3.1.1. Геологическое положение
Сводки
данных по обнаружению гидротермальной активности в Мировом океане публиковались
неоднократно [Рона, 1986; Черкашев и др., 1985; Карта теплового потока , 1988].
Результаты работ последних лет в основном отражены в обзорах [Гидротермальные
сульфидные руды ,1992; Rona, Scott, 1993; Богданов, 1997]. Размещение наиболее
геохимически изученных высокотемпературных объектов показано на
рис.3.1.
Большинство известных к настоящему времени подводных гидротермальных систем
океана находится в зонах современного спрединга в срединно-океанических хребтах.
Обнаружены высокотемпературные гидротермальные системы в центрах спрединга
задуговых бассейнов юго-западной части Тихого океана (бассейны Манус, Вудларк,
Лау и Сев. Фиджи), в трогах островных дуг (Марианской и Окинава), на подводных
вулканах, связанных с горячими точками (Лоихи, Теахития, Макдональд). Близкую
группу объектов представляют подводные гидротермальные выходы в прибрежных
районах Новой Зеландии, Новой Гвинеи, Курильских о-вов, Италии, Японии.
Информация о новых открытиях поступает постоянно. Наиболее полно изучены
геологическое положение и свойства гидротермальных систем в
срединно-океанических хребтах. Эта группа систем была взята в качестве
природного прототипа для построения термодинамической модели.
Все
известные активные гидротермальные системы этой группы располагаются в осевых
трогах срединно-океанических хребтов на очень молодой коре. В пределах трогов
они обнаруживаются чаще всего либо в осевой ("неовулканической") зоне,
либо у подножия боковых сбросов [Fouquet et al., 1988; Лисицын и др., 1990; и
др.]. Такая линейная привязка к выраженным в рельефе элементам геологического
строения существенно облегчила поиск гидротермальных систем. По простиранию
срединно-океанических хребтов распределение гидротермальных систем оказалось
неравномерным. В пределах сегментов хребтов, ограниченных трансформными
разломами, наибольшая частота встречаемости активных гидротерм связана обычно с
топографически поднятой центральной частью сегментов, и убывает к их концам
[Ballard, Francheteau, 1982; Crane, 1985; Macdonald, Fox, 1988]. Такое
распределение интерпретируется в настоящее время как отражение увеличенной
мощности магматической камеры и более горячей коры под центральной частью
сегмента. По-видимому, это не единственный вариант размещения гидротерм, на что
указывает обнаружение гидротермальной деятельности в районе 15oс.ш.
Срединно-Атлантического хребта, где проходит трансформный разлом [Акимцев и
др., 1991]. Обнаруженная здесь гидротермальная система связана с приподнятым
блоком серпентинитов и геохимически отличается от ранее исследованных [Богданов
и др., 1997а]. Гидротермальная система Осевой горы на хребте Хуан-де-Фука
находится в кальдере подводного вулкана, расположенного прямо на оси хребта.
Признаки прежней гидротермальной деятельности зафиксированы на нескольких
внеосевых вулканах на 13o и 21oс.ш.
ВТП [Alt et al., 1987; Fouquet et al., 1988; Hekinian et al., 1989;
Гидpотеpмальные сульфидные руды , 1992].
Особую
группу по геологическому строению, минеральному и химическому составу
представляют гидротермальные системы, развивающиеся на участках, где
срединно-океанические хребты перекрыты слоем осадков. В настоящее время
известно три такие системы - это системы бассейна
Гуаймас в Калифорнийском заливе, Эсканаба и Миддл-Велли (см.рис.3.1). Специфика
их связана с взаимодействием гидротермальных растворов с осадками, и в данной
работе они специально не рассматриваются.
Гидротермальные
системы задуговых бассейнов не образуют однородную группу. Некоторые из них
(Сев. Фиджи, Вудларк, Манус), связанные с задуговыми центрами спрединга и
развивающиеся в коре, сложенной базальтами, геохимически близки к системам
срединно-океанических хребтов. На участках развития гидротермальных систем в
бассейнах Лау и Вост. Манус в коре присутствуют породы среднего и кислого
состава [Fouquet et al., 1993; Binns, Scott, 1993]. Недавно открытая
гидротермальная система Джейд, расположенная в подводной кальдере в троге
Окинава, рассматривается как современный аналог месторождений типа куроко
[Halbach et al., 1989, 1993] и существенно отличается по геохимическим
свойствам от систем срединно-океанических хребтов.
Источником
энергии для большинства гидротермальных систем срединно-океанических хребтов
являются магматические очаги. В ранних исследованиях под осями хребтов
предполагалось существование линейных магматических камер с шириной порядка 20
км, которые должны были обеспечивать значительный тепловой поток и генерацию
новой океанической коры. Детальные геофизические исследования привели к
постепенной эволюции этих взглядов. Существование широких магматических камер
не было подтверждено, они оказались гораздо уже. Более того, под хребтами с
малой скоростью спрединга часто не удается выявить признаков существования
камеры (т.е. камера либо отсутствует, либо имеет маленькую ширину и не
улавливается геофизическими методами). В настоящее время считается, что на
хребтах с большими скоростями спрединга ширина магматических камер составляет
2-4 км с выклиниванием к трансформным разломам [Phinney, Odom, 1983; McClain et
al., 1985; Macdonald, Fox, 1988]. Глубина кровли камер, определяемая как по
сейсмоакустическим данным, так и по микросейсмам, зафиксированным донными
сейсмографами [Riedesel et al., 1982], составляет обычно 1-3 км. На хребтах с
малой скоростью спрединга магматические камеры более узкие и существуют,
вероятно, не все время, а эпизодически.
Строение
разреза океанической коры реконструировано по данным исследования офиолитовых
комплексов и подтверждено результатами глубоководного бурения. Верхнюю часть
разреза слагают подушечные лавы - результат подводных извержений. Затем идет
дайковый комплекс. Слагающие его дайки представляют собой заполнение трещин
растяжения коры, которые служили подводящими каналами для подводных излияний.
Под дайковым комплексом находится слой изотропных габбро, интерпретируемый как
результат примерзания расплава к кровле магматической камеры. Ниже
располагается расслоенный интрузивный комплекс, образующийся на дне
магматической камеры при кристаллизационной дифференциации расплавов.
Интрузивный комплекс подстилается ультраосновными породами, относящимися уже к
верхней мантии. Гидротермальные изменения пород проявлены в верхней части
разреза до изотропных габбро включительно, причем степень изменения пород
возрастает книзу [Колман, 1979; Gillis, Robinson, 1990; Anderson et al., 1990;
Gillis,1995].
По
петрохимическому составу изверженные породы океанической коры весьма однородны,
они относятся к толеитовой серии базальтов и по ряду специфических признаков
объединяются в группу MORB - базальтов срединно-океанических хребтов. В этих
базальтах проявлен феннеровский тренд дифференциации с обогащением остаточных
расплавов железом и титаном. В результате среди базальтов MORB выделяется
специфическая группа Fe-Ti-базальтов, однако частота ее встречаемости невелика.
В редких случаях далеко зашедшей дифференциации в океанической коре появляются
даже ферроандезиты и феррориолиты. Пример такого рода установлен в
Галапагосском центре спрединга (см. например, [Perfit et al., 1983; Embley et
al., 1988]). Анализ этих данных показывает, что Fe-Ti-базальты, а также
ферроандезиты и феррориолиты могут образовываться в маленьких остаточных
магматических очагах перед полной кристаллизацией магматических камер. Для
участков развития активных гидротермальных систем на ВТП и САХ характерны
базальты с относительно слабо проявленной дифференциацией [Stakes et al., 1984;
Davis, Clague, 1987; Hekinian, Walker, 1987].
Минеральный
состав новообразований в породах, вмещающих гидротермальные системы
исследовался многими авторами (обзоры см. в [Mottl, 1983; Силантьев, 1984;
Курносов, 1986]). Еще в начале этих исследований С.Хемфрис и Дж.Томпсон
отметили существование двух типов метаморфического изменения базальтов,
характеризующихся присутствием хлорита и эпидота, соответственно [Humphris,
Thompson, 1978]. Для первого типа характерная минеральная ассоциация включает
хлориты, смешанно-слойные хлорит-смектиты, кварц, фиксируются гематит и
ангидрит. В ассоциации второго типа входят эпидот, хлорит, альбит, а также
актинолит и в подчиненных количествах кварц. Для области питания конвективной
гидротермальной системы (нисходящей ветви
конвекции) характерен магнезиальный и магнезиально-железистый состав
хлоритов. Была установлена корреляция минеральных ассоциаций с температурой -
эпидотизированные породы, как правило, отвечают более высоким температурам
взаимодействия, а хлоритизированные - умеренным температурам. Для
низкотемпературных условий в работе [Курносов, 1986] были выделены цеолитовая и
смектитовая фации метаморфизма, однако они характеризуются малыми скоростями
процесса и относятся не столько к гидротермальному процессу, сколько к
гальмиролизу. Хлоритовая и эпидотовая ассоциации вторичных минералов являются,
строго говоря, не метаморфическими, а метасоматическими образованиями,
поскольку состав измененных пород существенно отличается от исходного базальта,
указывая на значительный принос и вынос петрогенных элементов [Humphris,
Thompson, 1978]. Обе эти ассоциации типичны для метасоматических преобразований
основных пород и отвечают хлоритовой и пропилитовой фациям, соответственно
[Плюснина, 1983].
Сведения
о характере метасоматических изменений в восходящей
ветви конвекции для гидротерм океана до сих пор отрывочны. Ширина зоны
метасоматически измененных пород вокруг подрудного канала как на древних аналогах,
так и на гидротермальных системах океана составляет не более первых сотен
метров [Jonasson et al., 1986; Ridley et al., 1994]. По имеющимся наблюдениям
здесь происходят зеленосланцевое изменение и пропилитизация базальтов с
характерным присутствием железистого хлорита в ассоциации с эпидотом и альбитом
[Mottl, 1983; Bideau et al., 1985; Embley et al., 1988]. Это отличает
гидротермальные системы океана от древних колчеданных месторождений, для
которых характерно образование вокруг канала кварц-серицитовых метасоматитов,
сменяющихся на удалении от канала хлоритовыми.
|
