Резюме. Полиметаллические колчеданы на современном морском дне обнаружены в разнообразных тектонических обстановках на глубине от 3700 до 1500 м от водной поверхности. Эти отложения локализуются в быстро, средне-, и медленно раздвигающихся срединно-океанических хребтах, на осевых и заосевых вулканах и морских возвышенностях, в рифтах заполненных осадками, которые примыкают к континентальным окраинам, и в связанных с субдукцией задуговых бассейнах. Тем не менее, высокотемпературная гидротермальная активность и большие скопления полиметаллических сульфидов известны всего лишь в 25 различных местах. Каждая отдельная залежь содержит от 1 до 5 млн. тонн колчеданов ( например Хребет Южный Эксплорер; Восточно-Тихоокеанское Поднятие 13С; ТАГ Гидротермальное поле), и только две известные залежи (Срединная возвышенность и впадина Атлантис П, Красное море) содержат значительно большее количество колчеданов - от 50 до 100 млн. тонн.
Этот диапазон (1- 100 млн. тонн) укладывается в размеры многих ассоциирующих с вулканами колчеданных месторождений, которые находятся на суше. Однако, подавляющее большинство известных сульфидных проявлений на морском дне содержат всего несколько тысяч тонн колчеданов и включают в основном рассеянные гидротермальные выходы, холмы и отдельные кратерные структуры. Полученные образцы из 25 всемирно известных залежей представляют собой не более чем несколько сот тонн материала. Минералогия этих образцов включает как высоко-(> 300-350"), так и низкотемпературные (< 300 C) образования, состоящие из различных соотношений пирротина, пирита /марказита, сфалерита/, вюрцита, халькопирита, борнита, изокубанита, барита, ангидрита и кремния. Колчеданные залежи в задуговых обстановках дополнительно могут включать значительное количество галенита, Pb-As-Sb сульфасолей ( в том числе иорданит, беннантит и тетраэдрит ), реальгар, аурипигмент и местами самородное золото. Результаты 1300 химических анализов этих образцов показывают, что морские залежи содержат значительные концентрации меди и цинка, сравнимые с такими же содержаниями в колчеданных месторождениях на суше. Осадочные рудовмещающие породы, которые развиты шире, чем отложения срединно-океанических хребтов, обнаруживают более низкие концентрации и содержания основных металлов, отвечающих за взаимодействие флюид-осадок. Первые образцы сульфидов задуговых спрединговых центров на западе и юго-западе Тихого океана показывают, что эти отложения имеют более высокие средние концентрации цинка, свинца, мышьяка, сурьмы и бария, чем залежи срединно-океанических хребтов обедненных осадками. Концентрации Au и Ag в образцах некоторых залежей срединно-океанических хребтов локально высокие (до 6,7 ppm Au и 1000 ppm Ag), но могут достигать концентраций более чем 50 ppm Au и 1,1 % Ag в колчеданах незрелых задуговых рифтов, сложенных, главным образом, кислыми вулканическими породами.
Залежи колчеданов были обнаружены на глубине не менее 1500м, так как кипение гидротермальных флюидов предотвращает образование типичных полиметаллических колчеданов на небольших глубинах (то есть менее чем несколько сот метров ), где гидростатическое давление настолько низко, что препятствует фазе разделения. В этом случае возможна минерализация с явными эпитермальными признаками и существенным количеством драгоценных металлов.
В течение последних 15 лет, морские полиметаллические сульфиды были обнаружены в различных вулканических и тектонических обстановках на дне современных океанов на глубине от 3700м до 1500м от уровня океана. Тем не менее детально исследована только малая часть (менее чем 5% ) мировых океанических хребтовых систем: около 20 залежей расположенных в Тихом океане, 4 - в Атлантическом и по одному в Индийском океане и Средиземном море (рис 1). Одна из самых больших залежей находится во впадине Атлантис П Красного моря.
Полиметаллические сульфидные отложения находятся на быстро-, средне- и медленно раздвигающихся срединно-океанических хребтах, на осевых и заосевых вулканах и морских возвышенностях, в заполненных осадками рифтах, примыкающих к континентальным окраинам и в связанных с субдукцией задуговых обстановках (рис 2). Rona (1988), Rona and Scott (1993) и Hannington at al. (1994) собрали данные по более чем 100 проявлениям гидротермальной минерализации на морском дне, включая Fe- и Mn- оксидные отложения, нонтронитовые залежи, вкрапленные сульфиды, металложелезистые осадки , полиметаллические колчеданные холмы с черными и белыми курильщиками. Однако, высокотемпературная гидротермальная активность и большая аккумулятивность полиметаллических сульфидов известны всего лишь в 25 различных местах.
Полная оценка экономической значимости этих залежей невозможна из-за отсутствия достаточного количества данных, касающихся их распределения, размеров и общего состава. Картирование и отбор образцов производились, в основном, с помощью глубинного троса с глубоководной телекамерой, драгированием, подводными работами и, в последнее время, дистанционно управляемыми механизмами (ROV”s). Большинство залежей были исследованы только по двум величинам: их протяженности и составу, который с глубиной слабо выдержан. Некоторое правильное понимание третьей величины может быть получено с помощью глубинного бурения (Ocean Drilling Program) или - небольшими подводными буровыми установками (Ryall, 1987; Johnson, 1991). Однако, систематическое бурение залежей таких как эти внесено в действующие наземные исследовательские программы (например, многие тысячи метров бурения до единичной залежи), находящиеся за пределами сферы современных исследовательских программ морского дна. Геологическое строение гидротермальных залежей на морском дне обычно картируется только внутри ограниченных площадей ( <30 км2) и геология в общих чертах описывает отдельные объекты (типы лавовых потоков, толщину и тип осадочного покрова, локальные структурные элементы). Более широкая тектоническая позиция залежей изучалась с помощью многоканального эхолота и сканирующего гидролокатора бокового обзора.
Наземные колчеданы и полиметаллические сульфидные залежи на морском дне - это продукты схожих геологических и геохимических процессов, так как возможно проведение множества аналогий между современными морскими залежами и наземными, в настоящее время отрабатываемыми колчеданными месторождениями (Franklin et al., 1981). Современные гидротермальные системы на морском дне - это отличные природные лаборатории, позволяющие понять генезис вулканогенных колчеданных месторождений и эти знания могут быть перенесены на древние геологические залежи, в которых признаки образования часто затмеваются миллионами лет геологической истории.
В этой статье мы рассматриваем некоторые характеристики полиметаллических сульфидных залежей морского дна, включающих региональные и локальные тектонические обстановки, тип месторождений, пространственное распределение и размеры, минералогию, количественный химический состав и состав благородных металлов, физические свойства и главные факторы, отвечающие за формирование этих залежей на морском дне.
Формирование полиметаллических колчеданов на морском дне тесно связано с тепловым режимом, ассоциирующим с образованием новой океанической коры. Известно, что колчеданные залежи образуются в разнообразных тектонических обстановках, включающих дивергентные границы плит (т.е. срединно-океанические хребты) и конвергентные границы, связанные с субдукцией, где сульфидная формация занимает место среди внешнего пространственного окружения спрединговых центров задуговых бассейнов (рис.2). В обоих случаях вулканогенные и осадочные рудовмещающие отложения могут формироваться в результате циркуляции морской воды в основании вулканов. Хотя рудоформирующие процессы в срединно-океанических хребтах и задуговых рифтах почти одинаковые, состав вулканических пород варьирует от срединно-океанических рифтовых базальтов (MORB) до известково-щелочных кислых лав (андезитов, риодацитов), которые обуславливают значительное различие в составе сульфидных залежей. Это доказывается минералогической и химической изменчивостью колчеданов, образующихся в срединно-океанических хребтах (например Восточно-Тихоокеанское поднятие), во внутриокеанических задуговых рифтах, развивающихся на океанической коре западной и юго-западной части Тихого океана (например Бассейн Лау, Бассейн С. Фиджи, Бассейн Манус, Марианский Трог) и во внутриконтинентальных рифтовых зонах, формирующихся на подводных участках континентальной коры (например Трог Окинава в западной части Китайского моря ) ( рис. 3.).
Некоторое число колчеданных залежей было обнаружено у подводных вулканов расположенных вдоль осей океанических рифтовых зон или рядом с ними (рис.2). Гидротермальная активность также тесно ассоциируется с внутриплитными горячими точками и островодужными морскими поднятиями (Karl et al., 1988; Сheminee et al., 1991; Hekinian et al., 1993; Stuben et al., 1992; McMurtry et al., 1993), а полиметаллические сульфиды с комплексным химическим и минералогическим составом были открыты в Вулкане Палинуро в Тирренском море (Puchelt, 1986). Гидротермальная минерализация также ассоциируется с мелководными щелочными островодужными вулканами юго-восточной части Тихого океана, которые обнаруживают признаки эпитермальной золотой минерализации известной на суше (Berger and Bethke, 1985; Hannington and Herzig, 1993; Herzig et al., 1994).
Для определения теплоты и массы потока вдоль срединно-океанических хребтов необходимо чтобы высокотемпературная гидротермальная активность обладала бы общими чертами по всей площади (Rona, 1984, 1988). Общая разгрузка гидротермальных выходов вдоль океанических хребтов оценивается в пределах 5X1061/s (Wolery and Sleep, 1976), при условии, что все количество воды в океанах циркулирует через термально-активное морское дно рифтовых зон каждые 5-11 Ма (Wolery and Sleep, 1976). Для того чтобы оценить ежегодный общий поток гидротермальных флюидов из срединно-океанических хребтов взят один черный курильщик с массой потока приблизительно 1кг/сек и оцениваемой энергией около 1,5 Мвт (Converse et al., 1984) на каждые 50 метров гребня хребта (55000 км в общей сложности), полагая при этом, что нет компонентов рассеивающих поток. Конечно, количество известных выходов черных курильщиков очень мало для сравнения, а рассеивающийся поток должен оцениваться для больших площадей теряющих теплоту из срединно-океанических хребтов. Низкотемпературный диффузионный поток в некоторой степени важен для осевой гидротермальной циркуляции и может перемещать порядка 80% общего тепла производимого в хребте (Morton and Sleep, 1985; Wheat and Mottl, 1994). Высоко насыщенные компоненты гидротермальных растворов распределяются неравномерно вдоль срединно-океанических хребтов. Высокотемпературная гидротермальная активность часто, но не всегда сосредотачивается вдоль топографически возвышенных (т.е. мелководных ) частей отдельных хребтовых сегментов, где коровая активность вызвана присутствием большого магматического резервуара (Ballard et al., 1981;Ballard and Francheteau, 1982; Francheteau and Ballard, 1983). Изучение высокоразрешающей способности сейсмического отражения показало, что этот магматический резервуар часто находится только в 1-3 км от морского дна (Detrick at al.,1987; Collier and Sinha,1990). Местонахождение топографических высот гребней хребта часто совпадает с доминирующими покровными потоками, в отличие от пиллоу-лав, и характеризуется присутствием более фракционированных вулканических пород (Thomson et al.,1985). Проводящее тепло передающееся от остывающей вершины магматической камеры к глубоко проникающей морской воде управляет гидротермальной конвекционной системой, которая может подниматься к черным курильщикам на морском дне (Cann and Strens,1982). Время корового пребывания конвективной морской воды определяется около 3 лет или меньше (Kadko and Moore,1988). В местах, где многие выходы черных курильщиков действуют постоянно в течение длительного периода времени, могут образовываться большие колчеданные залежи (например TAГ Гидротермальное Поле). Выпадение в осадок металлов - это результат изменения физико-химических условий во время смешивания холодной (около 2С) кислородсодержащей морской воды и высокотемпературных богатых металлами гидротермальных флюидов с низким Ph и Еh потенциалом (cf., Hannington et al.,1995a).
Возрастные данные по ТАГ Полю в Срединно-Атлантическом хребте 26С отражают сложную гидротермальную историю (Lalou et al.,1990,1993). Гидротермальная активность вдоль этой части хребта началась около 130 тыс.лет назад с отложения низкотемпературных Mn-оксидов. Начало высокотемпературной активности с осаждением колчеданов может быть прослежено до 40-50 тыс. лет назад. Первично активный участок испытывал периодические импульсы активности каждые 5-6тыс. лет за прошедшие 20тыс. лет. После периода спокойствия около 4 тыс. лет, современная активность черных курильщиков началась около 50 лет назад. Этот эпизод высокотемпературной гидротермальной активности, вероятно связан с повторным наполнением осевых магматических камер (cf., Cann and Strens,1982) подымающейся магмой из верхней мантии до низов коры. Активные и пассивные барит-сульфидные кратеры из Марианского трога датированы только 0,5-2,5 года (Moore and Stakes,1990), в то время как большой пассивный сульфидный кратер из Восточно-Тихоокеанского Поднятия имеет возраст 60-80 лет (Marchig et al.,1988) и похож на ныне активные кратеры в ТАГ.
С помощью детального картирования океанического дна на площадях, известных своей гидротермальной активностью, был произведен геологический контроль над распространением больших залежей. Самые большие сульфидные залежи не всегда находятся на мелководных частях рифтовых сегментов или в центре осевых возвышенностей. Напротив, они имеют тенденцию находиться в сегментах рифтовых возвышенностей, подвергающихся основному конструктивному вулканизму, следующему за периодами тектонической активности. Здесь гидротермальные флюиды могут концентрироваться у разломов вдоль внешнего края осевых возвышенностей (Malahoff,1982; Kappel and Franklinn,1989; Karson and Rona,1990). Эти разломы развиваются в течение периодов тектонической активности, которая чередуется с периодами преобладающих вулканических извержений. Небольшие гидротермальные выходы с незначительными накоплениями колчеданов обычно находятся вдоль трещин извержения около оси центрального грабена. Очень большие залежи могут образовываться на покрытых осадками гребнях хребта (например, Мидл Велей, Северная часть хребта Хуан де Фука, Трог Эсканаба, Хребет Юж.Горда), которые сохраняют коровое тепло дольше, чем обнаженные породы хребтовых вершин, и включают руды сульфидов в несколько сот метровой толще осадков, покрывающих гребни хребтов (Koski,1987b; Davis et al.,1992).
В связи с тем, что колчеданы обнаружены на глубине до 1500м, то это возможно является важным физическим ограничением глубины, на которой колчеданные залежи могут образовываться. В мелководье давление на морском дне не способно предотвратить вскипание гидротермальных флюидов. При температуре 350С эти растворы начинают кипеть, если гидростатическое давление опускается ниже 160 бар (16МПа), что эквивалентно около 1600м водной глубины (cf., Bischoff and Rosenbauer,1984; Bischoff and Pitzer,1985). При вскипании гидротерм порции растворенных металлов будут откладываться в виде вкрапленной или прожилковой минерализации ниже поверхности морского дна (Drummond and Ohmoto,1985). Исходящие из гидротермальных придонных выходов фазово-разделенные флюиды существенно истощены растворимыми металлами (cf., Massoth et al.,1989; Butterfield et al.,1990). Формация очень больших полиметаллических колчеданных залежей на морском дне возможно ограничивается глубиной не более нескольких сот метров от водной поверхности.
Определение непрерывности поверхности сульфидной залежи затруднительно, так как толщина залежи плохо выдержана. Однако визуальная оценка нескольких залежей срединно-океанических хребтов (например, Хребет Ю. Эксплорер, Рифт Галапагос, ТАГ Гидротермальное Поле, Вулкан Восточно-Тихоокеанского поднятия 13С) предполагает размеры в 1-5 миллионов тонн. Одна из самых больших залежей находится в опущенном и заполненном осадками, но до сих пор гидротермально-активном океаническом хребте. Систематические исследования Впадины Атлантис-П в Красном море обнаружили 94 млн.тонн металложелезистых осадков, расположенных в бассейне около 10 км в диаметре (Mustafa et al., 1984). Залежь содержит в среднем 2% Zn и 0,5% Сu, а также 39 ppm Ag и 0,5 ppm Au (Nawab, 1984; Oudin, 1987). Проверка предварительной добычей металложелезистых осадков с глубины 2000м показала что эти осадки могут успешно добываться (Amann,1982,1985). С помощью бурения, выполненного в рамках Программы Океанического Бурения во время рейса 139, была обнаружена залежь колчеданов мощностью более 96 м на стороне Мидл Велей северной части Хребта Хуан де Фуко (Davis et al.,1992), которые свидетельствуют о размерах значительно превышающих начальные предположения (т.е. около 50-100 млн.тонн). Недооценка размеров вполне возможна для других залежей, так как бурение на суше сульфидных рудных тел показывает, что основная часть минерализации образуется за счет последующих изменений и замещений вулканических пород ниже поверхности морского дна. Это было доказано недавно, так бурение ТАГ Гидротермального Поля во время выполнения Программы Океанического Бурения рейса 158 показало, что аккумуляция сульфидов существенно больше проявляется в процессах гидротермального замещения пород в зоне над потоком, чем в главных осадках на морском дне (ODP Leg 158 Shipboard Scientific Party, 1995).
Подсчитано, что типичные черные курильщики производят около 250 тонн колчеданов ежегодно (Scott,1992). Таким образом, локальный выход холма с несколькими черными курильщиками может легко считаться небольшого размера сульфидной залежью. Оценки размеров порядка 1-100 млн.тонн для отдельных колчеданных залежей внутри морских придонных хребтов, таким образом, соответствуют типичным вулканогенным колчеданным залежам на суше (рис. 4). Однако в большинстве проявлений количество сульфидов на морском дне меньше чем несколько сот тонн, они содержит больше рассеянных гидротермальных выходов и холмов, обычно покрытых несколькими кратерами с одним или значительно большим количеством залежей колчеданов. Более чем 60 отдельных проявлений описано из 8-км сегмента Хребта Ю. Эксплорер, но большая часть наблюдаемой минерализации находится в двух больших залежах с размерами 250X200м (Scott et al.,1991). Мощность залежи трудно определить, если внутренняя часть не разбита локальным разломом. Описание исследуемых размеров залежей основывающихся на визуальных оценках из подводных аппаратов могут быть точны только в пределах _+50% на данной дистанции и в общем включать слабо минерализованные площади между гораздо большими, разделенными сульфидными холмами (таким образом завышается непрерывность сульфидных обнажений). Описания основывающиеся на импульсивном передатчике управляемым буксируемой камерой слежения точны в пределах _+20%, но протяженность покрытия ограничивает ответственность за медленную скорость буксирования и узкое изображение. Никакие другие современные геофизические приборы не дают такие точные данные для оценки площадей сульфидных обнажений. Высокая разрешающая способность, глубинная буксировка, сканирущий гидролокатор могут быть усовершенствованы для предоставления более точной информации о больших площадях.
Сульфидные залежи на морском дне обычно состоят из затвердевшего базального сульфидного холма подстилаемого придонным штокверком (прожилковой вкрапленной минерализацией; Программа Океанического Бурения. рейс 158: ТАГ Гидротермальное Поле), и обильных кратерных структур, гидротермальных корок, металложелезистых осадков и скоплений сульфидных осыпей и обломков (рис.5). Мало известно о росте и вариациях состава сульфидного холма, который считается типичным для большинства гидротермальных осадков на морском дне.
Высокотемпературные черные курильщики и низкотемпературные белые курильщики поднимающиеся на высоту 30 м являются наиболее зрелищными объектами активных гидротермальных систем на морском дне. Однако они представляют только самую верхнюю часть отложений и обычно развиваются на вершине гидротермального холма, который в основном состоит из колчеданов. Холмы непрерывно растут, благодаря циркуляции гидротермальных флюидов через сульфидный конус, вызывающей полную перекристаллизацию сульфидных минералов. Обвальные кратеры, которые рано или поздно становятся частью холма, легко перемещаются новым кратером, который может расти со скоростью 10см в высоту в день (Hekinian et al.,1983). ТАГ Холм Срединноатлантического поднятия 26С - типичный пример таких активных сульфидных залежей. Холм около 50м высотой и диаметром 250-300м (Rona et al.,1986; Thomson et al.,1988). Разгрузка центрального флюида находится в высокотемпературном (350-360С) комплексе черного курильщика на вершине холма; более низкотемпературные флюиды (260-300С) выходят в “кремле”, который является территорией активности белых курильщиков. Диффузионная разгрузка чистых низкотемпературных (20-30С) гидротермальных флюидов с локальными высокими концентрациями растворенного кремния является общей чертой в ТАГ (Hannington et al., 1990a). Эти флюиды местами выходят через окисленную поверхность и конус выноса холма и формируют “тип тетсусеки” (cf., Kalogeropoulos and Scott, 1983) кремнистых железистых оксидов. Эти отложения часто содержат большое количество нитевидных бактерий (Juniper and Fouquet, 1988; Hannington and Jonasson, 1992).
В некоторых местах, вертикальные разломы обнажают внутреннее строение сульфидных возвышенностей и верхней части прожилков или штокверковой зоны (Embley et al.,1988; Fouquent et al.,1993). Подводное картирование и опробование обнаружили термальную зональность в высокотемпературных сульфидах (т.е. халькопирита, изокубанита, пирита) внутренней части и в низкотемпературных осадках (сфалерите, ангидрите, кремнии) оторочки холма (Hekinian and Fouquet, 1985), которые очень похожи на многие древние колчеданные месторождения расположенные на суше. Штокверки обычно состоят из сильноизмененных вмещающих пород с богатой прожилковой минерализацией. На стороне Лили Вей тыловой дуги Лау по крайней мере две генерации гидротермальнх прожилков определяются по взаимопересечениям (Fouquet et al.,1993).
Там где гидротермальные флюидные источники выходят на морское дно теряется более 90% от общей массы потока (т.е. большая порция металла) путем диффузии в гидротермальном плюме. Для одного небольшого выхода на Восточно-Тихоокеанском Поднятии (21С) общая масса потока составляет около 150кг/сек и, по подсчетам, 97% дисперсией или дыма в плюме черных курильщиков рассеивается в морской воде (Converse et al., 1984). Частички обычно рассеиваются придонными течениями и могут откладываться на больших расстояниях от гидротермальных источников (Dymond et al.,1973; Cronan,1976; Leinen and Stakes,1979). Металлы соединяются с обычными морскими осадками и могут определяться лишь как геохимические аномалии в отдельных осадочных комплексах (Barret et al., 1988). Детальное изучение картины распределения элементов в металложелезистых осадках из различных гидротермально-активных областей показало высокоразличные содержания редких элементов, которые главным образом приписываются смешению между кластическими осадками и гидрогенными компонентами (Boyd et al.,1993). Похожие эрратические распределения обычно встречаются в металложелезистых осадках геологической летописи (Kalogeropoulos and Scott, 1983) и значительно мешают геохимическим исследованиям колчеданных отложений.
В большинстве современных обнажений срединно-океанических хребтов для эффективной аккумуляции металлов на морском дне необходим физический или химический барьер для свободного выхода гидротермальных флюидов в вышележащий водный столб. Однако это неприемлемо для формации некоторых древних рудных отложений в плохо перемешанных и кислородонасыщенных океанических водах. Захват флюидов источника происходит частично с помощью больших сульфидных ангидритовых или баритовых структур, а холм, который формируется из небольшого гидротермального источника ответственен за продолжение роста, разрушение и обновление роста кратера (Tivey and Delaney, 1986; Hannington and Scott,1988a). Главные вулканические постройки на гребнях хребта также доказывают изоляцию восходящих гидротермальных флюидов и помогают поддерживать большой, высокотемпературный флюидный резервуар (Kappel and Franklin, 1989). Мощные слои осадков не расслоенных пиллоу-лав также как непроницаемые гидротермальные коры или холмы, обеспечивают подходящие покровные породы и помогают предотвратить рассеивание металлов в водную толщу, таким образом, способствуя росту больших залежей. В сильно заполненных осадками рифтах длительное сохранение тепла возможно за счет мощного осадочного покрова, также как захват и изоляция выходов флюидов, может объясняться большими размерами осадочных отложений. Металлы могут осаждаться из гидротермальных флюидов ниже поверхности осадок-вода в результате смешивания с поровыми водами и реакцией с замещением вмещающих пород. Покровные осадки могут также служить защитой против подводного выветривания и окисления сульфидов.
Отложения металложелезистых осадков в Красном море исключительны по размерам и характеру. Металлы осаждаются из расслоенной рассоловой залежи, которая подпитывается гидротермальными источниками на дне впадин бескислородных бассейнов (Pottorf and Barnes, 1983; Zierenberg and Shanks,1983). Как результат циркуляции морской воды через миоценовые эвапориты, эти металлонесущие рассолы имеют соленость, которая во много раз больше, чем в выходах флюидов срединно-океанических хребтов и поэтому, они проявляют большую тенденцию к осаждению на дно бассейна, чем к поднятию как плавучий гидротермальный плюм. Захват рассолами обеспечивает то, что осаждение металлов ограничивается этим бассейном. Металлы осаждаются в виде тонкого слоя металложелезистых осадков и сульфидов на основе рассоловой залежи и, в случае Впадины Атлантис-П, могут покрывать территорию до 40 км2 (cf., Degens and Ross,1969; Backer and Richter,1973). Однако на некоторых площадях (например, Впадины Кебрит и Шабан), находятся сульфидные выходы (Blum and Puchelt, 1991) местами схожие с гейзеровым типом разгрузки (Ramboz et al., 1988).
Минералогический состав придонных сульфидных залежей детально изучен и задокументирован (например, Haymon and Kastner, 1981; Goldfarb et al., 1983; Haymon, 1983; Oudin, 1983; Koski et al., 1984; Davis et al.,1987; Kastner et al., 1987; Fouquet et al.,1988; Hannington et al., 1991a,b; Fouquet et al., 1993). Исследования показали отчетливое составное различие между сульфидными отложениями областей скудного осадконакопления и областями срединно-океанических хребтов покрытых осадками и сульфидными отложениями формирующимися в задуговых рифтовых зонах.
Минеральный парагенезис сульфидных отложений в областях скудного осадконакопления срединно-океанических хребтов (например Восточно-Тихоокеанское Поднятие 21С; Хребет Юж. Эксплорер; ТАГ Гидротермальное Поле) обычно включает группу минералов, образующихся при температуре от 300-400С до менее 150С. Высокотемпературные флюидные трубы черных курильщиков и внутренние части сульфидных холмов в основном состоят из изокубанит-халькопирита совместно с ангидритом, пирротином, пиритом и местами борнитом. В некоторых внутренних частях высокотемпературных труб обнаружен новый редкий минерал Мg-гидроокси-сульфагидрат (“каминит“, Haymon and Kastner, 1986). Внешние части труб и холмов сложены низкотемпературными осадками, такими как сфалерит/вюрцит, марказит, пирит и местами кремний, являющиеся главными минералами низкотемпературных труб белых курильщиков. Для большинства сульфидных холмов была описана отчетливая зональность по составу, отражающая устойчивые градиенты в температуре флюида и его составе. (Hekinian and Fouquet, 1985). Ангидрит высокотемпературной ассоциации обычно замещается поздними сульфидами, позднестадийным кремнием и, частично, баритом. Под воздействием давления водяного столба ангидрит растворяется в морской воде, когда температура падает ниже 150С (Haymon and Kastner,1981). Ретроградная растворимость ангидрита характерна для нестабильных и отдаленных шлейфов больших неактивных сульфидных труб. Петрографические взаимоотношения и минеральные прорастания в трубах и холмах из различных гидротермальных участков обнаружили явления комплексного замещения и перекристаллизации, которые отражают высоко динамичную и местами хаотичную обстановку сульфидной формации придонных источников.
Минеральные ассоциации сульфидных отложений в областях срединноокеанических хребтов покрытых осадками близких к континентальным окраинам (например, Трог Эсканаба; Хребет Юж. Горда и Бассейн Гуаймас) местами более сложные и могут включать редкие сульфидные минералы. В этой обстановке, гидротермальные флюиды поднимаются из базальтового очага, взаимодействуя с турбидитами континентального происхождения и хемипелагическими осадками, и выщелачивают свинец, барий и другие элементы из полевых шпатов и других минералов (cf., LeHuray et al.,1988). Смешивание этих гидротермальных флюидов с морской водой может привести к осаждению массивных и рассеянных сульфидов внутри осадков, которые обычно включают большое количество галенита, а также медные и цинковые сульфиды (табл.1). Местами осадочные рудовмещающие сульфидные ассоциации очень сложные (например, Трог Эсканаба) и включают арсенопирит, тетраэдрит, лоеллингит (FeAs2), буланжерит ((Pb, Zn)5Sb4S11), станнит (Cu5FeSnS4), иорданит (Pb14As7S24), франкеит (Pb5Sb2Sn3S14) и самородный висмут с большим количеством барита и кремния (Koski et al., 1984). Пирротин, обычный составляющий этих ассоциаций, отвечает за устойчивые превращения природных гидротермальных флюидов, реагирующих с органикой в осадках. Нефть гидротермального происхождения местами сохраняется в осадках. Однако флюиды исходящие из этих осадков на морское дно обычно часто обедняются растворенными в них металлами, вероятно образуя сульфидные отложения внутри осадочного комплекса.
Сульфидная минерализация образующаяся в задуговых спрединговых центрах имеет некоторые минералогические особенности, которые схожи с таковыми гидротермальных отложений областей скудного осадконакопления срединно-океанических хребтов. Помимо высоко- и низкотемпературных минеральных ассоциаций описанных для срединно-океанических сульфидов образцы из задугового Бассейна Лау содержат различное количество теннантита совместно с галенитом, сложных и местами нестехиометрических - Pb-As сульфасолей (т.е. гратонит, дифренозит, иорданит), барита, кремния и самородной серы (табл.1). Обычно сфалерит преобладающий сульфид в этой ассоциации, а ангидрит и пирротин -редки. К тому же, первые образцы видимого самородного золота в сульфидах морского дна были обнаружены в образцах труб низкотемпературных белых курильщиков этих областей (Herzig et al., 1990,1993). Золото относительно крупнозернистое (до 18 микрон) проявляется как конседиментационное включение в массивном маложелезистом сфалерите.
Массивные сульфиды, формирующиеся в обстановке где проявляется задуговой рифтинг в подводных фрагментах континентальной коры (т.е. Трог Окинава), характеризуются большим количеством серебросодержащего галенита, As- и Sb (-Ag) блеклых руд (теннантит, тетраэдрит), Ag-Sb-Pb сульфасолей, самородной серы, киновари и присутствием отдельных антимонистых сульфидов (антимонит) и арсенистых сульфидов, таких как реальгар и аурипигмент (Halbach et al.,1989,1993). Как и в гидротермальной минерализации из Бассейна Лау барит и кремний присутствуют в больших количествах.
5. Содержание металлов в сульфидных залежах
Несмотря на умеренный тоннаж в некоторых придонных отложениях, отобранные образцы из 25 всемирноизвестных залежей представляют не более чем 100 тонн материала. Основываясь на существующих данных преждевременно комментировать экономическую значимость придонных массивных сульфидов, но опубликованные анализы сульфидных образцов показывают, что эти отложения могут содержать промышленно-значимые концентрации металлов, сравнимые с концентрациями колчеданов, добываемых на суше (табл.2). Например, для большинства колчеданных залежей добываемых в Канаде металлический градиент (Cu+Zn+Pb) около 6%. Концентрация основных металлов в морских массивных сульфидах обычно значительно выше, что может быть обусловлено сильными отклонениями в образцах.
Большинство образцов морских сульфидов было отобрано во время подводных работ. Отклонения в аналитических данных появляются из-за того, что сульфидные трубы стали центром изучения, так как их относительно легко опробовать. Однако они вряд ли могут представлять общий состав залежей в целом (например 11 анализировавшихся образцов из южной части Хуан де Фука имеют в среднем содержания Zn больше чем 34%) и недостаточно данных о внутренних частях больших сульфидных холмов и нижележащих штокверковых зонах. Систематический отбор образцов, как высоко-, так и низкотемпературных ассоциаций, в крест поверхностей некоторых больших активных холмов (например, ТАГ Гидротермальное Поле, Хребет Эксплорер, Рифт Галаппагос) является более представительным для зоны сульфидных осадков, вмещающих большие отложения. Достаточное количество опробований, которые приводят к потенциально реалистичным концентраций металлов были выполнены только в нескольких местах (например, Мидл Велей, Хребет Эксплорер, Рифт Галаппагос), тогда как количественная оценка содержащихся металлов возможна только для Впадины Атлантис-П в Красном море. Достаточная информация о непрерывности концентраций основных и драгоценных металлов во внутренних частях залежей может быть обеспечена только бурением, как недавно показано работами на участке Мидл Велей (Программа Океанического Бурения Рейс-139) и на активном ТАГ холме (Программа Океанического Бурения Рейс-158). Сравнение результатов 1300 химических анализов морских сульфидов показывает систематические тренды в общем составе между отложениями из различных тектонических обстановок (табл.2). Массивные сульфиды в осадочных породах (например, Трог Эсканаба, Бассейн Гуаймас), будучи отчасти мощнее, чем отложения на обнаженных срединно-океанических хребтах, обнаруживают более низкие концентрации и различные соотношения основных металлов. Массивные сульфиды из этих залежей содержат в среднем 4,7% Zn, 1,3% Cu и 1,1% Pb (n=57, табл.2). Это отражает влияние мощных комплексов турбидитных осадков на гидротермальные флюиды, поднимающиеся к морскому дну и, возможно, тенденцию широкого распространения осадков металлов ниже поверхности осадок - морская вода. Кальцит, ангидрит, барит и кремний являются основными компонентами гидротермальных осадков и могут существенно разубоживать содержание главных металлов в залежах, расположенных среди осадочных пород. Хотя залежь Мидл Велей на юге хребта Хуан де Фука вмещается осадочными породами, ее общий состав отражает преобладающий базальтовый источник металлов только с минимальным взаимодействием флюид - осадок. На базальтовых, свободных от осадков срединно-океанических хребтах, сульфиды выпадают в осадок главным образом вокруг участков выхода флюидов, образуя небольшие залежи с высокими концентрациями металлов. Залежи, для которых существуют соответствующие образцы (например, Хребет Эксплорер, Хребет Эндовер, Осевая Гора, Сегмент Слефт, Восточно-Тихоокеанское Поднятие, Рифт Галаппагос, ТАГ Гидротермальный Поле, Снейк Пит Гидротермальное Поле, Срединно-Атлантическое Поднятие 24,5С) имеют ограниченную область концентрации металлов и средние содержания Zn - 11,7% и Cu -4,3%, но низкие концентрации Pb - 0,2% (n=880, табл.2). Ангидрит, барит и кремний - главные компоненты некоторых труб, но в среднем они посчитаны менее чем для 20% анализируемых образцов.
В широком масштабе состав выходящих флюидов на всех площадях обнаженных срединно-океанических хребтов необыкновенно схож и отражает высокотемпературную реакцию морской воды с однородной базальтовой корой зеленосланцевой фации метаморфизма (Bowers al., 1988; Campbell et al., 1988; Von Damm,1988,1990). Однако некоторые из выходов флюидов различаются более чем по 10 факторам хлорит- и H2S- содержаний, и несколькими единицами pH для более высокотемпературных флюидов. Это важно при способности флюидов переносить металлы и является основным фактором влияющим на состав залежей.
Для подготовки данной работы были использованы материалы с сайта http://www.sciteclibrary.ru/