Лисицын Александр Петрович √ заведующий лабораторией физико-геологических исследований Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН. Автор более 500 статей и более 30 монографий, из них 11 личных, 6 монографий опубликовано за рубежом. Дважды лауреат Государственной премии, лауреат международной премии им. Ф. Шепарда. Специалист в области морской геологии, литологии, рудообразования.
Родился 3 июля 1923 года на Шатиловской селекционной станции в Орловской области.
В 1940 г. поступил в Московский геологоразведочный институт, 1941-1945 гг. служил в Советской армии штурманом авиации дальнего действия. В 1950 г. окончил с отличием МГРИ, поступил в аспирантуру Института океанологии, закончил в 1953 г. В 1966 г. защитил докторскую диссертацию, с 1974 г. √ член-корреспондент РАН, с 1994 г. √ академик РАН.
Работал сначала на суше √ на Туркестанском и Алайском хребтах, а в 1949 г. участвовал в первом рейсе ╚Витязя╩ в Охотском море. Участник нескольких десятков морских экспедиций во все океаны, а также в Антарктику и Арктику.
С 1974 г. руководил 10 рейсами по изучению гидротермальной активности и рудообразованию на дне Тихого, Атлантического и Индийского океанов. Более 30 раз погружался на глубину о 4 тыс. м на подводных аппаратах ╚Пайсис╩ и ╚Мир╩, участвовал в разработке геологического картирования на больших глубинах, методов поисков и разведки руд на дне морей и океанов. Организатор Международных школ по морской геологии, национальный координатор нескольких международных проектов, член редколлегии двух международных журналов.

А.П. Лисицын


СОВРЕМЕННЫЕ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ СИСТЕМЫ
МИРОВОГО ОКЕАНА

Мало кто знает, что в последние годы своей жизни Владимир Иванович Смирнов заинтересовался рудообразованием на дне современных морей и океанов. Работы в этом направлении велись в Институте океанологии РАН на протяжении многих лет, но касались они в основном железо-марганцевых конкреций. Впервые необычные донные осадки с исключительно высоким содержанием Fe были обнаружены Морской антарктической экспедицией Академии наук на пути д/э ⌠Обь■ из Антарктиды в Южную Америку. Одна из проб была получена в месте, которое, как потом оказалось, находится на срединном хребте Тихого океана - Восточно-Тихоокеанском поднятии. В эти годы система срединных хребтов еще не была открыта.
Публикация Н.С. Скорняковой [46], в которой высказывалась мысль о связи этих отложений с подводным вулканизмом вызвала большой интерес не только у отечественных, но и американских геологов. В этот район была направлена специальная экспедиция, которой удалось установить, что эти осадки, названные металлоностными, распространены на площади в многие тысячи квадратных километров по обе стороны от срединного хребта [54-57].
В этот же район было направлено несколько отечественных экспедиций (8 и 14 рейсы НИС ⌠Дмитрий Менделеев■ в 1972 и в 1975 гг., 27 рейс НИС ⌠Академик Курчатов■). В них впервые удалось закартировать огромное поле гидротермальных отложений площадью более пяти территорий Франции, которое простиралось на тысячи километров от срединного хребта [7, 26, 38, 39]. Удалось также впервые определить мощность(местами она достигала 10 м) и возраст гидротермальных отложений, их состав, получить первые представления не только о масштабах процесса поступления глубинного вещества, но также и об истории этого процесса на протяжении последних десятков - сотен тысяч лет.
Важную роль в развитии представлений о гидротермальных процессах сыграли исследования в Красном море. Здесь еще в 1948 г. были открыты высокотемпературные рассолы, обогащенные металлами. В 1963-67 гг. в Красное море было направлено несколько экспедиций, которые установили, что здесь на дне рифтовой зоны располагаются впадины, заполненные горячими рассолами и металлоносными осадками.
В 1967 г. экспедицией на НИС ⌠Академик Вавилов■ были получены первые отечественные пробы металлоносных и рудоносных осадков со дна Красного моря [1]. В 1979 г. была другая уникальная отечественная экспедиция ПИКАР на трех исследовательских кораблях с обитаемыми и необитаемыми подводными аппаратами. Результаты этой экспедиции опубликованы в нескольких монографиях [4, 6].
Отметим также, что задолго до открытия гидротермальных областей на дне геофизиками по значениям теплового потока было предсказано существование мощных гидротермальных источников в океане, были оконтурены крупнейшие аномалии близ срединных хребтов [ 59].
Несмотря на значительное количество проб донных отложений, несомненно связанных с гидротермальным процессом, сами гидротермальные источники долгое время оставались неизвестными. Предполагалось, что имеет место высачивание гидротермальных растворов диффузного типа. Только в 1977-78 гг. удалось с помощью необитаемых, а затем и обитаемых подводных аппаратов впервые увидеть гидротермальные постройки, сложенные сульфидными рудами, а также черные дымы, названные ⌠черными курильщиками■ [ 61, 62].
Стало очевидным, что рудные постройки отвечают рудным концентрациям вещества, а ⌠черные■ и ⌠белые курильщики■ - это ореолы рассеяния рудного вещества в водной толще, металлоносные осадки √ ореолы, запечатленные в донных осадках.
Владимир Иванович вначале скептически относился к новым материалам, но принимал их всерьез. Мы много беседовали на эту тему как на его кафедре в МГУ, так и в Институте океанологии. В конце-концов Владимир Иванович принял необычное для его положения и возраста решение - принять участие в 14-м рейсе НИС ⌠Дмитрий Менделеев■ у берегов Перу и Чили, т.е. в одном из самых малодоступных районов Мирового океана, где ранее были обнаружены огромные площади металлоносных осадков [7]. В том же рейсе, но немного раньше, принимал участие другой известный геолог - академик Ф.В.Чухров. Они сменились в перуанском порту Кальяо. Уже этот факт свидетельствует о том, какое большое внимание в те годы уделялось новому открытию ведущими геологами нашей страны.
После завершения рейса НИС ⌠Дмитрий Менделеев■ была подготовлена коллективная монография ⌠Металлоносные осадки юго-восточной части Тихого океана■[37], научным редактором и автором некоторых разделов которой был акад. В.И. Смирнов. Полезным ископаемым на дне океанов посвящен и специальный раздел в учебнике Владимира Ивановича ⌠Геология полезных ископаемых■ [ 47], а также статья ⌠О металлогении океана■.
Из бесед в Владимиром Ивановичем после рейса стало ясно, что он не только изменил свое скептическое отношение к рудообразованию на дне морей и океанов, но и хотел подготовить несколько статей на эту тему. К сожалению, плохое самочувствие не позволило ему завершить эти работы.
Только сейчас - после десятилетий напряженной работы с применением самой высокой технологии подводных исследований, включая глубоководное бурение океанских осадков ореолов рассеяния, так и в активных (горячих) гидротермальных постройках - начинает вырисовываться реальная картина гигантского поступления эндогенного вещества на дно океана - картина, которая долгое время была скрыта от геологов толщей океанских вод и которая первоначально считалась фантастической.
Открытие гидротерм на дне океана, связанных с ними ⌠черных курильщиков■ и ореолов рассеяния в осадках стало событием, масштабы которого мы можем оценить только сейчас - двадцать лет спустя.
Прежде всего подтвердилось одно из важнейших положений тектоники литосферных плит о наращивании литосферных плит в областях срединных океанских хребтов (рис. 1). Гидротермы и ⌠черные курильщики■ - очень яркие маркеры этого процесса поставки глубинного вещества, свежих горячих базальтов. Была открыта главная по масштабам и значению область вулканизма на Земле, скрытая водами океана и долгое время не известная. В настоящее время на основании нескольких независимых методов можно, в первом приближении, сопоставить объемы вновь открытого подводного океанского и изученного ранее надводного вулканизма. Масштабы океанского вулканизма приблизительно в 10 раз превышают масштабы наземного [ 18].
Условия этого глобального процесса коренным образом отличаются от наземных: здесь процессы идут в среде природного электролита - в морской воде - при температурах на поверхности дна до 400╟С и давлении 300-500 атм., т.е. условия соответствуют глубинным слоям на суше. Состав исходной лавы также резко отличается - это характерные для океана толеитовые базальты, а в некоторых местах и гипербазиты (14╟ с.ш. в Атлантическом океане).
Таким образом, в конце ХХ века открыт глобальный высокотемпературный химический реактор, работа которого регулирует состав не только океанской воды, но также и состав атмосферы, влияет на глобальный климат, распределение жизни в океане. Иначе говоря, открыта область взаимодействия внешних (атмо- , гидро-, био-седиментосфера) и внутренних оболочек Земли.
До настоящего времени изучено не более 1% этой уникальной области и, безусловно, многие открытия еще впереди. Понятен интерес к этому открытию не только геологов, но и специалистов многих направлений науки, вполне оправданны использование самой совершенной техники для проведения исследований в суровых условиях океанских глубин и вложение больших средств.
Подводные гидротермы - это не только источники рудного вещества и скоплений сульфидных минералов, т.е. аналог древних колчеданных и полиметаллических месторождений. Очень важное значение имеет и то, что здесь создаются уникальные для планеты условия для синтеза углеводородов, аминокислот и других органических соединений. Сульфидные минералы в этой гигантской электрохимической ячейке являются матрицей (электродом), а электролитом является NaCl и ряд элементов и соединений, находящихся в флюиде и в факеле (H2, CH4, H2S, NH4, Fe, Mn, Co2, Co и др.). Тем самым за последние годы накапливается все больше данных о том, что зарождение жизни могло иметь место именно в области подводных гидротерм. В рудах, полученных на 14╟ с.ш. в Атлантическом океане, отмечено высокое содержание спиртов, парафинов, олефинов, терпенов, восков и других органических соединений, не имеющих отношения к липидам бактериального происхождения, т.е., видимо, абиогенно синтезированных [15].
Наконец, гидротермы - это ⌠оазисы■ в пелагиали, в которых идет создание также другой новообразованной органики, являющейся основой пищевой цепи, связанной с хемосинтезом органического вещества бактериальной природы. Таким образом, здесь сочетаются два уникальных источника органического вещества - бактериальное (хемосинтез) и абиогенное. Суммарное содержание органического углерода в гидротермальных сульфидных постройках обычно достигает 2%, в то время как в фоновых пелагических осадках за пределами гидротерм оно составляет всего 0,2-0,3% Сорг., т.е. в 7-10 раз меньше.
За последние 20 лет опубликованы сотни статей и десятки монографий по гидротермальным системам океана. Они касаются обычно отдельных частей этой системы - рудных построек [2, 28], факелов или ореолов рассеяния [11], вторичных изменений базальтов под влиянием горячих растворов [14]. Только в самые последние годы появилась возможность системного подхода к изучению гидротерм - возможность, которой лишены геологи, изучающие древние гидротермальные образования. Суть этого подхода состоит в том, что на современном уровне впервые удается прослеживать работу всех взаимосвязанных (в пространстве и во времени) частей системы: от магматической камеры (нагревателя системы и химического реактора) до рудных построек, далее - факелов и ореолов рассеяния в донных осадках и в толще вод. Параметры всех последующих звеньев этой системы определяются мощностью реактора - нагревателя (источника вещества и энергии). Все ее части связаны между собой как корни дерева со стволом, ветвями и листьями, ежегодным урожаем плодов и отпадом листьев [34]. Эти части не существуют раздельно во времени - они одновременно зарождаются, достигают расцвета и отмирают. В разрезах древних отложений сохраняются только фрагменты этой системы.
Таким образом, только сейчас появилась возможность изучить всю систему в целом, ее влияние на внешние сферы, а также установить поступление больших масс вещества из глубин и обратно - из внешних сфер в эндосферу (H2O, Mg, SO4 и др.).
Рассмотрим работу этой системы, опираясь на данные десятков морских экспедиций с подводными аппаратами, на результаты глубоководного бурения, в том числе и на действующие (горячие) гидротермы.

1. Магматические очаги √ глобальные химические реакторы на дне морей и океанов
Распространено заблуждение, что флюид состоит из глубинного вещества, в том числе из ювенильной воды. Последние исследования убеждают в том, что практически вся вода, принимающая участие в высокотемпературной реакции вода - порода морская. Она поступает через систему трещин и, нагреваясь до температуры 300-400╟С на контакте с разогретыми породами, резко меняет свои свойства, превращаясь в высокотемпературный флюид - кислый раствор (рН=2-3) с восстановительной реакцией. Это происходит при удалении из морской воды Mg и иона SO4, а также ряда других элементов. Этот горячий агрессивный раствор и выщелачивает из базальтов большую группу элементов, которые переходят в раствор. При этом происходит гидротермальное изменение исходной породы под воздействием горячих растворов. Набор элементов и их количество зависит от ТР- условий, а также от соотношений вода - порода. Эти реакции были изучены в многочисленных экспериментах [50, 53, 74, 79] и моделированы на компьютерах [10, 56, 76].
Чаще всего в реакции участвуют толеитовые базальты срединных хребтов, реже ультраосновные породы [3]. В областях заостроводужного спрединга детрофонд более разнообразен [30,32], кроме базальтов в реакции могут участвовать андезиты и даже риолиты. Таким образом, петрофонд определяется тектонической позицией гидротермы.
Важно подчеркнуть, что свойством превращения в флюид обладает только морская вода, что подтвердили эксперименты с пресной водой, т.е. современные и древние сульфидные потройки могут возникать только в морских, а не в пресных водоемах.
Работа химического реактора морского дна соответствует принципам работы теплового двигателя (рис. 2). Масштабы гидротермальной деятельности поэтому могут количественно характеризоваться тепловой мощностью. Источником тепла в этой машине являются раскаленные до 1000-1200╟С магмы и новообразованные базальты в областях спрединга, также обычно разогретые. Воздействие нагретых вод (флюида) на холодные базальты приводит к выщелачиванию и гидротермальным (обычно зеленокаменными) изменениям.
Придонные воды, по нисходящим каналам поступающие в нагреватель, - это холодильник тепловой машины. Их температура обычно около +2√3╟С, а соотношения между главными солями определяются правилом Кнудсена. Таким образом, флюид - это преобразованная на горячем контакте морская вода, т.е. морская вода является не только теплоносителем, но также и активным химическим реагентом (газоводным раствором), воздействующим на базальты.
Глубоководное бурение, проведенное в районах гидротермальной активности подтвердило существование нисходящих (холодных) и восходящих (горячих) ветвей циркуляционной системы. Участки поступления холодных вод в систему часто удается наблюдать и при работах с подводных аппаратов, также как выходы горячих вод - по гидротермальным постройкам и факелам. Как химический реагент морская вода характеризуется такими компонентами, как H2O, Mg, SO4, малыми элементами (в растворе и во взвеси), специфическим газовым составом.
Общее поступление морской воды в гидротермальную систему океана огромно: около 5.7 тыс.т воды в секунду, т.е. вся вода Мирового океана проходит через стадию высокотемпературных гидротерм с геологической точки зрения мгновенно - за 3-8 млн.лет [34]. Тепловая мощность гидротермальной системы Мирового океана определена несколькими независимыми методами и находится в пределах 1.3 - 7.6 х 1019 кал/год [34].
Другой обычный реагент океанского реактора - базальт - является источником растворенных форм элементов и соединений, а также газов.
Гидротермально измененные базальты отличаются от свежих повышенным содержанием воды, окраской, снижением прочностных характеристик, магнитной восприимчивости. Зеленокаменные изменения приводят к специфическому минеральному составу, причем эти изменения особенно велики не в фенокристах, а в основной стекловатной массе.
В.Б. Курносов [14] выделяет смектитовую стадию изменений, соответствующую цеолитовой стадии метаморфизма, и хлоритовую (более высокотемпературную) стадию, соответствующую зеленокаменной стадии.
Общий вынос элементов из 1 м3 исходной породы достигает 250-500 кг (8-16% от исходного веса породы). Около половины выноса среди макроэлементов приходится на кремний, на втором месте стоит кальций (1/5 всех потерь). На долю всех других элементов приходится около 1/10, причем особенно большое значение среди них имеет вынос Fe и S - элементов-диктаторов флюида, рудной постройки и всплывающей части факела.
Кроме прямых определений дебита и состава флюида из гидротерм дна, масштабы выноса определяют и независимо, по вторичным изменениям базальтов (аналогично определениям выноса элементов из коры выветривания по наиболее стойкому к выносу элементу-гидролизату), а также по данным лабораторных экспериментов и моделирования.
При взаимодействии базальтов с водой можно выделить (в зависимости от температуры реакции) по крайней мере четыре стадии: 1 √ консолидация (дейтерическая или протостадия); 2 - гальмиролиз; 3 - активное окисление; 4 - гидротермальная.
Важно подчеркнуть, что суммарный вынос цветных металлов в гидротермальном процессе на 1-2 порядка ниже, чем макроэлементов. От общего содержания цветных в исходной породе обычно переходит во флюид не больше 1/2 - 1/3 от исходного, т.е. реакция не идет до конца, даже при благоприятных условиях.
Стадия химического реактора завершается выходом флюида на поверхность дна попаданием в резко отличные физико-химические условия, что приводит к глубоким преобразованиям с разделением элементов флюида на части: концентрированную в постройках на дне (рудную), рассеянную в морской воде и в донных осадках (ореолы рассеяния в воде и в осадках).
Работа гидротермального химического реактора обеспечивает постоянство химического состава воды океана. Это одна из важнейших систем обмена между главными сферами Земли. Как известно, состав морской воды остается неизменным на протяжении по крайней мере миллиарда лет, что свидетельствует о работе этой системы обмена очень длительное время с существованием рудных построек (силур-девон для Южного Урала), со сходным минеральным составом и биологическими остатками. Это одно из свидетельств древности океанов и ошибочности представлений о мелководности древних океанов [49].
Для работы химического реактора гидротерм важно то, что они находятся в сейсмически активных областях. В срединных хребтах землетрясения средней силы (магнитуда 4-5) повторяются очень часто. При заполнении трещин водой землетрясения вызывают сильные гидравлические удары в системе, что приводит к периодической прочистке каналов, которые обычно быстро затягиваются минеральным веществом и без прочистки существовали бы очень короткое время.
Долгое время представления об области подготовки гидротермального флюида ограничивались наблюдениями из подводных аппаратов, но в последние годы удалось провести также и глубоководное бурение в Атлантическом и Тихом океанах (рис. 3, 4). Бурению предшествовали детальные геолого-геофизические исследования с постановкой наблюдений с помощью подводных обсерваторий. В частности перед бурением на гидротерме ТАГ (Трансатлантический геотраверз) в Атлантике были проведены три подготовительных рейса с подводными аппаратами и размещением геофизических приборов длительного действия (приборы для изучения теплового потока ⌠Медуза■ и др.). Гидротермальная постройка была маркирована с точностью до нескольких метров с тем, чтобы вести бурение в наиболее интересных точках. В подготовительных работах участвовали и российские исследователи (34 рейс НИС ⌠Академик Мстислав Келдыш■) с подводными аппаратами ⌠Мир■. На ряде скважин глубоководного бурения были установлены геофизические приборы длительного действия, что позволяет проникнуть в мир корневых частей океанских гидротерм.

2. Гидротермальная постройка √ рудные концентрации флюида, выходящего на поверхность дна, химический реактор-смеситель
Часть рудных минералов откладывается, как показывает бурение, ниже поверхности дна в местах встречи холодных и горячих ветвей гидротермальной системы, часть образует тонкие прожилки (штокверковое оруденение). В ряде случаев имеет место вскипание гидротермы с сбросом металлов и солей также в глубинных слоях коры.
Флюид, выходящий на поверхность дна, в придонную холодную воду в условиях окислительной среды оказывается в условиях, резко отличных от всей его предшествующей истории, что и приводит к глубоким химическим преобразованиям, разгрузке части элементов с образованием гидротермальной рудной постройки. Постройки сульфидного состава (массивные сульфиды) обычно имеют вид труб, поднимающихся вертикально, башен высотой до 50-70 м.
Самые крупные постройки имеют вид усеченных конусов с выровненной верхней частью и склонами, сложенными обломками сульфидов, наклоненными в соответствии с углами естественного откоса. Характерные примеры можно встретить в гидротермальной области ТАГ. Здесь активная гидротерма возвышается в верхней части усеченного конуса диаметром 200 м и высотой 30 м, над которым возвышаются трубы высотой 10 м. ⌠Черные курильщики■ вырываются из труб в центре постройки, а по периферии близ уступа склона располагаются средне- и низкотемпературные гидротермы, образующие причудливые постройки (⌠кремли■). Корни постройки по данным бурения уходят на 125 м ниже поверхности дна; запасы руды - около 4 млн. т.
Неактивная (древняя) гидротермальная постройка ⌠Мир■, открытая экспедицией на НИС ⌠Академик Мстислав Келдыш■ в районе ТАГ, - самая крупная из известных в Атлантике. Она имеет вид усеченного конуса высотой 70 м и диаметром в основании около 200 м. Ее возраст 100-150 тыс лет. Еще одна древняя также неактивная постройка ⌠Алвин■, обнаруженная здесь, имеет такую же форму. Запасы сульфидов в постройке ⌠Мир■ составляют по приблизительным оценкам около 10 млн т, т.е. приближаются по размерам к промышленным месторождениям Южного Урала. На гидротермальном поле Брокен Спур (29╟ с.ш.) в Атлантике 10 активных построек нарастают со скоростью около 100 т/год [20, 22].
Четкая вертикальная ориентировка построек определяется подъемной силой горячего флюида. Это как бы природный отвес, по которому строится сульфидное сооружение. ⌠Строительная высота■ постройки - несколько десятков метров, она в значительной мере зависит от фундамента. Выше всего постройки на базальтовом фундаменте, заметно ниже постройки на осадочных отложениях (котловина Гуаймас в Калифорнийском заливе и др.). В последнем случае можно наблюдать покосившиеся постройки, а также упавшие на поверхность дна [25].
В общем случае чем больше тепловая мощность гидротермы, тем крупнее постройка. Эта связь нередко осложняется тем, что в некоторых случаях постройки проходят несколько этапов с усилением и ослаблением гидротермальной активности. Так, активная гидротерма ТАГ развивалась 40-50 тыс лет циклами продолжительностью 5-6 тыс лет.
Расширенное основание (цоколь) - это естественная отсыпка, возникающая за счет разрушения наиболее приподнятых ее частей (рудная брекчия), а также многочисленных ⌠полок■, возникающих над боковыми выходами каналов.
В целом тепловая мощность гидротермы определяет не только ее размеры, но также и архитектуру. Самые крупные, мощные и горячие - сульфидные постройки. За ними следуют постройки с кремневым каркасом, например, на полигоне Лау-север в западной части Тихого океана [32]. Невысокие султанчики (первые метры) из оксигидратов возникают при истечении низкотемпературных флюидов (⌠тип рождественской елки■). Еще ниже и холоднее постройки из оксигидратов Fe ⌠лосиные рога■ и ⌠оленьи рога■. Их высота обычно не более 0.5 м.
В кальдере подводного вулкана Хуан де Фука по трещинам в базальтах образуются полосы султанчиков из оксигидратов Fe высотой всего 10-30 см.
Таким образом, архитектура построек, их размеры и минеральный состав оказываются тесно связанными с их температурой и тепловой мощностью.
По размерам выделяются особо крупные (выше 50 м), крупные (20-50 м), средние (10-20 м) и мелкие (0.5-10 м), а также корки и пленки (менее 0.5 м и менее нескольких миллиметров соответственно).
Изучение рудных построек на дне с помощью подводных аппаратов показало, что это обычно сложно устроенные сооружения, которые формировались длительное время. Нередко на дне встречаются отмершие, неактивные постройки. Несколько лет назад многие авторы считали, что сульфидные постройки в агрессивной среде глубинных вод океана не могут существовать длительное время и, как показывали лабораторные эксперименты, довольно скоро должны растворяться. Однако наши исследования на крупной постройке ⌠Мир■ (Атлантический океан) убеждают в ошибочности такого представления. Оказалось, что под воздействием морской воды разрушается только верхняя часть постройки толщиной в 30-50 см. Возникает покров, сходный с ⌠железной шляпой■ сульфидных месторождений суши. Этот плащ выветрелых вторичных минералов надежно предохраняет внутренние слои постройки от растворения. Кроме того, на последних этапах деятельности гидротермы при низких температурах флюида откладываются гидроокислы марганца (например, в рифте Таджура в Аденском заливе [21, 24]. Верхняя часть постройки при этом оказывается защищенной панцирем из марганца.
Крупная гидротермальная постройка - это система инжекторов и эжекторов, т.е. насосов, не только выталкивающих растворы, но и всасывающих морскую воду. С этим связано большое разнообразие минерального состава даже на небольших по протяженности участках постройки или в отдельных ее каналах. Вся постройка похожа на пористое, кавернозное образование с наиболее высокими температурами в осевой части. На верхушке постройки, как правило, располагаются главные выходы ⌠черных курильщиков■. Постройка - это химический смеситель двух растворов - гидротермального флюида и морской воды.
Постепенно каналы постройки зарастают минеральными образованиями, по мере старения постройки все меньше вещества поступает в ⌠курильщики■ и все больше осаждается внутри постройки. ⌠Зрелый этап■ - когда около 50% вещества флюида осаждается в постройке, а этап старения - когда в постройке остается 90% и более.
Главная фаза выпадения сульфидов завершается при температурах флюида 150-200╟С. Далее начинается сульфатная стадия - выпадение сульфатов Ba и Ca и остаточной части сульфидов. При температуре ниже 140╟С ангидрит растворяется - характерны изъеденные растворением ⌠сахарные головы■ в верхних частях многих построек. При дальнейшем снижении температуры идет выпадение нонтронита, а потом - оксигидратов Fe и Mn. Все эти стадии удается наблюдать из подводных аппаратов при сопоставлении прямых измерений температуры флюида и состава вещества, отобранного из постройки. Содержание кремнезема в отложениях постройки зависит от температуры (кремневый термометр), он сохраняется даже в низкотемпературных флюидах.
Таким образом, по мере охлаждения флюида по составу минералов удается выделить постепенно сменяющие друг друга стадии: сульфидную (высокотемпературную) - сульфатную- Fe-силикатную (нонтронитовую) - Fe-оксигидратную, Mn-оксигидратную.
Для рудообразования наибольшее значение имеет сульфидный этап с диктатурой серы и Fe, с образованием многочисленных сульфидных минералов, с захватом малых элементов более распространенными сульфидами металлов, образующих собственные минералы (Fe, Cu, Zn и др.). Средний валовый состав сульфидных построек в Тихом океане приведен на табл. 1. Таким образом два элемента-диктатора на этом этапе дают более 80% вещества рудной постройки.

Таблица 1 - Средний химический состав сульфидных построек северной части Тихого океана. Области срединного хребта с малыми и средними скоростями спрединга

На окислительной стадии - при увеличении разбавления флюида морской водой - диктатором геохимической системы становится О2, а также сохраняется роль Fe, по мере снижения температуры все возрастает роль Mn. Оксигидраты Fe и Mn, как известно, - сильнейшие сорбенты, которые захватывают многие элементы не только из флюида, но также и из морской воды. В особенности велика сорбция биогенных элементов (P, N, C). Установлена прямая связь между содержанием Fe и P в гидротермальных образованиях [26] (рис. 5).
Эта группа элементов обеспечивает уровень продуктивности фитопланктона, масштабы захвата им углекислоты, т.е. в глобальных масштабах влияет на ⌠парниковый эффект■, на климат.
В ходе развития постройки (от ее возникновения и до начала старения распада) проходят процессы метасоматоза - замещение одних минералов другими.
Исключительный интерес вызывают результаты бурения на активных и отмерших гидротермальных постройках. Это трудная задача, поскольку температура внутри построек достигает 200-300╟С, сульфидные руды и брекчии нередко с кремнистым цементом достаточно прочны, что приводит к ⌠уводу■ бурового инструмента. Кроме того, линейные размеры построек требуют исключительно высокой точности определения позиции (несколько метров при глубинах 3-3.5 тыс. м). В северной части Тихого океана бурение проводилось в двух рейсах бурового судна ОДП - в срединной долине хребта Хуан де Фука (рейсы 139 и 169 ОДП). В последнем из них (рейс 169) бурение вели в районе сульфидной постройки Бент Хилл в осевой части срединного хребта. Постройка имеет высоту около 100 м и в значительной части погребена под донными осадками. Скважина 1035 Н прошла через три рудных горизонта и достигла области подготовки рудного вещества (выщелачивания базальтов). Температура здесь достигала 272╟С, а содержание цинка в рудах - 40%, меди - 15%.
Второй район глубоководного бурения - в гидротермальном поле в северной Атлантике на активной постройке ТАГ. Эта область обычно сопоставлялась с месторождениями сульфидов на Кипре и в Омане. Минеральный состав руд однако существенно различался: на Кипре было намного больше брекчированных руд, чем в рудном теле ТАГ. Поэтому результаты бурения в этом регионе вызывали особенно большой интерес.
В рейсе 158 ⌠Джоидес Резолюшен■ в сентябре-ноябре 1994 г. в области ⌠черных курильщиков■ и ⌠кремлей■ на активной постройке ТАГ было пробурено в общей сложности 17 скважин с максимальным проникновением в толщу руд на 125 м [65]. Вся гидротермальная область занимает здесь площадь 5 х 5 км, а собственно гидротермальная активная постройка имеет 200 м в диаметре и около 50 м в высоту. Она находится на глубине 3650 м и была предварительно изучена несколькими отечественными экспедициями, а также экспедициями США, Франции и Японии. Непосредственно перед рейсом бурения для подготовки полигона было проведено 3 подготовительных рейса с подводными аппаратами, были установлены геофизические приборы для того, чтобы определить каким образом бурение отразится на работе гидротермальной системы.
Один из рейсов (экспедиция Бравекс) проводился на НИС ⌠Академик Мстислав Келдыш■ совместно Академией наук России и Кембриджским университетом. Как видно из рис. 6, точки бурения были обеспечены навигацией с ювелирной точностью на удалении нескольких десятков метров друг от друга.
Скважины были сосредоточены на двух уровнях постройки с разными температурами флюида: на вершине - в области ⌠черных курильщиков■ и на краевом уступе постройки - в области ⌠белых курильщиков■ со средней температурой факелов (область ⌠кремлей■ - построек, сложенных в основном ангидритом).
Одним из открытий этого рейса было то, что, как и на Кипре, в строении постройки основное участие принимают брекчии разного состава (рис. 7). Это брекчии массивных сульфидов, пирит-ангидритовые, пирит-кремнисто-ангидритовые, пирит-кремнистые, кремнистые, базальтовые хлоритизированные. Все виды брекчий последовательно сменяют друг друга (это одна из важнейших закономерностей), образуя вертикальные зоны.
Всего удалось выделить 4 зоны. Зона 1 - самая верхняя - из массивных сульфидов в виде обломков размером около 5 см с пиритом в порах и небольшом количеством ангидрита. Главный минерал - пирит, составляющий более 75% брекчии.
Ниже - зона 2 - пирит-ангидритовая брекчия, которая прослежена до глубины 30 м ниже уровня дна. Состоит из мелких округлых обломков пирита (до 2 см) и ангидритового цемента. На долю пирита здесь приходится 50-75%, ангидрита - более 25%. Нижняя ее часть, пирит-кремнисто-ангидритовая брекчия, протягивается до глубин 45 м ниже поверхности дна, т.е. мощность верхней части зоны 15 м. Здесь обломки сцементированы кремнистым веществом. По-прежнему господствует пирит (50-75%), больше 10% приходится на кремни и более 10% на ангидрит. Типичны ангидритовые жилы по всей зоне.
Зона 3 - пиритово-кремнистая брекчия - крупные (более 10 см) обломки серого цвета и кварцево-пиритовые обломки, сцементированные тонкозернистым кварцем. На долю пирита приходится около 50%, кварца - более 10%. Окремненные породы часто сохраняют реликтовую структуру базальта.
Зона 4 - окремненная базальтовая брекчия - это слабо измененные базальтовые обломки диаметром 1-5 см. Толща пересекается многочисленными жилами пиритового, кварцевого и кварц-пиритового состава. Это область питания гидротермальной потройки.
Брекчирование связано с тектонической и вулканической активностью, что приводит к многократным разрушениям постройки и цементации, новому ее росту. Такие события повторялись в истории постройки ТАГ многократно, что видно из изучения разрезов металлоносных осадков, которые были получены в непосредственной близости к постройке [9, 17, 22].
При сравнении состава минералов постройки ТАГ и руд Кипра обращает на себя внимание то, что на Кипре значительно меньше ангидрита. Это связывается с обратной растворимостью ангидрита (рост растворимости при понижении температуры), т.е. при снижении температуры флюида ангидрит, распространенный в высокотемпературной части постройки, растворяется, на его место поступают другие минералы. Это происходит при снижении температуры ниже 150╟С, что неоднократно отмечалось и во внешних частях построек при их изучении с подводных аппаратов. В остальном разрез гидротермальной толщи ТАГ очень близок к разрезам сульфидных руд Кипра, выявляются те же зоны брекчий, близки минеральный состав и структуры.
Следует заметить, что условия бурения оказались исключительно сложными. Это привело к тому, что выход керна оказался в пределах от 1 до 63% (в среднем около 12%). Столь малый выход обычен при бурении в кремнистых крепких породах.
Ранее брекчирование руд Кипра объяснялось выветриванием и нарушениями рудной постройки. Бурение на ТАГ показало, что брекчирование характерно и для начальных этапов развития рудной постройки.
Очень сходны также яшмы Кипра и яшмы, полученные при бурении на ТАГ. Главное различие заключается в содержании ангидрита, который удаляется при низких температурах, а поры, образовавшиеся при его растворении, заполняются другими минералами. Это очень характерный процесс рудного метасоматоза при морском рудообразовании.

3. Гидротермальный факел √ ореол рассеяния флюида в морской воде, генератор сорбента
Как отмечалось, в гидротермальный факел на начальных стадиях развития рудной постройки уходит более 95% вещества флюида, а на заключительных (⌠запечатывание гидротермальной системы■) менее 5%.
Линейные размеры гидротермального факела в десятки и сотни раз больше размеров самой постройки. Поэтому гидротермальные факелы - один из главных маркеров при поисках активных гидротерм. Гидротермальный факел выявляется по многим аномалиям: оптическим, температурным, плотностным, по содержанию взвеси, составу взвешенных частиц, содержанию бактерий, газов и др. Поиск и картирование факелов ведется на основе изучения этих аномалий в трех измерениях.
Обычно нижняя часть факела поднимается на 200-300 м (восходящая часть факела с турбулентным движением) (рис. 8, 9).
В ходе подъема происходит перемешивание флюида с придонными водами, снижение температуры, увеличение плотности до значений, обычных в придонных слоях океана (эти значения различны в Атлантическом и Тихом океанах). Всплывающая часть факела обычно четко выделяется при визуальном наблюдении из подводных аппаратов: она напоминает клубы черного дыма из пароходной трубы. В свете прожекторов микрокристаллы сульфидов, которые и создают впечатление дыма, вспыхивают, как блестки в фейерверке. С ростом расстояния от постройки по вертикали густота дыма снижается, идет разбавление флюида в тысячи - десятки тысяч раз. Скорость подъема - до 100 см/с.
После того как верхняя часть факела достигает состояния нейтральной плавучести, начинается новый этап в развитии факела: его расплывание в форме шляпки гриба по изопикнической поверхности. Это ламинарная часть факела, главная по площади (30-80 км2), мощность в среднем около 200 м. Факел - это продолжение в придонных водах серии химических реакторов: от зоны взаимодействия базальт - морская вода - флюид, а на выходе флюида на морское дно через реактор - рудную постройку. Суть работы этого третьего реактора (факела) состоит в окислении вещества флюида, снижении температуры, появлении большого количества микроорганизмов (до 1 млрд в 1 см 3). Это тиобактерии и метанотрофы, которые ⌠выедают■ значительную часть газов, входящих в состав флюида. Картирование количественного распределения бактерий - один из методов поиска гидротерм.
Выделяется два типа факелов, которые определяет тектоника: 1 - медленноспрединговых (<4 см/год) хребтов с глубокой рифтовой долиной - факелы ближнего действия, не выходят за пределы долины; 2 - высокоспрединговых (>4 см/год) хребтов без рифтовой долины - дальнего (сотни и тысячи километров) действия (рис. 10).
По температуре на выходе из постройки гидротермальные факелы разделяются следующим образом:

  1. высокотемпературные (горячие) - ⌠черные курильщики■. Их температура более 250╟С;
  2. среднетемпературные - серые и ⌠белые курильщики■, средняя температура на выходе из постройки 70-250╟С;
  3. низкотемпературные (холодные) белесые или ⌠муаровые■ с температурой ниже 70╟С.
Геохимические процессы, происходящие при выходе флюида в морскую воду, определяются законами смешения двух конечных членов: флюида и морской воды. При этом часть элементов меняет концентрации в соответствии с разбавлением флюида водой (консервативные элементы), другая часть вступает в реакции и связывается в новообразованные минералы, участвует в процессах сорбции, а также в процессах бактериального хемосинтеза (в особенности сероводород, метан, углекислота и др.).
Состав чистого флюида (до разбавления) определяют по содержанию магния, который в неразбавленном флюиде полностью отсутствует. Оказалось, что большинство проб флюида из разных гидротермальных областей морей и океанов имеет достаточно близкий состав (рис. 11), он соответствует также составу растворов, которые получаются при соответствующих экспериментах. Соотношения между содержаниями элементов в среднем гидротермальном флюиде и в средней морской воде меняются в широких пределах. Некоторые элементы, присутствующие в морской воде, во флюиде отсутствуют полностью, другие обогащены в миллионы и десятки миллионов раз (табл. 1-3).
Величина обогащения элементами среднего флюида по отношению к средней морской воде приводится ниже:

Таблица 2 - Основные параметры гидротермального флюида и океанской воды

Характерно также время пребывания элементов и соединений в гидротермальном факеле, которое определено по радоновым часам [67]:

Таблица 3 - Состав океанских гидротерм в сравнении с морской водой, мг/кг

Наиболее надежные данные о химическом составе гидротермальных растворов Атлантического и Тихого океанов в сопоставлении с составом океанской воды приведены в табл.4.

Таблица 4 - Химический состав гидротермальных растворов (Na, K, Ce, в г/кг; от SiO2 до Mn, включительно, и в мг/кг, остальные элементы, в мкг/кг, РЗЭ, в нг/кг)

Элементы и соединения, содержащиеся во флюиде в максимальных количествах, обычно используют для поиска гидротермальных факелов на дне и для дальнейшего определения положения гидротермального поля. Среди элементов флюида самый консервативный - гелий, который как нейтральный газ не вступает в химические реакции. Установлена тесная корреляция между потоком этого инертного газа (Не3) и потоком тепла, а также ряда химических элементов (рис. 12). Поток гелия связан с базальтами, из которых газ удаляется разогретой морской водой вместе с металлами. По выражению геохимиков, глубинное вещество океана ⌠пахнет■ гелием.
С помощью анализа изотопного состава гелия удалось определить независимыми методами и конвективный поток тепла - энергетический показатель масштабов работы гидротермальных систем. Суммарный поток тепла равен 4.9+1.2х1019 кал/год. По потоку 3Не удалось определить также поступление эндогенного Mn: оказалось, что в первом приближении вулканогенного Mn в океане в 10 раз больше, чем его поступает с речным стоком [34].
Очень важна также тесная корреляция между поступлением 3Не и кремнеземом (коэффициент корреляции равен 0.998), что позволяет использовать ⌠кремневый термометр■, а также разделять в океане кремнезем гидротермальной природы от его части, поступающей с речными водами.
Лаптон и др. [73] изучили распространение 3Не в гидротермальном факеле через ВТП на 8-12╟ ю.ш., который протягивается на 2000 км к западу от хребта. По таким маркерам как мутность, эксцесс Mn, Fe и CH4 плюм здесь прослеживается только на сотни километров, т.е. во много раз меньше, чем по гелию. Таким образом, величина плюма во многом определяется методом исследования - от нескольких десятков - сотен метров при использовании подводной фотографии до сотен и тысяч километров при использовании наиболее чувствительных методов.
Для поисковых целей чаще всего используют Mn, а также СН4, аномалии мутности, реже - другие показатели. Выбор именно этих компонентов определяется тем, что по отношению к морской воде во флюиде их концентрация оказывается наиболее высокой (см. рис. 11). Определение этих показателей факела достаточно просто и может проводиться немедленно после отбора проб в судовых условиях.
По наблюдениям в Тихом океане в области максимальных скоростей спрединга (от 14╟ до 19╟ ю.ш.) очень показательным является отношение СН4/Mn, которое меняется от 0.05 до 3.9 (молекулярная форма). Установлено, что это соотношение очень близко коррелирует с соотношением двух элементов-диктаторов геохимии факела - серы и железа. Отношение СН4/Mn - это отношение летучих к металлам. Эта зависимость прямая для Fe и S в форме взвеси [66].
В многих работах подчеркивается также, что повышенная мутность не только хороший внешний индикатор факела (мутность определяется возникновением микрокристаллов сульфидов железа), но и косвенный показатель содержания взвешенных форм S и Fe. Аномалии мутности количественно связаны с температурой: чем выше температура источника, тем в общем случае больше образование микрокристаллов, тем больше поступает серы и железа в наддонную воду.
Метод ⌠радоновых часов■ дает возможность определить среднее время пребывания разных элементов в гидротермальном факеле: от нескольких часов (Fe+2, S) до нескольких десятков лет (для наиболее стойких элементов - Mn и 3Не). Именно по этим долгоживущим элементам можно определить реальную дальность распространения факела, его влияние на донные осадки в дальней (дистальной) области развития металлоносных осадков.
Все, что сказано о гидротермальных факелах, касается по сути лишь наиболее выраженных их частей с максимальными концентрациями. Однако значительная, а для многих элементов и компонентов главная часть плюма находится дальше, за его видимыми границами, в периферических частях факела, где значения близки к фоновым. Внешние части факела постепенно сливаются с фоном морской воды. Через систему промежуточных связей флюид связан с атмосферой. В этом убеждает, в частности, анализ распределения гелия и других инертных газов.
Гидротермальный факел - это одна из систем на границе эндосферы и внешних сфер Земли. Вместе с постройкой и металлоносными осадками факел характеризует сложные - живые и неживые - связи между этими системами.
Время пребывания вещества в всплывающей (теплой) части факела 30-40 мин, а в расплывающейся по изопикнической поверхности нейтральной (холодной) части - от нескольких дней до десятков дней.
За последние годы удалось изучить изменчивость работы гидротерм во времени. Для этого использовались разные конструкции седиментационных ловушек, с помощью которых удается определить потоки вещества осаждающегося из факела на разных удалениях от постройки, изменения потоков во времени [73]. Оказалось, что для многих гидротерм характерны периодические усиления и ослабления потоков разной длительности. Наряду с этим открыты и взрывные выбросы большого количества вещества с отрывом образовавшегося облака от ножки факела и с образованием автономной системы - мегаплюма. В отличие от обычных факелов, которые поднимаются над поверхностью дна на 200-300 м и имеют толщину в первые сотни метров, мегаплюмы выбрасываются на 800-1000 м от дна при мощности (толщине) около 700 м и диаметре до 10 км и более [51, 80].
Для образования мегаплюма таких размеров необходим сильный выброс тепла, реализованного в форме плюма с потоком порядка 15 т/сек (1016-1017 Дж). Эти значения были подтверждены результатами лабораторных экспериментов и моделированием [82]. Интересно, что мегаплюмы, как закрытые системы, существуют длительное время (до 20 суток), они имеют свою замкнутую систему циркуляции.
Исследования вертикальных потоков гидротермального материала с помощью седиментационных ловушек выполнены также в Тихом океане в области высоких скоростей спрединга (13╟ с.ш.). Оказалось, что потоки Fe на удалении 2.5 м от источника равнялись 103 мг/м2/день, а на удалении 800 м - всего 22 мг/м2/день. На тех же удалениях потоки серы были соответственно 300 и 9 мг/м2/день [68] (рис. 13).
В Атлантическом океане с низкими скоростями спрединга в экспедициях Института океанологии РАН были установлены седиментационные ловушки на гидротермальных полях Брокен Спур (3 станции) и ТАГ (2 станции). Как и следовало ожидать, потоки здесь значительно ниже, чем в Тихом океане: суммарный поток в 1 км от источников определен у дна около 6 мг/м2/день для ТАГ и всего 3 мг/м2/день для Брокен Спур. Зона распространения сульфидных минералов (проксимальная часть факела) приблизительно соответствует разбавлению флюида в 1000 раз, на большем удалении она сменяется зоной Fe-гидроокислов.
В 1986 г. во время 12-го рейса НИС ⌠Академик Мстислав Келдыш■ в бассейне Гуаймас (Калифорнийский залив) на пяти горизонтах были установлены седиментационные ловушки с экспозицией 14.5 суток. Собранный ловушками материал анализировался с разделением на 4 фракции (связанные с карбонатным материалом, с аморфными гидроокислами Fe и Mn, а также органическим веществом, сульфидами и элементы, зафиксированные в кристаллических решетках). Оказалось, что элементы по значениям их вертикальных потоков из факела можно разделить на две группы [20]. Первая включает элементы - гидролизаты, вторая - Mn, Fe, цветные металлы. Потоки элементов второй группы резко (до 10-15 раз) возрастают на горизонте водной толщи, обогащенном гидротермальными дымами. Особенно резко возрастают в факеле потоки Mn с преобладанием оксигидратных его форм, а также потоки Fe.
Большая роль микроорганизмов в геохимии плюмов была установлена еще в самом начале исследований в районе Галапагосского рифта. Было отмечено, что биомасса организмов в плюме значительно возрастает, сравнительно с фоном, и что для разных частей плюма характерны разные группировки микроорганизмов, которые появляются, начиная с температур около 100╟С.
Их количество в нейтральной части плюма на гидротермах Хуан де Фука достигало обычно 103-104 кл/мл. Примечательно и то, что в фоновых пробах вне плюма содержание хемотрофных бактерий составляло обычно менее 0.1%, а в плюме - до 20% и больше.
Источником энергии для бактерий являются H2S, CH4, Н2, Fe/II/, Mn /II/. Меньше всего время пребывания в плюме сероводорода: с этой его частью связана область развития тиобактерий, значительно больше времени сохраняется метан, водород и Mn/II/, последний - самый большой долгожитель плюма и гидротермального вещества, его превосходит только Не3.
Метан обычно встречается в океанских водах в очень малых количествах, за исключением некоторых областей, где его содержания достигают очень высоких значений (гидротермальные плюмы, холодные высачивания - сипы, подводные грязевые вулканы и др.).
Большинство исследователей считает высокие содержания метана в гидротермах в сочетании с высокими содержаниями водорода - признаком происхождения гидротермы из ультраосновных пород (реакция серпентинизации ультраосновных пород).
Одна из первых попыток определить скорость микробиологического окисления метана в гидротерме была предпринята [67] для хребта Хуан де Фука с использованием изотопных часов 222Rn/He3. Это отношение растет по мере удаления от источника. Оказалось, что резиденс тайм метана в плюме этого гидротермального поля составляет 11 суток.
Другой метод с использованием меченого метана 14СН4 показал, что главную роль метаноокисление имеет на расстоянии не больше 2-5 км от источника, что соответствует и данным прямых подсчетов клеток бактерий. Максимальная скорость из известных для метаноокисления была определена в плюме на удалении около 2 км от источника.
Пока данных о микробиологическом окислении водорода мало. По имеющимся данным [67] скорость окисления водорода в 20 раз выше, чем метана, а время его жизни в факеле составляет 3.2 суток, т.е. почти в 4 раза меньше метана. Эта особенность поведения водорода в факеле имеет большое значение для поиска выходов гидротерм на дне по анализу газовой фазы. Высокие содержания водорода - указание на близость гидротермального источника, метана на - среднее расстояние от источника.
Уже первыми исследованиями было показано, что марганец лишь в малых количествах окисляется во всплывающей части плюма, главное его окисление идет в нейтральной части, на значительном удалении от источника и связано с микроорганизмами. Меняются также формы микроорганизмов - от коккосфер близ плюма до резкого преобладания волокнистых форм на удалении 17 км и более от источника гидротермы Эндевор [70, 71]. Скорость окисления Mn здесь в среднем составляла 3 х 1010 молей/км/сутки, что значительно выше, чем для поля Хуан де Фука.
Первые определения, сделанные для гидротермального поля Эндевор для плюма нейтральной плавучести, дали значение первичной продукции хемосинтеза 1.2-1.4 гС/м2/год-1 [70]. Авторы считают, что около 62% Сорг в плюме связано с продукцией хемосинтеза. Предполагается, что около 25% метана в плюме хемосинтезом превращается в углерод клеток бактерий [77]. На поле Эндевор [81] в нейтральной части плюма биомасса зоопланктона была определена в 21 мг/м3 и включала 83 вида организмов. Биомасса снижается к осевой части плюма. В гидротермальном факеле существуют две сорбционные системы: 1) на начальных стадиях смешения с морской водой (восходящая часть факела), когда идет образование микрокристаллов сульфидов - захват из морской воды из флюида (соосаждение и сорбция) малых элементов, которые не образуют собственных минералов; 2) в растекающейся (нейтральной части) идет быстрое окисление этих микрокристаллов, преобразование их в сильнейшие природные сорбенты - оксигидраты Fe и Mn. Первая часть факела (сульфидная) имеет небольшую протяженность - обычно не более 500 м от источника, вторая - протягивается на сотни и тысячи километров. Именно она имеет главное значение в геохимии океана. Эти новообразованные сорбенты Fe и Mn захватывают из морской воды 98% Th, 75% РЗЭ, 42% Р и др. Все эти процессы имеют общую направленность: массовый перевод растворенных форм элементов флюида и морской воды во взвесь с последующим ее осаждением в донные осадки.
Третья система касается перевода раствореннных газов в донные осадки хемосинтезирующими бактериями (захват H2S, CH4 углекислоты, ряда биогенных элементов и металлов в ходе хемосинтеза) [16]. Таким образом, биокосная система факела - состоит из живой и неживой частей, которые взаимодействуют с флюидом и морской водой, оказывают огромное влияние на судьбы растворенных элементов и газов, приспосабливают флюид к новым условиям среды (окисление и др.).

4. Металлоносные и рудоносные осадки √ ореол рассеяния и сорбенты в донных осадках, связь эндосфера √ седиментосфера, запись в толще донных осадков
Как отмечалось, в форме рудной постройки концентрируются в среднем около 5% от минеральных веществ гидротермального флюида. Большая часть уходит в гидротермальный факел, где эта главная по значению часть разделяется по крайней мере на три ветви: 1 - осаждающаяся из факела на дно в виде минеральных зерен и агрегатов; 2 - захватываемая бактериальными организмами в ходе хемосинтеза и входящая в пищевые цепи гидротермали; 3 - уходящая в морскую воду (щелочные металлы, газы, инертные газы).
Для донных осадков в области распространения гидротермального факела особенно характерно повышенное содержание Fe: при содержании Fe от 10 до 30% осадки называют металлоносными (М - осадки), а при содержании более 30% - рудоносными (Р - осадки).
Как видно из рис. 9, в факеле происходит не только химическая дифференциация в зависимости от условий среды и соотношения флюид/морская вода, но также и механическая. Только в проксимальной части факела выпадают частицы с медианным диаметром более 10 мкм, а за ее пределами господствуют частицы с медианным диаметром менее 5 мкм, далее - менее 1 мкм и в дистальной части - менее 0.5 мкм.
Диктатура Fe, которая отмечалась для факела, сохраняется в донных осадках. Второй элемент-диктатор (сера) окисляется. Поскольку условия среды в дистальной части факела и в поверхностном слое донных осадков окислительные, главными минералами в этой части факела и соответственно в донных осадках являются оксигидраты Fe-сильнейшие природные сорбенты. На этом участке факела в связи с сильным разбавлением исходного флюида содержание многих элементов в морской воде оказывается выше, чем в факеле. Поэтому Fe-сорбент захватывает часть элементов из морской воды; с последующим их отложением в донных осадках.
По интенсивности захвата Fe-сорбентом наиболее распространенные элементы морской воды располагаются в следующий ряд: Cu2+>Zn2+>Ni2+Cd2+Co2+>Ca2+>Mg2+ [75].
Это следует из данных по удельной поверхности некоторых природных сорбентов (м2/г):
  • Каолинит                                   10-50
  • Иллит                                        30-80
  • Средняя морская взвесь    10-30
  • Средняя речная взвесь    4-10
  • Свежая гидроокись    157-300
  • железа Fе (ОН)3
Именно за счет сорбции из морской воды Fe-сорбентом, образовавшимся из флюида, в М-осадках Тихого океана накапливается 87% Ni и 94% Co [26].
Для большого числа проб М-осадков, полученных в Тихом, Атлантическом и Индийском океанах, среднее содержание Fe в пределах 12-17% (на бескарбонатный и бескремнистый осадок) Это, таким образом, хороший индикатор эндогенного вещества. Весьма характерны также аномалии РЗЭ: для проксимальной части флюида и соответственно для ближнего к гидротерме поля осадков характерна положительная европиевая аномалия, а для дистальных - отрицательная цериевая.
Показательными являются и отношения элемент/Fe в металлоносных осадках. Большая группа элементов (Mn, Cu, Zn, Cd, Ag, Pb, As) имеет в металлоносных осадках отношения, близкие к их отношениям во флюиде.
Другая группа элементов имеет эти отношения заметно более высокие, чем во флюиде, что свидетельствует о поступлении их дополнительных количеств из морской воды Fe-сорбентом (Сo, Ni и др.).
Особый тип М- и Р-осадков возникает в восстановительных условиях горячих рассолов Красного моря [4, 6].
По химическому и минеральному составу в настоящее время можно выделить следующие типы М- и Р-осадков:
  1. возникшие в соленосных впадинах Красного моря в восстановительной среде плотных рассолов;
  2. группа гидротермальных осадков, возникающих в окислительной среде:
  • а - осадки проксимальных частей факела - в непосредственной близости (первые сотни метров) от гидротермальной постройки, с интенсивным выпадением сульфидных минералов из факела;
  • б - осадки дистальных частей факела - наиболее широко распространенные, с господством оксигидратов;
  • в - осадки, возникающие при окислении сульфидных построек - образования типа подводной ⌠железной шляпы■.
Опытным путем было установлено, что среднее время окисления и растворения сульфатных и сульфидных частиц размером 0.01 мм резко меняется для разных минералов. Оно меньше всего у сульфатных зерен (ангидрит около 2 дней, барит - около 8 лет), а из сульфидов менее всего стоек распространенный в факелах пирротин (1.5 года). Более устойчивы сфалерит (6.6 лет), пирит (15-30 лет) и наиболее стоек халькопирит (132 года) [60].
М-осадки залегают обычно непосредственно на базальтах ложа океана. По мере нарастания океанской коры они оказываются все дальше от источника и постепенно замещаются пелагическими нормальными осадками. Образуется последовательный ряд формаций расширяющегося океана [33].
Анализ 255 скважин глубоководного бурения во всех океанах показал, что в 51% случаев на базальтах ложа залегают М-осадки слоем мощностью от первых сантиметров до десятков метров (до 30 м). Максимальный возраст этих отложений достигает 150 млн лет, т.е. близок к максимальному возрасту кернов бурения [11]. Состав древних М-осадков оказался близким к составу современных металлоносных осадков (рис. 14). В этом убеждает анализ более 1 тыс проб, полученных на 75 станциях бурения.
Последующие геохимические исследования позволили сопоставить состав базальтов с составом флюида и рудных построек, а также с составом вещества и газов гидротермального факела и М-осадков. Оказалось, что несмотря на отклонения, связанные с влиянием различных факторов, существует прямая связь (качественная и количественная) между этими звеньями единой гидротермальной системы. Близость отдельных звеньев определяется относительным постоянством состава морской воды (одним из конечных членов реакции) и составом базальтовой лавы (МОРБ). Ход реакции морская вода - базальт определяется температурой, давлением, отношением вода/порода и др. Закономерны и реакции при смешении гидротермальных флюидов с морской водой и дальнейшие превращения в ходе осаждения вещества факела на морское дно.

5. Геологическое картирование c подводных обитаемых аппаратов
Геолог, работающий на суше, с трудом может представить возможности картирования, поисков и разведки на глубинах в 3-5 тыс. м при давлении внешней среды 300-500 атм., в условиях полной темноты, при удалении на многие километры от корабля поддержки.
Даже простое перемещение в толще воды в таких условиях требует разработки систем подводной навигации, резко отличающихся от навигации атомных подводных лодок, которые действуют в верхних сотнях метров. Нетрудно себе представить, что произойдет, если исследовательский подводный аппарат весом в 19 т соприкоснется с базальтовыми скалами на дне или попадет в струи ⌠жидкого огня■ - в гидротермальный факел с температурой до 400╟С.
Геологическое картирование на дне океана, а также поиски гидротермальных скоплений, разведка - все это стало возможным только сейчас, после многолетней разработки специальных приемов, наиболее рациональной последовательности работ, применения самых высоких технологий, сочетающих новые приемы изучения физических, химических и биологических полей с данными тектонического и тектоно-магматического прогнозов.
Эти приемы исследований вырабатывались более чем в 10 отечественных специализированных рейсах по изучению гидротерм. Их результаты изложены в 11 монографиях и сборниках статей, а также в сотнях отдельных статей. Большой вклад был сделан также и зарубежными коллегами, которые вели исследования с применением не только глубоководных обитаемых аппаратов, но также и методами глубоководного бурения непосредственно в гидротермальных рудных постройках (ТАГ в Атлантическом океане и Хуан де Фука - в Тихом). Бурение проводилось также и в ореолах рассеяния.
Итак, условия геологического картирования на дне морей и океанов коренным образом отличаются от работы геолога в поле. Исключительно сложной оказывается ориентировка на дне, поскольку видимость из иллюминаторов подводного аппарата обычно составляет всего 15-20 м. Погружение поэтому должно быть обеспечено детальнейшими картами-планами, которые составляют специально для каждого полигона, а нередко и для каждого погружения. Составление таких карт возможно только при использовании узколучевых или многолучевых эхолотов, а также спутниковых систем навигации, т.е. наиболее совершенных средств картографирования подводного рельефа.
Каждое погружение - это дорогостоящая и опасная операция, которая требует обеспечения десятками специалистов.
Составление надежной карты рельефа дна, а в ряде случаев также и геофизических карт (магнитометрия, силы тяжести и др.) - это только первый этап работ на полигоне. Перед погружением необходимо обеспечить навигацию аппаратов путем разбивки сети подводных акустических маяков. Их работа затрудняется при сложном пересеченном рельефе срединных хребтов явлением акустической тени.
Каждое погружение на глубины 3-4 тыс м занимает около 10-15 часов работы. За это время аппарат может пройти у дна 3-5 км, производя картирование и отбор проб, остальное время уходит на погружение и всплытие.
Составление геологической схемы или карты гидротермального поля требует нескольких погружений на ключевые участки, т.е. это работа нескольких геологов, сменяющих друг друга на время отдыха.
К настоящему времени детальное геологическое картирование проведено отечественными экспедициями на 15 полигонах, расположенных в северных частях Атлантического и Тихого океанов.

6. Поиски и разведка рудных полей на дне морей и океанов
Не следует думать, что гидротермальные поля и рудные постройки на них протягиваются сплошным поясом по срединным хребтам. Гидротермальная активность, как показывают современные данные, встречается достаточно редко, она меняется в пространстве и во времени, хотя в основном сосредоточена в областях активного спрединга. В настоящее время на 80 тыс. км протяженности срединных хребтов обнаружено около 150 гидротермальных полей. Хребты трансформными разломами разбиты на отдельные сегменты, в которых гидротермы встречены обычно не ближе 20-30 км от зон трансформных разломов. В Атлантическом океане гидротермы встречаются обычно через 150-180 км протяженности хребта, именно в таких местах удачно сочетаются условия взаимодействия внутренних и внешних сфер.
В настоящее время разработаны приемы поиска гидротерм на дне, развитые, в том числе, и в многочисленных отечественных экспедициях [8, 9, 20, 21, 41, 44, 45].
Исследования включают несколько этапов. Первый их них - тектоно-магматический (с учетом данных геофизики) анализ, т.е. выявление участков хребтов по тектоническим индикаторам. Для медленноспрединговых хребтов это прежде всего выявление рифтового ущелья в осевой части хребта с неовулканической постройкой, к которой чаще всего бывают приурочены гидротермы. На хребтах с высокими и сверхвысокими скоростями спрединга (Тихий океан) рифтовых долин не возникает, они сменяются неглубоким понижением - клефтом. Гидротермальная активность обычно связана здесь с наиболее приподнятыми участками (домами) в осевой зоне.
Далее следует поиск ореолов рассеяния в донных осадках (металлоносные осадки) и в толще вод (гидротермальные факелы).
Ореолы рассеяния занимают площади в десятки и сотни раз больше, чем сами рудные постройки и являются надежным индикатором гидротермальных полей. Однако в медленно-спрединговых хребтах (атлантический и индоокеанский типы) гидротермальные факелы, как отмечалось, не поднимаются выше рифтового ущелья, т.е. ореолы рассеяния зажаты рифтом и не выходят за его пределы. В Тихом океане ореолы рассеяния занимают очень большие площади и нередко бывает трудно определить конкретный рудный источник. Для этого необходимы дополнительные исследования.
Пробы донных осадков получают с помощью дночерпателей и грунтовых трубок, что дает возможность изучить развитие данного поля не только в пространстве, но и во времени.
После обнаружения ореола металлоносных осадков положение самого источника и рудной постройки, обычно с ним связанной, определяют путем поиска ореола рассеяния в толще морской воды (гидротермального факела). По аномалиям в свойствах и составе морской воды, смешанной с флюидом в факеле, обычно удается определить положение источника аномалий. Чаще всего используют аномалии температуры, мутности вод, а также геохимические аномалии: содержание Mn, CH4, He3 и ряда других элементов.
Изучение факела должно быть трехмерным. Для этого были разработаны методы геохимического сканирования, особенно развитые в последние годы.
На конечном этапе, после обнаружения положения источника, производится заключительная операция поиска - визуализация источника с помощью локаторов бокового обзора, видеокамер, фотоустановок, теле-дночерпателей. Только после визуализации объекта рациональным становится использование обитаемых подводных аппаратов, с которых возможен прицельный отбор проб и геологическое и геохимическое картирование гидротермального поля. После этого производится подготовка конкретного полигона для работ подводных аппаратов.
С подводных аппаратов удается отбирать пробы не только рудной постройки и донных осадков, а также разнообразных животных (фауна гидротермали), но и пробы гидротермального флюида с температурой 300-400╟С (с помощью специальных батометров), а также пробы газов.
Как видим, исследование гидротерм на дне (в крайне трудной и опасной обстановке) - это достаточно сложная операция, требующая применения самых высоких технологий, в том числе многочисленных химических определений на борту судна фоновой морской воды, флюида, рудного вещества из постройки, газов и металлов из гидротермального факела и из М-осадков.
Собственно разведка рудного поля с трехмерным картированием и отбором проб руды и определением запасов ископаемых проводится пока очень редко, в основном с использованием глубоководного бурения. Так, на гидротермальном поле ТАГ в пределах активной постройки было пробурено 17 скважин с максимальным проникновением в толщу на 125 м. Бурение проводилось также и в северной части Тихого океана на хребте Хуан де Фука и в Галапагосском рифте.
Осенью 2000 г. планируется провести бурение на гидротермальных полях в области заостроводужного спрединга (море Манус близ Новой Гвинеи), где в гидротермальных постройках ожидаются высокие содержания золота. Это будет первый опыт глубоководного бурения в активных гидротермах области заостроводужного спрединга и, возможно, первый опыт разведки рудопроявлений.

7. Сульфатные руды океана √ полезные ископаемые будущего
По приблизительным оценкам стоимость металлов, извлекаемых из 1 т океанской сульфидной руды, находится в пределах 120-500 долларов (медь, цинк, серебро, золото, свинец, кадмий, мышьяк, сера, селен, железо, молибден, кобальт и др.) [13]. Как отмечалось, состав руд гидротермальных залежей существенно меняется, так же как и их запасы. Так, в настоящее время уже открыты рудные постройки в Северной части Атлантики с запасами до 10 млн т. Такие рудные скопления известны и в срединном хребте северной части Тихого океана.
Крупные скопления сульфидов обнаружены и в области заостроводужного спрединга в западной части Тихого океана (особенно море Манус). В последней гидротермальной области особенно привлекательными оказываются повышенные содержания золота (золоторудная провинция Новой Гвинеи и о. Бугенвиль) [64]. Как показали исследования сульфидных руд со дна областей заостроводужного спрединга Западной части Тихого океана (Лау, Вудларк, Манус и др.), в отличие от руд срединных океанских хребтов, для заостроводужного спрединга характерно обогащение сульфидных руд золотом, серебром, свинцом, мышьяком, сурьмой [5, 40, 64]. С немецкого исследовательского судна в море Манус велись сборы значительных количеств сульфидных руд с помощью тяжелого теледночерпателя в количествах, достаточных для опытной переработки.
Большой интерес к этому району проявляют также исследователи Японии, Австралии и США. Если будут открыты подводные сульфидные руды с высокими содержаниями золота, то их промышленная эксплуатация будет начата очень быстро. При обычных же содержаниях металлов в сульфидах дна их добыча сдерживается не техническими трудностями, а в основном экономическими факторами. По мере выработки месторождений суши морские залежи будут приобретать все большее значение. По подсчетам Е.Г. Гурвича [11], за последние 150 млн. лет в Тихом океане накопилось 10-15 триллионов тонн полиметаллических руд.


Литература.


  1. Батурин Г.Н., Коченов А.В., Тримонис Э.С. 1969. О составе и происхождении железорудных осадков и горячих рассолов в Красном море.// Океанология.- 1969, ╧ 3.- С. 422-451.
  2. Богданов Ю.А.. Гидротермальные рудопроявления рифтов Срединно-Атлантического хребта.- М.: Научный мир, 1998.-167с.
  3. Богданов Ю.А., Бортников Н.С., Викентьев И.В., Гурвич Е.Г., Сагалевич А.М. 1997. Новый тип современной минералообразующей системы: ⌠Черные курильщики■ гидротермального поля 14╟45▓ с.ш., Срединно-Атлантический хребет. //Геология рудных месторождений.- 1997.- 39, ╧ 1. - С. 68-90.
  4. Богданов Ю.А., Гурвич Е.Г., Бутузова Г.Ю. и др. 1986. Металлоносные осадки Красного моря.- М.: Наука, 1986.-288с.
  5. Бортников Н.С., Лисицын А.П. Условия формирования современных сульфидных построек в зонах спрединга задуговых бассейнов Лау и Манус (Тихий океан). -В кн.: ⌠Геология и минеральные ресурсы Мирового океана■.- Внииокеангеология, 1995.- С. 158-173.
  6. Бутузова Г.Ю. Гидротермально-осадочное рудообразование в рифтовой зоне Красного моря.- М.: Геос, 1998.-291с.
  7. Геолого-геофизические исследования в юго-восточной части Тихого океана /Отв. ред. Ф.П. Лисицын.- М.: Наука, 1976.-379с.
  8. Геологическое строение и гидротермальные образования хребта Хуан де Фука /Отв. ред. Ф.П. Лисицын.- М.: Наука, 1990.
  9. Гидротермальные образования срединного хребта Атлантического океана /Отв. ред. А.П. Лисицын.- М.: Наука, 1992.-198с.
  10. Гричук Д.В. Термодинамические модели субмаринных гидротермальных систем.- Автореф. дисс. на соиск. уч. степ. доктора геол-мин. наук.- Москва: МГУ, 1998.-51с.
  11. Гурвич Е.Г. Металлоносные осадки Мирового океана. -М.: Научный мир, 1998.-340с.
  12. Демина Л.Л., Серова В.В., Тамбиев С.Б. и др. Потоки осадочного вещества, геохимический фон в Центральной Атлантике. - В кн.: ⌠Гидротермальные образования срединного хребта Атлантического океана■.- М.: Наука, 1992.- С.68-76.
  13. Краснов С.Г. Черкашев Г.А., Айнемер А.И. и др. Гидротермальные сульфидные руды и металлоносные осадки океана. - М.: Недра, 1992.-278с.
  14. Курносов В.Б. Гидротермальные изменения базальтов в Тихом океане и металлоносные отложения.- М.: Наука, 1986.-252с.
  15. Леин А.Ю., Глущенко Н.Н., Осипов Г.А., Ульянова Н.В., акад. Иванов М.В. Биомаркеры сульфидных руд современных и древних ⌠черных курильщиков■.// ДАН.- 1998.- 359, ╧ 4.- С.525-528.
  16. Леин А.Ю., Пименов Н.В., Виноградов М.Е., Иванов М.В. Скорость СО2-ассимиляции и бактериальная продукция органического вещества на гидротермальных полях 26╟ с.ш. и 29╟ с.ш. Срединно-Атлантического хребта.// Океанология.- 1997.- 37, ╧ 3.- С.396-407.
  17. Леин А.Ю., Ульянова Н.В., Гриненко В.А., Лисицын А.П.. Геохимические особенности гидротермальных сульфидных руд Срединно-Атлантического хребта (26╟ с.ш.). //Геохимия, 1991.- ╧3.- С.307-319.
  18. Лисицын А.П. История вулканизма океанов.- В. кн.■ Геологическая история океана■.- М.: Наука, 1980.- С.278-319.
  19. Лисицын А.П., Бинкс З.А., Богданов Ю.А., Скотт С., Зоненшайн Л.П., Гордеев В.В., Гурвич Е.Г., Муравьев К.Г., Серова В.В. Современная гидротермальная активность подводной горы Франклина в западной части моря Вудларк.// Известия АН СССР. Сер. геологич.- 1991.- ╧ 8.- С.125-140.
  20. Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Гурвич Е.Г. Гидротермальные образования рифтовых зон океана.-М.: Наука, 1990.- 256с.
  21. Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Зоненшайн Л.П., Сагалевич А.М. Подводные геологические исследования в Индийском океане. //Вестн. АН СССР/- 1984.- ╧ 12.- С.89-98.
  22. Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Зоненшайн Л.П. ⌠Черные курильщики■ Калифорнийского залива. //Изв. АН СССР. Сер. геол.- 1989, ╧ 5.- С.3-18.
  23. Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Зоненшайн Л.П., и др. Строение рифта Таджура в Аденском заливе по данным исследования с подводных аппаратов.// ДАН СССР.- 1984.- 279, ╧ 5.- С.1189-1193.
  24. Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Сагалевич А.М. Геология рифта Таджура, его место в рифтовой системе Земли.// Изв. АН СССР. Сер. геол. 1987, ╧ 1.- С.39-52.
  25. Лисицын Ф.П., Богданов Ю.А., Зоненшайн Л.П. и др. Гидротермальные проявления Срединно-Атлантического хребта на 26╟ с.ш. (Гидротермальное поле ТАГ). //Изв. АН СССР. Сер. геол.- 1989, ╧ 12.- С.3-20.
  26. Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Мурдмаа И.О. Металлоносные осадки и их генезис. В кн.: Геолого-геофизические исследования в юго-восточной части Тихого океана.- М.: Наука, 1976.- С.289-379.
  27. Лисицын А.П., Гордеев В.В., Богданов Ю.А. - В кн.: ⌠Металлоносные осадки Индийского океана■. -М.: Наука, 1987.- С.100-127.
  28. Лисицын А.П., Демина Л.Л., Тамбиев С.Б., Варванина Г.В. Потоки химических элементов в районе подводной гидротермальной деятельности (хребет Гуаймас, Калифорнийский залив). //ДАН СССР.- 1990.- 314, ╧ 3.- С.715-719.
  29. Лисицын А.П., Живаго А.В., Зоненшайн Л.П. и др. Геология рифта Таджура; наблюдения с подводных аппаратов. -М.: Наука, 1987.-237с.
  30. Лисицын А.П., Крук К., Богданов Ю.А., Зоненшайн Л.П., Муравьев К.Г., Туфар В., Гурвич Е.Г., Гордеев В.В., Иванов Г.В. Гидротермальное поле рифтовой зоны бассейна Манус. //Известия РАН. Сер. геол.- 1992, ╧ 10.- С.34-55.
  31. Лисицын А.П., Кузьмин М.И., Богданов Ю.А. и др. Геологическое строение трансформных разломов Аравийско-Индийского хребта.// ДАН СССР.- 1982.- 263, ╧ 6.- С.1468-1472.
  32. Лисицын А.П., Малахов О.Р., Богданов Ю.А., Спене Сокан, Зоненшайн Л.П., Гурвич Е.Г., Муравьев К.Г., Иванов Г.В. Гидротермальные образования северной части бассейна Лау (Тихий океан). //Известия АН СССР. Сер. геол.- 1992, ╧ 4.- С.5-24.
  33. Лисицын А.П., Фишер А, Хизен Б. и др. Литология и геохимия кернов бурения дна Тихого океана. -В кн.: ⌠ I Междунар. геохим. конгр. Доклады■. -М.: ГЕОХИ.- 1973.- IV, кн. 4.- С.405-416.
  34. Лисицын А.П. Гидротермальные системы Мирового океана √ поставщик эндогенного вещества. √ В кн.: Гидротермальные системы и осадочные формации срединно-океанических хребтов Атлантики. √ М.: Наука, 1993. √ С.147-247.
  35. Лукашин В.Н., Лисицын А.П., Иванов Г.В., Кравцов В.А., Русаков В.Ю. Гидротермальный плюм на 29╟ с.ш. Срединно-Атлантического хребта, экспедиция BRAVEX-94. //Докл. АН..- 1996.-348, ╧ 5.- С.683-687.
  36. Лукашин В.Н., Лисицын А.П.. Иванов Г.В., Кравцов В.А.. Русаков В.Ю. Исследование гидротермальных плюмов над рифтовой зоной Срелинно-Атлантического хребта в районе 29╟ с.ш. //Океанология.- 1997.- т. 37, ╧ 5.- С.770-779.
  37. Металлоносные осадки юго-восточной части Тихого океана. /Отв. ред. В.И. Смирнова.- М.: Наука.- 280с.
  38. Металлоносные осадки Индийского океана /под ред. А.П. Лисицына и Е.Г. Гурвича). М.: Наука.-1979.- 168с.
  39. Мигдисов А.А., Богданов Ю.А., Лисицын А.П. и др. Геохимия металлоносных осадков . -В кн.: металлоносные осадки юго-восточной части Тихого океана■. - М.: Наука, 1979.- С.122-190.
  40. Мозгова Н.Н., Бородаев Ю.А., Ефимов А.В., Сандомирская С.М., Ненашева С.Н., Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Муравьев К.Г. Минералы серебра в океанических гидротермальных рудных образованиях.// Геол-рудн. местор.- 1993.- 35, ╧ 4.- С.333-343.
  41. Монин А.С., Богданов Ю.А., Зоненшайн Л.П. и др. Подводные геологические исследования с обитаемых аппаратов. -М.: Наука, 1985.- 231с.
  42. Монин А.С., Мирлин Е.Г. Океанологическая экспедиция на Байкале. В кн.: ⌠Геолого-геофизические и подводные исследования озера Байкал■. М.: ИОАНН СССР.-1979.- С.5-20.
  43. Необитаемые подводные аппараты. /Под ред. Ф.В. Сытина.- М.: Воениздат, 1975.- 159с.
  44. Сагалевич А.М. Океанология и подводные обитаемые аппараты.- М.: Наука, 1987.- 256с.
  45. Сагалевич А.М.. Подражанский А.М. Подводный научно-исследовательский комплекс ⌠Пайсис■.// Океанология.- 1977.- 17, ╧ 5.- С.911-919.
  46. Скорнякова Н.С. Рассеянное железо и марганец в осадках Тихого океана.// Литология и полезные ископаемые.- 1964, ╧ 5.
  47. Смирнов В.И. 1976. Геология полезных ископаемых.- М.: Недра, 1976.- 680с.
  48. Тамбиев С.Б. Биоседиментация марганца в районах разгрузки глубоководных гидротермальных источников (по материалам из седиментационных ловушек).// Доклады АН.- 1989.- 307, ╧ 2.- С.457-461.
  49. Тимофеев П.П., Ратеев М.А., Ренгартен Н.В. и др. Проблемы Мирового океана. Литология и геохимия Тихого океана. √ М.: Наука, 1983.- С.215.
  50. Холодкевич И.В. Вторичные изменения базальтов по экспериментальным и природным данным. -Автореф. дисс. канд.геол.-мин.наук.- Владивосток: ДВ геол. ин-т ДВНЦ, АН СССР, 1981.- 24с.
  51. Baker E.T. Characteristics of hydrothermal discharge follewing a magmatic intrasion. In: Hydrothermal Vents and Processes Geol. Soc. Spec. Publ.- 1995.- 87.- Р.65-76.
  52. Baker E.T., Feely R.A., Embley R.W., Thomson R.E. and Burd B.J. Hydrothermal event plumes from the Co Axial seafleor eruption site, Juan de Fuca Ridge. //Geoph. Res. Lett.- 1995.- 22.- Р.141-150.
  53. Bischoff J.L., Dickson F.W. Seawater-basalt interaction at 200╟C and 500 bars implication for the Origin of sea-floor heavy metal deposits and regulation of Seawater chemistry. //Earth and Planet Sci. Lett.- 1975.- 25, ╧ 3.- Р.385-398.
  54. Bonatti E. Mechanism of deep-sea volcanism in the south Pacific. Res. in geochemistry.- N.Y.: Wiley, 1968, 2.- Р.453-491.
  55. Bonatti E., Joensun O. Deep-Sea iron deposits from South Pacific. //Science.- 1966.- 154, ╧ 3749.- Р.643.
  56. Bostrom K. The origin and fate of ferromangamoan active ridge sediments.// Stockholm Contrib. Geol.- 1973.- 27, ╧ 2.- Р.148-243.
  57. Bostrom K., Peterson M. Precipitates from hydrothermal exhalations on the East Pacific Rise. //Eron. Geol.- 1966.-61, ╧ 7.- Р.1258-1265.
  58. Bowers T.S., Von Damm K.L., Edmond J.M. Chemical evolution of mid-ocean ridge hot springs. //Geoch. Cosm. Acta.- 1985.- 49.- Р.2239-2252.
  59. Elder J.W. Physical processes in geothermal areas. //Amer. Geoph. Union. Monogr.- 1967.- 8.- Р. 211-239.
  60. Feely R.A., Lewinson M., Massoth J.W. et al. Composition and dissolution of black smoker particulates from active vents on the Juan de Fuca Ridge. //Journ. Geoph. Res. B.- 1987.-92, N 11.- Р.11347-11363.
  61. Franchetean J., Needham, Choukrune P. et al. Masive deep sea sulfide ore deposits discovered of East Pacific Rise. //Nature.- 1979.-277.- Р.523-528.
  62. Hekinian R., Rosendal B.R., Cronan D.S. et al. Hydrothermal deposits and associated basement rooks from the Galapages spreading center. //Oceanol. Acta.- 1978.- 1, N 3.- Р.473-482.
  63. Helfrich K. and Speer K. Oceanic hydrothermal circulation: mesoscale and basin scale flow. In: Seafloor Hydrothermal Systems, Physical, Chemical, Biological and Geological Interactions. Geoph. Monogr. Ser., 1995. v. 91./ Ed by Hemphris et al., Р.347-356., AGU, Wash. D.C.
  64. Herzig P.M., Hannington M.D., Fouquet Y., von Stackelberg U., Petersen S. Gold-rich polymetallic sulphides from the Lau back arc and implications fort the geochemistry of gold in sea-floor hydrothermal systems of the Southwest Pacific. //Econ. Geol.- 1993.- 88.- Р.2182-2209.
  65. Hеmphris S.E., Herzig P.M., Miller D.J., alt J.C. and oth. The internal structure of an active sea-floor massive sulphide deposit.// Nature.- 1995.-377.- Р.713-716.
  66. Ishibashi J., Wakita H., Okamure K. et al. Hydrothermal methane and manganese variation in the plume over the Superfast-Spreading Southern East Pacific Rise. //Geoh. Comoch. Acta.- 1997.-61, N 3.- Р.485-500.
  67. Kadko D., Rosenberg N.D., Lupton J.E., Collier R, Lilley M.D. Chemical reaction rates and entrainment within the Endeavour Ridge hydrothermal plumes upon ocean geochemistry.//Earth Planet. Sci. Lett.-1990.≈120.-P.361-374.
  68. Khriponnoff A. and Alberic P. Settling of particles in the hydrothermal vent field (East Pacific Rise 13╟N) measured with sediment traps. //Deep. Sea Res.- 1991.-38, N 6.- Р.729-744.
  69. Koski R.A. The making of metal deposits. //Nature.- 1995.-377.- Р.679-680.
  70. Lalon C., Thompson G., Arnold M. et all. Geochronology of TAG and Snanepit hydrothermal fields, Mid-Atlantic Ridge : Witness to a long and complecx hydrothermal history.//Earth. Planet. Sci. Lett. √ 1990.- 97.- P.113-128.
  71. Lilley M.D., Feely R.A., Trefry J.H. Chemical and biochemical transformation in hydrothermal plumes (Seafloor hydrothermal Systems: physical, chemical, biological and geological interactions). Geoph. Monogr. 91, Amer Geoph. Union, 1995, P.369-391.
  72. Lupton J.E., Baker E.T., Mottl M.J., Sansone F.J., Wheat C.G., Reisig J.A., Massoth G.J., Measures C.I. and Feely R.A. Chemical and physical diversity of hydrothermal plumes along the East Pacific Rise 8╟45▓N 11╟50▓N. //Geoph. Res. Lett.- 1993.-20.- P.2913-2916.
  73. Lupton J.E., Baker E.T., Massoth G.J., Thomson R.E., Burd B.J., Butterfield D.A., Embley R.W., Cannon G.A. Variations in water-column 3He/heat ratios associated with the 1993 Co Axial event, Juan de Fuca Ridge. //Geoph. Res. Lett.- 1995.- 22, N 2.- P.155-158.
  74. Mottl M.J., Holland H.D. Chemical exchange during hydrothermal alteration of basalt by seawater 1. Experimental results for major and minor component of seawater. //Geoch. Cosm. Acta.- 1978.-42.- P.1103-1115.
  75. Murrey J.W., Brewer P.G. The mechanism of removal of Mn, Fe and other race metals from seawater. √ In:Marine manganese depesits Glasby G.P. (Ed.). √ Amsterdam: Elsevier, 1977.- P.291-320.
  76. Reed M.H. Seawater-basalt reaction and the origin of greenstones and related deposits.// Econ. Geol.- 1983.- 78.- P.446-485.
  77. Rosenberg N.D., Lupton J.E., Kadko D. et al. Estimation of heat and chemical fluxes from a sea floor hydrothermal field using radon measurements. //Nature.- 1988.-234.- P.604-607.
  78. Rudnicki M.D. and Elderfield H. A chemical model of the buoyant and nentraly buoyant plume above the TAG vent field. //Geoch. et Cosm. Acta.- 1993.- 57.- P.2939-2957.
  79. Seyfried W.E., Mottl M.J. Hydrothermal alteration basalt by seawater under seawater dominant conditions. //Geoch. Cosm. Acta.- 1982.- 46.- P.985-1002.
  80. Sparks R.S.J., Bursik M.I., Carey S., Gilbert J., Glaze L., Sigurdson H. and Woods A.W. Volcanic Plumes. //Johr. Wiley., N.Y., 1997, 574 pp.
  81. Thompson G., Mottl M.A., Rona P.A. Morphology, mineralogy and chemistry of hydrothermal deposits from the TAG-area, 26? Mid-Atlantic Ridge.// Chem. Geol. √ 1985.- 49.- P.243-257.
  82. Woods A.W., Bush J.W.M. Dimensions and dinamics of megaplumes. //Journ. of Geoph. Res.- 1999.-104, ╧ C9.- Р.20495-20507.
  83. Zonenschain L.P., Kuzmin M.I., Lisitzin A.P. et al. Teetonics of the Mid-Atlantic rift valley between the TAG and MARK areas (26╟-24╟N) evidence for vertical tectonism.// Tectonophysics.- 1989.- 159, ╧ 1.- Р.1-23.


 
Rambler's Top100 Service
зеркало на сайте "Все о геологии"