ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ СУБМАРИННЫХ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ

6.2. Кипение в гидротермальных системах океана

рис.6.1

    Возможность подповерхностного кипения в гидротермах океана впервые была проанализирована в работе Дж. Дилени и Б.Косенс [Delaney, Cosens, 1982], которые на основе диаграммы состояния морской воды (рис.6.1) дали прогноз возникновения зон кипения в гидротермальных системах подводных гор и вулканов - на небольших глубинах (< 1,6 км). Первые натурные признаки существования зон кипения - колебания общей солености гидротермальных растворов были зафиксированы в гидротермальной системе 13^oс.ш. ВТП французскими исследователями [Michard et al., 1984] (см.табл. 3.4, анализы N 13, 14-16)1. Однако глубина океана здесь более 2,5 км, а согласно диаграмме состояния системы H₂O-NaCl для кипения раствора с соленостью 3,5^o/o масс. на такой глубине необходима температура выше 390^oС. Наблюдавшиеся же значения не превышали 350^oС. Это препятствовало интерпретации колебаний солености, как результата фазовой сепарации. В последовавшей дискуссии обсуждались различные альтернативные объяснения этим колебаниям (см., например, [Seyfried et al., 1986]). Проведенные несколько позже исследования гидротермальных систем хр. Хуан-де-Фука [Von Damm, Bischoff, 1987], и в особенности - системы Осевой горы [Massoth et al., 1989; Butterfield et al., 1990] рассеяли сомнения в этом вопросе. Были обнаружены разнообразные косвенные признаки подповерхностного кипения, в том числе - гидротермальные выходы с опресненными относительно морской воды растворами, обогащенными летучими компонентами (CO₂, H₂S и др.) - результат конденсации паровой фазы [Butterfield et al., 1990; Von Damm et al., 1997]. Заметим, однако, что излияния гетерогенных паро-водяных струй в "курильщиках" визуально еще ни разу не фиксировались.

    В табл.6.1 приведены данные по составу группы близко расположенных источников гидротермального поля ASHES [Butterfield et al., 1990]. Содержания Cl^- в источнике Хелл почти точно соответствуют морской воде, и, вероятно, фазовая сепарация в нем не проявлена. Источник Инферно обогащен хлоридами на 14^o/o относительно морской воды, что указывает на частичное откипание раствора. Этот источник заметно обогащен также Fe и Cu. Источники Крэк и Вёджин Маунд, напротив, обеднены хлоридами, содержание Cl^- в них составляет всего 47 и 32 ^o/o от нормального для морской воды. Это опреснение указывает на присутствие в растворах источников конденсата водяного пара. С падением солености ассоциирует возрастание содержаний летучих компонентов - CO₂, H₂S и He, при этом отношение газов He/СO₂ остается почти постоянным, указывая на их одновременное отделение в паровую фазу. Точно так же и отношение Br/Cl не меняется (в морской воде оно составляет 1,553), указывая на консервативное поведение этих галогенов при фазовой сепарации. Опресненные источники резко обеднены халькофильными элементами, особенно Zn, по-видимому, вследствие возрастания количества сероводорода. На фоне этой изменчивости обращает на себя внимание отсутствие различий между источниками по содержаниям B и SiO₂. Бор в гидротермальных условиях обладает довольно большой летучестью [Эллис, 1982], и относительное обогащение им (по сравнению с консервативным Cl) источника Вёджин Маунд геохимически понятно. Близкие содержания бора в водяном паре получены и в экспериментах [Berndt et al., 1990]. Относительно высокие содержания кремнезема в опресненном источнике указывают на то, что сконденсированные водяные пары, по-видимому, успевают прореагировать со стенками трещин и извлечь из них SiO₂. С учетом этого близость значений рН в осолоненных и опресненных источниках можно интерпретировать по-разному: либо фазовая сепарация при Т-Р-условиях гидротермальной системы ASHES не влияет существенно на кислотность растворов (в экспериментах [Bisсhoff et al., 1996] за счет гидролитических реакций паровая фаза подкисляется), либо реакции со стенками трещин успевают подавить избыточную кислотность конденсатов.

    В работе [Von Damm, Bischoff, 1987] для интерпретации наблюдаемых вариаций химического состава гидротерм южного сегмента хр. Хуан-де-Фука была предложена трехкомпонентная схема смешения, в которой в качестве компонентов участвовали: 1) "откипевший" гидротермальный раствор - рассол с концентрацией солей около 3 моль/кг, обедненный летучими компонентами; 2) конденсат паровой фазы с низкой минерализацией, обогащенный летучими; 3) морская вода, попадающая в пробы при их отборе и вследствие подповерхностного смешения. Концентрация рассола была оценена этими авторами по дефициту содержаний растворенных газов в исследованных гидротермах. Для других гидротермальных систем эта величина, по всей видимости, может быть иной, однако принципиальная схема смешения имеет, вероятно, общее применение [Edmonds, Edmond, 1995].

рис.6.2

    Фазовая сепарация в недрах гидротермальных систем отражается на судьбе рудных элементов. Из данных табл.6.1 видно, что откипевшие растворы обогащены рудными металлами, тогда как конденсат пара ими резко обеднен, зато обогащен сероводородом. Таким образом, здесь для халькофильных элементов проявляется "механизм потери осадителя". Это хорошо согласуется с экспериментальными данными Дж.Бишоффа и Р.Розенбауэра [Bischoff, Rosenbauer, 1987] по моделированию кипения морской воды в контакте с породой при Т-Р-условиях, близких к гидротермальным системам океана. В табл.6.2 приведены результаты одного из опытов. Хорошо видно, что при возрастании содержаний Cl^- за счет выкипания воды примерно в 3 раза концентрация Fe возрастает всего вдвое, Mn - втрое, тогда как Zn и Cu - примерно на 2 порядка. Это свидетельствует об интенсивной мобилизации халькофильных рудных элементов из породы, вызванной перераспределением H₂S в паровую фазу.

    Если принять в качестве меры фазовой сепарации концентрацию Cl^-, то для всей совокупности имеющихся данных по составу гидротерм океана (см.табл.3.4) наблюдается отчетливая положительная корреляция с этим параметром по содержаниям рудных элементов и обратная - для H₂S (рис.6.2,а,б)². Наблюдающаяся при этом экспоненциальная зависимость указывает на то, что здесь происходит не только концентрирование металлов за счет испарения, но и дополнительное поступление их в раствор.

    Таким образом, натурные наблюдения по всем гидротермальным системам океана в целом указывают на ведущую роль механизма "потери осадителя" при подповерхностном кипении в океанских гидротермальных системах. Подповерхностное кипение выступает в них как фактор повышения металлоносности гидротермальных растворов.

    Имеющиеся к настоящему времени данные позволяют сделать вывод о существовании зон гетерогенизации (кипения) в недрах многих гидротермальных систем океана (системы на 9, 11 и 13^oс.ш. ВТП, южного сегмента, сегмента Эндевор и Осевой горы на хр.Хуан-де-Фука, а также - бассейнов Лау и Сев. Фиджи - табл. 3.4). Это ставит задачу оценки влияния фактора кипения на геохимию и металлоносность гидротермальных систем океана.

    При решении этой задачи методами термодинамического моделирования возникает ряд специфических проблем, не свойственных классическим задачам расчета взаимодействия вода-порода, рассматривавшихся в предыдущих главах данной работы. К их числу относятся:

- метод расчета термодинамических равновесий в гетерофазных системах "газ + водный раствор + твердые фазы" (учет неидеального поведения газовой фазы, термодинамических свойств компонентов растворов для Т-Р-условий существования двухфазных флюидов сложного состава, программное обеспечение моделирования систем с несколькими неидеальными растворами,);

- методики построения геологических и физико-химических моделей кипящих систем.

Первый вопрос рассматриваются в разделе 6.3, второй - в разделе 6.4.