книги из ГПНТБ / Борисов, О. Г. Экструзии и связанные с ними газо-гидротермальные процессы

для некоторых вулканов, отборка пробы газов на которых ограни­ чена определенным промежутком времени для вулкана Килауэа —

10J-

два года, Мутновского — один год, Иво-Сим — три года, Усу—10 дней. Процентное содержание воды дано от суммы всех газов, а газов — в процентах от 100% без воды. Цифры для COS при­ ведены по трем фумаролам вулкана Мерапи; пробы взяты в тече­ ние 30 дней при температуре фумарол 96—108° С. Приведенные цифры убедительно показывают, что даже для конкретных вулканов состав газовой фазы фумарол очень сильно варьирует. Это не поз­ воляет на данном этапе дать среднюю статистическую оценку га­ зовой составляющей всех вулканов без различия их состава и типа извержения. В то же время намечается определенная газовая специализация на вулканах, образованных различной лавой. На­ пример, базальтовые вулканы характеризуются высоким содержа­ нием сернистых газов, а риолитовые — галогенов. По-видимому, если подходить к оценке состава вулканических газов с генети­ ческих позиций становления вулканов, то можно наметить опре­ деленную закономерность в содержании и дифференциации газовой составляющей во времени.

Гидротермы

В отличие от свободной газовой фазы, состав гидротерм более постоянен и для них может быть дана не только качественная, но и количественная характеристика. Это связано с тем, что состав гидротерм, и в частности анионный, определяется прежде всего составом газовой фазы и пределом растворимости отдельных га­ зовых компонентов при определенных физико-химических условиях становления гидротерм. По своему качественному составу они мало отличаются от фумарольных конденсатов. Так, в одном из наи­ более полных анализов по вулкану Шова-Шинзан (Nemoto и др., 1957) определено 37 компонентов в виде газовой фазы, ионов и аэрозолей. Наиболее распространены в вулканических гидро­

кремнекислота в виде молекулы H2 SiC>3 или H3 Si0 4 . В растворен­

ном виде присутствуют почти все слабодиссоциирующие вулкани­ ческие газы: H2 S, С02, СО, Н2, СН4, N2, 0 2 и др. Минерализация

гидротерм в первую очередь определяется их кислотностью и варь­ ирует от нескольких сот мг/л до десятков г/л.

Также как и вулканические газы, гидротермы по их составу классифицируются на: 1 ) галогенокислотные; 2 ) сернокислотные;

3) углекислые; 4) хлоридно-натровые.

Последний тип вод отвечает более глубинным аналогам гидро­ терм, но может встречаться и в областях разгрузки обычных по­ верхностных вулканических гидротерм. Такая закономерность про­ является и в их кислотных свойствах. По данным более чем 100 анализов гидротерм Камчатки и Курильских островов четко вы­ ражены пределы кислотности: 1) рН =0,23—0,79, средняя минера­ лизация 31,049 г/л, состав — галогенокислотные; 2) рН =1,07— 3,70, минерализация — 2,656 r/л, состав — сульфатно-хлоридные; 3)

101

р Н = 5,0—8 ,6 , минерализация—4,291 г/л, состав—хлоридно-натро-

вые.

Таким образом, анионный состав и минерализация гидротерм в первую очередь определяются составом вулканических газов, а катионный состав — взаимодействием этих вод и вмещающих пород.

Возмооюности количественной оценки

Для геологической интерпретации недостаточна качественная оценка возможного состава магматических газов. Геологи ставят и решают вполне конкретные задачи, связанные с генезисом маг­ матических пород, месторождений полезных ископаемых и ряд других. А для их решения нужна количественная оценка состава вулканических газов. В принципе такая оценка возможна (см. гл. 14). Когда мы говорим о вулканических газах, то отмечаем непостоянство их количественного и качественного состава. Газы, собранные с поверхности длительно существующих лавовых озер, должны больше других газов отвечать составу вулканических газов. Лавовые потоки характеризуют лишь часть газовой фазы и, в част­ ности, ее наиболее растворимую в силикатах составляющую. Боль­ шая часть газов теряется при извержении и недоступна пока для непосредственного изучения.

Рассмотрим другие пути получения не менее ценной информа­ ции. При своем продвижении к поверхности магма кристалли­ зуется в различных условиях, а ее газовая фаза отражает как химизм магмы, так и условия ее становления. Полагаем, что в каж­ дом конкретном случае газовая фаза находится в относительном равновесии с силикатной фазой, а газовые компоненты— в равно­ весии между собой.

Отсюда, анализ газовой составляющей, извлеченной из уже закристаллизованной породы, должен дать вполне определенную информацию о магматических газах в момент консолидации или становления магматического тела. В данном случае рассматриваем не свободную газовую фазу, выделяющуюся из магмы, а газы пород, компоненты которых тесно связаны с компонентами силикат­ ной составляющей определенными термодинамическими условиями их сонахождения.

Этот метод изучения газовой составляющей магмы примеча­ телен тем, что позволяет повторить анализы на одном и том же материале в различное время и разными исследователями. Для расчета теоретического состава газовой смеси можно восполь­ зоваться методом термодинамического расчета определенных урав­ нений, в которые введены наиболее часто встречаемые компоненты вулканических газов. Полной уверенности в том, что изложенные: методы гарантируют получение нужных данных, нет. Но при­ водимые сопоставления показывают, что при разумном подходе к изучаемой проблеме с учетом всех геологических факторов и комп­ лексном использовании рассмотренных методов, включая и дан­ ные по изотопному анализу, можно в первом приближении даже сейчас решать многие геологические задачи.

104

Г Л А В А 12

ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ГАЗЫ

Источник

Магматические газы недоступны для непосредственного изуче­ ния. Когда они поднимаются по трещинам в земной коре, то под влиянием различных условий происходит значительное их измене­ ние, и фумарольные выделения на поверхности земли по своему составу должны заметно отличаться от состава их первоисточни­ ка— магматических газов. Высказанное положение разделяется всеми исследователями, но оценка доли контаминации и мета­ морфизма, которым подвержены магматические газы, различна. Некоторые считают, что не все газовые компоненты имеют магма­ тическое происхождение. Так С. Мацуа (Matsuo, 1960) разделяет химические компоненты вулканических газов в соответствии с их происхождением на две большие группы: газы из земной коры и газы, образовавшиеся в магме. К газам первой группы он относит НгО и углекислый газ, которые, по его мнению, служат исходными веществами для образования других газообразных продуктов. Остальные компоненты вулканических газов: Нг, СО, H2 S,.. SO2 ,

НС1, HF, за некоторым исключением, относятся ко второй группе: азот, кислород, аргон, метан, трехокись серы с уверенностью не могут быть отнесены ни к одной из указанных групп.

Точку зрения С. Мацуа разделяем в том отношении, что не только вулканические, но и магматические газы, генерируемые в магматических очагах, имеют реакционную природу и их состав зависит от магмы и физико-химических условий ее становления. Поэтому в качестве основных исходных составляющих, образую­ щих различные газы, рассматриваем серу, углерод, водород, хлор и фтор. Если даже не учитывать взаимодействия магматических эманаций с вмещающими породами, то их состав по мере движения должен изменяться, так как в каждый конкретный момент система силикат — свободная газовая фаза должна стремиться к равновес­ ному состоянию. Иными словами, рассматриваем магму не как вместилище свободной газовой фазы определенного, раз и навсегда установившегося состава, а как генератор.

В связи с развитием изотопной геологии и накоплением зна­ чительного экспериментального материала по стабильным изо­ топам разных элементов оживился интерес и к источнику вулкани­ ческих газов. Ставится под сомненние магматический источник основных компонентов вулканических газов: воды, углерода, серы.

Вода . Г. Крейг и др. (Craig и др., 1956), изучавшие изотоп­ ные отношения водорода и кислорода, считают, что не существует бесспорных доказательств, что в водяных парах вулканических газов присутствует «ювенильная вода». В. Е. Ветштейн (1967) вы­ сказывает мнение, что воды вулканов Камчатки и Курильских

105

островов близки по изотопному составу водам океана, а воды гей. зеров и термальных источников — поверхностным водам Камчатка В. Брезгунов и др. (1968) полагают, что кислые сульфатные, кислые сульфатно-хлоридные и щелочные хлоридно-натровыё воды вулкана Менделеева не отличаются друг от друга и, по данным изо­ топного анализа, соответствуют местным метеоритным водам, Морские воды (современные или остаточные) в формирований гидротерм участия не принимают.

В. В. Руби (1957) считает, что отрицать роль «ювенильной воды» нет основания, так как химический состав «избыточных летучих» магмы чрезвычайно близок к усредненному составу вулканических газов. Если принять предположение (имея в виду данные изотопного анализа), что в выделившихся вулканических эманациях нет магматической воды, то весь тепловой поток не­ обходимо связывать с кондуктивной теплоотдачей, а большую часть химических компонентов — с извлечением их из вмещающих пород По мнению Д. Уайта (White, 1957), это предположение весьма не-| правдоподобно. Г. И. Арсанова (1970) изучала распределение ред­ ких щелочей в хлоридно-натровых перегретых водах молодых вулканических областей Камчатки и пришла к выводу об одно­ актном эндогенном их образовании. Прочие вулканические воды, кроме кислых фумарольных терм действующих вулканов, связы­ ваются с хлоридно-натровыми гндротермами, как продукты их реакций. К- Е. Мархинин (1959) при оценке количества газовых компонентов, участвующих в вулканических взрывах, считает, что основная доля падает на воду. Поэтому трудно предположить, что перед извержением поверхностные воды могли проникнуть в магму и быть ее составляющей.

Несмотря на противоречивость, приведенные высказывания! свидетельствуют о том, что источник воды в вулканических газах зависит от конкретных геологических условий взятия пробы. Не анализ, а именно место определяет состав изучаемых вулкани­ ческих терм. В этом, по нашему мнению, и кроются разногласия! на предмет генезиса вулканической воды.

У г л е р о д . Определенная доля ювенильной углекислоты,! вероятно, действительно имеется в газах горячих источников, гей-( зеров и вулканических эманаций. Но рассматривать С 02 во всех,

проявлениях как магматический продукт нельзя, поскольку суще­ ствует несколько возможных путей образования С 02, в частности,! за счет глубокого метаморфизма карбонатных отложений (Алек-,

1CG

стоянство изотопных отношений СОг из фумарол, независимо от того, действуют вулканы или нет. Газы из лавы оказались немного легче, чем из^фумарол. Ф. А. Алексеев и В. С. Лебедев полагают, что изотопный состав газов, связанных с магматическим процессом, вероятно, не раскрывает истинной природы этих газов. Только по изотопному составу углерода СНЦ и СОг можно говорить, что эти газы прошли высокотемпературную стадию и их изотопный

лого газа, так и метана, выделяющихся в термальных областях Кам­ чатки. Они считают, что сопоставление данных по изотопному составу азота, углерода и аргона вулканических продуктов с дан­ ными по содержанию связанного азота в ультраосновных породах, кимберлитах, алмазах, а также данные по распределению азот — аммоний и углеводородных газов в породах щелочных массивов, дают возможность сделать вывод о глубинном происхождении азота и сингенетичных ему газов.

Г. Крейг (1954) приводит данные по соотношению изотопного состава углерода вулканических пород и содержания в них FeO.

Эти данные вполне однозначно показывают, что с увеличе­ нием окислительного потенциала происходит обогащение углерода тяжелым изотопом.

Характеризуя источник углеродсодержащих газов по их изо­ топному составу, исследователи не должны забывать, что он опре­ деляется не отношением тяжелого и легкого изотопов, а генетиче­ скими особенностями становления газовой фазы, выделяющейся в виде вулканических газов. Данные по изотопам отмечают общую тенденцию к концентрированию тяжелого изотопа углерода с ростом

окисленности углерода в ряду: СО СН4 ->• С(аЛмаз) ->-С02 —>СО£ ,

не исключены любые вариации в его содержании. Поэтому при­

температуры. При температуре около 500°К константа равнове­ сия карбонат-ион — двуокись углерода становится равной единице, и при более высокой температуре тяжелый изотоп углерода кон­ центрируется уже в СОг (Крейг, 1954).

107

Сера. В отличие от газов группы углерода и воды, изотопный состав соединений вулканической серы изучен более детально. Этому во многом способствовало то обстоятельство, что кроме га­ зообразных соединений в форме H2 S, S 0 2, S 0 3 на вулканах встре­

чаются как твердые минеральные образования (пирит, марказит, гипс, алунит, самородная сера), так и воднорастворимые (ионы! HS, H S04 и S 0 4).

Многообразие форм нахождения серы облегчает и одновремен­ но затрудняет решение, вопроса о ее происхождении. Принято считать, что вся или почти вся сера имеет глубинное (подкоровое) происхождение. Остается пока остро дискуссионным вопрос о путях миграции, формах переноса (H2S и (или) S 0 2) и отложения в ви­ де соединений с различной формой валентности по пути движения' к земной поверхности.

Изучая отношение стабильных изотопов серы в ее различных соединениях, некоторые исследователи стали развивать новую ги­ потезу ее происхождения—«сульфатную»,— утверждая, что значи­ тельная часть серы, а в отдельных случаях почти вся сера, является по существу вторично редуцированной при восстановлении «глубин­ ных» коровых сульфатов или сульфатсодержащих терм (Виногра­ дов, 1966; Борисов, 1970 и др.). Остановимся на основных положе­ ниях рассматриваемых гипотез.

В своих построениях относительно источника вулканогенной серы сторонники сульфатной гипотезы исходят из предположения, что наблюдаемые вариации изотопного состава серы могут быть обусловлены только кинетическим изотопным эффектом, полагая, что термодинамический изотопный эффект весьма гипотетичен и требует доказательства (Виноградов, 1967ь 19672). Поэтому, отме­ чая высокое содержание тяжелого изотопа серы в вулканических сульфатах и одновременно высокое содержание легкого, изотопа в совместно присутствующих сульфидах, они, естественно, приписы­ вают им коровое (морское) происхождение. Относительно облег­ ченные вулканические сульфаты рассматриваются как продукты окисления коровых сульфидов и сероводорода. При этом почти не учитываются конкретные геолого-структурные условия развитиявулканических областей, эволюция и динамика вулканических про­ цессов и, в частности, особенности формирования и изменениявулканических газо-гидротерм в процессе продвижения их к земной поверхности.

Сторонники магматической гипотезы, не отрицая в принципе возможность фракционирования серы при кинетическом изотопном эффекте, считают одной из основных причин фракционирования изотопов серы вулканического генезиса термодинамический изотоп­ ный эффект. Последний происходит при изменении валентности серы в связи с ее окислением при геохимическом цикле, что также доказано рядом экспериментов (Kulp, Au'lt, 1956; Oana, Ishikawa, 1966; В. А. Гриненко, Л. Н. Гриненко, 1967), вполне однозначных на сегодняшний день с экспериментами по кинетическому изотоп­ ному эффекту.

108

Наблюдаемые в природе вариации значений 8 S3 4 вулканической

серы, а также теоретические и экспериментальные исследования природного процесса фракционирования в настоящее время не могут выявить четкую функциональную зависимость фракциони­ рования изотопов серы от ее генезиса. Последнее не отрицают,

впринципе, и сторонники сульфатной гипотезы (Виноградов, 1967i).

Ввопросе генезиса сторонники магматической гипотезы ис­ ходят прежде всего из геологических предпосылок, а их противники отстаивают физико-химические. Различный подход к оценке одного

итого же явления и предопределил содержание рассматриваемых гипотез.

Обширный материал по изотопам серы вообще и вулкани­ ческой, в частности, позволил провести вероятностно-статистическое изучение возможных причин наблюдаемых вариаций в содержании тяжелого и легкого изотопа в вулканической сере и ее соедине­ ниях (Борисов, 1970). Полученная статистическая оценка значения 6 S3 4 вулканогенной серы с учетом влияния переменных факторов

(валентности, генезиса, взаимодействия, веса и др.) позволила рас­ сматривать выборочные значения 6 S34 вулканогенной серы и серы

магматических сульфидов, как полученные из одной и той же (или двух очень близких по значению) генеральной совокупности, что не противоречит основному положению магматической гипотезы на источник вулканогенной серы. Наблюдаемые вариации значе-

Т а б л и ц а 20 Меры изменчивости наблюдаемых значений 6S34 %о вулканогенной серы, рассчитанные по точечным пробам (X , S~) и вычисленные (X, S x) с учетом

газов взяты из работы Н. Виноградова (1966), для сульфидных месторождений мира из работы Л. Н. Гриненко и В. А. Гриненко (19670-

109

ний 6S34 отражают лишь геолого-геохимические условия ее мигра­ ции к земной поверхности и существенно не влияют на суммарный

в том, что основная составляющая вулканических эманаций имеет глубинное магматическое происхождение. Но если источником магмы считать подкоровый слой — мантию,— то и газы должны быть мантийного происхождения. А если полагать, что магмати­ ческий очаг возник в земной коре и магма имеет ассимиляционное происхождение? Тогда как?

Поэтому нам кажется, что некоторые исследователи, говоря о магматическом или коровом источнике вулканических газов,

Почти все исследователи, изучающие вулканические газы, не дают в своих работах количественной оценки содержания газа даже для отдельных вулканов. И это вполне объяснимо (см. гл. 11). В некоторых работах закономерность изменения концентрации отдельных компонентов как функция от температуры или времени газовыделения показана в виде графика, который в какой-то степе­ ни отражает динамику процесса дегазации, но не его количествен­ ную сторону. Это, видимо, связано с тем, что дебит газовых струй замеряется очень редко, а следовательно, количественные сравне­ ния компонентов в форме объемных процентов не дают реального представления о количественной зависимости. Несмотря на выска­ занные оговорки, мы сделали небольшую выборку по химическому составу газов семи разнотипных вулканов мира, образованных лавой разного состава: от базальтов до дацитов. Подборка сделана таким образом, чтобы показать состав газов, отобранных на вул­ канах с минимальным интервалом во времени. Числовые данные сведены в табл. 21—28.

Сравнение приведенных цифр, выраженных в объемных процен­ тах (на что еще раз обращаем внимание читателя) от общей суммы газов, исключая воду, показывает, что несмотря на большие ва­ риации в их значениях даже для конкретного вулкана, можно все же наметить определенные закономерности.

Во д а . Газы, отобранные непосредственно с поверхности лаво­ вого озера, по сравнению с газами фумарол содержат значительно меньше воды. Наблюдения за газовым режимом ряда вулканов Кам­ чатки показали, что минимальное количество воды почти всегда от­ мечалось в фумаролах, лишенных или почти лишенных притока по­ верхностных и вадозовых вод. И даже в газовом конденсате, получен­ ном при взятии проб непосредственно из лавы с температурой выше 1100° С, по мнению Е. Shephard (1938), часть воды обязана своим

но