Файл: Борисов, О. Г. Экструзии и связанные с ними газо-гидротермальные процессы.pdf

H2S практически при неизменном содержании С02 связано с окис­ лением H2 S. С. Мадуа (Matsuo, 1960) рассматривает аналогичное

явление с термодинамических позиций и считает, что при увеличе­ нии давления содержание S 0 2 в газовой составляющей должно

уменьшаться, что, соответственно, ведет к относительному обога­ щению газовой фазы H2 S. Свои расчеты он иллюстрирует на приме­

ре вулкана Мауна-Лоа, перед извержением которого в фумароле Килауэа неожиданно появился H2 S, а это могло произойти только

в результате увеличения давления, так как температура не измени­ лась. Мы полагаем, что вряд ли за такой короткий срок могло сме­ ститься равновесие, скорее всего глубинный приток сероводорода в результате активизации вулкана изменил отношение H2 S/S02.

Почти на всех вулканах в газовой составляющей отмечается метан. Он не отмечен в газах лавового озера Килауэа. И это вполне понятно, так как при температуре свыше 1100° С и давлении в одну атмосферу происходит интенсивный крекинг метана. При этом обра­ зуется углерод и водород, которые, сгорая, могут дать воду и газы группы углерода. Собственно метан может быть дополнительным источником воды. В газах агломератового потока купола Суелич метан не определялся.

Какова природа метана? На этот счет существуют различные точки зрения. Но несомненно одно: часть его может синтезировать­ ся в газовой фазе в процессе ее эволюции к поверхности земли. Это хорошо подтверждается данными термодинамических расчетов (см. гл. 15). Так в равновесной смеси газов (С02, СО, Н2, СН4 , Н2 0)

при атмосферном давлении и температуре немногим более 1000° С будет содержаться около 0,24% метана, но при той же температуре и давлении 50 атм содержание метана увеличится до 49%. Так что мы не исключаем метан как один из основных газовых компонен­ тов магмы.

Как уже отмечалось, большинство исследователей склонны рас­ сматривать состав газов прежде всего как функцию температуры

(табл. 29). .

Сравним эту таблицу с данными, приведенными ниже (табл. 30). Фумарольные газы попадают во II тип, в подтипы А и В (см.

118

Т а б л и ц а 30

Сравнительные данные (по табл. 25)

ны. Наблюдается как будто противоречие сказанному выше. Но это не совсем так. В точке отбора пробы фиксируется температура газа, выходящего на поверхность, а она не отвечает температуре магмы, генерирующей этот газ. В данном случае скорость остывания газа, проходящего сквозь породы, значительно выше, чем скорость уста­ новления равновесия в системе. Возможно и другое объяснение. Высокопористые вулканогенные породы, особенно пирокластика, представляют собой естественную сорбционную колонку. В' ней воз­ можно селективное разделение газов по их физическим параметрам и, в частности, по летучести (т. е. химической активности). В этом случае газы, обладающие высокой летучестью, будут выделяться первыми (Ня, N2, СО, СН4, НС1, С 02, H2 S, COS, S 0 2, HF, H2 0 ).

Вто же время порядок их выделения на выходе может измениться, и газы, обладающие меньшей летучестью, но при большом содер­ жании в исходной газовой фазе могут выделяться быстрее или в более стабильной концентрации во всем интервале газовыделения.

Вданном случае они ведут себя как газы носители. Последнее отно­ сится в первую очередь к Н20 и С02. Поэтому при интерпретации химического состава фумарольных газов нужно всегда учитывать не только их состав и температуру на выходе, но и условия их вы­ деления.

При движении газовых струй к поверхности газовая фаза обо­ гащается метеорной водой, а соответственно, из нее в первую оче­ редь удаляются легкорастворимые компоненты HF, НС1 и S 0 2 или SO3 . Поэтому на выходе состав газовой фазы также не будет отве­

чать исходному составу. Некоторые исследователи (Е. Серафимова, 1966 и др.) пересчитывают компоненты парового конденсата (т. е. ионы) на газовую фазу и включают в общую сумму газов. В прин­ ципе метод верный, если полагать, что при своем движении газогидротермы не обогащаются из вмещающих пород за счет ранее отложенных и переотложенных возгонов, сублиматов, выпарок со­ лей и др., долю которых невозможно учесть при анализе конденсата^

В качестве примера рассмотрим изменение состава свободной

Тогда в составе этих выделений должно быть 1900 л (или 1,526 кг) воды. Результаты расчета сведены в табл. 31.

119

вания с силикатной составляющей пород при определенных Р — Т

условиях. Состав газов со временем не может оставаться постояв ным. Он должен отражать новые термодинамические условия среды, т. е. какая-то часть компонентов газовой фазы должна войти во вновь образующиеся минералы. Явления так называемого автоме­ таморфизма в условиях земной поверхности можно наблюдать на современных экструзивных куполах, породы которых изменяются не под воздействием газо-гидротерм извне, а за счет остаточных про­ дуктов водно-газовой фазы, оставшейся в них после их становления.

В принципе такая постановка вопроса не вызывает сомнения, дискуссионным остается вопрос о форме вхождения газов в поро­ ды, ибо от этого зависит сама методика извлечения газов из пород для их анализа. Если полагать, что газы, заключенные в поры или адсорбированные в межкристалловых полостях, не изменяют своего состава с момента становления породы, то необходимо применить холодный метод — дробление породы в вакууме и извлечения из нее газов. Этот метод нашел широкое применение при изучении углево­ дородных газов в породах Кольского полуострова (Петерсилье, I960). Если же считать, что газы в значительной мере претерпели метаморфизм, то прежде чем извлечь газы, нужно создать условия, при которых они находились в момент становления магмы, как гео­ логического тела. Этот метод основан на нагревании образца гор­ ной породы до температуры плавления (порядка 1100—1200° С) в условиях вакуума. Возможен и другой вариант этого метода. Пред­ варительно дегазированная проба при нормальных условиях поме­ щается в атмосферу инертного газа и нагревается до 1200° С. Про­ веденные сравнения показали хорошую сходимость результатов последних двух методов.

Немногочисленные, но весьма ценные по научной значимости и выполнению эксперимента работы по газам пород, полученным при нагревании до 1200° С в условиях вакуума, были выполнены Р. Т. Чемберленом (Chemberlin, 1908), Е. С. Шепардом (Shepherd, 1938), X. С. Никогосьяном, М. Шеньо (Chaigneau, 1962), И. Иваса-

ки (Iwasaki et al., 1966) и др. Как следует из перечисленных экспе­ риментальных работ, а также теоретических работ А. Д. Эллиса

(Ellis, 1957), С. Мацуа (Matsuo, 1960), И. Шимацу (Shimazu, 1960),

основным источником газов предполагаются химические реакции, происходящие в породе при ее нагревании. Адсорбированным и микропоровым газам отводится подчиненная роль. Газовая фаза, выделяющаяся из породы, по своему качественному и количествен­ ному составу отражает равновесные условия между конденсирован­ ной (силикатной) и газовой фазами, т. е. химизм магмы и Р — Т

условия ее становления. Следовательно, вопрос о форме нахождения компонентов в холодной породе не принципиален, ибо сама форма отражает те или иные термодинамические условия среды. Если это действительно так, то положительное решение вопроса о возможно­ сти использования экспериментальных данных по газам пород для геологической интерпретации природных процессов дает в руки ис­ следователя, наряду с данными по фумарольным газам, дополни-

12L