ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ СУБМАРИННЫХ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ

4.4. Верификация результатов моделирования

    При анализе результатов, полученных с применением сложной модели, первым должен быть рассмотрен вопрос о правильности модели, то есть о соответствии ее природному объекту. В качестве параметров сравнения для верификации модели океанской гидротермальной системы мы использовали вторичные минеральные ассоциации, развивающиеся по базальтам в нисходящей и восходящей ветвях конвекции, минеральный и химический состав рудных осадков, и химические составы растворов, продуцируемых гидротермальной системой¹. 

    1. В модели, описанной в предшествующих разделах, воспроизводится деление метасоматитов на две большие группы - хлоритовые и эпидотовые. Такое деление в природе для океанских метабазитов впервые было установлено в работе [Humphris, Thompson, 1978] и неоднократно подтверждалось в последующих исследованиях [Mottl, 1983; Курносов, 1986]. Полученные в модели наборы минералов в этих двух ассоциациях (кварц + хлорит + гематит + тальк, и альбит + эпидот + актинолит + хлорит + сульфиды, соответственно) типичны для зеленосланцевой и пропилитовой фаций метасоматоза. Аналогичная последовательность минеральных ассоциаций типична для метасоматических ореолов вокруг колчеданных месторождений уральского типа [Сурин, 1993]. В модели получен ограниченный интервал условий устойчивости карбонатов (150^oС, доломит при низких П/В и кальцит при самых высоких П/В). Малое содержание карбонатов во вторичных ассоциациях в океанской коре отличает их от метасоматитов в офиолитовых комплексах, где карбонаты имеют большее распространение [Колман, 1979]. Присутствие ангидрита в I минеральной ассоциации с максимумом содержания в диапазоне 200-250^oС соответствует данным по разрезам молодой океанической коры (данные по скв. 504B проекта ODP - [Alt et al., 1983, 1989]).

    Составы породообразующих минералов метасоматитов в тех случаях, когда они задавались в модели серией фаз промежуточного состава (эпидот, хлорит, актинолит) в целом соответствуют данным по природным объектам. Так, согласно [Gillis, Robinson, 1990] для офиолитов Троодоса характерны эпидоты с 20-25^o/o пистацитового минала. Именно такие промежуточные фазы ("эпидот-60" с 20^o/o и "эпидот-75" с 25^o/o пистацитового минала соответственно) получены во II ассоциации в нисходящей ветви (см.рис.4.1б). Воспроизводятся такие характерные детали, как увеличение железистости хлоритов по мере интенсификации метасоматического процесса [Mottl, 1983; Сурин, 1993] и более железистый состав хлорита в сравнении с актинолитом, типичный для метабазитов [Плюснина, 1983].

    Вместе с тем, не все расчетные результаты могут быть уверенно отождествлены с природными данными. В минеральных ассоциациях нисходящей ветви систематически появляются в качестве второстепенных компонентов высокоглиноземистые минералы - каолинит, пирофиллит в I ассоциации, вайракит, серицит - в переходных ассоциациях. Эти минералы установлены в кернах глубоководного бурения [Курносов, 1986], и получение их в расчетах не противоречит природе. Однако, может быть, появление их в расчетах связано с несовершенством модели - отсутствием в составе хлорита и тремолита глиноземистых миналов. Возможно, если бы в мультисистему были включены смешаннослойные смектит-хлориты, а в актинолите присутствовало нескольких процентов глинозема, указанные фазы в расчетных результатах не появились. "Разрешающая способность" термодинамической модели в отношении этих деталей уже недостаточна.

    2. Минералы, полученные в расчете рудоотложения (раздел 4.3.1) соответствуют наблюдаемым в рудных телах (см.табл.3.1). Минеральный состав твердых фаз, полученный в "закалочной" модели быстрого смешения (см.рис.4.10) аналогичен наблюдаемому во взвеси "дыма" курильщиков [Feely et al., 1990]. В модели воспроизводится даже характерное присутствие пирротина в "дыме", отсутствующего в рудных постройках на базальтах. Модель неравновесного смешения, в которой в осадке преобладает ангидрит (см.рис.4.14), хорошо согласуется с данными натурных экспериментов, приведенных в работе [Tivey et al., 1990].

    Модель, полученная в сценарии разрастающейся постройки (раздел 4.3.2) воспроизводит реконструкцию развития океанских рудных построек (см.рис.3.4) как в отношении зональности рудных построек, так и стадийности их развития во времени. В этой модели получено характерное для океанских гидротермальных руд обогащение цинком на начальном этапе развития рудных построек и переотложение Zn и Pb в периферическую часть рудной постройки при длительном развитии процесса. Образование центральной части постройки, сложенной массивными пиритовыми рудами, и относительно обогащенной медью, согласуется с выводами С.Г.Краснова [Краснов, 1993], сделанными на основе обобщения данных по минеральному и химическому составу океанских сульфидных руд.

    3. Наиболее чувствительным и сложным индикатором правильности модели является состав гидротермального раствора. Данные, приведенные в разделе 4.1.1, показывают, что модель правильно воспроизводит все основные тенденции изменения состава природных гидротермальных растворов относительно исходной морской воды: обогащение K, Ca, Si, S^II, Fe, халькофильными элементами, растворенным водородом и метаном, обеднение Mg и  и подкисление гидротермальных растворов (при пересчете на 25^oС). Из сравнения данных, приведенных в табл.4.1, с описанием состава гидротермальных растворов океана (см.табл.3.4) видно, что модельные растворы не только качественно, но и количественно соответствуют природным по уровням содержаний компонентов.

    При детальном сопоставлении (табл.4.3) можно видеть, что растворы 21^oс.ш. ВТП (и близкие к ним) по химическому составу соответствуют модельным, рассчитанным в вариантах с малым числом волн, то есть с избытком неизмененных базальтов. При этом интересно отметить, что по ряду компонентов (K, Ca, Zn, S) большее сходство наблюдается не с 1-й "волной", а со 2-й (см.табл.4.3). Растворы "курильщиков" поля ТАГ по соотношению Zn и Cu близки к рассчитанным в модели долгоживущей системы (см.табл.4.3 - расчет для 53-й "волны"). Таким образом, результаты моделирования по комплексу признаков удовлетворительно соответствуют природным наблюдениям2.

    4. Зафиксированная в модели инверсия соотношения Zn и Cu в рудообразующих растворах имеет существенное значение для интерпретации данных по геохимии и металлогении руд океана. Поэтому важно оценить, насколько общий характер имеет этот результат. Как следует из модели, инверсия вызвана двумя явлениями: (1) более быстрым выносом Zn из молодой гидротермальной системы, чем Cu; (2) возрастанием концентрации Cu в растворе по мере эволюции системы. Первое явление определяется соотношением растворимости сульфидов Zn и Cu. Эксперименты [Seyfried, Janecky, 1985], проведенные для условий, близких по температуре и составу растворов, действительно дают более высокие концентрации Zn, чем Cu (см.табл.3.8). Часть Zn в природных метасоматитах может присутствовать не в сульфидной форме, как принято в нашей модели, а изоморфно фиксироваться в алюмосиликатах. Тем не менее, эффективность выноса, рассчитанная для современной гидротермальной системы на 21^oс.ш. ВТП [Von Damm et al., 1985] для Zn в 3-4 раза больше, чем для Cu.

    Возрастание концентрации Cu по мере эволюции системы согласно расчетам модели определяется в первую очередь быстрым выносом S^II из базальтов, вследствие чего растворимость сульфидов Cu возрастает. Главная минеральная форма серы в базальтах - пирротин действительно характеризуется существенно большей растворимостью в условиях гидротермальной системы, чем халькопирит (см.рис.4.2а). Быстрое исчезновение магматогенных сульфидов при изменении базальтов неоднократно описано в литературе [Gitlin, 1985]. Эффективность выноса S^II из гидротерм 21^oс.ш. ВТП в 30-60 раз больше, чем Cu [Von Damm et al., 1985]. С другой стороны, данные по составу эпидозитов из офиолитов Троодос указывают, что из глубоко измененных пород вынос Cu может достигать 90^o/o [Richardson et al., 1987]. Кажущееся противоречие между этими данными по современным и древним системам легко объясняется полученными модельными результатами - вынос Cu интенсифицируется в долгоживущих системах.

    Из перечисленного следует, что инверсия соотношения Zn > Cu на Cu > Zn не является случайным или частным эффектом данной модели, а зависит от физико-химических свойств соединений этих элементов. Следовательно, она должна закономерно проявляться для эволюционирующих во времени гидротермальных систем, питающихся морской водой. Сравнение с данными по исследованным объектам в океане показывают, что большинство из них характеризуется соотношением в растворе Zn < Cu (см.табл.3.4). Однако при недавних исследованиях долгоживущей гидротермальной системы ТАГ [Edmond et al., 1995] установлено, что здесь в рудоотлагающем растворе Cu больше, чем Zn (см.табл.3.4, анализ N30, табл.4.3) и больше, чем в других исследованных системах.