ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ СУБМАРИННЫХ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ

3.1.2. Состав и свойства рудных построек и гидротермальных растворов

    По характеру проявления рудообразующего процесса срединно-океанические хребты сильно различаются. Для Восточно-Тихоокеанского поднятия с высокими скоростями спрединга (до 18 см/год) типичны гидротермальные поля с множеством небольших гидротермальных построек (до 130 на участке 12^o41'-12^o52' с.ш. [Гидpотеpмальные сульфидные руды , 1992]), большая часть которых уже неактивна. Массы отдельных тел составляют n 10³ - n 10⁴ т. На хребтах со средней скоростью спрединга обнаружены поля с меньшим числом более крупных построек. Наконец, на "медленном" Срединно-Атлантическом хребте (скорость спрединга < 2 см/год) в пределах полей ТАГ и MARK и в Галапагосском центре спрединга найдено всего по несколько очень крупных гидротермальных построек, массы которых по видимым размерам оцениваются несколькими миллионами тонн [Богданов, 1997]. По результатам изотопных исследований характерное время роста мелких рудных тел ВТП составляет n 10² - n 10³ лет, тогда как крупные постройки полей ТАГ и MARK имеют длительную и сложную историю развития [Lalou et al., 1993, 1995].

    Морфология рудных тел превосходно описана в работах [Лисицын и др., 1990; Гидpотеpмальные сульфидные руды , 1992; Богданов, 1997]. Мелкие тела имеют, как правило, форму острого конуса высотой несколько метров (иногда - до 20 м), на вершине которого располагается жерло действующего гидротермального источника. Часто наблюдается срастание нескольких конических построек. Основания построек сложены обломочным материалом, состоящим из сцементированных продуктов разрушения и окисления трубообразных жерл. Крупные гидротермальные постройки представляют собой пологие конические холмы высотой до 60 м и диаметром по основанию до 250 и более метров, иногда с усеченной вершиной, на макушке которых располагаются группы действующих гидротермальных источников [Лисицын и др., 1990, рис.21-23, 25]. Небольшие гидротермальные постройки часто имеют весьма причудливые очертания. Особый интерес представляют размеры рудных тел, залегающих в осадочном чехле. Глубоководное бурение в районе Миддл-Велли [Davis et al., 1992, Краснов, Степанова, 1996] подтвердило предположения исследователей [Лисицын и др., 1990] о том, что такие тела продолжаются в толще осадков. В 139-м рейсе Программы океанского бурения рудное тело было вскрыто на глубину 94 м.

    Минеральный состав гидротермальных построек океана описан в многочисленных публикациях, сводка которых приведена в [Гидpотеpмальные сульфидные руды , 1992]. Набор основных минералов, присутствующих в количествах более 10^o/o, для них достаточно краток: рудная составляющая представлена пиритом, марказитом, халькопиритом, сфалеритом и вюрцитом, а нерудная - опалом, ангидритом и баритом. В ряде случаев в значительных количествах обнаружены изокубанит и тальк. Своеобразный минеральный состав имеют рудные постройки, сформировавшиеся на осадочном чехле (басс. Гуаймас, троги Эсканаба и Миддл-Велли) - в них в значительных количествах содержится пирротин, а в последнем из указанных объектов - также магнетит [Krasnov et al., 1994; Краснов, Степанова, 1996]. Для некоторых гидротермальных систем задуговых бассейнов выявлено обогащение рудных тел малыми халькофильными элементами (Pb, Ag, As, Sb и др.), приводящее к образованию в них большой группы минералов серебра [Мозгова и др., 1993]. Список минералов, обнаруженных в гидротермальных постройках океана приведен в табл. 3.1.

    Минералогическая неоднородность гидротермальных сульфидных тел весьма велика, и разными авторами выделяются различные градации сульфидных руд по минеральному составу (до 10 и более типов - [Fouquet et al., 1988]). Наиболее простая классификация представлена в [Гидpотеpмальные сульфидные руды , 1992], где указывается, что наибольшим распространением среди изученных материалов обладают две минеральные ассоциации: а) пирит-марказит-сфалеритовые руды с опалом, характерные для небольших рудных построек и наружных частей крупных построек, обладающие обычно довольно большой пористостью и б) массивные пиритовые и пирит-халькопиритовые руды с кварцем, более свойственные, по-видимому, внутренним частям крупных рудных тел. Исчерпывающая минералогическая характеристика имеется пока только для внешних частей гидротермальных рудных построек, а внутреннее строение и минеральная зональность крупных рудных построек изучены недостаточно¹. Схемы возможной минералогической зональности тел и их эволюции во времени обсуждаются в разделе 3.2.

    Химический состав сульфидных руд океана отражает в основном их минеральный состав. По соотношению главных рудных элементов - Fe, Cu и Zn - С.Г.Красновым [Гидpотеpмальные сульфидные руды , 1992] было выделено 4 геохимических типа руд: 1) серноколчеданный (Cu < 4,5^o/o, Zn < 1^o/o), 2) медноколчеданные (Cu > 4,5^o/o, Zn < 1^o/o), 3) цинковоколчеданный (Cu < 4,5^o/o, Zn > 1^o/o), 4) смешанный медно-цинковый (Cu > 4,5^o/o, Zn > 1^o/o). В изученной им выборке (262 пробы) 46^o/o принадлежало 3-му типу, 24^o/o - 2-му, и по 15^o/o - типам 1 и 4. Химические составы этих типов руд приведены в табл. 3.2. Медь и цинк в большинстве объектов обнаруживают обратную корреляцию и характеризуются резкой локальной изменчивостью на уровне отдельных гидротермальных построек и даже их частей.

    Установлена связь между разным соотношением металлов в рудах, размерами и тектоническим положением сульфидных тел. Мелкие постройки осевых хребтов с большими и средними скоростями спрединга характеризуются преимущественно цинковым составом. В более крупных телах в той же структурной обстановке возрастает доля железа. Наиболее крупные постройки САХ, приосевых вулканов ВТП и Галапагосского рифта отличаются максимальной долей железа при медной специализации руд, причем она связана не столько с обогащением медью, сколько с обеднением цинком [Краснов, 1990; Гидpотеpмальные сульфидные руды , 1992].

    Для малых элементов руд наблюдаются устойчивые корреляции с макрокомпонентами. Серно- и медноколчеданные типы характеризуются относительным обогащением Co, Se и Mo ("высокотемпературный" парагенезис), а цинковые руды - Pb, Cd, As, Sb, Ag и Au ("среднетемпературный" парагенезис) [Hannington et al., 1991; Гидpотеpмальные сульфидные руды , 1992]. Проведенные С.Г.Красновым с соавторами исследования химического состава отдельных минералов показали, что главными носителями Cd, Ni и Ag являются сульфиды цинка, As и Co - пирит, Se - халькопирит. Вместе с тем для As, Sb, Ag и Au в океанских рудах обнаружены собственные минеральные фазы (см.табл.3.1).

    Излияния высокотемпературных гидротермальных растворов в придонную водную толщу - наиболее поразительное проявление гидротермального процесса в океанической коре. При смешении изливающихся растворов с холодной морской водой почти мгновенно образуется взвесь минеральных частиц - "дым", за что выходы гидротерм получили название "smokers" - "курильщиков" [RISE Project Group, 1980]. Струи этого "дыма" подымаются, сливаясь между собой и постепенно рассеиваясь, на высоту до нескольких сотен метров над дном океана. По окраске "дыма", зависящей от его минерального состава были выделены "черные курильщики" (пирротин и другие сульфиды) и "белые" (аморфный кремнезем и ангидрит). Позднее были описаны "серые" и даже "прозрачные" курильщики [Craig et al., 1987; Kastner et al., 1987; Лисицын и др., 1992]. Характер "дыма" оказался тесно связан с температурой гидротерм. Черные курильщики - наиболее горячие, с температурой на выходе до 350-360^oС, тогда как температура белых курильщиков не превышает 330^oС и обычно составляет 200-300^oС. Кроме сосредоточенной разгрузки через жерла, на крупных рудных постройках отмечена рассеянная (диффузная) разгрузка, фиксируемая наблюдателями с ПОА как "дрожание" воды (shimmering) или "муар" [Лисицын и др., 1990].

    Максимальные наблюдаемые температуры гидротерм отличаются удивительным однообразием. Для большинства гидротермальных систем ВТП и хр. Хуан-де-Фука зафиксированы температуры не более 350-355^oС. На Срединно-Атлантическом хребте три наиболее изученные системы имеют максимальную температуру 360-365^oС. Обращает на себя связь этих величин с глубинами океана. Гидротермы Атлантического океана разгружаются на глубинах 3600-3100 м, тогда как на ВТП характерных интервал глубин 2500-2600 м. Отметим здесь, что для менее глубоководной системы Осевой горы на хр. Хуан-де-Фука (1900 м) максимальная зафиксированная температура составила 328^oС [Butterfield et al., 1990].

    Вопрос о температурах гидротерм более высоких, чем 350-365^oС неоднократно обсуждался в литературе [Delaney et al., 1989; Tivey et al., 1990] в связи с проблемой кипения в гидротермах океана (см. главу 6). На 1989г. было установлено 4 достоверных случая измерения температур в интервале 375-405^oС, в том числе - на одном из источников гидротермального поля Эндевор, где был проведен уникальный эксперимент по 46-дневному мониторингу температуры [Tivey et al., 1990]. Во всех этих случаях температура выходящей струи оказывалась нестабильной, высокая температура фиксировалась в течение непродолжительного времени (от 1 до 90 минут) и затем снижалась до устойчивого уровня 350^oС. Температура 390-403^oС наблюдалась в апреле 1991 г. на гидротермальной системе на 9^o46' ВТП [Von Damm et al., 1995] непосредственно после вулканического извержения, однако уже в 1992 и 1994 годах тот же гидротермальный источник характеризовался стабильной температурой 332-334^oС.

    Природа такой температурной устойчивости до сих пор остается невыясненной. Корреляция максимальных температур с глубиной дает основание думать, что причина постоянства температур связана не с внутренним строением гидротермальных систем, а со свойствами самой воды. Согласно гипотезе, развитой в работе [Cann et al., 1985/86] это явление связано с характером теплосъема, эффективность которого проходит через максимум вблизи вышеуказанных температур вследствие одновременного изменения теплоемкости и вязкости воды.

Многими исследователями предпринимались попытки оценки дебитов гидротермальных источников и тепловых потоков как индивидуальных выходов, так и гидротермальных полей в целом [MacDonald et al., 1980]. Дебиты источников оценивались по визуальным определениям скоростей изливающихся струй и внутренних диаметров жерл, вследствие чего точность таких оценок невелика. Между данными разных исследователей наблюдается значительный разброс, связанный, по-видимому, как с методикой определений, так и с большой природной дисперсией величин дебитов (табл.3.3). На крупных гидротермальных постройках наблюдаются, как правило, множественные выходы растворов в виде групп "курильщиков" [Лисицын и др., 1990], и суммарный дебит таких групп может быть на порядок больше, чем у индивидуальных "курильщиков". Сложным вопросом оказалось соотношение дебитов локализованного и рассеянного истечения растворов для крупных построек. По данным [Rona et al., 1993], для активной постройки поля ТАГ суммарный тепловой поток оказался в 5-10 раз больше, чем вынос тепла через расположенную на ее вершине группу "курильщиков", что указывает на ведущую роль рассеянной разгрузки для крупных рудных тел.

    Химические составы гидротермальных растворов океана были предметом многих исследований, однако до сих пор опубликована всего лишь одна обобщающая работа по этому вопросу [Von Damm, 1990]. После ее выхода были получены многочисленные новые данные, позволяющие охарактеризовать с разной степенью подробности геохимические свойства 18 гидротермальных систем (см.рис.3.1). Сводка фактических данных по макро- и микрокомпонентам растворов, их изотопному составу и растворенным газам приведена в таблицах 3.4-3.7.

    Наиболее сложной технической задачей в изучении геохимии гидротермальных растворов является отбор проб из фактически точечных объектов на больших глубинах. Эта задача была решена только с применение подводных обитаемых аппаратов (ПОА) и специальных пробоотборников. Однако и при таком методе опробования практически невозможно избежать попадания придонной воды в отбираемые пробы. Даже в наиболее благоприятных условиях доля морской воды в пробе составляет несколько процентов, а чаще - десятки процентов. Способ устранения этой помехи был предложен Дж.Эдмондом [Edmond et al., 1982]: на гидротермальном источнике отбирается серия проб, по анализам которых для каждого компонента строится линейный график смешения с морской водой. Дж.Эдмонд предложил использовать в качестве параметра смешения содержание Mg, концентрация которого в гидротермальных растворах очень низка. Экстраполированные по графикам смешения на содержание Mg = 0 величины отождествляются с "чистым" гидротермальным раствором ("end-member"). Проверка предположения о нулевой концентрации магния по другим компонентам (SO₄ , U, Mo) подтвердила его работоспособность. Получаемые в ряде случаев при такой экстраполяции небольшие отрицательные значения для SO₄ связаны, вероятно, с выпадением ангидрита и барита из проб за время между отбором проб и их анализом. Особую проблему представляет анализ проб на халькофильные элементы, поскольку в процессе опробования они из-за охлаждения пробы могут выделяться в осадок. Эти потери должны быть учтены при анализе [Von Damm, 1990; Trefry et al., 1994]. Однако быстро движущиеся гидротермальные растворы способны выносить и механическую взвесь, захваченную ими из подрудного канала и рудного тела, и отделить ее от взвеси, образовавшейся при охлаждении проб, достоверно нельзя.

    При большом разнообразии количественных значений гидротермальные растворы океана проявляют весьма устойчивые тенденции в вариациях состава относительно морской воды. Эти тенденции были установлены уже в самых ранних работах [Edmond et al., 1982; Michard et al., 1984; Von Damm et al., 1985], и впоследствии только детализировались. Гидротермальные растворы отличаются от морской воды резко пониженными содержаниями Mg, SO₄ , а также U и Mo. Они существенно обогащены макрокомпонентами - K, Ca, Si, и литофильными микроэлементами - Li, Rb, Cs, Be, Al. Для Sr наблюдалось как обогащение, так и обеднение относительно морской воды. Концентрации Ba и Ra в гидротермах по-видимому, повышены (судя по данным о ²²⁶Ra и его дочерних продуктах ²²²Rn и ²¹⁰Pb [Kadko, Moore, 1988]), но эти элементы очень сильно осаждаются при смешении с морской водой в процессе пробоотбора. Для гидротермальных систем в областях развития осадочного чехла характерно обогащение растворов NH₄, I, и в меньшей степени - Br и B.

    Высокотемпературные источники океанских гидротермальных систем характеризуются высокими содержаниями рудных элементов - Fe, Mn, Zn, и ряда халькофильных микроэлементов - Cu, Pb, Cd, Co, Ag, As, Sb, Se, превышающими содержания в морской воде на 3-7 порядков. Данные по этим элементам очень изменчивы, в особенности - по микрокомпонентам, и наблюдающиеся вариации связаны в основном с температурой источников. Приведенные в табл. 3.4 и 3.5 содержания относятся к наиболее высокотемпературным источникам в пределах гидротермальных полей, и по-видимому, в наилучшей степени характеризуют растворы, поднимающиеся к поверхности морского дна.

    Большинство гидротермальных растворов обладает слабокислой реакцией. Величины рН, замеренные при 25^oС, находятся в основном в диапазоне от 3 до 5. Кислые растворы с рН менее 3 получены из гидротерм бассейна Лау и в южной части хр. Хуан-де-Фука (см.табл.3.4). Гидротермальные системы, развивающиеся в осадочном слое продуцируют, как правило, растворы с рН более 5. Вследствие кислой реакции измерения щелочности Alk гидротермальных растворов дают в большинстве случаев отрицательную величину. Все высокотемпературные гидротермальные растворы океана содержат значительные количества сероводорода - от 1 до 12 ммоль/кг (за исключением гидротермального поля Vai Lili в задуговом бассейне Лау, где содержания H₂S достоверно не установлены [Fouquet et al., 1993]).

    Особую проблему составляют наблюдаемые в ряде гидротермальных систем вариации Cl, Na и Br. Хлорид-ион - один из наиболее консервативных компонентов морской воды, в толще воды океана нет процессов, которые могли бы сильно повлиять на его концентрацию. Повышенные содержания Cl^- , обнаруженные впервые в гидротермальной системе на 13^oс.ш. ВТП [Michard et al., 1984], вызвали оживленную дискуссию в литературе. В работе [Michard et al., 1984] был проведен анализ возможных причин накопления Cl^- , в числе которых рассматривались: а) связывание воды при гидратации пород коры; б) извлечение Cl^-  из базальтов; в) поступление концентрированных магматогенных флюидов; г) кипение гидротермальных растворов в толще коры. Авторы пришли к выводу, что наиболее убедительным объяснением является кипение растворов. В последующих работах эта точка зрения была подкреплена дополнительными аргументами [Von Damm, Bischoff, 1987; Edmonds, Edmond, 1995; Edmond et al., 1995], и является в настоящее время общепризнанной (более подробно этот вопрос рассмотрен в главе 6). Яркое подтверждение существования фазового разделения флюидов в недрах гидротермальных систем - это обнаружение источников не только с повышенной, но и с пониженной минерализацией, т.е. продуктов конденсации пара. Такие источники найдены в гидротермальных системах Осевой горы и сегмента Эндевор на хр. Хуан-де-Фука [Massoth et al., 1989; Butterfield et al., 1994] и в задуговом бассейне Сев. Фиджи [Grimaud et al., 1989].

    Содержания Br и Cl тесно коррелируют между собой, отношение Br/Cl для гидротермальных растворов изменяется в узких пределах (1,44 B1,68) независимо от концентрации хлоридов [Campbell, Edmond, 1989], и совпадает с величиной этого отношения в морской воде (1,55), что соответствует действию кипения. Содержания Na также коррелируют с Cl, однако отношение Na/Cl в гидротермальных растворах меняется в интервале от 0,7 до 0,9 [Von Damm, 1990] при величине отношения для морской воды 0,86. Это указывает на относительную потерю растворами Na, вероятно, вследствие протекания реакции альбитизации плагиоклазов при взаимодействии воды с базальтами.

    Изотопный состав водорода и кислорода воды определен к настоящему времени для шести гидротермальных систем (см.табл.3.6). На всех изученных объектах он очень близок к изотопному составу морской воды, что указывает на морской источник воды в гидротермальных системах океана [Welhan, Craig, 1983]. Небольшой сдвиг в положительную сторону относительно местной придонной воды на 1-2 ^o/oo, как показали расчеты [Bowers, Taylor, 1985], связан с взаимодействием с базальтами. Отношения изотопов стронция, определенные для многих гидротермальных систем (см.табл.3.6), лежат в пределах интервала образованного изотопными отношениями для современных базальтов (0,70280) и для морской воды (0,70917), что отражает поступление стронция из этих источников. Отношения изотопов Pb в гидротермальных системах 21^oс.ш. ВТП и южной части хр. Хуан-де-Фука совпадают с таковыми для вмещающих базальтов, указывая на источник этого элемента, тогда как более радиогенный изотопный состав свинца в растворах из бассейна Гуаймас свидетельствует о заимствовании Pb из осадочной толщи [Chen et al., 1986; Chen, 1987]. Изотопные составы серы сероводорода определялись для растворов из 8 гидротермальных систем (см.табл.3.6). Полученные значения лежат в интервале от +1,3 до +7,8 ^o/oo, отражая смешение серы из двух источников - магматического (выщелачивание из базальтов) и морского (восстановление сульфатной серы морской воды железом базальтов) [Bluth, Ohmoto, 1988]. Более подробно этот вопрос разбирается в главе 5.

    Данные по растворенным газам в гидротермах океана показывают, что растворы в них существенно обогащены водородом и метаном, концентрации которых в нормальной воде океана очень низки (см.табл.3.7). Это касается и изотопа гелия ³He (см.табл.3.6) - изотопные отношения ³He/⁴He превышают атмосферное значение (R_A) в 7,8 раза и точно соответствуют величине, характерной для гелия из современных базальтов океана (MORB). D в растворенном водороде и метане, по имеющимся немногочисленным данным, соответствует температурным условиям недр гидротермальных систем (см.табл.3.6). На содержания растворенных газов очень сильно влияет фазовая сепарация при кипении. В "откипевших" растворов с повышенной минерализацией содержания растворенных газов обычно малы [Evans et al., 1988], тогда как опресненные гидротермы характеризуются резким обогащением газами, в особенности CO₂ и H₂S (источники Peanut, North, Crack, Virgin Mound на хр. Хуан-де-Фука - см. N 18, 19, 22 и 23 в табл.3.4).

    Подводя итог краткому обзору данных по химическому составу рудообразующих растворов океанских гидротерм, следует отметить, что для большинства гидротермальных систем характерно преобладание S, Fe и Mn над другими рудными компонентами, повышенные концентрации Zn и подчиненное положение Cu и Pb. По содержаниям S, Fe и Zn эти растворы вполне соответствуют реконструкциям рудообразующих растворов колчеданных месторождений [Kappel, Franklin, 1988]. Данные таблиц 3.4-3.5 свидетельствуют, что концентрации рудных элементов в растворах разных систем в целом однотипны, но неодинаковы, и различаются более, чем на порядок. Вследствие того, что содержания рудных элементов зависят одновременно от многих факторов², описание этих зависимостей путем "эмпирического обобщения", по всей видимости, невозможно. До сих пор оставалась неясной природа таких важных особенностей в химическом составе растворов, как преобладание Zn над Cu в гидротермах 21^oс.ш. ВТП и хр. Хуан-де-Фука, и Cu над Zn - в растворах TAГ, S над Fe на 21^oс.ш. ВТП и в ряде других систем и обратное соотношение - на TAГ, 45^oс.ш. хр. Хуан-де-Фука и на хр. Эксплорер. Между тем именно это задает минерально-геохимический профиль формирующихся руд.

    Далеко не все стороны проявления гидротермального процесса в океане были затронуты в приведенном обзоре. В нем, в частности, не рассматриваются такие важнейшие геохимические проблемы, как роль гидротермального процесса в балансе вещества в океане, деятельность специфических биологических сообществ гидротерм и ряд других. Эти сложные проблемы, также как и стратегия и методики поиска гидротермальных сульфидных руд на дне океана, выходят за рамки темы работы; обсуждение их можно найти в обзорных публикациях [Лисицын и др., 1990; Гидротермальные сульфидные руды , 1992; и др.].