ГлавнаяПервичные значения b18O в неизмененных базальтах и андезитах установлены с высокой степенью точности: = +6,5 ±1‰. Если в изотопный обмен вовлекаются какие-либо другие типы пород, обычно существует возможность оценить первичный изотопный состав кислорода b18O, анализируя соответствующие породы за пределами гидротермально измененных площадей. Располагая данными об изотопном составе водорода bD минеральных ассоциаций измененных пород или флюидных включений, можно воспользоваться уравнением метеорной воды и вычислить первичное значение b18O метеорных вод для любого заданного района. Зная вышеупомянутые параметры и температуры, можно вычислить общее количество воды, вовлеченной в любую метеорно-гидротермальную конвективную систему, используя следующее соотношение:
где i — начальное значение, f — конечное значение после изотопного обмена, w — ат. % кислорода метеорной воды в системе в целом, r — ат. % кислорода пород, участвующих в изотопном обмене в системе в целом.
Чтобы закончить расчет, следует принять, что численное значение bH2O определяется изотопным равновесием воды с породами при температуре их гидротермального изменения. В этом случае имеем
где A = bfдорода — bH2Of- Отметим, что для данной совокупности исходных данных при условии, если w/r — постоянная величина, значение bfдорода определяется исключительно величиной А, которая зависит только от температуры. Справедливо и обратное положение, а именно: если температура постоянна, численное значение bfпорода контролируется только величиной отношения w/r.
Если с разумной степенью приближения предположить, что в этих системах при равновесии численное значение bfдорода равно численному значению S18O плагиоклаза (An30), тогда геотермометр полевой шпат — H2O можно использовать для вычисления А при любой заданной температуре (А = 2,68 (10в6/Т2) — 3,53).
Вышеприведенные расчеты позволяют определить численное значение отношения w/r, относящееся ко всему времени функционирования гидротермальной системы, в предположении, что все это время происходила непрерывная рециркуляция с переуравновешиванием H2O. Однако часть термальных вод может теряться системой, например, в результате ее просачивания к поверхности. В крайнем случае открытой системы, в которой вода проходит через систему только один раз, интегрированное значение отношения w/r определяется из уравнения
В каждом из этих двух случаев, обсуждавшихся выше, можно вычислить численное значение отношения w/r как функцию b18Ofпорода и температуры; результаты проведенных расчетов для этих двух случаев сравниваются на рис. 6.5 при следующих значениях параметров: t = 500 и 300°С, b18OH2Oi = -14. В случае реальной гидротермальной системы фактическая кривая, соответствующая t = 500°С, будет находиться между кривыми, показанными на графике рис. 6.5 для t = 500°С, причем, по-видимому, очень близко к правой кривой, поскольку системы с однократным прохождением воды весьма нереальны. Следует отметить, однако, что результаты обоих вариантов расчетов в очень сильной степени зависят от температуры, причем, чем ниже температура в каждом из этих случаев, тем выше требуемое значение отношения w/r. К тому же следует иметь в виду, что расчеты по этим моделям дают минимальные значения отношения w/r, поскольку значительные количества H2O могут мигрировать по трещинам, не вступая в изотопный обмен с породами (по мере того как вмещающие породы вблизи жил существенно -обедняются изотопом 18O).
Основные положения, иллюстрируемые такими расчетами на примере обсуждавшихся выше метеорно-гидротермальных систем, сводятся к тому, что в природе должны существовать широкие вариации отношения w/r, начиная от значений, близких к нулю, и до значений, превышающих 3—4; однако средние данные для какого-либо одного района редко превышают 1. Наконец, численные значения отношения w/r, в целом намного превышающие 1, к тому же не совместимы с ограниченными количествами тепловой энергии, необходимыми для функционирования конвективных систем. Простой расчет показывает, что даже в том случае, если пропилитизированные вмещающие породы просто нагреваются примерно от 50 до 250°С в среднем, то при удельной теплоемкости 0,3 кал/г всей толще пород зоны изменения необходимо сообщить дополнительно около 60 кал/г тепла. При численном значении отношения w/r = 1 на каждый грамм породы потребуется нагреть около 0,5 г H2O, что приведет к увеличению количества дополнительного тепла до 160 кал/г измененной породы. Максимальное количество тепла, выделяемое магматическим расплавом при его кристаллизации и охлаждении от 950 до 300°С, составляет всего 275 кал/г (включая скрытую теплоту кристаллизации, равную примерно 80 кал/г). Некоторое количество тепла, по-видимому около 30 кал/г, выделяется в экзотермических реакциях гидратации в процессе гидротермального изменения пород. Если принять во внимание все эти данные, то окажется, что цилиндрический магматический шток выделяет такое количество тепла, которое достаточно только для изменения пород в ореоле мощностью около 0,4—0,5 диаметра штока. Хотя это значение почти совпадает с установленной мощностью ореола изменения в породах Гебридских островов, во многих других случаях, особенно в породах западной части Каскадного хребта и западной части гор Сан-Хуан, обнаружены гораздо более мощные ореолы.
В таких случаях либо сами штоки увеличиваются в поперечном сечении с глубиной, либо ниже зон измененных пород находятся не выходящие на поверхность «слепые» интрузивные тела. Возможно еще одно объяснение: эти тела формировались не как однократные интрузии магмы, а в результате эпизодического поступления новых порций магмы из глубинного источника к поверхности по предполагаемым выводным каналам вулканических аппаратов. Поскольку эти районы представляют собой в основном глубоко эродированные вулканические центры, повторные интрузии и поступление новых порций магмы, что, как известно, обычно происходит в таких структурах, по-видимому, снимают проблему теплового баланса.