалий і рівня їх обводненості, т. е., в кінцевому підсумку, визначається геологічної обстановкой.

По своєму походженню флюїд навряд чи є моногенным. Можливо, що у складі бере участь і ювенильиая вода; однак найбільша частина води є, мабуть, «відродженої» і мобілізованою з нижніх горизонтів земної кори. Це свого роду обов’язкова реакція земних надр мали на той теплової імпульс, що виникає у зв’язку з початком вулканічної діяльності, коли величезні маси андезито-базальтового матеріалу прориваються через земну кору на поверхню. На відміну від прориву андезито-базальтового матеріалу, що у стислі терміни, формування термоаномалий в земної корі під дією вранішнього флюїду є процес, сильно розтягнутий у часу. Тому і гидротермальная діяльність, і явища кислого вулканізму отримують розвиток через багато десятків, а можливо, і сотні тисяч багатьох років після відповідного їм циклу андезито-базальтового вулканизма.

Бойд Ф.Р. Спечені туфы і потоки риолитового плато в йеллоустонском парку. У рб.: «Проблеми палеовулканизма». Вид-во «Світ», 1963.

Нехорошев О. С. Геотермические умови й теплової потік вулкана Эбеко на острові Парамушир.- Бюлл. Вулканол. станції АН СРСР, 1960, № 29.

Поляк Б. Г. До енергетичної оцінці вулканічних явищ. У рб.: «Проблеми вулканізму». Вид-во АН СРСР, 1964.

Поспелов Г. Л. Геологічні передумова фізиці рудоконтролирующих флюидо-проводников.- Геологія і геофізика, 1963, № 3, 4.

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

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

Вanwell З. J., Cooper E. R., Thompson Є. До., Me З р її До. J. Physics of the; New Zealand thermal area.—Bull. N. Z. Dept. Sci. and Industr., res., 1957, № 123.

Barth T. F. W. Volcanic geology, hot springs and geisers of Island. 1950.

Bodvarsson G. Physical characteristics of natural heat resources in Island. United Nations conference on new sources of energy. Rome, 1961.

Fisher R.G. Geothermal heat flow at Wairakei during 1958. ;N. Z. J. Geol. and Geophys., 1964, 7, № 1.

Неleу J. Volcanic mechanisms in «the Taupo volcanic zone.- N. Z. J. Geol. and Geophys., 1964, 7, № 1.

Mazzоni A. The Steam vents of Tuscany and the Larderello plant., 1950.

Wiotapu geothermal field.-Bull. N. Z. Dept. Sci. and Industr. Res., 1963, N 155.

White D. E. Thermal waters of volcanic origin.- Bull. Geol. Soc. America, 1957, 68.

White D. E., Anderson E. Т., Grubbs D. KGeothermal brine well: mile-deep drill hole May Tap orebearing magmatic water and rocks undergoing metarnor-phism.—Science, March 8 1963, 139, № 3558.