ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ СУБМАРИННЫХ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ

3.4. Описание модели

3.4.1. Геологическая модель

    Геологическая модель (логическая схема) геохимических процессов в гидротермальной системе срединно-океанического хребта, подробное обоснование которой изложено в разделе 3.2, сводится к следующему.

    По характеру происходящих геохимических процессов модель отчетливо разделяется на три части (см.рис.2.7): а) нисходящую ветвь конвекции, где происходит формирование гидротермального раствора в результате взаимодействия морской воды с горячими породами океанической коры; б) восходящую ветвь, отвечающую для древних месторождений подрудному каналу; в) зону гидротермально-осадочного рудоотложения, важнейшую часть которой составляет растущее на поверхности дна рудное тело.

    Нисходящая ветвь. Конвективные ячейки гидротермальных систем имеют характерные размеры по вертикали - 1,5-3 км (до кровли магматической камеры), по латерали - порядка 6 км. Взаимодействие морской воды с породами происходит при постепенно возрастающей температуре в ходе просачивания воды по трещинами. Высокотемпературная зона ("очаг" системы) непосредственно примыкает к магматической камере, и максимальная температура в ней составляет 370-395^oС. Максимальные давления в ячейке могут быть оценены по гидростатическим условиям: давление столба океанской воды плюс давление столба гидротермального раствора от поверхности дна до "очага". Для гидротермальных систем ВТП это составляет 350-400 бар, для САХ - 500-650 бар.

    Время нахождения гидротермального раствора в области наиболее интенсивного взаимодействия ("очаге") и восходящей ветви конвекции оценивается величиной порядка 10 лет [Kadko, Moore, 1988; Kim, McMurtry, 1991]. Время жизни индивидуального "курильщика" по данным для гидротермальных систем на 13 и 21^oс.ш. ВТП составляет n10 лет, длительность периодов активности систем оценивается в n100-n1000 лет [Lalou et al., 1993]. Для поля ТАG установлено неоднократное возобновление гидротермальной деятельности в течение 140 тыс. лет [Lalou et al., 1995].

    Химический состав модели в качественном плане - по набору элементов - определяется поставленными задачами. Излагаемые ниже результаты получены при моделировании в 15-элементной мультисистеме (H-O-R-Na-Ca-Mg-Fe-Al-Si-C-S-Cl-Cu-Zn-Pb), включающей все петрогенные и главные рудные элементы. Геохимически интересные Mn и Ba ввести в модель оказалось невозможным из-за отсутствия необходимой термодинамической информации (см. раздел 3.4.2).

    В настоящей работе модели для систем с участием пород осадочного чехла не рассматриваются, благодаря чему строение модели можно существенно упростить и принять, что кора сложена однородной толщей толеитовых базальтов. Использованный в модели состав базальтов (табл. 3.15) соответствует наиболее распространенной в океанической коре статистической группе [Ярошевский, Цехоня, 1986]. Исходная порода рассматривается в модели как однородно реагирующее вещество. Состав морской воды взят средний для Мирового океана. В модели учитывается, что валовый состав породы внутри системы в ходе процесса изменяется вследствие явлений метасоматоза.

    Важнейшим параметром равновесно-динамических моделей является соотношение скорости взаимодействия раствор-порода со скоростью переноса вещества. В разработанном методе МПСР для протяженных неизотермических систем с трещинной фильтрацией (раздел 2.2) критерием подобия для модели служит отношение эффективно реагирующих масс свежей породы и раствора, суммированное вдоль линии тока раствора - П/В. Оценки этого параметра для действующих систем, полученные двумя методами: по содержаниям легко подвижных элементов и изотопным отношениям Sr (см.табл. 3.9-3.10) согласуются и лежат в интервале 0,5-2.

    Продукты взаимодействия морской воды с базальтами -метасоматические минеральные ассоциации относятся к хлоритовой и пропилитовой фациям. Их состав, соответственно: а) хлорит, смешанно-слойный хлорит-смектиты, кварц, гематит и ангидрит и б) эпидот, хлорит, альбит, актинолит и в подчиненных количествах кварц и сульфиды. Для метасоматитов нисходящей ветви конвекции характерен магнезиальный и магнезиально-железистый состав хлоритов. Список минералов, которые необходимо было учесть в модели, определяется минералогией метасоматических пород и руд (см.табл.3.1) с учетом элементного состава модели и наличия термодинамических данных.

    Анализ проблемы участия магматогенных флюидов в гидротермах срединно-океанических хребтов, приведенный в разделе 3.2 показал, что роль магматогенных флюидов в таких системах не может быть значительной. Поэтому при построении термодинамической модели этот фактор нами не учитывался.

    Восходящая ветвь конвекции в гидротермальных системах океана характеризуется значительными скоростями движения растворов и относительно слабым взаимодействием с вмещающими породами. Характер процессов в восходящей ветви, по-видимому, может быть различен в разных системах. Можно выделить по крайней мере три крайних варианта:

1) подъем раствора с адиабатическим охлаждением;

2) подъем раствора с существенным кондуктивным охлаждением;

3) подповерхностное смешение с холодной морской водой.

    Высокие температуры растворов в "черных курильщиках" многих гидротермальных систем прямо указывают на реализацию в них первого варианта. В отношении рудогенерации на поверхности дна он безусловно наиболее эффективен. Подъем раствора в адиабатическом режиме (если только он не сопровождается кипением) приводит лишь к незначительному охлаждению - на 20-30^o [Bischoff, Pitzer, 1985]. Кондуктивное охлаждение и смешение ведут к потере раствором рудного вещества, и при этом формируется рассеянная и жильная сульфидная минерализация.

    В результате при моделировании системы в целом влиянием взаимодействия растворов со стенками восходящих каналов можно, по-видимому, пренебрегать. Интерес может представлять только задача моделирования метасоматической зональности в стенках канала.

    Зона рудоотложения представляет, безусловно, наибольший интерес для геологии. Эта часть гидротермальных систем океана в наилучшей степени охвачена наблюдениями. Зона рудоотложения включает собственно рудное тело и область смешения с холодной морской водой на его поверхности¹. Рудоотложение в современных гидротермальных системах океана происходит под воздействием двух факторов:

а) смешения с морской водой, что, с одной стороны, резко меняет температуру, и, соответственно, миграционную способность рудных элементов, и с другой - ведет к химическим реакциями между смешивающимися компонентами;

б) сильной теплопотери с поверхности рудного тела, что приводит к кондуктивному охлаждению рудной постройки и может вызывать метасоматические реакции внутри постройки между ранее отложившимся веществом и поступающими новыми порциями гидротермального раствора.

    Как уже рассматривалось выше, соотношение этих факторов меняется во времени вследствие роста постройки, вследствие чего формирующееся рудное тело имеет зональное строение и эволюционирует во времени. Рудная постройка сложена в основном ангидритом, аморфным кремнеземом и сульфидами (подробный список минералов приведен в табл.3.1).

    Температура процесса рудоотложения меняется от 350 до 0^oС, при этом основная масса вещества осаждается в интервале выше 200^oС. Давление соответствует гидростатическому при данной глубине океана - 250-350 бар. Дебиты индивидуальных "черных курильщиков" по имеющимся замерам составляют 0,nBn кг/с (см.табл.3.3). На крупных рудных постройках, где наблюдаются группы активных выходов и существенное рассеянное высачивание, суммарный дебит может быть на порядок больше. Пропорции смешения гидротермальных растворов с морской водой имеют широкий диапазон - от 0 до 100^o/o, при этом температура смеси также зависит от пропорции смешения. Смешение происходит очень быстро, в результате возможны образование метастабильных соединений (например, пирротин вместо пирита в "дыме") и неравновесные состояния некоторых химических реакций, в особенности окислительно-восстановительных [Janecky, Seyfried, 1984].

    Важный аспект геологической модели требует специального анализа. Это вопрос о кипении в очаге и восходящем канале гидротермальной системы, и влиянии кипения на рудообразование. Термодинамическое моделирование кипящих гидротермальных систем представляет собой специальную задачу, которая рассматривается в главе 6.

    Таким образом, в качестве исходной информации для термодинамического моделирования нами используются следующие характеристики геологической модели:

- распределение температур и давлений вдоль линии тока раствора;

- исходные составы морской воды и базальта;

- общий перечень возможных в системе минералов метасоматизированных пород и руд;

- суммарные отношения порода/вода - П/В.

Для верификации модели могут быть использованы:

- минеральные ассоциации метасоматизированных пород;

- составы гидротермальных растворов, продуцируемых гидротермальной системой, их зависимость от параметров системы;

- минеральные ассоциации образующихся руд.

Дополнительным критерием могут служить также изотопные составы рудных минералов и растворов, обсуждаемые в главе 5.