В подавляющем большинстве случаев высокотемпературные гидротермальные системы связаны с областями современного вулканизма тихоокеанского огненного кольца и средиземноморского складчатого пояса. Гидротермальная деятельность проявляется не так широко, как активные вулканы. В особенности это относится к высокотемпературным гидротермальным системам, отличающимся яркостью поверхностных термопроявлений ( горячими источниками, гейзерами, паровыми струями,парящими и подогретыми площадками ). Так, например, на Камчатке имеется 29 действующих в настоящее время вулканов, более 100 действовало недавно и в нескольких районах ареального вулканизма происходили извержения разного типа в течение голоцена. В этот же период времени постоянно действовали, почти не изменяя своей тепловой мощности, шесть-семь высокотемпературных гидротермальных систем. В Семячинский геотермальный район входят три наиболее крупные по тепловой мощности гидротермальные системы: Гейзерная, Узонская и Семячинская.

Рис. 2. Карта-схема современных гидротермальных систем и термальных источников Камчатки. (Пилипенко Г.Ф., из кн. под редакцией Леонова В.Л. «Современные гидротермальные системы и эпитермальные золото-серебряные месторождения Камчатки : Путеводитель экскурсий Россииско -Японского полевого семинара ''Минерало-рудообразование в островодужных вулкано-гидротермальных системах : от модели к эксплуатации " 25 июля - 2 августа 1998г)

1 - гидротермальная система (ГС), номер; 2- естественная тепловая мощность ГС, МВт: а) 20-50, б) 50-150, в) 150 и более; 3- источник, температура,°С: а) 35-50, б) 50-95; 4- основные химические типы гидротерм: а) сероводородно-азотно-углекислые парогидротермы, температура на поверхности (Т,°С) - 100 и более, общая минерализация (М) до 3.5 г/л, и их дериваты; б) азотные термы, Т до 95°, М до 3.0 г/л ; в) углекислые термы, Т до 75°, М до 10 г/л; г) метановые и азотно-метановые термы, Т до 75°, М до 5г/л; 5- эпитермальные золото-серебряные месторождения; 6 - Восточно-Камчатский вулканический пояс; 7 - Срединно-Камчатский вулканический пояс; 8 - действующие вулканы; 9 -территория Кроноцкого государственного заповедника. Гидротермальные системы: 1- Кошелевская, 2- Мутновско-Жировская, 3 - Карымско - Академическая, 4 -Семячикская, 5- Узонская, 6 - Долины Гейзеров, 7 -Паужетская, 8-кальдеры в.Ксудач, 9 - Ходуткинская, 10 -Карымская, 11 -Большебанная, 12 - Паратунская, 13 - Налычевская, 14 - Верхне- Чажминская, 15-Нижне-Чажминская, 16 - Щапинская, 17 - Эссовская. 18 - Анавгайская, 19 - Апапельская, 20 - Киреунская и Двухюрточная. Эпитермальные золото-серебряные месторождения: I - Асачинское, II - Мутновское, III -Родниковое, IV- Агинское, V-Озерновское.

На данном этапе более глубокое комплексное изучение гидротермальной активности подтверждает предположение о существенных особенностях развития их магматизма, тектоники и других геологических процессов. Это позволяет нам выделить проблему изучения геотермальных районов в отдельное направление и подойти особенно тщательно к исследованиям геотермальных районов, в которых действуют высокотемпературные гидротермальные системы. Мы считаем целесообразным разбить геотермальные районы, в связи с современным вулканизмом на ряд групп. Каждая из них имеет определённые тектонические позиции.

А) - группа геотермальных районов срединно-океанических хребтов и вулканических островов в океанах (Гейзеры Исландии);

Б) - группа геотермальных районов зон перехода океан-континент:

1) - подгруппа геотермальных районов вулканических островных дуг,

2)-подгруппа геотермальных районов вулканических областей, сложенные, преимущественно, вулканогенно- осадочными неоген- четвертичного возраста (Камчатско-Новозеландская),

3)-подгруппа геотермальных районов вулканических областей, сложенные, преимущественно, дислоцированными осадочными и вулканогенно-осадочными образованиями мезозойского и палеоген- неогенового возраста (Апеннин -Кордильерская); (Гейзеры Йеллоустонского парка, США)

В) - группа геотермальных районов рифтовых поясов древних платформ (Восточно-Африканская);

Г) – группа геотермальных районов орогенно-складчатых областей, не связанных с современным вулканизмом (Тибетско-Гималайская)

Создание детальных, отвечающих современному уровню требований, генетических моделей Семячинского геотермального района затруднено, так как он находится в местности, где невозможны детальные геологические и геофизические исследования, тем более с применением буровых работ. Большая часть Восточно-Камчатской грабен-синклинали, в которой располагается этот интересный геотермальный объект, занята Кроноцким биосферным заповедником, в котором не могут проводится какие-либо работы и исследования с применением горных работ. В связи с этим, по нашему мнению, существенным дополнением геолого-геофизических и гидрогеотермических исследований Семячикского геотермального района и сопредельных с ним структур может быть сравнительный анализ с хорошо изученными генетическими геолого-структурными аналогами других современных вулканических областей. К таковым относятся Вулканическая зона Таупо в Новой Зеландии, геотермальный район Лардерелло- гора Амиата в провинции Тоскана в Италии, геотермальный район Гейзерс-Ясного озера в Калифорнии, США, геотермальные районы Исландии.

Вулканическая зона Таупо, Новая Зеландия (см. "Пространственное распространение геотермальных полей в Новой Зеланндии)

Вулканическая зона Таупо (ВЗТ) является районом повышенной вулканической и геотермальной

активности на Северном Острове Новой Зеландии (рис. 1). Она занимает площадь примерно 30км в ширину и 150 км в длину и её тепловой поток оценивается 4200±500 MВт (Bibby et al., 1995). Предполагается, что вулканическая активность началась в ВЗТ около 2 млн. лет назад, но большая часть риолитового вулканизма (~15,000–20,000 км³), начался примерно 1.6 млн. лет назад (Wilson etal., 1995).

Предполагается, что геотермальная и вулканическая деятельность в ВЗТ связана с субдукцией океанической коры Тихоокеанской плиты под Индо-Австралийскую плиту. По мере того, как коровые породы опускаются, они плавятся и расплавный материал (магма) поднимается в результате всплывания к дневной поверхности (Elder, 1976; Stevens, 1980). ВЗТ в настоящее время подвергается растяжению со скоростью примерно 8мм/год (Darby et al., 2000).

Рис. 1. Показаны расположение геотермальных полей (закрашенные участки), пояс разломов Таупо (серые линии) и известные вулканические кальдеры (пунктирные чёрные линии) в ВЗТ. Геотермальные поля обозначены мелким шрифтом, а кальдеры более крупным. Числа показывают естественный тепловой поток каждого геотермального поля в мегаваттах (МВт). Вставка в верхнем левом углу показывает расположение площади карты в центре Северного острова Новой Зеландии.

Рис. 2. 3х-мерная модель ВЗТ спустя 2 млн. лет. Структура геотермальных струй показана отчётливо изоповерхностью температуры 220ºС. Столбик показывает температуру на 3км глубине, темно-синие участки показывающие нисходящие потоки холодной поверхностной вводы взападной/центральных частях ВЗТ. Геотермальные струи определены.

Рис. 3. Карта геотермальных прояввлений Италии.(см."Модель земной коры под геотермальнными районами южной Тосканы")

Рис. 4.Геологическая карта района геотермального поля Лардерелло (Gianelli et al., 1978)

Рис. 5. Схематический геологический разрез по скважине MONT- 4 (Barelli et al., 2000)

Гранит в интервале 2.2-2.5 км и глубже 3.0 км подверглось пропилитовым изменениям, которые преимущественно представлены минеральным комплексом хлорит+адуляр+кварц+иллит+кальцит±эпидот±сфен.

Изучение флюидных включений показывает две стадии изменений. Первая из них производилась высокотемпературными гидротермами, которые на 2218м находились в состоянии кипения при ~340ºC и давлении 15МПа, тогда как на 3520м данных о кипении нет и температура гидротерм оценивается примерно в +350ºС. Вторая стадия изменений свидетельствует об остывании системы, в частности,. Доказано для неглубокой части интрузии (~235ºС нп 2218м и 315ºС на 3520м). Температура гомогенизации более низкотемпературных включений близки к температурам современных гидротерм, вскрытых скважинами и они могут рассматриваться в качестве представителей современных конвектирующих термальных вод в гранитах. Расчётные значения δ¹⁸О 0±1‰ для гидротерм равновесных при 340ºС (2218м) и ~350ºС (3520м) с полевым шпатом, эпидотом и хлоритом и значения δD -51 до -61‰ для гидротерм равновесных с хлоритом, наряду с непосредственно измеренными значениями δD от -33 до -61‰ для флюидных включений в кварце, свидетельствуют об образовании этих гидротерм из метеорных вод. Первичные метеорные метки гидротерм изменены в результате взаимодействия вода-порода, но остаточные чётко отличаются от первичных магматических меток, для которых не было найдено изотопных доказательств. Современные нарушения и высокое структурное расположение внедрившихся гранитов содействует циркуляции гидротерм в

гранитном теле вскрытом скважиной MONT-4, позволяя предполагать что такие характеристики могут быть востребованы для такой циркуляции в Лардерелло

Литература

Barelli, A., Bertini, G., Buonasorte, G., Cappetti,G., Fiordelisi, A., 2000. Recent deep exploration results at the margins of the Larderello-Travale geothermal system. Proc. World Geotherm.Congr., Ryushu, pp.965-970

Gianelli G., Puxeddu, V., Squarci, P., 1978. Structural setting of the Larderello-Travale geothermal region. Mem. Soc. Geol. Ital. 19, 469-476

Геотермальный район Гейзерс-Ясное озеро, Калифорния, США

(см. "Магматический очаг под Гейзерс-Яссное озеро").

Геотермальная система Гейзерс представляет собой часть более крупной верхнекоровой аномалии теплового потока, связанного с неглубокими интрузивными корнями вулканической системы Ясного Озера. Эта статья даёт региональный контекст более детального исследования Гейзерс Коринг Проекта, путём использования имеющихся в наличии геологических и геофизических данных о магматической системе Ясного Озера, для построения моделей связанных с тепловым потоком.

Ясное Озеро находится примерно в 135км к северу от Сан-Франциско Калифорния в пограничной зоне деформаций, связанных с системой разломов Сан Андреас (рис. 6).

Район может разделяться на субдукционный режим на севере Мыса Мендосино и трансформный режим на юге. Ясное озеро (точка в круге) располагается в северной части трансформного режима. Чёрные треугольники маркируют активные и спящие вулканы хребта Каскадных гор: L, Лассен; Sh, Шаста; M, Озеро Медисин; N, вулкан Ньюберри; H, г. Худ; S, г. Сан Хеленс; R, Монт Рейнер; B, г. Бейкер.

Система разломов состоит из множества субпараллельных разломов, и представляет собой границу между Тихоокеанской и Северо-американской плитами южнее Тройного стыка Медосино (Jennings, 1992; Castillo and Ellsworth, 1993). Региональный тектонический анализ и приблизительная корреляция по возрасту между вулканизмом Берегового хребта и Тройным стыком Медосино, мигрирующего на север, привели многих исследователей к выводу, что магматизм в регионе обусловлен мантийным апвеллингом в южной оконечности плиты Корда (Dickinson and Snyder, 1979; McLaughlin, 1981; Johnson and O'Neil, 1984; Fox et al., 1985; Benz et al., 1992). Вулканическое поле Ясного Озера является самым северным и самым молодым проявлением этого магматизма (рис. 7).

Хотя напряжения в этом регионе, в основном, поперечные, вулканизм вокруг Ясного Озера, вероятно, локализуется в районах переходных напряжений под действием оперяющих структур систему разломов Сан Андреас (Hearn et al., 1988).

Магматическая история

Вулканизм в районе Ясного Озера происходил в виде полосы северо-западного простирания шириной около 2(7)км и длиной 55-75км. Возраст колеблется от 2.1 до 0.01 млн. лет (Hearn etal., 1976; Donnelly-Nolan et al., 1981) (рис. 5). Пространственные и временные тренды вулканизма в пределах района Ясного Озера аналогичны более крупным трендам северной части Берегового хребта (Donnelly-Nolan et al., 1981; Stimac et al., 1992). Кислый вулканизм имеет тенденцию к общей миграции со временем на север (рис. 8). Мафический вулканизм на начальной стадии более широко проявился, но также постепенно концентрировался далее к северу во время поздних эпизодов извержений.

Рис. 8.Пространственное и временное распределение внутри вулканического поля Ясного озера (взято из Donnelly-Nolan et al., 1993). Кислый вулканизм свидетельствует об общей миграции на север со временем.

Donnelly-Nolan et al. (1981), Hearn et al. (1981) и Stimac et al. (1992) приводят данные наличия нескольких отдельных центров проявления кислого вулканизма в течение активности магматической системы Ясного озера. За исключением очень небольших по объёму извержений на Пайн Монтейн (2.06 млн. лет), самые ранние кислые породы представлены риолитовыми и дацитовыми лавами Кобб Монтейн (1.1 млн. лет) и гранитоидами, которые формируют ядро геотермального поля Гейзерс (1.2 -1.1 млн. лет; Donnelly-Nolan et al., 1981; Dalrymple et al, 1999). Последовательно более молодые центры кислого вулканизма располагаются на г. Ханах-Сейглар Монтейн (< 0.9 дo 0.6 млн. лет), г. Koнoкти (0.65 дo 0.30 млн. лет), и озеро Боркс (0.09 млн. лет) (Donnelly-Nolan et al., 1981). Вместе с тем, эти центры чётко показывают миграцию кислого магматизма на север во времени (рис. 3; Stimac et al., 1992; Donnelly-Nolan et al., 1993).

На основании химических, петрологических и изотопных данных, только несколько мафических лав района Ясного озера характеризуются исключительно мантийными признаками. Большая часть мафических и средних лав являются в разной степени контаминированными коровыми расплавами и кристаллическими обломками (Futa et al., 1981; Stimac et al., 1993a). Большинство контаминированных лав содержат кристаллические ксенолиты, которые свидетельствуют о глубоких уровнях магматической системы. Ксенолиты представлены норитовыми и габброидными плутоническими породами, а также высоко метаморфизованными породами. Вместе с тем, эти породы, вероятно, представляют фрагменты габбровых интрузий и их контактными ореолами (Stimac, 1993; Stimac et al, 1993b). Термобариметрические определения метаморфических ксенолитов показали температуры и давления 780-900°C и 4-6 килобар, свидетельствующие, что, по меньшей мере, часть мафической магматической системы Ясного озера располагается в земной коре на глубинах от 12до 18км. Большинство метаосадочных ксенолитов, также свидетельствуют о частичном плавлении и экстракции расплава в разной степени, что является прямым доказательством процессов анатексиса и ассимиляции в нижней части земной коры.

Основываясь на части выше приведенных данных, магматическая система Ясного озера может рассматриваться в виде упрощённой двухуровневой системы, образование которой обусловлено миграцией тройного стыка, сопровождавшейся декомпрессионным плавлением в подстилающей астеносфере (рис. 9).

Геотермальные районы и вулканические системы Исландии

(см. "Вулканические системы Исландии")

Исландия является большой субаэральной частью срединно-океанического хребта, служащего современной спрединговой зоной. Уникальной особенностью этого района является возможность непосредственного изучения всех процессов, связанных со становлением и развитием современных долгоживущих вулканических центров и современных с ними гидротермальных систем (рис.10).

Сопоставление данных, получаемых при исследовании таких структур с их третичными и плейстоценовыми палеоаналогами, позволяет формировать и детально исследовать модели инфраструктуры и механизма гидротермально-магматических конвективных систем на океаническом этапе их становления и деятельности. Межплитовая граница Исландии состоит более чем из двух дюжин систем, где наблюдается наибольшая вулканно-тектоническая активность.

На поверхности эти вулканические системы имеют ширину 5-20 км и длину 40-100 км и состоят из роев трещин. Кроме того, в трещинных роях многие вулканические системы (долгоживущие вулканические центры) имеют вулканы центрального типа, часть из которых имеют кальдеры обрушений. В позднетретичных и плейстоценовых лавовых толщах, потухшие вулканические системы представлены скоплениями силлов и роями региональных даек. Скопления силлов, характерные для вулканов центрального типа, обычно связанные с большими плутонами (интрузиями), предположительно локализуются в самых верхних частях застывших коровых магматических очагов. Региональные дайки встречаются в виде вытянутых роев за пределами центральных вулканов. Всего было изучено более 4000 даек и наклонных силлов, (Gudmundssоn, 1995; рис.13).

Рис. 10. Геологические позиции высокотемпературных геотермальных полей Рейкьнес, Хендилл (Несьявеллир) и Крафла предлагаемые для глубокого бурения по программе IDDP ( Elders, Fridleifsson,2005)