Вулканология и сейсмология, 2021, № 4, стр. 45-60

ВВЕДЕНИЕ

Под конкрециями (сoncretio – стяжение, сгущение) понимаются минеральные тела, образующиеся вследствие концентрации вещества вокруг обломков породы, органических остатков, других “затравок” и последовательного роста слоев (зон) от центра к периферии минерального агрегата. Конкреции резко отличаются от вмещающей среды составом и свойствами и поэтому легко выделяются при разрушении горных пород, часто образуя залежи полезных ископаемых россыпного типа [Геологический словарь …, 1973].

Конкреции имеют различные: 1) происхождение (диагенетическое, эпигенетическое, метаморфическое, метасоматическое, осадочно-гидротермальное, гидротермальное); 2) состав (карбонатный, кремневый, фосфоритовый, баритовый, сидеритовый, железо-марганцевый и др.); 3) структуру (простую, сложную, плотную однородную, слоистую); 4) форму (шаровидную, уплощенную, линзовидную, столбовидную, коническую и т. д.) [Атлас …, 1988, 1969; Батурин, 1996; Ветошкина, 2006; Горбунова, 1958; Данилов, 1971; Железо-марганцевые …, 1986; Салтыков, 2008; Скиба, 1963; Слетов, 1977; Dietzel, 2000; Froelich et al., 1982]. Все это свидетельствует о широком распространении конкреций, являющихся индикаторами условий образования, изменения и разрушения горных пород, осадков и даже почв.

В последние десятилетия особое внимание уделяется железо-марганцевым конкрециям осадочно-гидротермального происхождения, как правило, обогащенным многими металлами, в связи с возможностью их использования в качестве полиметаллического полезного ископаемого [Железо-марганцевые …, 1989; Колесник, Астахова, 2018; Колесник, Колесник, 2013; Краснов, 1995; Страхов, 1974]. Минеральные стяжения собственно гидротермального типа не имеют столь большого практического значения и, вероятно, поэтому менее изучены [Гранина и др., 2010; Manceau et al., 2007]. Однако они могут нести богатейшую информацию о составе и условиях разгрузки металлоносных растворов, стадийности минералообразования и эволюции геотермальной системы в целом [Рычагов и др., 2020б].

Настоящая статья посвящена характеристике карбонатных конкреций Южно-Камбального Центрального термального поля. Впервые они были описаны как “псевдошаровые агрегаты арагонита” [Карпов, 1970]. Другие публикации об этих минеральных образованиях отсутствуют, несмотря на продолжение разноплановых научных исследований на термальных полях Камбального вулканического хребта [Белоусов и др., 1976; Огородова, 1974; Структура …, 1993]. Наш интерес к ним обусловлен следующими причинами: 1) конкреции не являются мономинеральными и имеют сложный химический состав; 2) они образуются в основании толщи гидротермальных глин на наиболее горячем участке термального поля и могут служить индикатором локализованной разгрузки щелочного металлоносного раствора, по аналогии с Восточно-Паужетским термальным полем [Рычагов и др., 2017б]; 3) вследствие разнообразия структурных и текстурных особенностей конкреции привлекают внимание как коллекционный материал.

КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЮЖНО-КАМБАЛЬНОГО ЦЕНТРАЛЬНОГО ТЕРМАЛЬНОГО ПОЛЯ

Термальное поле расположено в южной части вулканического хребта Камбальный, который представляет собой резургентное тектоно-магматическое поднятие в структуре Паужетской вулкано-тектонической депрессии четвертичного возраста [Долгоживущий …, 1980; Структура …, 1993] (рис. 1). С юга хребет замыкает действующий вулкан Камбальный базальтового состава (расположенный за нижней границей, см. рис. 1), последнее извержение которого произошло в марте–апреле 2017 г. [Гирина и др., 2017; Рычагов и др., 2017а]. Вулканический хребет сложен отдельными стратовулканами, экструзиями и субвулканическими телами плиоцен-плейстоценового возраста от дациандезитового до базальтового состава [Белоусов, 1978]. Преобладают андезиты, как правило, в значительной степени гидротермально измененные [Фролова и др., 2020]. Изменениям не подвержены только базальты позднечетвертичного возраста.

Рис. 1.

Схематическая геологическая карта Паужетско-Камбально-Кошелевского геотермального (рудного) района Южной Камчатки. Составлена на основании обобщения материалов научных исследований и государственных геологических съемок масштаба 1 : 200 000. На врезке обозначено положение района исследования. 1 – лавопирокластические отложения фундамента (N_al, алнейская свита); 2 – вулканогенно-осадочные отложения (Q_I–II, паужетская свита); 3 – игнимбриты (Q_II); 4 – магматический комплекс Кошелевского вулканического массива: дациандезиты–андезибазальты западной части (αζ–αβQ_I), дациты–базальты центральной части (ζ–βQ_III), андезибазальты восточной части (α–βQ_IV); 5 – лаво-экструзивный комплекс пород (верхняя часть разреза) от дацитов до базальтов Камбального вулканического хребта (ζ–βQ_III); 6 – пемзовые отложения дацитов–риолитов (ζQ_IV); 7 – субвулканические и экструзивные тела среднего и основного состава (αN₂, βN₂); 8 – то же, контрастного состава, от базальтов до дацитов (βQ_III, ζ–βQ_III, ζQ_IV); 9 – поля вторичных кварцитов (а) и аргиллизитов (б) в районе палеогидротермальной системы “Третья Речка”; 10 – основные геотермальные аномалии и группы термальных полей (1 – Первые Горячие Ключи (Пионерлагерь), 2 – Вторые Горячие Ключи (Паужетская гидротермальная система), 3 – Северо-Камбальная, 4 – Центрально-Камбальная, 5 – Южно-Камбальная (выделена квадратом как объект исследования в данной работе), 6 – Верхне-Кошелевская, 7 – Нижне-Кошелевская).

Вулканический хребет Камбальный характеризуется активной геотермальной деятельностью [Нехорошев, 1959; Структура …, 1993; Сугробов, 1979]. Вдоль осевой части хребта на протяжении 18–20 км располагаются три группы термальных полей: Северо-, Центрально- и Южно-Камбальная [Белоусов и др., 1976]. Каждая группа, вероятно, представляет собой крупную современную гидротермальную систему. Предполагается, что “отдельные” гидротермальные системы хребта Камбальный могут иметь гидродинамическую связь и единое тепловое и водное питание [Рычагов и др., 2017а, 2020а].

Особый интерес представляет собой группа Южно-Камбальных термальных полей, расположенных наиболее близко, в 7–8 км, от действующего вулкана. В этой части хребта выделяется сложный вулкан Термальный [Нехорошев, 1959] или Северный Камбальный [Сывороткин, 1993] средне-позднеплейстоценового возраста дациандезитового–андезибазальтового состава. Строение вулкана хорошо описано в цитируемых выше работах А.С. Нехорошева, В.И. Белоусова и В.Л. Сывороткина. На приведенной нами схематической геологической карте этот вулкан расположен в поле нерасчлененных пород (от дацитов до базальтов) Камбального вулканического хребта (знак 5, см. рис. 1). Группа Южно-Камбальных термоаномалий включает 3 термальных поля: Дальнее, Центральное и Ближнее. Объектом наших исследований является Центральное.

Южно-Камбальное Центральное термальное поле (ЮКЦ) приурочено к кольцевой морфоструктуре диаметром ≥1 км (рис. 2), по-видимому, представляющей собой эродированный кратер одного из конусов вулкана Термальный (Северный Камбальный). По периферии морфоструктуры протягиваются останцы лав андезибазальтов слабо гидротермально измененных. Термальное поле размером ~600 × 600 м слагает центральную часть постройки. Вследствие активной эрозии, в т.ч. за счет влияния на рельеф геотермальных процессов, поверхность поля расчленена на радиально-концентрическую систему ложбин (долин ручьев) и возвышенностей (хребтиков). Наиболее активная геотермальная деятельность сосредоточена на площади примерно 150 × 250 м. Термопроявления представлены кипящими водными и грязеводными котлами, пульсирующими источниками, парогазовыми струями и парящими грунтами. Грунты сложены гидротермальными глинами. Температура источников и грунтов на дневной поверхности ≤98–100°С. В отличие от многих других термоаномалий Паужетско-Камбально-Кошелевского района ЮКЦ характеризуется проявлением контрастных физико-химических условий в зоне разгрузки парогидротерм: рН вод колеблется от 2.8–3.5 до 7.5–8.0 единиц, Eh – от +410 до –200. Минерализация достигает 4 г/л, что также не типично для поверхностных разгрузок термальных вод района (обычно общая соленость ниже 0.8–1.5 г/л). В крупных котлах, насыщенных углекислым и серосодержащими газами, и в пульсирующих источниках центральной части поля преобладают щелочные гидрокарбонатно-сульфатные аммониевые (кальций-аммониевые) воды. В то же время, источники с нейтральными и щелочными растворами перемежаются с кислыми.

Рис. 2.

Южно-Камбальное Центральное термальное поле. На заднем плане – вулкан Камбальный. Фото с севера на юг.

Породы, слагающие термальное поле, полностью аргиллизированы. Толща гидротермальных глин имеет мощность более 4 м и классическое зональное строение: выделяются зоны серно- и углекислотного выщелачивания [Рычагов и др., 2020а]. Верхний горизонт сернокислотного выщелачивания представлен каолинит-алунитовыми глинами с примесью опала, пирита, оксидов Fe и Ti, сульфатов Ca, Fe и др. металлов. Нижний горизонт углекислотного выщелачивания сложен, в основном, минералами группы смектита (монтмориллонитом) и включает сульфиды, сульфаты и карбонаты ряда металлов [Огородова, 1974]. Мощность горизонтов и слоев глин резко меняется на различных участках термального поля. В кровле зоны углекислотного выщелачивания вскрыт горизонт пластичных глин мощностью от 70 до 130 см, который может служить водоупором и тепловым экраном, по аналогии с Восточно-Паужетским термальным полем [Рычагов и др., 2017б]. На основании проходки трех двухметровых скважин в гидротермальных глинах ЮКЦ обнаружены: оксиды Si, Fe и Ti, сульфаты Ca, Ba, K и Al, карбонаты Ca, Fe и Mn, сульфиды Fe, Hg, As и Sb [Огородова, 1974]. Как показали наши исследования, минеральный состав отложений на термальном поле еще более разнообразный.

Обобщение геофизических, общих геологических, минералогических и гидрогеохимических данных позволяет предполагать, что на Южно-Камбальном Центральном термальном поле разгружается поток восходящих минерализованных, насыщенных углекислым и серосодержащими газами, термальных вод щелочного типа [Рычагов и др., 2020а, 2020б; Структура …, 1993; Феофилактов и др., 2020]. Но эти гидротермы образуют локальные выходы на фоне широкого распространения кислой среды. Известно, что парогазовые струи и конденсатные воды сольфатарных термальных полей характеризуются большим количеством растворенной углекислоты и сероводорода [Кононов, 1983; Пампура, 1985]. Кроме того, на поверхности и в верхних горизонтах толщи гидротермальных глин широко распространены микроорганизмы (водородные, тионовые, серные и железобактерии), активно окисляющие соединения серы и катализирующие образование сульфат-иона и серной кислоты [Заварзин, 1964; Заварзин, Карпов, 1982]. На основании этих исследований была отмечена роль сульфатных поровых растворов в формировании зоны сернокислотного выщелачивания в толще гидротермальных глин и трансформации монтмориллонита в смектит-каолинитовые аргиллизиты при просачивании растворов в нижнюю углекислотную зону [Ерощев-Шак, 1992]. Таким образом, разгрузка щелочных гидротерм на площади ЮКЦ является неординарным явлением и представляет интерес с различных позиций, в т.ч. минералообразования в контрастных физико-химических условиях.

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

Методика исследований конкреций включала следующее: 1) отбор образцов и распиловка их на пластины (всего отобрано более 30 образцов, изучено 15); 2) детальное описание строения с помощью общего минералогического анализа; 3) послойное изучение химического состава на рентгенофлуоресцентном спектрометре “S4 PIONEER”; 4) определение химического и минерального составов слоев на основании микрозондовых исследований с помощью сканирующего электронного микроскопа VEGA 3, оснащенного энергодисперсионным спектрометром (ЭДС) X-MAX 80; 5) определение химического и минерального составов слоев на основании микрозондовых исследований с помощью растрового электронного микроскопа LEO 1450VP, оснащенного энергодисперсионным спектрометром INCA 300. Исследования выполнены в ИВиС ДВО РАН и на Геологическом факультете МГУ им. М.В. Ломоносова.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Конкреции слагают валуны округлой или уплощенной формы, размером от 15–20 до >50–70 см, и вымываются ручьями из-под основания термального хребта (рис. 3). Преобладают агрегаты, близкие к шаровидной форме.

Рис. 3.

Местоположение и общий вид карбонатных конкреций ЮКЦ. а – общий вид основной зоны разгрузки парогидротерм и термальный хребет (А), к которому приурочено образование конкреций; б, в – агрегаты конкреций, вымывающиеся из аргиллизитов с обеих сторон хребта; г – конкреция, отмытая от гидротермальной глины, размер в поперечнике 30–40 см.

Термальный хребтик имеет форму клина размером от 5 до 20 м в поперечном сечении и 50 м по удлинению, сложен гидротермальными глинами и активно разрушается (разваливается на блоки, оползает) за счет воздействия кипящих котлов и парогазовых струй. Установить коренное залегание конкреций даже с помощью проходки скважины и шурфа не удалось вследствие сложного строения хребтика (в частности, наличия скрытых грязеводных котлов, крупных пустот и открытых трещин в толще глин), высоких температур и загазованности. Мы полагаем, что конкреции образуют определенный горизонт (крупную линзу или зону) в основании толщи глин на данном участке ЮКЦ. На других участках термального поля конкреции не обнаружены.

Конкреции характеризуются разнообразными текстурами и структурами (рис. 4). Преобладает концентрически-зональное строение (см. рис. 4а, б). В ядре конкреций расположены обломки андезитов, чаще всего полностью измененные в кварц-смектит-хлоритовый агрегат с включением большого количества кристаллов пирита и оксидов железа (см. рис. 4в). Центральная часть конкреций, как правило, характеризуется крустификационными, колломорфно-полосчатыми и глобулярными структурами, черно-серым цветом (см. рис. 4г, д). Размер слоев колеблется от десятков микрон до 3–5 см. Светлые полосы сложены, в основном, “чистым” карбонатом кальция, темные – карбонатами Ca и Mn с примесью других минералов (см. рис. 4е–з). Образуются также конкреции небольшого размера простого строения: слабо измененные обломки андезита обрастают двумя–тремя полосами карбоната (см. рис. 4и), по-видимому, такие конкреции можно отнести к наиболее молодым образованиям.

Рис. 4.

Основные типы текстур и структур карбонатных конкреций ЮКЦ. Пояснения даны в тексте.

Детальные исследования выполнены по двум крупным конкрециям. Первая конкреция ЮКЦ-Ж2/19 (рис. 5) представляла большой интерес в связи с тем, что ее слои легко отделялись друг от друга, что позволило изучить и внутреннее строение, и поверхности слоев. Основа каждого слоя представлена кальциевым карбонатом – арагонитом (рентгеноструктурные исследования нами не производились, но выполнены ранее [Карпов, 1970]). Помимо арагонита, все слои включают микрозоны и отдельные чешуи, корки, почковидные и шаровидные натеки сложного минерального состава. Выделяются гипс, барит, карбонаты марганца, пирит и марказит, кремнисто-железистые и железо-марганцевые агрегаты, гидроокислы железа, соединения азота (вероятнее всего – минералы, включающие аммоний), и др. (табл. 1). Элементный состав слоев конкреции также разнообразный (табл. 2). Повышенным содержанием большинства компонентов и низким значением кальция выделяется слой 1а. Для остальных слоев на фоне преобладания Ca характерны относительно высокие значение Si, Mn, Mg, P и S, что свидетельствует о наличии в карбонатной основе других минеральных компонентов, отмеченных в табл. 1. Высокие значения потерь при прокаливании свидетельствуют о наличии помимо серы других летучих соединений. На поверхности слоев распространены пленки фосфатов (преобладает F-фосфат кальция), углубления рельефа выполнены гипсом, кремнисто-железистыми и кремнисто-железо-марганцевыми агрегатами, смектитом в ассоциации с гипсом и карбонатом (рис. 6). Обращает на себя внимание постоянное присутствие фосфатов – в основном, в виде пленок-прожилков между зонами роста карбоната. Кристаллы арагонита имеют пористое строение и обнаруживают следы выщелачивания на сколах.

Рис. 5.

Конкреция ЮКЦ-Ж2/19. а – общий вид; б – образец, полученный за счет распиловки конкреции в поперечном сечении; в – образец для проведения исследований (вертикальный размер пластины = 12–13 см) и номера слоев (см. табл. 1).

Рис. 6.

Строение фрагментов слоев конкреций по данным исследований на СЭМ VEGA 3, оснащенного энергодисперсионным спектрометром X−MAX 80 (ИВиС ДВО РАН, оператор Е.И. Сандимирова). а – основная масса карбонатного слоя, состоящая из сноповидных, радиально-лучистых и спутанно-волокнистых агрегатов кристаллов арагонита; б – пористое внутреннее строение кристаллов арагонита в поперечном сечении; в – фосфатные пленки (светлое поле в центре снимка) на карбонатной основе; г – пленки-прожилки фосфатов, образующиеся между слоями карбоната (полированный шлиф); д – кремнисто-железистые образования комковатой формы, с фосфатами, среди кристаллов арагонита; е – сложное образование, состоящее из смеси карбонатов Mn и Ca (землистая масса), с примесью соединений азота, фтора, кремния и серы (ажурные структуры по периферии зерна); ж – карбонат Mn (родохрозит ?) с примесью N, F, P, S, Ca и др. элементов, выполняющий пространство между кристаллами арагонита; з – кремнисто-железо-марганцевое почковидное образование в основной массе арагонита; и – железо-марганцевое почковидное образование (глобуль) на карбонатно-кремнисто-железистой поверхности.

Детальные микрозондовые исследования позволили выявить значительную неоднородность строения и состава прослоев карбоната кальция (рис. 7). Прослои карбоната имеют сложный химический состав (присутствуют Si, Fe, Al, Mn, Mg, P и др.) вследствие образования линз, пленок и т.п. форм выделения других минералов (см. рис. 7а, б). Основная масса, представленная хорошо раскристаллизованным карбонатом Ca, включает микрочастицы смектитов, кремнисто-железистых и железо-марганцевых образований (см. рис. 7в). Фрагменты микрослоев сложены агрегатами округлых частиц карбонат-фосфат-кремнисто-алюмосиликатного состава (см. рис. 7г). Отдельные глобули такого же состава выполняют поры в карбонатной основе (см. рис. 7д). Гипс, по-видимому, часто образуется на завершающих стадиях формирования слоев (см. рис. 7е). Также к поздним стадиям приурочено отложение солей Cl, Na и K, покрывающих поверхность кристаллов карбоната в виде пленок-наростов и образующих нитевидные агрегаты между зернами (см. рис. 7з). Хорошо раскристаллизованный карбонат выполняет поры в основной криптокристаллической массе (см. рис. 7ж, и).

Рис. 7.

Микростроение прослоев карбонатной конкреции по данным исследований на РЭМ LEO 1450VP, оснащенного ЭДС INCA 300 (Геологический факультет МГУ, оператор М.С. Чернов). Пояснения даны в тексте.

Представляет большой интерес рельеф поверхности внешнего, девятого слоя (рис. 8): чешуи кремнисто-карбонатного состава образуют “скульптуру песчаных дюн” [Лебедев, 1965]. Л.М. Лебедев, выполнивший ряд фундаментальных исследований в области образования минералов из коллоидных соединений различного состава, определил, что “скульптуры песчаных дюн” характеризуют процесс растекания гелеобразного вещества по наклонной поверхности с обособлением отдельных структурных элементов в форме “оплывин”, чешуй. Каждый такой фрагмент поверхности имеет зональное микростроение, отражающее стадийность раскристаллизации геля. На основании изучения “скульптур песчаных дюн” карбонатных конкреций Г.А. Карпов предполагал возможность реконструкции направления течения и положения источника термальных вод в структуре Южно-Камбального Центрального термального поля [Карпов, 1970]. Несомненно, на данном участке термального поля происходит локализованная разгрузка восходящего потока гидротермальных растворов, что подтверждается и геоэлектрическими исследованиями на ЮКЦ [Феофилактов и др., 2020]. Но, к сожалению, реконструировать направление течения термальных вод можно только в случае обнаружения конкреций в коренном залегании, что для данного участка термального поля практически исключено.

Рис. 8.

Структура поверхности 9-го слоя конкреции ЮКЦ-Ж2/19: “скульптура песчаных дюн”, по [Лебедев, 1965].

С целью изучения строения, химического и минерального составов второй конкреции ЮКЦ-Ж6/19 выделено 7 слоев (рис. 9). Слои достаточно хорошо отличаются цветом (от светло-серого до черно-серого) и четкостью границ. Внутренняя зона представлена ядром карбонатного, кремнисто-карбонатного состава (№ 1, см. рис. 9) и фрагментами полностью аргиллизированной породы (№ 2). Между ними выделяются мелкие линзы кремнисто-карбонатного состава с крупными (до 2–3 мм) кристаллами пирита и, вероятно, других сульфидов (№ 1–2, см. рис. 9). Остальные слои образуют концентрически-зональную структуру конкреции. Согласно электронно-микроскопическим исследованиям, основу каждого слоя (№ 3–6) составляет карбонат кальция (вероятнее всего, арагонит). Но в тонких пленках-прожилках между микрослоями, в порах и в промежутках между игольчатыми кристаллами карбоната кальция образуются другие минералы: родохрозит, фосфат кальция, барит, пирит, сульфаты кальция. Темную окраску слоям придают микропримеси Mn, Fe, P и тонкорассеянный пирит. Интерес представляет изменение элементного состава слоев (табл. 3, рис. 10). Слои №№ 1 и  1–2 помимо Ca содержат Si, Fe, Mn, P и S в количестве до 1–10 вес. %. Слой № 2 выделяется преобладанием в его составе кремния над кальцием и высокими значениями железа. Этот “слой” представляет собой аргиллизированный андезит, полностью превращенный в агрегат следующего состава: смектит + хлорит + карбонат кальция + + опал (халцедон?) + пирит (с включениями сфалерита) + + фосфаты кальция. Последующие 4 слоя имеют ровный химический состав с преобладанием Ca. Относительно высокие концентрации серы объясняются присутствием в этих слоях пирита, развитого вдоль кристаллов арагонита и между его слоями. Пирит также ассоциирует с кремнисто-железо-марганцевыми выделениями. Вероятно присутствие фосфатов. Эти данные свидетельствуют об интенсивном высаживании многих компонентов на первых стадиях формирования конкреций и относительно стабильных условиях минералообразования на заключительных этапах.

Рис. 9.

Конкреция ЮКЦ-Ж6/19 в поперечном сечении. Номера слоев соответствуют таковым в табл. 3.

Рис. 10.

Распределение основных компонентов состава слоев конкреции ЮКЦ-Ж6/19 по данным рентгенофлуоресцентного анализа на “S4 PIONEER” в ИВиС ДВО РАН.

ГЕОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ОБРАЗОВАНИЯ КОНКРЕЦИЙ

Таким образом, формирование конкреций происходит вследствие внедрения насыщенных углекислотой и серосодержащими газами субщелочных минерализованных термальных вод гидрокарбонатного состава в открытые полости в основании толщи гидротермальных глин (рис. 11). Поступление растворов сопровождается их вскипанием (дегазацией) и, как следствие, осаждением карбонатного, силикатного и железистого гелей на обломках пород. Обломки пород чаще всего являются центрами роста конкреций. Вследствие раскристаллизации гелей образуются колломорфно-полосчатые, крустификационные, глобулярные и т.п. структуры кремнисто-карбонатного вещества. Резкое изменение температуры и пересыщение раствора относительно многих компонентов состава приводит к следующему: 1) росту радиально-лучистых агрегатов кристаллов арагонита; 2) выпадению соединений Fe, Mn, Ba, P, редких металлов и формированию микрослоев криптокристаллического арагонита с фосфатами Ca, Y, Ce и др. элементов, сульфатами Ca и Ba, сульфидами Fe, Cu и Zn, карбонатами Ca, Fe и Mn, Si–Fe–Mn образованиями. Вследствие ощелачивания растворов происходит последовательное формирование крупных слоев арагонита в обстановке относительно спокойного роста (в крупных полостях). На каждой стадии минералообразования, обусловленной изменением физико-химических параметров и динамики поступающих растворов, наблюдается высаживание Si, Fe, Mn, S, P и др. химических элементов с образованием карбонатов, сульфатов, сульфидов, фосфатов, кремнисто-железистых, железо-марганцевых, азотистых и др. соединений. Устойчивая повторяемость такого характера минералообразования во многих конкрециях говорит не о разовом заполнении открытых полостей раствором, а о пульсирующем многократном поступлении раствора с высокой минерализацией. При этом минерализация не снижается в течение всего времени формирования конкреций. Данное обстоятельство, в свою очередь, свидетельствует о наличии на некоторой глубине под Южно-Камбальным Центральным термальным полем источника ряда металлов (щелочных, цветных, редких), а также фосфора и азота. Азот и фосфор, вероятнее всего, имеют неорганическое происхождение, как отмечалось нами выше, и транспортируются к дневной поверхности в составе вулканических (геотермальных) газов или газо-водных флюидов.

Рис. 11.

Модель формирования карбонатных конкреций Южно-Камбального Центрального термального поля. I–III – стадии минералообразования. 1 – поступление растворов в открытые полости; 2 – вскипание перегретого раствора; 3 – первая стадия минералообразования (I): формирование колломорфно-полосчатых, почковидных, глобулярных и т.п. структур, а также рудных минералов; 4 – вторая стадия (II): образование крупных зон арагонитового состава и других минеральных фаз в промежутках между кристаллами карбоната и отдельными зонами роста; 5 – третья стадия (III): формирование мелких и тонких слоев арагонита, фосфатов, кремнисто-железистых, кремнисто-железо-марганцевых и др. минеральных образований.

В процессе формирования карбонатных конкреций на Южно-Камбальном Центральном термальном поле прослеживается аналогия с образованием минеральных рудных ассоциаций в виде жил и зон в основании толщи гидротермальных глин Восточно-Паужетского термального поля [Рычагов и др., 2017б]. В этой работе отмечена последовательная смена минеральных ассоциаций (сверху вниз по разрезу): фосфатно-алюмосиликатно-сульфидная – кремнисто-карбонатно-сульфидная – цеолит-карбонатно-сульфидная. Соответственно, менялись физико-химические условия их образования – от слабокислых к нейтральным и щелочным. Таким образом, мы предполагаем, что создание щелочных условий в зоне разгрузки парогидротерм Восточно-Паужетского и Южно-Камбального термальных полей обусловлено влиянием глубинного металлоносного флюида.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На Южно-Камбальном Центральном термальном поле в зоне разгрузки щелочных термальных вод образуются карбонатные конкреции. Они были установлены ранее и охарактеризованы как “псевдошаровые агрегаты арагонита” [Карпов, 1970]. Наши исследования показали, что эти агрегаты не являются мономинеральными, описано изменение состава и структуры конкреций, предложена геолого-геохимическая модель, объясняющая причины формирования сложного химического и минерального составов этих образований.

Конкреции приурочены к одному из наиболее активных геотермальных хребтиков в центральной части поля и, видимо, слагают горизонт (крупную линзу, зону или т.п. структуру) в основании толщи гидротермальных глин. Коренное залегание конкреций не установлено вследствие наличия в толще глин этого участка термального поля большого количества парогазовых струй и скрытых грязеводных котлов, образующих крупные полости и открытые трещины в основании толщи. Все это определило высокую загазованность, повышенные температуры и неустойчивость грунта в районе хребтика, что не позволило вскрыть основание толщи глин горными выработками.

Конкреции имеют сложный химический и минеральный составы и концентрически зональное строение. Помимо арагонита, слагающего основу каждой зоны, установлены оксиды Fe и Si, сульфаты Ca и Ba, сульфиды Fe и других металлов, карбонаты Fe и Mn, Si−Fe−Mn образования, а также соединения азота, фосфаты кальция и редких металлов. Все отмеченные минеральные образования слагают тонкие слои, микрозоны, отдельные чешуи, почковидные и шаровидные натеки на поверхности слоев арагонита.

Карбонатные конкреции характеризуются разнообразными текстурами и структурами: на фоне общего для всех шаровидных агрегатов концентрически зонального строения выделяются колломорфно-полосчатые, глобулярные, крустификационные, слоистые, массивные и радиально-лучистые структуры. Разнообразие, определенная последовательность и повторяемость структур свидетельствуют в пользу многостадийного пульсационного характера образования конкреций. Более детальное объяснение условий и механизма формирования конкреций предложено в предыдущем разделе статьи.

Таким образом, карбонатные конкреции Южно-Камбального Центрального термального поля образуются вследствие внедрения щелочных металлоносных растворов в открытые полости в основании толщи гидротермальных глин, последующего вскипания, охлаждения и пересыщения растворов относительно основных компонентов состава – гидрокарбоната, ортокремниевой (коллоидной и растворенной) кислоты, сульфата и аммония. Мы полагаем, что источник ряда металлов (щелочных, цветных, редких), а также фосфора и азота, может располагаться в недрах Южно-Камбального Центрального термального поля.