Вопросы о поступлении магматических флюидов и внутренней зональности рудных тел ввиду принципиальной важности для построения термодинамической модели анализируются более подробно.

Поступление магматических флюидов.

    Проблема участия магматических флюидов в гидротермальном процессе - одна из наиболее важных, изучение ее имеет длительную историю (обзор исследований см. [Смирнов, 1987]). Применительно к океанским гидротермальным системам, после того, как были получены первые данные по химическому и изотопному составу гидротермальных растворов, стало ясно, что главным (а может быть, и единственным) источником их является морская вода [Edmond et al., 1982; Welhan, Craig, 1983]. После этого в зарубежной литературе вопрос об участии магматических флюидах в этих системах фактически перестал рассматриваться. В отечественной литературе взгляды на эту проблему более разноречивые, что, вероятно, связано как с длительной традицией плутонизма в отечественной геологии, так и с отсутствием прямого доступа к материалам исследования океанских объектов (например, [Вольфсон, Архангельская, 1987; Маракушев и др., 1996]).

    Характерный пример "плутонического" подхода к проблеме дает недавно опубликованная статья В.Н.Шарапова и В.А.Акимцева [Шарапов, Акимцев, 1997]. В этой работе на основе анализа натурных данных по магматическим сульфидам и результатов моделирования магматической дифференциации обсуждается возможность отделения летучих компонентов от магматических расплавов в условиях срединно-океанических хребтов - возможность, которая никем, собственно, и не подвергается сомнению. Но затем авторы этой работы, не прибегая к какой-либо дополнительной аргументации, заключают: "Над границей зоны смешения магматических флюидов и поровых растворов сформируется смешанная флюидная рудообразующая система,.. из ее растворов возникнет зона разгрузки в виде различного типа "курильщиков" и отложения руд на морском дне." (стр.1299). Рециклинговым системам отводится роль боковых конвективных ячеек и поздних стадий развития системы (после окончания кристаллизации магматического очага). При этом авторы указанной работы не анализируют данные по геохимии гидротермальных растворов, а ключевой вопрос проблемы - количественные соотношения магматического и рециклингового компонентов в океанском гидротермальном рудообразовании - даже не упоминается.

    Подробный анализ соотношения экзогенных и эндогенных источников вещества в гидротермах океана проведен в работах [Бутузова, 1986а, 1986б]. В них автор приходит к выводу о полигенной природе вещества океанских гидротерм. Сама вода и ее солевая нагрузка имеют морское происхождение, Fe и Mn - извлекаются из базальтов, но растворенные газы (He, H₂ и углеводороды) и сера могут поступать из магматических очагов, и этот же источник играет важную роль в формировании состава растворов по халькофильным рудным элементам. Г.Ю.Бутузова указала на противоречивость экспериментальных данных по системе морская вода-базальт в отношении рудных элементов, и на этом основании, а также по другим косвенным признакам, сделала заключение о недостоверности представлений о заимствовании халькофильных металлов из вмещающих пород.

    Критический анализ этой аргументации был приведен в работе [Гричук, Краснов, 1989], где, в частности, показана ошибочная интерпретация в работах [Бутузова, 1986а, 1986б] данных по структурно-геологической позиции океанских гидротерм и по экспериментам в системе вода-базальт. Вместе с тем дискуссионность проблемы участия магматогенных флюидов в гидротермах океана нельзя игнорировать при формулировании геологической модели процесса.

рис.3.3

    Традиционный в современной геохимии метод идентификации источника воды - это использование изотопного состава водорода и кислорода. Положение имеющихся на настоящее время данных по составу гидротерм океана (см.табл.3.6) на диаграмме Тейлора показано на рис.3.3. Оно свидетельствует о том, что главным источником воды для гидротерм является морская вода. Наблюдаемые небольшие изотопные отклонения, как показали расчеты [Bowers, Taylor, 1985], полностью объясняются взаимодействием воды с базальтами при конвективной циркуляции в трещинах. Доля магматического компонента, если он и присутствует, оказывается ниже разрешения изотопного метода (< 5^o/o).

    Поступление эндогенного флюида в гидротермальные системы часто удается идентифицировать по изотопным отношениям Pb, S, Sr, He. Однако попытки применения этих индикаторов для гидротерм океана наталкиваются на следующее препятствие. Указанные индикаторные элементы могут поступать в состав гидротерм двумя путями: а) непосредственно в виде магматогенного флюида, отделяющегося от расплава, и б) двухстадийно, через захват при кристаллизации базальтов (в виде минералов, примесей, в газовых включениях и т.п.), и затем вымывание горячей морской водой. В обоих случаях компоненты без изменения их изотопного состава поступают в гидротермальные растворы, и различить по ним эти два пути невозможно. Поэтому они не могут служить для доказательства прямого поступления магматогенных флюидов в гидротермальные системы океана.

    Для решения этой задачи можно попытаться использовать косвенные методы. Такие методы, несомненно, менее точны, но они могут быть применены для получения предельных оценок, ограничивающих область возможных в природе величин.

    Оценка по потокам тепла и воды. Долю магматогенного флюида можно оценить по соотношению воды, поступающей из мантии к потоку воды в гидротермах срединно-океанических хребтов. Поступление воды из мантии в Мировой океан оценивалось независимыми способами рядом авторов. По теоретической модели О.Г.Сорохтина [Геофизика океана , 1979] оно составляет 10¹⁴ г/год. Согласно расчетам баланса воды в гидросфере, проведенным П.П.Тимофеевым с соавторами [Тимофеев и др., 1986], получена величина 5^.10¹⁴ г/год. Расчет по содержанию H₂O в магматических расплавах срединно-океанических хребтов дает (1,1 ` 0,3)^.10¹⁴ г/год [Ito et al., 1983].

    Поток воды через гидротермальные системы срединно-океанических хребтов оценивался рядом авторов, опиравшихся на расчеты выноса тепла гидротермами (Q). Эта величина в свою очередь определялась либо через расчет термических моделей, либо через измерение потока ³He и отношения ³He/Q [Рона, 1986; Merlivat et al., 1987; и др.]. Полученные величины имеют весьма значительный разброс в первую очередь из-за того, что невозможно точно определить среднюю мировую температуру изливающихся гидротерм. Тем не менее все оценки превышают 10¹⁷ г/год. Из этих значений следует, что доля магматогенной воды в общем потоке гидротерм не превосходит 0,1-0,5^{o/o. Эта оценка, вероятно, завышена, так как предполагает, что вся вода, поступающая из мантии в составе базальтовых расплавов, выделяется затем через гидротермальные системы срединно-океанических хребтов. Однако эта оценка носит глобальный характер и не может исключать локальные вариации.}

    Оценка по балансу тепла в гидротермальной системе. Локальная оценка может быть получена путем расчета количества морской воды, требуемой для охлаждения единицы массы базальтового расплава, и сравнения с количеством летучих компонентов, растворенных в этом расплаве. Выделение тепла при образовании магматических пород складывается из теплового эффекта кристаллизации и выделения теплоты при охлаждении базальтов. Первое слагаемое равно 0,4 кДж/г [Cann et al., 1985/1986; Brikovski, Norton, 1989]. Второе слагаемое зависит от перепада температур. Если взять перепад от 1150^oС (примерная температура солидуса) до 370^oС (температура в очаге гидротермальной системы), то выделение тепла можно рассчитать с использованием средней теплоемкости базальтов [Физические свойства ., 1984; Brikovski, Norton, 1989]. Оно составит 0,69-0,82 кДж/г (среднее 0,75).

Количество воды, требуемое для охлаждения 1 г базальта можно вычислить по количеству отбираемого тепла, изменению температуры воды (от 0 до 350^oС) и средней теплоемкости воды в этом интервале температур. Оно составляет:

 г воды/г базальта.

Содержание воды в исходных расплавах толеитовых базальтов срединно-океанических хребтов оценивалось многими авторами (табл.3.11). По этим данным среднее содержание воды в расплаве может быть принято 0,2^{o/o, или 0,002 г/г базальта. Если предположить, что эта вода полностью отделяется при кристаллизации (что является заведомым преувеличением), то доля ее в потоке охлаждающей морской воды составит всего 0,28o/o.}

    Такая оценка локальна в пространстве (относится к индивидуальному очагу), однако она усреднена по времени. Следует принимать во внимание, что выделение летучих в течение жизни магматической камеры может быть непостоянным. Плохо растворимые в магме летучие компоненты, в первую очередь CO₂, должны отделяться от расплава на начальном этапе жизни магматической камеры (о чем косвенно свидетельствуют находки "popping rocks" с суммарным содержанием СО₂ до 0,85^{o/o [Sarda, Graham, 1990]), тогда как вода, проявляющая свойства некогерентного компонента, накапливается в остаточных расплавах до 1-2o/o (см.табл.3.11). Однако такие сильно дифференцированные расплавы могут возникать только на последнем перед полной кристаллизацией этапе жизни изолированных мелких очагов, продуцирующих Fe-Ti-базальты и Fe-андезиты (например, в Галапагосском центре спрединга [Byers et al., 1983, 1984]), имеющих малый запас тепла, и в этот момент формирование связанных с ними крупных гидротермальных систем уже невозможно [Stakes et al., 1984].}

    Роль флюидно-магматической дифференциации в формировании металлоносных гидротерм океана рассматривалась как ведущая в работах [Прокопцев, Прокопцев, 1988, 1990; Маракушев и др., 1996]. В своих выводах авторы этих работ опираются на результаты петрографических исследований в шлифах и на общие теоретические соображения. Данные по хорошо изученным дифференцированным породам ГЦС показывают ошибочность этих оценок. В работе [Embley et al., 1988] установлено, что сера накапливается при дифференциации расплавов на стадии Fe-Ti-базальтов, а в Fe-андезитах ее концентрация резко падает. Однако эта убыль серы связана не с дегазацией расплава, а с ликвацией сульфидной жидкости, о чем свидетельствует одновременное снижение концентраций Ni и Co. Как показало изучение количества и изотопного состава He и Ar в этих дифференцированных породах [Fisher, Perfit, 1990], образовавшие их расплавы были существенно дегазированы. Сохраняющиеся высокие концентрации H₂O, Cl и F в Fe-андезитовых стеклах (см.табл.3.11) свидетельствуют о том, что при этом удаление воды и галогенов во флюидную фазу имело ограниченные масштабы. Прямое участие сульфидного расплава в формировании сульфидных построек также невозможно, поскольку руды ГЦС весьма бедны характерными ликвационными компонентами - Ni и Co (см., например, [Francis, 1990]).

    Заметим в этой связи, что в пределах крупной гидротермальной системы на 86^oз.д. ГЦС развиты как нормальные MORB, так и дифференцированные (до Fe-андезитов), в то время как в той части Галапагосского рифта - на 95,5^oз.д., где обнаружены наиболее дифференцированные породы (до Fe-риодацитов - [Byers et al., 1984]), никакого оруденения не обнаружено.

    Оценка по потоку СО₂ . В этом способе используется главная геохимическая особенность магматогенных газов срединно-океанических хребтов - резкое преобладание СО₂ над всеми другими компонентами ([Kyser, O'Neil, 1984; Sommer, Gibson, 1985; Gerlach, 1986; Гуренко и др., 1990] и др., подробный анализ этого вопроса приведен в работе [Гричук и др., 1988]). Если принять, что весь углекислый газ, растворенный в гидротермальном растворе, имеет непосредственный магматический источник, то по его концентрации можно оценить долю магматического компонента в смеси.

    Из данных, приведенных в табл.3.12 следует, что этот метод оценки дает максимальную долю магматогенного флюида всего лишь 0,02-0,3^{o/o. В нескольких гидротермальных объектах были зафиксированы более высокие содержания СО₂ (см.табл.3.4). Растворы бассейна Гуаймас содержат его до 1 г/кг, но здесь углекислый газ в основном поступает за счет метаморфизма осадочной толщи. Высокие содержания СО₂ получены в опресненных источниках на Осевой горе хр. Хуан-де-Фука (Virgin Mound и Crack) - до 12,5 г/кг, что связано с фазовой сепарацией кипящих растворов в недрах этой гидротермальной системы [Butterfield et al., 1990]2. Повышенные количества СО₂ обнаружены в гидротермах, находящихся в иных геодинамических обстановках: JADE и CLAM в троге Окинава (островная дуга) - 4 и 8,5 г/кг и вулк. Лоихи (горячая точка) - 13 г/кг. К последним объектам использованные в табл.3.12 метод не применим, поскольку в магматических флюидах здесь может быть другое соотношение H₂O и CO₂.}

    При использовании предельных оценок, полученных в табл.3.12 следует учесть, что часть углекислоты поступает в гидротермальные системы с морской водой (оценка понижается на 0,013^{o/o), а часть извлекается из раскристаллизованных базальтов (оценка понижается еще примерно на 0,01o/o). При этом магматогенная добавка состоит главным образом из СО₂, а доля магматической H₂O будет еще в несколько раз меньше [Гричук и др., 1988].}

    В работе [Welhan, Creig, 1983] для интерпретации данных с целью выявления источников СО₂ в гидротермах 21^oс.ш. ВТП, кроме балансового расчета, были привлечены изотопные данные по ¹³С. При этом получилось, что весь излишек СО₂ относительно исходной морской воды может быть объяснен вымыванием из базальтов, и избытка, связанного с магматическим флюидом, нет вообще (однако этот вывод уязвим в отношении данных по содержанию СО₂ в базальтах, которые обладают большой дисперсией).

    Таким образом, оценки, полученные тремя независимыми методами, показывают, что доля магматических флюидов в гидротермах срединно-океанических хребтов очень мала и не может превышать 0,0n-0,n ^o/o. Такие небольшие количества магматических флюидов, очевидно, не могут быть зафиксированы по изотопному составу кислорода и водорода гидротермальных растворов.

    Вместе с тем на реальность небольшого подтока магматогенных флюидов указывают данные по содержаниям СО₂ в стеклах и раскристаллизованных базальтах [Bottinga, Javoy, 1989; Gerlach, 1989] и по отношениям U/⁴He [Zingler, Hart, 1986], которые свидетельствуют о доэруптивной потере труднорастворимых газов из магматических очагов в срединно-океанических хребтах.

    Второй вопрос, на который следует ответить, оценивая роль магматогенных флюидов в металлоносности гидротерм океана - о возможных масштабах переноса рудных металлов этими флюидами.

    Со ссылкой на экспериментальные исследования И.Д.Рябчикова, Н.И.Хитарова, С.Д.Малинина и др. в работе [Бутузова, 1986б] указывается на возможность извлечения из магмы и переноса рудных элементов в составе водно-хлоридных флюидов. Такое качественное решение вопроса сомнений, конечно, не вызывает, однако для выяснения соотношений источников металлов важна количественная оценка. Получение ее затруднено тем, что почти все опубликованные данные по коэффициентам распределения К_р в системе расплав-флюид относятся к расплавам кислого (гранитного) состава [Хитаров и др., 1981]. Кроме того, и солевой состав флюидов, выделяющихся из расплавов в срединных хребтах, достоверно не известен. В этих условиях также приходится идти по пути предельных оценок.

    Данные по К_р петрогенных элементов между базальтовыми расплавами и водными флюидами разного состава были опубликованы Н.С.Горбачевым и Г.А.Каширцевой [Горбачев, Каширцева, 1986а, 1986б]. Они на 1-2 порядка ниже, чем для гранитных составов. Хотя прямое сопоставление данных невозможно (опыты разных авторов проводились при разных Т и различающихся составах флюидов), оно позволяет использовать K_р системы гранитный расплав-флюид как верхнюю предельную оценку. Если еще учесть, что флюиды срединно-океанических базальтов имеют главным компонентом СО₂, что снижает их экстрагирующую способность, то надежность такого выбора еще увеличивается.

    Используя значения K_р из работы [Хитаров и др., 1981], по содержанию Cu, Zn и Pb в толеитовых базальтах, рассчитаем предельное содержание металлов во флюиде. Затем сопоставим эти значения с содержаниями в гидротермах океана (использовав данные по системе 21^oс.ш. ВТП - табл.3.4, N 1-4, как типичные значения) и получим минимальную необходимую долю флюида для формирования наблюдаемой в гидротермах металлоносности. Исходные данные и результаты такого расчета приведены в табл.3.13. Из этих данных видно, что при оценке с помощью K_р наблюдаемая металлоносность может быть обеспечена при доле магматогенных флюидов более нескольких процентов.

    Металлоносность ювенильных флюидов можно попытаться оценить также на основании прямых определений металлоносности вулканических эксгаляций. Из имеющихся в мировой литературе данных наиболее близкий по петрохимии к океанским базальтам объект - это Большое Трещинное Толбачинское извержение (БТТИ). Конденсаты, собранные на БТТИ, почти не затронуты взаимодействием с окружающими породами и метеорными водами и отражают состав летучих магмы [Меняйлов и др., 1984]. Исходные данные и результаты расчета приведены в табл.3.14.

    Следует отметить, что аналогия между флюидами срединно-океанических хребтов и БТТИ не вполне корректна: твердые продукты БТТИ петрологически ближе к базальтам океанических островов, а не рифтов. В газах БТТИ резко преобладают пары воды (H₂O - 83,5^o/o, CO₂ - 5,55^o/o), тогда как для газов базальтов океанических рифтов соотношение прямо противоположное [Гричук и др., 1988]. Возможности флюидов БТТИ в отношении переноса рудных элементов значительно превышают возможности магматических флюидов в срединно-океанических хребтах. Но даже если допустить аналогию между ними, то согласно табл.3.14 для обеспечения наблюдаемой металлоносности гидротерм океана потребовалось бы участие флюидов "толбачинского типа" на уровне первых десятков процентов.

    В итоге следует сделать вывод, что для обеспечения наблюдаемой металлоносности по халькофильным элементам (не говоря уже о Fe и Mn) минимально необходимая доля этих флюидов должна составлять n - n 10^o/o. Подобные количества должны были бы надежно фиксироваться изотопными методами.

    Из сравнения данных таблиц 3.13 и 3.14 с вышеприведенными оценками доли магматических флюидов в гидротермах океана (см.табл.3.12) видно, что максимально возможная доля магматогенных флюидов на 2 порядка ниже, чем минимально необходимая для обеспечения наблюдаемой металлоносности гидротерм срединно-океанических хребтов. Это позволяет при построении термодинамической модели гидротермальной системы в срединно-океаническом хребте не учитывать поступление магматогенных флюидов из магматического очага.

    Следует отметить, однако, что для гидротермальных систем островных дуг соотношение источников вещества может оказаться иным, так как магматические расплавы в островных дугах существенно более водонасыщены.

Внутренняя зональность рудных построек и ее эволюция во времени.

    Наблюдаемое в океанских сульфидных рудах разнообразие минеральных ассоциаций и химических составов привело исследователей к необходимости воссоздания пространственной и/или временной последовательности их образования.

    В получаемом со дна моря материале наиболее отчетливо зональность проявлена в жерлах курильщиков. Схемы развития жерл были предложены в работах [Haymon, 1983; Graham et al., 1988]. Согласно этим схемам рост постройки начинается с отложения ангидрита, который затем замещается сульфидами, начиная от внутреннего канала жерла. При этом по схеме [Graham et al., 1988] происходит последовательная смена преобладающих сульфидов: марказит + вюрцит пирит борнит халькопирит. Сложенная такими концентрическими зонами рудная труба отвечает стадии зрелости. Затем с поверхности труба начинает окисляться и разрушаться, а изнутри зарастать с образованием обратной зональности: пирит марказит сфалерит опал.

    Такая идеальная схема наблюдается далеко не всегда; другие варианты развития жерл описаны в [Гидротермальные сульфидные руды , 1992]. В частности, отмечаются случаи неполной по сравнению с идеальной схемой последовательности, развитие иных минеральных ассоциаций (пирротин + изокубанит и др.). На постройках с температурой выхода раствора ниже 350^o характерно отложение пористо-кавернозных пирит-марказит-сфалеритовых руд и отсутствие медной минерализации. Низко- и среднетемпературные источники образуют небольшие постройки, сложенные опалом и баритом (такие объекты найдены в задуговых центрах спрединга [Лисицын и др., 1991]). Отсутствие медной минерализации при понижении температуры выхода источников исследователи единодушно объясняют снижением транспортирующей способности растворов, при этом обычно отмечается возможность осаждения сульфидов Cu и Fe в рудоподводящем канале. Эта же логика используется и применительно к баритовым постройкам, тем более, что реконструкции температур в недрах систем дают часто такие же значения, как и для "черных курильщиков".

    При переходе от жерл курильщиков к постройкам в целом ситуация усложняется, в первую очередь в связи с фрагментарностью имеющихся данных. Рост построек происходит в значительной мере за счет образования и последующего обрушения рудных труб (см. [Лисицын и др., 1990, Богданов и др., 1997б]), и рудное вещество в них должно было бы представлять собой смесь обломков жерл разного состава, однако такого хаотического состава в имеющихся материалах не наблюдается. Более того, в крупных постройках обнаруживаются типы руд, не найденные в мелких - массивные пиритовые и пирит-халькопиритовые, приуроченные к центральным частям построек [Гидротермальные сульфидные руды , 1992]. Внешние части крупных построек обычно сложены пирит-марказит-сфалеритовыми рудами и покрыты коркой продуктов окисления [Лисицын и др., 1990].

рис.3.4

    Реконструкция внутренней зональности построек была проведена в работе Р.Хекиньяна и Ж.Фуке [Hekinian, Fouquet, 1985]. Эти авторы отметили изменение характера гидротермальной разгрузки при переходе от мелких построек - индивидуальных жерл к крупным: для больших построек существенным становится медленное просачивание растворов через рудное тело. В результате, для внутренних частей начинают играть большую роль процессы метасоматического замещения, и постройка в целом приобретает зональное строение. По данным, полученным при исследовании гидротермального поля на 13^oс.ш. ВТП, Р.Хекиньяном и Ж.Фуке была предложена схема эволюции рудных тел³. Генерализованный вариант схемы Хекиньяна-Фуке был разработан С.Г.Красновым [Краснов и др., 1990; Гидротермальные сульфидные руды , 1992] (рис.3.4). Он включает три стадии: а) начальную, на которой формируется "эмбриональное" тело, сложенное ангидритом и сульфидами, ведущий процесс отложения при этом - смешение гидротермального раствора с морской водой; б) стадию высокотемпературной гидротермальной деятельности, на которой происходит образование сульфидной постройки, главным образом за счет отложения сульфидов при резком охлаждении гидротермальных растворов; в) стадию крупной гидротермальной постройки с преобладающей диффузной разгрузкой и ведущей ролью метасоматической переработки внутренних частей рудного тела. Близкие к этой схеме реконструкции предложены для крупных гидротермальных построек поля ТАГ в работах [Лисицын и др., 1990; Rona et al., 1993]. 

    Изменение характера рудообразующих процессов прямо отражается на минеральном составе руд - в крупных постройках большое значение имеют пиритовые и пирит-халькопиритовые массивные руды, образующие центральные части построек; такие руды в мелких телах, по-видимому, отсутствуют или находятся в подчиненных количествах. С этим связаны и изменения валового химического состава рудных тел - наблюдаемая корреляция между размерами рудных тел и степенью обогащения их медью [Краснов, 1990].

    Процессы метасоматической переработки центральных частей крупных построек имеют важные последствия для судьбы малых компонентов руд. Они приводят к явлениям "зонной чистки" (zone refining), в результате чего массивные руды резко обеднены малыми элементами (кроме Se, Mo и Co) по сравнению с внешними частями построек [Hekinian, Fouquet, 1985; Fouquet et al., 1988; Гидротермальные сульфидные руды , 1992]. С.Г.Красновым отмечены тонкие геохимические различия по малым элементам (в том числе - по Ag и Au) между сфалеритовыми рудами, отлагающимися на стадии (б) из высокотемпературных растворов и сфалеритовыми рудами, слагающими периферические части крупных построек на стадии (в). Причина этих различий, по-видимому, связана с выносом этих элементов при метасоматических процессах в центральных частях тел.

    Формирующаяся в сульфидных постройках океанского дна зональность в целом весьма похожа на зональность древних колчеданных рудных тел. В отличие от океана, на колчеданных месторождениях зональность руд изучена весьма подробно, на эту тему имеется множество публикаций. Рудные тела многих колчеданных месторождений офиолитовых формаций Кипра, Мугоджар, контрастных и непрерывных формаций Урала, андезит-дацит-риолитовых формаций Японии, Австралии, Кавказа обладают отчетливо выраженным зональным строением, которое подчинено осям подводящих каналов. Зональность рудных тел проявляется в закономерном увеличении доли главных рудообразующих минералов в ряду пирит-халькопирит-сфалерит-галенит-барит от лежачего бока к висячему и от оси каналов по латерали. Выше и на флангах массивных руд обычно залегают кремнистые (яшмоидные) отложения, несущие оксидные фазы железа и марганца. Наряду с зональностью по макрокомпонентам руд в колчеданных месторождениях наблюдается также и скрытая минералого-геохимическая зональность по элементам-примесям в рудообразующих минералах [Еремин, 1977].

    Типичная для хорошо изученных медноколчеданных месторождений кипрского типа вертикальная зональность имеет следующий вид [Злотник-Хоткевич, Андpиянова, 1987]: 1) в основании рудной залежи - руды маггемит-магнетитового состава; 2) пиритовые массивные и брекчированные с реликтами магнетита; 3) халькопирит-пиритовые массивные; 4) сфалерит-халькопирит-пиритовые брекчиевые; 5) сфалерит-пиритовые с примесью халькопирита массивные и слоистые - слоистость обусловлена присутствием тонких кремнистых прослоек в кровле залежи (Приорское месторождение в Мугоджарах).

    Природа зональности колчеданных тел была предметом длительной дискуссии (обзор этого вопроса - см. [Франклин и др., 1984]). Многие исследователи [Пшеничный, 1975; Смирнов, 1982; Ohmoto et al., 1983] видят причину неоднородности состава рудных тел в последовательном образовании руд из растворов разного состава, как вследствие направленной эволюции питающей гидротермальной системы, так и в результате неоднократного возобновления гидротермальной деятельности с меняющимися характеристиками. Весьма популярное альтернативное объяснение зональности руд - это изменение в пространстве условий рудоотложения, приводящее к последовательной смене рудных парагенезисов [Large, 1977; Solomon, Walshe, 1979; Франклин и др., 1984]. Ряд авторов подчеркивает роль переотложения и метасоматического замещения рудного вещества во время образования рудного тела и в диагенетическую стадию его развития [Скрипченко, 1972]. На последовательное поступление геохимически различных растворов могут указывать текстуры пересечения, явления коррозии и цементации, замещения одних минералов другими, систематически наблюдаемые на колчеданных месторождениях. С другой стороны, закономерная смена минеральных парагенезисов в объеме рудных залежей вне зависимости от конкретных геологических условий локализации может быть свидетельством отложения рудных масс из единого раствора, свойства и условия существования которого закономерно изменяются в пространстве. В работах последнего времени указывается, как правило, на совместное проявление в месторождениях признаков зональности, обусловленных разными причинами [Поиски меднорудных месторождений, 1985].

    При сравнении гидротермальных объектов на морском дне с древними колчеданными месторождениями влияние условий отложения, в первую очередь - температуры, на возникающую зональность руд вполне очевидно. Схема эволюции рудных построек Хекиньяна-Фуке использует идею метасоматических замещений. Что же касается роли эволюции питающих растворов, то время наблюдений над действующими гидротермальными системами слишком мало для выявления этого фактора. Роль его не может быть установлена ни прямыми наблюдениями, ни сравнительным анализом строения рудных тел, поскольку данных бурения еще очень недостаточно, и реконструкции внутреннего строения донных рудных построек носят самый общий характер.

    Вместе с тем, аналогия между современными и древними рудными телами оказывается далеко не полной. На колчеданных месторождениях не фиксируются образования, отвечающие ранним стадиям развития океанских объектов (см.рис.3.4а). На них неизвестно и резкое обогащение рудных тел цинком, характерное для океанских сульфидов.

    Приведенные выше соображения были положены в основу логической схемы процесса океанского гидротермального рудообразования, использованной для построения его физико-химической модели.