УДК 552.4:550.8.013(260)

Илл. 3. Библ. 7.

А. А. Новоселов, М. В. Мироненко, С. А. Силантьев
Институт геохимии и аналитической химии им. В. И. Вернадского,
г. Москва
 elevfaniy@rambler.ru

Динамика вторичного минералообразования по результатам
моделирования нисходящей ветви гидротермальной ячейки
в коре Хессовского типа СОХ

Введение. Термодинамическое моделирование традиционно используется для изучения гидротермального процесса в рифтовых зонах СОХ [Силантьев и др., 1992; Гричук, 2000 и др.]. В настоящей работе рассмотрены некоторые результаты, полученные с помощью нового подхода – термодинамического моделирования с привлечением кинетических параметров растворения минералов.
В качестве объекта моделирования был использован упрощенный вариант разреза коры Хессовского типа, целиком сложенный мантийными перидотитами, представленными шпинелевыми гарцбургитами. Такой разрез по строению близок к реально наблюдаемым разрезам в медленных и ультрамедленных спрединговых хребтах (например, САХ, хр. Гаккеля). Для расчетов были приняты реальные химические составы породообразующих оливина, орто- и клинопироксенов, шпинели из типичного шпинелевого гарцбургита САХ.
Аппарат моделирования. Для расчета необратимых химических взаимодействий породообразующих минералов с морской водой использовалась модель, которая на каждом шаге по времени сочетает описание кинетики растворения минералов [Zolotov, Mironenko, 2007] с расчетом равновесного состава системы. Расчеты проводились на базе усовершенствованного комплекса GEOCHEQ (база термодинамических констант на основе SUPCRT92) [Mironenko et al., 2000].
Геометрический образ модели. Кинетико-термодинамическое моделирование позволяет учитывать продолжительность взаимодействия породы и водного флюида. Для оценки этого параметра была разработана модель просачивания флюида сквозь океаническую кору. Предполагается, что геометрический образ гидротермальной системы соответствует перевернутому конусу с вершиной на глубине корового разреза в 11.25 км и основанием (площадь дна океана) – 100 км2. Эффективная пористость породы принята равной 10 %. Среднегодовой расход раствора в гидротермальной конвективной ячейке на выходе равен 4.73 × 106 т/год (рассчитан по данным, приведенным в [Гричук, 2000]). Согласно приведенным выше параметрам общая продолжительность просачивания составляет 8000 лет. Давление на поверхности дна равно гидростатическому давлению толщи океана (принято 400 бар) и возрастает по мере увеличения литостатической нагрузки пород с глубиной до 4 кбар, температура на поверхности дна океана составляет 4 °С, а ее рост с глубиной разреза соответствует ходу геотермы в осевой зоне САХ и достигает 500 °С [Sleep, 1978]. Интегральный объем вовлеченного в гидротермальный процесс корового разреза был разделен на 22 отдельных блока, каждому из которых соответствовали определенные давление, температура и продолжительность взаимодействия. Предполагалось, что в i-ый блок поступает порция раствора, задерживается там на время Δti, за которое происходят химические взаимодействия, а затем измененный раствор переходит в нижележащий блок породы с другими Т и Р, причем в данный блок, претерпевший минеральные преобразования, поступает новая порция раствора. Всего моделировалось прохождение десяти волн флюида. Изначальное соотношение масс раствора и породы (W/R) было принято равным 1 (без учета потери воды на гидратацию).
Анализ результатов. Полученные расчетные данные позволили [Силантьев и др., в печати] выделить следующие характерные минеральные фации гидротермально-измененных перидотитов медленно-спрединговых СОХ для широкого диапазона температур и давлений, соответствующих различным уровням глубинности (рис. 1). Согласно предложенной ранее схеме эволюции флюидного режима [Силантьев и др., 2005], полученные в рамках настоящей  модели  минеральные ассоциации соответствуют   следующим   типам   флюидного  режима,  характерным  для  коры  медленно спрединговых хребтов: I – зона резко-окислительного (флюидо-доминирующего) режима, II – зона умеренно-окислительного режима и III–V – зона восстановительного (породо-доминирующего) режима. Отмечено также, что происходит смена фаций в ходе просачивания через те же блоки последующих волн флюида. Так нижняя
граница зоны с умеренно-окислительным режимом опускается с 2000 м (85 °С)
до 5000 м (217 °С) от поверхности океанического дна.
Скорость растворения первичных минералов монотонно возрастает на протяжении всего разреза (рис. 2), так скорость растворения оливина возрастает на 10 порядков. Однако время пребывания флюида в каждом блоке с глубиной сокращается. Поэтому можно выделить интервал (согласно кинетическим параметрам), на котором происходит наиболее интенсивное растворение исходной породы. Для пирротина этот интервал находится в пределах от 100 до 450 °С, для оливина – от 150 до 450 °С, для пироксенов и шпинели – 250–450 °С. По результатам расчетов первичный оливин полностью исчезает из породы при температуре 328 °С. Первичный клинопироксен, согласно полученным расчетным данным, уступает по устойчивости в гидротермальном процессе ортопироксену.
Наиболее распространенным вторичным минералом почти на всех уровнях глубинности является серпентин, который в незначительных количествах (на этом уровне представлен хризотилом) образуется  в перидотите уже на начальных этапах гидротермального процесса (при Т = 41 °С). В ходе дальнейшего преобразования ультраосновного субстрата степень его серпентинизации резко возрастает, начиная с температуры 107 °С. При температуре 261 °С хризотил замещается антигоритом, который устойчив в модельной системе до 416 °С. Результаты моделирования продемонстрировали, что степень серпентинизации перидотитов (SD = серпентин / порода, %) за счет низкотемпературного взаимодействия с морской водой при их экспонировании на поверхности океанического дна остается исключительно низкой
(SD = 0.11) даже по прошествии 10000 лет (рис. 3). Серпентинизация становится эффективной лишь при температуре порядка 130–150 °С и достигает SD порядка 70 приблизительно после 4800-летнего гидротермального взаимодействия. Полученные данные позволяют предполагать, что большая часть серпентинитов медленно-спрединговых СОХ (обычно характеризуются SD ≥ 60) были образованы при температурах не ниже 130 °С и на уровне глубины корового разреза порядка 3.5–4.5 км.
 Использование кинетических параметров в термодинамическом моделировании наиболее эффективно в области низких и умеренно низких температур (до 100 °С). Например, доля вовлеченной в гидротермальное преобразование породы в первом реакторе за 10000 лет составила всего 0.1 %, в то время как использование классических термодинамических расчетов, привело бы к изменению всего объема породы (рис. 3). В целом, следует отметить, что с глубиной, по мере повышения температуры и соответствующего увеличения скоростей растворения первичных минералов, объем новообразованных минералов значимо возрастает.
  Проведенное исследование было поддержано РФФИ (гранты № 06-05-64003 и 08-05-00164а) и программой Президиума РАН «Фундаментальные проблемы Океанологии: Физика, Геология, Биология, Экология», тема «Взаимодействие магматических и гидротермальных систем в океанической литосфере и полезные ископаемые».

Литература

1. Гричук Д. В. Термодинамические модели субмаринных гидротермальных систем. М.: Научный мир, 2000. 303 с.
2. Силантьев С. А., Мироненко М. В., Базылев Б. А. и др. Метаморфизм, связанный с гидротермальными системами срединно-океанических хребтов: опыт термодинамического моделирования // Геохимия, 1992. № 7. С. 1015–1034.
3. Силантьев С. А., Новоселов А. А., Мироненко М. В. и др. Геохимические особенности и термодинамическое моделирование гидратации и карбонатизации мантийных перидотитов внутренних угловых поднятий САХ: пример 15°04¢ c.ш. (Диапир Буго) // Сборник тезисов докладов рабочего совещания Российского отделения международного проекта InterRidge. СПб, 2005. C. 14.
4. Силантьев С. А., Мироненко М. В., Новоселов А. А. Гидротермальные системы в перидотитовом субстрате медленно-спрединговых хребтов. Моделирование фазовых превращений и баланса вещества: 1. Нисходящая ветвь // Петрология (принято к печати)
5.  Mironenko M. V., Akinfiev N. N., Melikhova T. Y. GEOCHEQ – The complex for thermodynamic modeling of geochemical systems // Herald DGGGMS RAS, 2000. V. 5. № 15. P. 96–97.
6.  Sleep N. H. Thermal structure and kinematics of mid-ocean ridge axes: some implications to basaltic volcanism // Geophys. Res. Lett. 1978. V. 5. P. 426–428.
Zolotov M. Y., Mironenko M. V. Timing of acid weathering on Mars:
A kinetic-thermodynamic assessment // J. Geophys. Res., 2007. Vol. 112. E07006, doi:10.1029/2006JE002882