ВУЛКАНОЛОГИЯ И СЕЙСМОЛОГИЯ, 2012, № 1, с. 3-18
УДК 550.361.2
ГЕОТЕРМАЛЬНЫЕ ПОЛЯ ВУЛКАНА ХЕНГИДЛЬ (ИСЛАНДИЯ)
© 2012 г. О. К. Захарова, В. В. Спичак
Центр геоэлектромагнитных исследований ИФЗ РАН 142190 Троицк Московской обл.,
е-шаП: okzakharova@mail.ru Поступила в редакцию 17.02.2009 г.
В статье дан обзор геологических, геофизических и геохимических исследований трех геотермальных зон вулкана Хенгидль в Исландии: Несъяведлир, Хедлисхейди и Хверагерди. Рассматривается связь глобальной геотектоники с высокотемпературными геотермальными системами Исландии. Большая часть обзора посвящена исследованиям физических, геохимических и минералогических параметров в трех вышеназванных областях. Отдельно рассмотрены поверхностные явления, а также происхождение термальной воды. В обзор включены исследования основных водоносных комплексов: миоцен-нижнеплиоценовых платобазальтов, верхнеплиоцен-плейстоценовых лав и вул-канокластов с горизонтами тиллитов, водоносного комплекса голоценовых лавовых покровов мощностью до 1 км и водоносного комплекса верхнеплейстоцен-голоценовых аллювиальных эоловых отложений и образований донных морен. Рассматривается концептуальная модель геотермальных резервуаров, характерных для геотермальных полей вулкана Хенгидль.
ВВЕДЕНИЕ
Актуальной проблемой энергетики является поиск и эффективное использование возобновляемых источников энергии земных недр, а в геотермальных областях — обнаружение и исследование резервуаров на глубинах порядка нескольких километров. Благоприятные возможности для развития гидротермальной энергетики обеспечиваются сегодня прогрессом в развитии геофизических методов разведки геотермальных ресурсов [В^гпььоп, Негзк, 1981; В^гпььоп е! а1., 1986; Еу^етььоп, 1993; Негзк е! а1., 1984; Оькоо1 е! а1., 2005] и последующего дистанционного мони-
торинга макро-параметров (размера, флюидосо-держания, вариаций электропроводности, температуры) резервуаров [Спичак, 2008].
Исландия с ее огромными гидротермальными ресурсами является уникальной территорией, на которой природные источники тепла уже многие годы успешно используются в энергетике и в народном хозяйстве. Здесь известно около 600 гидротермальных проявлений: горячих источников, гейзеров, паровых струй и др. На рис. 1 [Агпогь-ьоп, 2008] представлен разрез, характеризующий основные черты, присущие высокотемпературным полям Исландии. Их возникновение обу-
Главный восходящий поток геотермальных вод
Рис. 1. Схема верхней части высокотемпературной геотермальной системы, демонстрирующая процесс формирования горячих источников и фумарол, а также различных типов вторичных геотермальных флюидов [Агпогььоп е! а1., 2008].
-24°
1-. -
-22°
20°
65°
64°
Вулканические системы
Эпицентры землетрясений с магнитудой больше 1
Рис. 2. Эпицентры землетрясений 1994—2007 гг. и вулканические системы Исландии. RPR — рифт полуострова Рейкьянес, WVZ — Западная Вулканическая Зона, SISZ — Южно-исландская сейсмическая зона, SIVZ — Южно-исландская вулканическая зона, H — центр массива Хенгидль, L — центр ледника Ланге-кудль [Einarsson, 2008].
словлено благоприятными гидрогеологическими условиями в сочетании с мощной вулканической деятельностью, высокой температурой недр и положением на оси Срединно-Атланти-ческого хребта (САХ).
Многие из гидрогеологических и температурных особенностей, характерных для Исландских геотермальных полей, можно найти и на Камчатке, где сегодня уже эксплуатируются Паужетская и первая очередь Мутновской геотермальной станции с установленной суммарной мощностью 73 МВт. К сожалению, большая часть имеющихся геотермальных ресурсов не используются. Авторы настоящего обзора надеются, что опыт комплексных исследований геотермальных полей вулкана Хенгидль в Исландии будет полезен для российских исследователей при дальнейшем изучении и использовании геотермального потенциала.
ГЕОТЕКТОНИКА И ВЫСОКОТЕМПЕРАТУРНЫЕ ГЕОТЕРМАЛЬНЫЕ СИСТЕМЫ
Исландия находится на севере Атлантической подвижной гидрогеологической области (ПГО). Это молодое сводовое поднятие с размерами 400 х х 500 км расположено на пересечении Срединно-Атлантической ПГО и Фаррерско-Исландского порога [Агпш^оп, 2008]. Поднятие представляет
собой плато высотою 400—800 м над уровнем моря, девяносто процентов которого составляют базальты палеогенового и неогенового возраста мощностью порядка 10 км. На плато возвышаются вулканы и островерхие хребты, сложенные вулканитами. Главный водораздел пересекает Исландию в широтном направлении. Он покрыт ледниками и имеет отметки до 1700 м, а высочайшая вершина Исландии — гора Хваннадальсхну-кур — 2119 м.
Геологическое строение Исландии достаточно однообразно. Это вулканическая область, большинство гидротермальных систем и фумароль-ных полей которой сосредоточены в срединной системе вулканогенных бассейнов (ВБ), вытянутых с северо-востока на юго-запад. Они относятся к молодому плейстоцен-голоценовому вулканическому комплексу. При этом в центре острова система ВБ подразделяется на основную ветвь юго-западного направления и дополнительную, отходящую вначале на запад, а затем на юго-запад и выходящую на п-ов Рейкьянес [Высокотемпературные ..., 1991].
Глобальные тектонические черты Исландии определяются как результат взаимодействия Исландского мантийного плюма и аккреционных коровых отложений Европейской и Американской литосферных плит, раздвигающихся со скоростью 2 см в год [Arnorsson, 1995]. Сейсмологические данные говорят о том, что низкая скорость сейсмических волн под центральной Исландией, по всей вероятности, указывает на мантийный плюм, который простирается, по крайней мере, до глубины 375 км, а его боковые границы, согласно Кройцман и Юнге [Kroitzmann and Junge 1999] находятся за пределами острова. Относительные движения мантийного плюма и границы литосферных плит формируют сложную тектонику и вулканические структуры Исландии в соответствии с направлением простирания Средин-но-Атлантического хребта (САХ) на севере и юге страны, а также обуславливают перемещения вулканических поясов. Исландский мантийный плюм мигрирует в направлении на восток относительно границы литосферных плит и около 55 млн лет назад он располагался под восточной Гренландией [Arnorsson, 1995].
На сегодняшний день в Исландии выделяют два вулканических пояса смещенных к востоку от гребня САХ и движущихся в направлении "юго-запад"—"северо-восток" поперек страны и два дополнительных пояса. Западный пояс — рифт полуострова Рейкьянес (RPR на рис. 2) [Einarsson, 2008], который продолжает хребет Рейкья-нес, простирается вдоль полуострова Рейкьянес и затем - на северо-восток к Лангйокудль, где и заканчивается. Район вулкана Хенгидль (H) находится на пересечении трех вулканических зон —
Западной вулканической зоны (WVZ), RPR и Южно -исландской вулканической зоны (SIVZ). Есть предположение, что развитие вулканических поясов, приводящее к "скручиванию" расположенных между ними коровых структур, отвечает за формирование недавно открытых зон тре-щиноватости в пределах Южно-исландской сейсмичной зоны (SISZ), но не за формирование пересекающего эту зону разлома широтного простирания, как это предполагалось ранее [Einars-son,2008].
В период от 13 до 8 млн лет назад активные вулканические пояса в Исландии развивались в широтном направлении в западной Исландии и затем изогнулись к северу в северной Исландии. Шесть-восемь миллионов лет назад этот восточный пояс начал продвигаться на юго-запад и это движение продолжается по настоящее время. Одновременно происходит выклинивание зоны разрежения в пределах северного края западной части пояса [Arnorsson, 1995].
Геофизические исследования показали, что на глубинах нескольких сотен километров мантия под Исландией является частично расплавленной [Arnorsson, 1995]. Плавятся только несколько процентов вещества, составляющего мантию. На глубинах около 8—10 км под главными вулканическими поясами и на глубине около 20—30 км по бокам от них находится тонкий слой мощностью 5—14 км, где частичное плавление оценивается в 10—20% от объема мантийных пород. Это допускает предположение, что сама магма как результат частичного плавления пластичной медленно поднимающейся мантии, является менее плотной, чем вмещающая мантия (а вследствие этого гравитационно нестабильной), и имеет тенденцию к концентрации у границы плит в виде куполообразных резервуаров (а часто и в виде пальцеобразных закрытых полостей). Гравитационная неустойчивость такого типа (когда менее плотная жидкость находится ниже более плотной, а пластичная мантия может рассматриваться как жидкость) именуется неустойчивостью Рэлея-Тейло-ра. Этот механизм использован для объяснения формирования магматических тел в мантии и распределения вулканов на границах плит [Arnorsson, 1995]. Когда этот процесс происходит под Исландией, то действуют вулканы активного пояса, а связанные с этим рои (области сгущения) трещин являются результатом проникновения упомянутых выше полостей-"пальцев", наполненных восходящей магмой. Гудмундссон [Gud-mundsson, 1986a, b, 1987] предположил, что под Исландией поднимающаяся в мантии магма течет по направлению к областям пониженного давления под земной корой, где она накапливается и формирует частично расплавленные магматические резервуары (очаги), которые перемещаются выше в системе центрального вулкана. как следу-
ет из предположений Гудмундссона, Причина формирования роев-скоплений множественной трещиноватости, та же, что и причина формирования магматических очагов: кора растрескивается там, где она наиболее тонкая [Агпогььоп, 1995].
Наличие неглубоких интрузий характерно для наиболее значительных четвертичных и дочет-вертичных подвергнутых эрозии вулканов Исландии. По-видимому, то же самое характерно и для ныне действующих вулканов. Эти выводы основаны на том, что магматические очаги были идентифицированы сейсмическими методами на относительно небольших глубинах под несколькими активными центральными вулканами, которые являются источниками высокотемпературных геотермальных систем. Гудмундссон предположил, что магматические очаги верхнего уровня имеют тенден
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.