Содержание к диссертации
Введение
1. Анализ состояния проблемы и Фактические данные 15
1.1 Состав фумарольных и эруптивных газов вулкано-гидротермалъных систем 15
1.2 Оценка состава летучих в андезито-базалътовых магмах по результатам изучения включений и закалочных стекол 18
1.3 Теоретическое моделирование 20
1.4 Существующие модели динамики тепло-массопереноса в магматогеннъгх флюидных системах. 20
1.5 Физико-химические модели, описывающие взаимодействие флюид-порода в эндогенных флюидных системах 23
1.6 Базы термодинамических данных. 25
1.7 Осноные достижения в физико-химическом моделировании массобмена в вулканогидротермалъных системах. 26
2. Геолого-структурная характеристика в. эбеко и его термальной системы 29
2.1 Геологическое строение и тектоническое положение в. Эбеко 32
2.2 Состав современных изверженных пород в. Эбеко 39
2.3 Гидрогеохимическая характеристика термальных вод в. Эбеко 43
2.4 Генезис термальных вод и пути их миграции 56
3. Методика моделирования тепломассопереноса в вулкано- гидротермальной системе 60
3.1 Начальные и граничные условия при выборе модели температурной эволюции ортомагматической флюидной системы 62
3.2 Численная модель эволюции ортомагматической флюидной системы 65
3.3 Статистический характер законов фильтрации флюидов в пористых средах 68
3.4 Уравнение неразрывности флюидного потока 69
3.5 Уравнения состояния флюидов 72
3.6 Уравнение баланса энергии при фильтрации флюидов 74
3.7 Общие уравнения движения флюидов в пористых средах 80
3.8 Выбор модели пористой среды 86
4. Физическая модель вулканогенной гидротермальной системы 94
4.1 Постановка задачи "4
4.2 Режимы кипения базитовых магм при кристаллизации 98
4.3 Результаты численного моделирования ретроградного кипения гранитоидного расплава в малоглубшшых магматических камерах. 109
5. Физико-химическое моделирование эволюции магматогенного флюида в в вулканогенной системе 122
5.1 Схема приложения ПК Селектор Win для описания процессов конвективного взаимодействия магматогенного флюида с породами, вмещающими малоглубинную магматическую камеру, и фильтрации в открытых трещинах 122
5.2 Теплофизическая модель системы 123
5.3 Структурная модель системы 125
5.4 Соотношение геологической и модельных систем ; 129
5.5 Результаты численного физико-химического моделирования динамики изменения магматогенного флюида 130
5.6 Начальные и граничные условия при проведении численного физико-химического моделирования 130
5.7 Динамика равновесного взаимодействия потока магматического флюида и массива пород . 134
5.8 Динамика равновесного отложения минералов из потока магматического флюида при движении по трещине 142
5.9 Оценка изменения параметров раствора при смешении магматогенных флюидов и поровых вод 145
Заключение 153
- Состав современных изверженных пород в. Эбеко
- Уравнение баланса энергии при фильтрации флюидов
- Режимы кипения базитовых магм при кристаллизации
- Динамика равновесного взаимодействия потока магматического флюида и массива пород
Введение к работе
щ Актуальность работы. Фундаментальной проблемой магматической
геологии и теории эндогенного рудообразования является раскрытие количественных характеристик динамики отделения магматических флюидов при охлаждении малоглубинных магматических тел и последующей их фазовой и физико-химической эволюция при снижении температуры и
давления в потоке, взаимодействия с вмещающими породами и смешении с
~ метеорными водами в разрезах субаэральных вулканов. К настоящему
времени накоплена и обобщена обширная информация о составе расплавных
и газово-жидких включениях в минералах магматических и
метасоматических пород, а также жильных выполнений [Наумов, Коваленко
и др., серия работ 1995-2000]; составе фумарольных газов, их конденсатов и
гидротермальных растворов современных термальных систем [Меняйлов и
# др., 1987, 1988, 1991, Таран и др. 1987, 1989, 1993]; рассмотрены основные
физико-химические аспекты взаимодействия «флюид-порода» и теплообмена
в термальных системах субаэральных андезито-базальтовых вулканов
[Шарапов, Аверкин, 1990]. На этом фоне значительных успехов в развитии
теории формирования и эволюции термальных систем зон активного
вулканизма пока наиболее слабо освещены вопросы дистилляции
магматических флюидов при охлаждении малоглубинных магматических
^ тел, питающих вулканы, а также количественные аспекты последующей их
фазовой и физико-химической эволюции при взаимодействии с
вмещающими породами, конденсации и смешении с метеорными водами. К сожалению, пока не удалось создать корректную математическую модель динамики магматогенных флюидных систем субаэральных андезитовых вулканов. Актуальность ее построения следует как из упомянутых выше фундаментальных проблем, так и из прикладных задач утилизации этих природных тепловых источников и экологических проблем, сопряженных с той или иной задачей использования природных термальных вод [Чудаев и др., 2000, Кирюхин и др., 1991]. Поэтому в данной работе сделана попытка продвинуться в решении некоторых из отмеченных проблем динамики субаэральных вулканогенных флюидных систем на основе комплексного подхода, развиваемого в лаборатории моделирования эндогенных процессов Института геологии ОИГГМ СО РАН, - сопряженного рассмотрения физики, тепло-массопереноса и физико-химии в гетерофазных открытых системах, а также элементов физико-химической динамики взаимодействия «флюид-порода» на базе новых модификаций Селектор Win, развиваемых научной школой И.К. Карпова в ИГХ СО РАН.
Цель работы заключается в построении и верификации одномерной комплексной количественной модели динамики формирования магматогенной флюидной системы, связанной с охлаждением недосыщенного по воде гранитоидного расплава в плоской малоглубинной магматической камере под слоистым вулканогенным разрезом.
В работе развиваются два направления: 1) создание модели динамики охлаждения млоглубинного интрузивного тела с формирование над границей
б солидуса области конвективного тепло-массоперноса, где развиваются зоны
кипения и конденсации водного флюида; 2) построение модели физико-
химического взаимодействия магматогенного и смешанного флюида с
интрузивными изверженными и вмещающими интрузиву вулканогенными
породами. Такое «склеивание» задачи динамики связано с тем, что пока не
удалось построить замкнутую численную схему описания динамики
массопереноса с учетом межфазного взаимодействия флюида и пород.
^ Поэтому результаты решения задачи теплообмены выступают в качестве
начальных условий при решении задачи динамики массообмена
компонентами между потоком магматогенного флюида и породами. Эта
задача решалась в рамках ПК Селектор Win в форме сопряженных реакторов,
через которые движется магматогенный флюид, отделяющийся на фронте
солидуса при кристаллизации магматического тела. Поднимающийся к
поверхности магматогенный флюид, взаимодействуя с породами, формирует
термальную систему, в которой в зависимости от строения разреза могут
существовать следующие зоны: 1) надкритического магматического флюида,
2) водного конденсата, 3) зоны смешения магматогенных и поровых
флюидов, 4) области вскипания, 5) вторичного конденсата. В каждой из
указанных зон реализуются свои особенности взаимодействия флюид-порода
с характерным составом флюида.
Исходные фактические данные, методы их обработки, методология «Г
построения моделей и их верификации. В основу работы положены оригинальные фактические данные о составе термальных вод в зонах
разгрузки гидротермальной системы активного андезитового вулкана, составе вулканических и гидротермально измененных пород были которые были собраны в процессе полевых исследований на вулкане Эбеко (о. Парамушир, Северные Курилы) в течении экспедиций Института Геологии ОИГГМ СО РАН и Института вулканологии ДВО РАН 1997-2004 гг. при участии автора. В работе также обобщены опубликованные данные о геологии, гидрогеологии и термальных водах о-ва Парамушир.
Корректный физико-химический анализ взаимодействий
магматогенных флюидов и пород в термальных системах активных вулканов «андезитовой линии» возможен при оценке времени существования и пространственного положения зон фазового состояния ортомагматических и смешанных флюидов. В работе была использована физическая модель динамики ретроградного кипения недосыщеннного магматического расплава, развитая в работах В.Н. Шарапова и А.Н. Черепанова. В этих работах в приближении квазиравновесной модели гетерофазной зоны В.Т. Борисова [Борисов, 1987] были рассмотрены условия формирования области надкритического магматического газа и предложены алгоритмы численного описания ее динамики [Шарапов, Аверкин, 1990]. Однако конкретный численный анализ формирования и отмирания пародоминирующеи зоны в "ортомагматической" части термальной системы был позднее исследован только для субмаринных зон спрединга [Шарапов и др., 1999]. Поэтому была использована модифицированная В.К. Черепановой указанная выше численная схема описания динамики ретроградного кипения гранитоидных
расплавов в интрузивных камерах с учетом структурных типов отделения газовой фазы [Cherepanov, Sharapov, 2000] для случая субаэральных вулканических систем [Шарапов, Бессонова, Черепанова, 2004]. Недостатком данного подхода является отсутствие учета изменения состава магматогенного флюида при его физико-химическом взаимодействии с породами, в которых происходит фильтрация. Эти явления можно описать в рамках комплексной модели путем «склеивания» результатов количественного описания динамики тепло-массопереноса, в котором рассматривается движение фазовых границ в потоке флюида, с проточно-реакторной схемой ПК Селектор\Уіп [Karpov et al., 2002]. Это позволяет создать в сочетании с физической моделью тепло-массопереноса физико-химическую модель для рассматриваемых гидротермальных систем и получить характеристики их эволюции, которые ранее могли быть прогнозироваться лишь качественно. При численном моделировании ретроградного кипения магмы использованы алгоритмы, разработанные В.Н. Поповым, модифицированные для нашей модели В.К. Черепановой. Структурно-динамическая схема системы для численных экспериментов в рамках ПК Селектор Win создана совместно с сотрудниками ИГХ СО РАН проф. И.К. Карповым, К.А. Чудненко, В.А. Бычинским.
Для построения физической модели процесса были использованы данные изучения разреза термальной системы вулкана Эбеко [Рычагов и др., 2002], учтены составы измененных и первичных пород для оценки физических характеристик твердой фазы и структуры «модельных разрезов»,
а также верификации результатов расчетов. При задании теплофизических характеристик сред были использованы справочные данные [Варгафтик, 1974]. Содержания летучих в расплаве учитывались по данным [Коваленко и др., 2000].
Все оригинальные и литературные численные данные, собранные в соответствующие, таблицы обработаны с помощью стандартного набора описательных статистик, группирования и выделения кластеров с помощью ПК STATISTICA 6.0, а также получены основные графические выражения результатов статистических расчетов, которые приведены в нашей работе. Данные численных экспериментов в рамках ПК CAMERA-FIuids и ПК Селектор Win обработаны с помощью приложений Excel.
Научная новизна состоит в создании комплексной количественной модели динамики эволюции состава магматогенной флюидной системы, связанной с кристаллизацией расплава в малоглубинной магматической камере под субаэральной вулканической постройкой и получении количественных физических и физико-химических характеристик развития и отмирания области существования надкритического водного магматического флюида, а также изменения его состава при охлаждении, взаимодействии с вмещающими породами, конденсации и смешении с метеорными поровыми водами.
Практическая значимость заключается в получении информации о размерах, положении в разрезе вулкано-плутонической системы, времени существования области гомогенного или гетерогенного магматического
флюида, обладающего максимальными Р-Т параметрами, для использования его в качестве энергоносителя. Необходимость таких данных при проектировании и эксплуатации термальных систем в зонах активного вулканизма очевидна. Защищаемые положения:
1) В субаэральных андезитовых вулкано-плутонических магматических
системах область фильтрации надкритического магматогенного водного
флюида, связанная с ретроградным кипением магмы в камере, развивается
после формирования зоны эндоконтактовых изверженных пород при
начальном содержании воды в расплаве не менее 0.6-0.7 мае. %. Время
существования ортомагматической стадии в зависимости от
петрофизических характеристик вмещающих пород и глубины залегания
интрузивной камеры варьирует в интервале 5000-6000 лет для характерной
мощности интрузивного тела порядка 1 км.
В зависимости от глубины залегания магматического тела в процессе ретроградного кипения расплава граница конденсации магматического флюида устанавливается в эндоконтактовой зоне или в экзоконтактовых породах на расстоянии не более чем на 200-300 м от верхнего контакта интрузива.
Физико-химические характеристики гидротермальных растворов выше границы конденсации магматического флюида определяются петрофизическими характеристиками вулканогенных пород в разрезе постройки и их составом в области конденсации флюида. В зависимости от
11 глубины взаимодействия «гетерофазный флюид - порода», соотношения
объемов поступления поровых растворов при их смешении с магматогенным конденсатом и содержания в системе свободного кислорода магматогенные флюиды могут образовывать водные растворы по кислотно-основным свойствам от ультракислых до нейтральных.
4) Химический состав термальных растворов при выходе на поверхность определяется структурой путей миграции смешанных растворов в верхней части вулкано-гидротермальной системы. В зависимости от степени разбавления метеорными водами магматогенного флюида и глубины взаимодействия смешанных растворов с вмещающими породами формируются различные типы термальных растворов, известных на в. Эбеко. Апробация работы. Основные положения работы опубликованы в 7 статьях и 14 тезисах докладов. Наиболее существенные результаты исследований по теме диссертации докладывались автором на Российско-Японском семинаре «Минерало-рудообразование в вулканно-гидротермальных системах островных дуг» (Петропавловск-Камчатский, 1998 г.), на Международной конференции «Измерение, моделирование и информационые системы как средства реабилитации окружающей среды на городском и региональном уровне» (Томск, 2000), на Ежегодном семинаре по экспериментальной минералогии, петрологии и геохимии (Москва, 2003) на рабочем совещании «Гидрогеология и геохимия вод Сибири и Дальнего Востока» (Владивосток, 2003).
Объем и структура работы. Работа состоит из 5 глав, Введения и Заключения. Материал изложен на 200 страницах, проиллюстрирован 31 рисунком и 13 таблицами. В первой главе обобщена и систематизирована имеющаяся в литературе информация по составу вулканических газов, газово-жидких включений и закалочных стекол, обсуждены применяемые в мировой практике методы моделирования тепломассопереноса и физико-химических процессов в вулкано-плутонических системах. Во второй главе дано описание объекта исследования, особое внимание уделено гидрогеохимиии термальных полей, изучение которой проводится впервые на оригинальных авторских материалах. Третья глава — обоснование выбранного метода для моделирования тепломассопереноса и определение граничных условий задачи. В четвертой главе представлены результаты моделирования тепломассопереноса в области над магматической камерой. Пятая глава посвящена описанию физико-химической модели.
Благодарности. Автор выражает благодарность своему научному руководителю профессору В.Н. Шарапову за выбор направления исследований и методологии построения комплексных моделей магматогенной субэральной гидротермальной системы.
Сбор фактического материала, его обработка, обсуждение результатов гидрогеохимических исследований проведены при постоянном внимании и с помощью д.г.-м.н. С.Б.Бортниковой, за что автор выражает глубокую благодарность. Д.Ю. Бессоновым оказана всесторонняя поддержка в работе и жизни, без чего реализация данной работы была бы невозможна.
Для целей работы В.К. Черепановой был модифицирован алгоритм получения численных оценок динамики ретроградного кипения котектического расплава с учетом структурных особенностей области кипения магмы. Сотрудники Лаборатории физико-химического моделирования под руководством профессора И.К. Карпова, к.г.-м.н. В.А. Бычинский, к.т.н. К.В. Чудненко предоставили ПК Селектор Win и оказали необходимую помощь при разработки физико-химической динамической модели вулканно-гидротермальнои системы. При освоении методов термодинамического моделирования автору помогли к.г.-м.н. О.Л. Гаськова, д.г.-м.н. Г.Р. Колонии, д.г.-м.н. А.Л. Павлов. Содействие при проведении полевых работ было оказано сотрудниками ИВ ДВО РАН д.г.-м.н. Г.А. Карповым, к.г.н. СМ. Фазлуллиным, к.г.-м.н. М.Е. Зеленским, к.г.-м.н. Е.Г. Калачевой, А.А. Смышляевой, Т.А. Котенко, Л.В. Котенко. Профессору. Д.М. Гричуку (МГУ) соискатель благодарен за содержательную критику исходного текста работы. Дискуссии по существу вопросов и советы по улучшению оформления диссертации сотрудниками Лаборатории моделирования динамики эндогенных процессов — д.г.-м.н. М.П. Мазуровым, к.г.-м.н. Ю.В. Перепечко, к.г.-м.н. А.Я. Шевко, к.г.-м.н. Л.М. Житовой, к.г.-м.н. М.П. Гора способствовали улучшению текста диссертации.
Финансовая поддержка работы была оказана РФФИ (гранты № 00-05-65408, 03-05-64324, НИШ №1573/213), дирекцией ОИГГиМ СО РАН (грант ВМТК№1770).
Состав современных изверженных пород в. Эбеко
По данным [Злобин, 1987] мощность земной коры под вулканом Эбеко оценивается в 35—40 км. при мощности «геосинклинального» и «гранитного» слоев, в сумме равной 15—20 км. Вулкан находится в зоне крупного субширотного разлома, подтвержденного в последнее время геофизикой. Вулканическая серия представлена породами от магнезиальных базальтов до кислых андезитов. Объемы андезибазальтов и андезитов в постройке вулкана, с учетом оригинальных и литературных данных, соотносятся в пропорции 1,6:1 [Фролова, Дриль, 1993]. Минеральный состав вкрапленников во всех типах пород выдержан и представлен двупироксен-плагиоклаз -магнетитовой ассоциацией, к которой в основных породах присоединяются оливин и небольшое количество хромшпинели.
Породы вулкана относятся к известково-щелочной серии нормальной щелочности и умеренной калиевости (табл. 2.1). Наиболее дифференцированные разности вулканитов обнаруживают отчетливую тенденцию к обеднению щелочами и прежде всего калием, что может быть объяснено эманационным выносом этих компонентов из магматической системы. Уровень содержания калия в породах определяет и уровень содержания крупнокатионных литофильных элементов (г/т): Cs (1.1), Rb (40.5-50.9), Ва (336-447), K/Rb (270-380). Спектр редких земель характеризуется обогащенностью легкими лантаноидами (La/Yb 4.0-4.7). Породы, слагающие верхнею часть постройки, - двупироксеновые андезиты, соответствующие по составу типичным островодужным андезитам (Si02-56%). Изучение неизмененных андезитов из вулканических бомб, отвечающих наиболее молодым породам вулкана, показало следующие петрографические особенности: 1) присутствие среди фенокристов, а иногда даже среди микролитов основной массы, наряду с основным плагиоклазом и моноклинным российская го суда р с тз ен и ля би.пкотка (гиперстена), пироксеном (диопсидом, авгитом), ромбического пироксена являющегося доминирующим темноцветным минералом; 2) присутствие в фенокристах единичных кристаллов оливина; 3) наличие среди главных компонентов основной массы сравнительно кислого нераскристаллизованого стекловатого остатка или продуктов его девитрификации, что обуславливает своеобразные типы ее структур; 4) основной рудный минерал минерал - магнетит, редко встречается пирит. В таблице 2.2 представлен средний количественно-минералогический состав андезитов.
Макроскопически андезиты представляют собой серые, темно- серые или почти черные, плотные и пористые породы, в которых невооруженным глазом различимы порфировые выделения белых плагиоклазов и черно-зеленых пироксенов до 1-3 мм в поперечнике. Основная масса андезитов, в большинстве случаев, состоит из вулканического стекла, в которое погружены микролиты плагиоклаза, зональный основной андезин -кислый лабрадор, пироксенов и рудного минерала магнетита. Количественные соотношения минеральных компонентов основной массы изменчивы, вследствие чего различаются следующие её структуры: витрофировая (гиалиновая), витрокристаллитовая, гиалопилитовая, интерсертальная и микролитовая. Вследствие раскристаллизации стекла встречается микролитовая, фельзодацитовая или близкая к фельзитовой структуре основной массы. Вулканическое стекло основной массы в андезитах обычно свежее розовато - бурое или коричневое, а в отдельных случаях почти опаковое из-за непрозрачных минералов. В зоне окисления породы представлены слабо измененной пирокластикои последних извержений, со свежим или серицитизированным по зонам плагиоклазом, неизмененными пироксенами, скрытокристаллической массой с долей стекла. Первично-магматический магнетит полностью замещен гематитом. В процессе выноса и осаждения железа происходит его перераспределение по разрезу: гематит обогащает глинистые слои и образует самостоятельные линзы, более крупнозернистые слои обеднены железом. В зоне активной фумарольной деятельности исходные вулканогенные породы преобразованы в результате сернокислотного выщелачивания (табл. 2.1). Широко распространены гнезда и слои самородной серы, в наименее измененных частях встречаются линзы гематита. В породах не остается неизмененных магматических минералов: по единичным реликтам пироксена активно развиваются псевдоморфозы хлорита, плагиоклаз полностью серицитизирован, стекло замещено монтмориллонитом и диккитом.
Породы насыщены прожилками и гнездами тонкокристаллической серы, которая находится в виде прожилков и гнезд. Разброс концентраций макрокомпонентов в андезитах разной степени измененности (отношение максимального значения к минимальному), отражающий интенсивность перераспределения элементов, увеличивается в ряду Si Ti К Al Mg Na« Са« Fe, что соответствует степени устойчивости минералов: пироксен - оливин - плагиоклаз-гематит. Именно в таком порядке идет изменение минералов под действием ультракислых термальных растворов. Гидрогеохимическая характеристика термальных вод в. Эбеко По результатам полевых исследований и на основании различий в макро- и микрокомпонентном составе выявлена гидрогеохимическая зональность термальных полей, связанных с системой в. Эбеко. Неожиданным результатом оказалась высокая контрастность составов термальных источников, котлов, потоков, дренирующих вулканическую постройку, причем контрастность выражена и в катионном, и в анионном составе (табл.2.3). Можно выделить несколько принципиально отличающихся групп вод по основному ионному составу, содержанию микрокомпонентов, что объясняется, видимо, их генетическими отличиями.
Уравнение баланса энергии при фильтрации флюидов
Термодинамическое состояние пористой среды определяется двумя независимыми переменными Р и Т. Тепловая эволюция системы при внедрении в пористую среду горячих флюидов обусловливается теплообменом благодаря большой площади контакта, конвективным переносом тепла флюидом, молекулярным теплом, большой инертной теплоемкостью пористого тела, трением при движении флюидов в порах, капиллярными и химическими тепловыми эффектами на контакте фаз, а также некоторыми другими процессами на контактах, рассеивающих энергию (которыми в рассматриваемых задачах можно пренебречь [Чекалюк, 1965; Желтов, 1975]). Каждый из перечисленных процессов в разной степени (количественно) определяет общее термодинамическое состояние системы. Далее из разумных соображений (из количественного сравнения порядков величин) некоторыми из них мы будем пренебрегать, ссылаясь на известные экспериментальные обобщения и теоретические выводы. Остановимся на самом начальном, принципиальном моменте скорости теплообмена на контакте флюид — порода, без чего невозможно подойти к энергетическому описанию процессов фильтрации. Процесс выравнивания температур между компонентами пористой среды зависит от площади поверхности смачивания, разности температур, размеров пор и зерен, коэффициентов температуропроводности, скорости фильтрации. Не ограничиваясь чисто физическими факторами, добавим еще физико-химические процессы на гетерогенных поверхностях раздела фаз. Перечисленные эффекты можно классифицировать как факторы, разогревающие и охлаждающие флюид (в узком смысле теплообмена).
Как первое приближение принимается закон теплопередачи Ньютона в задаче нагревания пористого тела потоком горячего флюида [Чарный, 1963] В основу многих работ по фильтрации было положено предположение; Т = 0, аналитическое обоснование которого содержится в работах [Чекалюк 1965; Развитие..., 1969; Желтов, 1975]. Считая поверхность смачивания практически поверхностью совершенного теплоконтакта, в работе [Чекалюк, 1965] в качестве теоретического подтверждения (3.14) решены задачи о мгновенном внедрении и непрерывном нагнетании жидкости в пористую среду и получено, что коэффициент альфа зависит от теплопроводности, а главным образом от дисперсности пористой среды. Главным положением является мгновенное (в задачах геофильтрации) выравнивание температур в широком интервале РТ-условий Т=0 (3.15) Из положения о постоянстве по всему нормальному сечению скорости фильтрации и сила трения между частицами в потоке флюида формально исчезает, а внутреннее трение заменяется внешним на поверхности контакта флюида с пористым телом. «Погашение сил трения в пористой среде на поверхности контакта означает, что работа сил трения на любой контактной поверхности в пористой среде, не совпадающей с поверхностью контакта, равна нулю» [Чекалюк, 1965]. Это второе принципиальное положение, по-видимому, не искажающее заметно общее тепловое поле, позволяет опровергнуть суждение о том, что фильтрационное движение эквивалентно течению сплошной вязкой жидкости или турбулентному потоку [Баренблатт и др., 1972]. Пусть U, U - удельные внутренние энергии флюида и пористого тела соответственно. В самом общем виде закон сохранения энергии гласит: скорость изменения во времени внутренней и кинетической энергий тела равна сумме удельной работы контактных сил, внешних сил и плотности потока энергии к телу [Слеттери, 1978]. Запишем его для движущегося флюида, пренебрегая внутренним трением во флюиде и считая силу тяжести единственной массовой внешней силой [Шейдеггер, I960]:
Режимы кипения базитовых магм при кристаллизации
Исходя из общих физических соображений [Шарапов и др., 2000], можно ожидать два предельных режима ретроградного кипения котектических магм в интервале температур ликвидус - солидус: 1) Выделение изолированных газовых пузырьков, 2) Образование связанной газоусадочной пористости. Появление газовой пористости в общем случае связано со следующими термо- гидродинамическими эффектами: а) выделением в процессе роста твердой фазы достаточного количества газа при относительно высоких его начальных содержаниях в магме; б) течением расплава в гетерофазной зоне, обусловленным усадочными явлениями. Единичные газовые пузырьки появляются при некоторых гидро- и термодинамических условиях охлаждения расплава в камере, при которых нет развития связанной газовой пористости в гетерофазной зоне. При этом возникновение первого флюидного пузырька в некоторой точке зоны при насыщении охлаждающегося расплава определяется соотношением: Pg P+2cr/rQ, (4.1) где Р„ - давление растворенного в расплаве газа (флюида); Р - давление в расплаве; сг- поверхностное натяжение; /Q - начальный радиус газового пузырька. Рассмотрим для простоты этот процесс в системе «силикатный расплав - вода» типа А + В + НгО. Считая, что зарождение пузырьков связано с кристаллизацией, определим величину г0 по [Шарапов, Черепанов, 1986] как r0= d2/2, где d2-расстояние между вторичными ветвями дендритов, для оценки значения которого воспользуемся выражением [Черепанов, 1988 где b2 - эмпирическая константа; Сю, СЕ - значения концентраций растворенного компонента в бинарном расплаве в начале и конце двухфазной зоны; D\ - коэффициент диффузии этого компонента; к0 -теплота кристаллизации; pj - плотность расплава; vT - скорость охлаждения элемента зоны.
Дальнейший рост этого пузырька обусловлен диффузией в его полость воды из остаточной жидкости, которая обогащается летучим в процессе непрерывного роста твердой фазы. При этом возникающий пузырек может: 1) быть захвачен растущими кристаллами и образовать внутрикристаллическое флюидное или гетерофазное включение, 2) стать центром формирования газо-усадочной поры. Далее ретроградное кипение протекает путем выделения нового пузырька по мере продвижения фронта насыщения вглубь интрузива в соответствии с перемещением в нем фазовых границ и слиянием последующего пузырька с предыдущим.
По мере продвижения двухфазной зоны новый пузырек возникает на некотором расстоянии /„от ранее образовавшегося пузырька там, где выполнится условие (4.1). К этому моменту предыдущий пузырек находится в условиях свободного роста вследствие диффузии газа в его полость и фазовой усадки. При поглощении этой поры фронтом кристаллизации она будет иметь некоторый эффективный размер: rp=(zf,/v d{l% (4.2) где V! = 1 + v, v = 0,1,2 - для пластинчатой, цилиндрической и сферической форм кристаллов в зоне соответственно, fi - сечение жидкой фазы в точке образования поры; є - коэффициент, характеризующий усадку при фазовом переходе; dj - размер кристаллической ячейки. Построим простую неизотермическую математическую модель динамики описанного процесса.
Очевидно, что режимы ретроградного кипения в описанном выше процессе будут отвечать двум основным случаям: 1) газовые пузырьки сливаются в непрерывную газовою пору, 2) появляется последовательная серия отдельных газовых пузырьков. Примем, что после внедрения расплава в полуограниченном интрузиве возникла гетерофазная зона, границы которой движутся с некоторой постоянной скоростью V. Положим f s - скорость роста твердой фазы, где точка сверху обозначает производную по времени. Тогда относительная усадка элемента двухфазной зоны к моменту возникновения нового пузырька [Борисов, 1987] zfsx = Pg/K, (4.3) где т - время запаздывания возникновения последующего пузырька; К -модуль объемной упругости. Поскольку величина /„ = VT, то с учетом (4.3) получим: lp vPg/zfsK. (4.4) С другой стороны, ширина гетерогенной зоны L v / fs следовательно, из (4.4) имеем lp«LPglzK. (4.5) При этом возможно развитие потока эндогенного флюида через трещиноватые вмещающие породы. В первом приближении пористость затвердевшей изверженной породы определяется соотношением U=eflp, (4.6) Значение величины fjp- сечение жидкой фазы в точке возникновения поры - определим из условия достижения концентрацией растворенного флюида в гетерогенной зоне С2 равновесного значения насыщения С2 (Т , Р„ ): C2=C2 (r ,Pg ), (4.7) где звездочкой вверху обозначены значения температуры Г и давления Р в жидкости в точке возникновения поры, т.е. на линии насыщения. Распределение величин fip, Т, Pg, С2 находятся из решения уравнений тепло- и массопереноса в гетерогенной зоне при соответствующих краевых условиях [Борисов, 1987]. В качестве примера рассмотрим квазистационарную кристаллизацию базальтовой недосыщенной магмы. Будем считать, что полуограниченный массив расплава направленно затвердевает с образованием гетерогенной зоны, движущейся с постоянной скоростью v вдоль оси х. Исследование задачи проводим в приближении квазиравновесной двухфазной зоны [Борисов, 1987, Минералы, 1974]. При этом допускаем, что влиянием диффузионного и конвективного переноса вещества в зоне можно пренебречь. Тогда распределение концентраций растворенных компонентов (С,) в межкристаллитной жидкости будет подчиняться закону "неравновесного рычага"
Динамика равновесного взаимодействия потока магматического флюида и массива пород
Следующим шагом была рассчитана динамическая задача, в которой через описанный в предыдущей задаче разрез проходил магматический флюид. Просчитано 100 шагов (времен), на каждом шаге расчета в первый резервуар поступал флюид постоянного состава (табл. 5.2), в количестве, изначально составлявшем 7 % от массы всей системы. После взаимодействия с породой флюид поднимался вверх по разрезу, изменяясь в каждом резервуаре. В данной задаче также не учитывалось влияние внешней среды на протяжении всего разреза. Такая модель описывает изменение пород только под действием флюида, поступающего из магматической камеры и его физико-химическую трансформацию. Важнейшей зоной в вулканогенном разрезе является зона конденсации, относительно неё в дальнейшем будут описаны все параметры системы и физико-химические превращения, происходящие в породе и во флюиде. В глубинной части разреза почти во всех случаях флюид гетерофазен (рис. 5.4), однако доля раствора составляет не более 10% от общей массы флюида. В зоне конденсации более 90% флюида переходит в раствор. Конденсация проходит при температуре и давлении 350-290С, 140-110 бар, что соответствует глубине 1200-1100 м от поверхности Земли. Со временем зона конденсации сдвигается вверх по разрезу. Так к примеру, если на 10 шаге расчета в системе по достижению температуры 290С газа не остается, то на 90 шаге его доля достигает 10 %. Важно подчеркнуть, что на первых 10 шагах флюид активно «поглощается» при изменении состава породы, прежде всего образуются водосодержащие минералы, а также галогениды, карбонаты, сульфаты, сульфиды.
Рассматривая перераспределение массы в разрезе (рис. 5.5) видно, что вынос вещества происходит в основном из первого резервуара (имитируещего верхнюю часть магматической камеры) и из зоны конденсации. Заметное накопление вещества происходит до и после зоны конденсации. В целом передвижение зон накопления вещества по разрезу со временем не отмечается. Наиболее инертно ведут себя алюминий, кремний, титан, магний (приложение, рис. 1). Алюминий, магний и кремний выщелачиваются в зоне конденсации, осаждаясь сразу после неё. В незначительных количествах кремний и титан выносятся из первого резервуара, осаждаясь в трех последующих. Кальций выщелачивается как в нижней части разреза, так и в верхней, с небольшим накопление после зоны конденсации на глубине 1100-1000 м., довольно существенная часть достигает поверхности в растворенном виде. Железо активно перераспределяется в нижней части разреза, выщелачивается из пород до температуры 600С и осаждается в последующих резервуарах до зоны конденсации, после чего абсолютно инертно. Активно перераспределяются в разрезе натрий и калий. Натрий выщелачивается из пород до зоны конденсации и накапливается после неё. Концентрации калия образуют несколько пиков. Летучие компоненты также накапливаются в различных частях разреза. Фтор накапливается в нижней части разреза до 400С (1300 м.), на протяжении всего процесса отлагаясь в виде флюорита. Хлор на первых шагах, при поглощении раствора породой осаждается в зоне конденсации, образуя галит и сильвин, которые остаются устойчивы, не растворяясь на последующих шагах. Выше зоны конденсации при температуре 290-230С (1000 м.) накапливается кальцит. Сера осаждается в нижней части разреза до 230С. Перераспределение кислорода и водорода в разрезе происходит очень схоже, за счет связывания в гидроксил - содержащих минералах. Максимум приходится на 9-Ю резервуары (290-230С), сразу после зоны конденсации, в основном за счет связывания гидроксил - группы в монтмориллоните.
С первых же шагов расчета в породе происходят заметные изменения и в минеральном составе относительно начального состояния (рис. 5.6). В нижней части разреза (до зоны конденсации) отсутствуют пироксены, замещаясь амфиболами, появляются тальк, хлорит, муллит. Выше зоны конденсации на первых шагах минеральная ассоциация изменяется меньше - сохраняются пироксены, КПШ, однако к 10 времени полностью исчезает ромбический пироксен, замещаясь серпентином, появляется слюда калий- натриевого состава и монтмориллонит натрий-кальциевого состава. Важно отметить, что моноклинный пироксен, устойчивый в верхней части разреза на протяжении рассматриваемого промежутка времени. Магнетит после 10 шага расчета неустойчив. Со временем в нижней части разреза возрастает, а в верхней снижается доля кварца. На заключительных шагах расчета в породе в нижней части разреза (до зоны кипения) преобладающими минералами являются ромбический амфибол, кварц, флюарит, хлорит, муллит, магнетит. После зоны кипения — моноклинный пироксен, плагиоклаз, серпентин, монтмориллонит, слюда, кварц. Обобщая полученные данные по изменению минерального состава в вулканогенном разрезе над камерой под действием магматогенного флюида можно сделать следующие заключения. 1. Наиболее активно процессы изменения минералов происходят в нижней части разреза до зоны конденсации. 2. В нижней части разреза система не достигает стационарного состояния в пределах расчетного времени, а в верхней части разреза система становится стабильна уже к 10 расчетному шагу, в дальнейшем происходят лишь слабые изменения в процентных долях минералов. 3. Перенос вещества в основном связан с высокотемпературной частью системы, наиболее активное перераспределение вещества происходит глубже 1000 м. (Т=230С, Р=100 бар). 4. Максимальное осаждение вещества происходит сразу после зоны конденсации на глубине 1100-1000 м. Физико-химические параметры растворов (рис. 5.7) и формы нахождения элементов в них на протяжении всего процесса довольно однообразны. Общая минерализация растворов после конденсации не превышает 50 г/л. Окислительно-восстановительный потенциал растворов в целом находится в области отрицательных значений, однако после зоны конденсации растворы становятся более окисленными (Eh поднимается от -1.2В до —0.4 В), что объясняется перераспределением кислорода между раствором и газом, реликтовые газы становятся сильно восстановленными. Кислотно-основной потенциал растворов определяется реакцией с породой. В зоне конденсации растворы имеют нейтральную реакцию (рН = 5.8-6.2) поднимаясь вверх по разрезу достигают ультращелочной области (рН = 10.5). Важно отметить, что со временем в зоне конденсации наблюдается тенденция к повышению кислотности системы, к 90 шагу расчета рН достигает 5.1. Преобладающей формой в растворе для всех металлов являются хлорокомплексы, также в существенно меньших количествах (разница несколько порядков) присутствуют фторо- и гидроксокомплексы. Сера находится в восстановленной форме HS".
