Все о геологии :: на главную страницу! Геовикипедия 
wiki.web.ru 
Поиск  
  Rambler's Top100 Service
 Главная страница  Конференции: Календарь / Материалы  Каталог ссылок    Словарь       Форумы        В помощь студенту     Последние поступления
   Геология >> Геология океанов и морей | Книги
 Обсудить в форуме  Добавить новое сообщение

ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ СУБМАРИННЫХ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ

Д.В.ГРИЧУК

Москва 1999

Содержание

3.2. Логическая схема процесса и ее экспериментальное обоснование

 

рис.3.2

    Геолого-геохимическая модель гидротермального процесса в океанической коре была разработана в 70-х - начале 80-х годов. В ранних работах она опиралась на результаты исследования офиолитовых комплексов, изучение метаморфизованных пород, полученных при драгировании и бурении океанского дна, геофизические данные, эксперименты по взаимодействию морской воды с базальтами, математические модели конвекции и т.п. [Spooner et al., 1977; Humphris, Thompson, 1978; Wolery, Sleep, 1976; Lister, 1980; Rosenbauer, Bischoff, 1983]. После обнаружения "черных курильщиков" и получения первых результатов их исследования геохимическая схема процесса была ревизована и конкретизирована в работе Дж.Эдмонда с соавторами [Edmond et al., 1982] и затем неоднократно воспроизводилась в научной литературе. Дополненная с учетом позднейших работ схема геохимических процессов в гидротермальной системе океана приведена на рис.3.2.

    Гидротермальные системы срединно-океанического хребта представляют собой конвективные системы с эндогенным источником тепла - магматическим телом и резким преобладанием экзогенного компонента - морской воды в флюидной фазе1. Морская вода просачивается по трещинам в толеитовых базальтах океанической коры, постепенно нагревается и реагирует с породами. При этом по базальтам развиваются по мере роста температуры вторичные минералы смектитовой, хлоритовой и пропилитовой фаций. Некоторые компоненты из морской воды связываются - Mg, SO4 , K, U, растворенный кислород. Одновременно вода извлекает из базальтов многие компоненты, в т.ч. рудные - Fe, SII, Cu, Zn, Pb. Наибольшую интенсивность взаимодействия раствора с породой приобретает в самой горячей части ("очаге") гидротермальной системы вблизи контакта с магматической камерой.

    Здесь возможно также поступление в поток гидротермальных растворов магматического флюида, отделяющегося от кристаллизующегося расплава. В области очага и низов восходящей ветви может возникать область кипения и сепарации водной и паровой фаз.

    Восходящую ветвь системы гидротермальный раствор проходит быстро, тепло-массообмен со стенками трещинного канала здесь не столь существенен, и процесс близок к адиабатическому. Не исключена возможность бокового поступления в восходящий канал холодной морской воды, приводящего к подповерхностному смешению и некоторому охлаждению гидротермальных растворов. Излияние гидротермального раствора в водную толщу может происходить в форме локализованных струй ("курильщиков") и/или рассеянной разгрузки, характерной для крупных рудных построек (например, на Срединно-Атлантическом хребте и хр. Хуан-де-Фука). За счет резкого падения температуры и изменения состава в ходе смешения с придонной водой из гидротермального раствора выпадают твердые фазы, в том числе - рудные минералы. Значительная часть рудного вещества при активной разгрузке теряется в водную толщу, образуя факелы разноса ("плюмы").

    Рудные постройки, вырастающие на дне в точке выхода гидротерм, имеют зональное внутреннее строение и в ряде случаев, по-видимому, - сложную историю роста. По мере роста построек характер процесса рудоотложения меняется [Краснов и др., 1988]: все большую роль начинает играть медленное просачивание гидротермальных растворов через толщу рудного тела. При этом рудная нагрузка раствора осаждается почти полностью в толще тела, и резко возрастает роль метасоматического замещения ранее образованных фаз.

    Некоторые моменты в изложенной логической схеме вызывали дискуссии в научной литературе. Часть из них до сих пор не получила окончательного решения. Ввиду важности логической схемы для построения термодинамической модели процесса эти вопросы нуждаются в более подробном анализе и обосновании принятых решений.

    Гидродинамическая структура конвекции и тепло-массоперенос в конвективной ячейке. Существование конвективного переноса тепла в океанической коре было предсказано по результатам геофизических измерений [Lister, 1972]. Прямые доказательства существования конвекции были получены значительно позже, при бурении на дне океана. В ряде скважин, пробуренных вблизи центров современного спрединга, было зафиксировано движение воды. Так, в скважине 482C (DSDP, рейс 65) после окончания бурения наблюдалось поступление горячих вод с резким подъемом температуры на забое скважины [Duennebier, Blackington, 1983]. В детально изучавшейся скв. 504B в Коста-Риканском рифте при проведении гидрогеологических измерений было установлено поглощение морской воды со скоростью 6-7 м3 в час, причем дефицит давления относительно гидростатического достигал 10 атм. [Becker et al., 1983] - эта скважина оказалась в области нисходящей ветви конвекции.

    Распределение температур в недрах гидротермальной системы до последнего времени не представлялось возможным исследовать непосредственно. Доступны наблюдению были только температуры на выходе, по которым можно реконструировать температуру в низах восходящей ветви ("очаге" системы), вероятно, максимальную в пределах системы. По характерным измеренным значениям 350-365oС [Campbell et al., 1988а, 1988б; Von Damm, 1990] и величине поправки на 20-30o за счет адиабатического охлаждения при подъеме [Bischoff, Pitzer, 1985] эта температура составляет 370-395oС.

    Для изучения закономерностей конвекции воды в океанической коре активно привлекались методы математического моделирования. На начальном этапе исследований модели были довольно простыми и часто сводились к решению одномерных задач [Lowell, 1975; Ribando et al., 1976]. С помощью таких моделей был исследован вопрос об отдаче тепла от пород к раствору. По результатам наблюдений за подводными излияниями давно уже стало ясно, что прямой контакт морской воды с расплавами должен быть чрезвычайно кратковременным и может играть какую-то роль только непосредственно в ходе внедрений и излияний магмы (пример такого рода, вероятно, дают наблюдения в апреле 1991 г. на 9oс.ш. ВТП [Von Damm et al., 1995]). Нагрев гидротермальных растворов происходит при их контакте с горячими породами. Большую роль в понимании этого вопроса сыграли исследования Ч.Листера, разработавшего гипотезу "фронта растрескивания" [Lister, 1974, 1980]. Гипотеза основана на том, что при охлаждении горячих пород происходит их сжатие, и возникает система трещин контракции, служащих каналами для проникновения воды в массивы горячих пород. Конвективное движение воды усиливает охлаждение, вследствие чего продвижение фронта растрескивания - процесс самоподдерживающийся. Он ограничен только пластичностью горячих пород под литостатическим давлением. Для условий океанической коры положение фронта растрескивания, а, соответственно - и проникновения воды соответствует изотерме 400-450oС. Однако из модели Листера, рассматривавшей только извлечение тепла из твердой породы, были получены слишком большие скорости продвижения фронта растрескивания. Из этого следовало очень кратковременное существование магматических камер даже в быстроспрединговых хребтах, что не соответствовало геологическим наблюдениям [Sleep, 1983]. Выход из этого противоречия был найден Дж.Канном с соавторами [Cann, Strens, 1982]. Они показали, что кроме конвекции воды в твердых породах, в тепловых моделях процесса необходимо учитывать и конвекцию расплава внутри магматической камеры. Конвективное перемешивание внутри камеры, сопровождающее кристаллизационную дифференциацию, приводит к тому, что к кровле камеры все время подводится тепло, и камера затвердевает в основном снизу за счет заполнения ее кумулатами (соответствующими расслоенной интрузивной серии в офиолитах). Кровля камеры наращивается лишь за счет примерзания к ней расплава, что дает слой изотропных габбро. В работе [Cann et al., 1985/86] было показано, что критическое значение для тепловой модели имеет толщина непроницаемого для воды слоя горячих пластичных пород над кровлей камеры, в котором перенос тепла - только кондуктивный. Для обеспечения наблюдаемых значений теплового потока этот слой должен иметь толщину всего лишь порядка первых десятков метров. Положение фронта растрескивания, согласно модели Канна относительно стабильно до тех пор, пока в камере сохраняется расплав. При полном затвердевании магмы фронт растрескивания начинает быстро продвигаться вниз, и гидротермальная конвекция почти тут же затухает. Из модели Дж.Канна получается, что породы, лежащие непосредственно над кровлей магматической камеры, должны в течение длительного времени испытывать интенсивную гидротермальную проработку в стабильном тепловом режиме. Это хорошо согласуется с данными по характеру и распределению метасоматических изменений в разрезах современной океанической коры и древних офиолитовых комплексов.

    Гидродинамическая структура конвективных течений гидротермальных растворов вокруг магматической камеры была выяснена при расчете двумерных гидродинамических моделей. В моделях различных авторов было рассмотрено влияние на структуру течения таких факторов, как геометрия магматического очага [Fehn, Cathles, 1979; Brikovski, Norton, 1989], неоднородная проницаемость коры [Fisher, Narasimhan, 1991; Tutubalin et al., 1995; Мальковский, Пэк, 1997; Тутубалин, Гричук, 1997а,б], образование зон кипения и надкритического состояния флюида [Brikovski, Norton, 1989] и ряд других. Общие выводы из упомянутых выше работ заключаются в том, что наиболее интенсивное течение в конвективной ячейке устанавливается непосредственно вблизи контакта с магматической камерой и направлено субпараллельно ему. За счет этого изотермы как бы прижаты к магматической камере. Область высокотемпературных взаимодействий вода-порода в каждый конкретный момент времени охватывает довольно тонкий слой вдоль кровли магматической камеры и восходящий канал [Brikovski, Norton, 1989, Tutubalin et al., 1995].

    По геофизическим данным о глубинах магматических камер на осевых участках срединно-океанических хребтов может быть оценена и глубина конвекции воды. Конвективные ячейки осевых гидротермальных систем имеют характерные размеры по вертикали - 1,5-3 км. Латеральная протяженность их по результатам гидродинамического моделирования составляет порядка 6 км [Brikovski, Norton, 1989]

    После обнаружения значительных вариаций солености в гидротермальных растворах океана для объяснения этого явления и связанных с ним геохимических эффектов Дж.Бишоффом и Р.Розенбауэром [Bischoff, Rosenbauer, 1989] была предложена альтернативная модель двухслойной конвекции. В этой модели нижняя ячейка конвекции заполнена кипящими рассолами, а верхняя - это традиционная ячейка, питаемая морской водой. Перенос тепла из ячейки в ячейку в модели Бишоффа-Розенбауэра происходит в основном за счет теплопроводности и почти не сопровождается переносом вещества. Возникновение нижней рассольной ячейки авторы модели относят к стартовому моменту жизни гидротермальной системы - внедрению магматического расплава, которое, вероятно, сопровождается крупномасштабным выбросом пара. Действительно, следы мощных выбросов гидротермальных флюидов ("мегаплюмы") зафиксированы на хр. Хуан-де-Фука [Baker et al., 1987], растворы с низкой соленостью (т.е. конденсаты пара) наблюдались непосредственно после извержения на 9oс.ш. ВТП [Von Damm et al., 1995]. Многие геохимические следствия из модели Бишоффа-Розенбауэра согласуются с данными по океанским гидротермам, однако прямых подтверждений существования нижней рассольной ячейки в какой-либо системе до сих пор не получено. Нет пока и количественного подтверждения реальности кондуктивного переноса тепла между ячейками.

    Процессы взаимодействия вода-порода и масштабы извлечения рудных элементов из базальтов: природные и экспериментальные данные. Экспериментальные исследования взаимодействия морской воды с базальтами при высоких температурах были начаты Дж.Бишоффом и другими исследователями еще за несколько лет до открытия гидротермальных систем на дне океана [Bischoff, Dickson, 1975; Hajash, 1975; Seyfried, Bischoff, 1977; Mottl, Holland, 1978]. Для опытов была использована весьма совершенная аппаратура - автоклавы с пробоотборником ("ячейки Диксона" [Seyfried et al., 1979]), позволяющие отбирать пробы в ходе опытов без изменения Т-Р-условий. Результаты этих исследований сыграли большую роль в понимании геохимии происходящих в океанской коре процессов. На начальном этапе экспериментальных исследований ставилась задача определения основных трендов изменения химического состава растворов и состава минеральных ассоциаций при взаимодействии морской воды с базальтом в гидротермальных условиях. Было установлено, что при этом взаимодействии вода обедняется Mg и SO4, обогащается Si, Ca, K, Ba, Li, B, H2S, Fe, Mn, и раствор приобретает кислую реакцию [Seyfried, Bischoff, 1977; Mottl, Holland, 1978; Mottl et al., 1979; Seyfried et al., 1984]. Из раствора осаждается ангидрит. По базальтам развиваются смектиты, смешаннослойный смектит-хлорит, а при высоких температурах - также актинолит, тальк, альбит, вайракит, магнетит, пирит, халькопирит. Было показано, что характер процесса взаимодействия сильно зависит от отношения вода/порода (W/R), и установлена граница между "породнодоминированными" и "воднодоминированными" условиями взаимодействия, отвечающая величине W/R = 50  5 [Mottl, Seyfried, 1980].

    Полученные экспериментальные данные в целом подтвердились при изучении природных объектов, что стало важным аргументом в обосновании модели рециклинга морской воды в океанской коре. Вместе с тем в экспериментах выявился ряд отличий от природного процесса, что было детально рассмотрено в работе Р.Розенбауэра и Дж.Бишоффа [Rosenbauer, Bischoff, 1983]. В частности, в опытах были получены значительные количества сульфидной серы и заниженные концентрации халькофильных элементов, не отвечающие природным прототипам. Этот эффект оказался связан с постановкой опытов - реакция морской воды с базальтом в автоклаве отличается от природных проточных систем, в которых сульфатная сера в виде ангидрит задерживалась в начале нисходящей ветви конвекции (см. ниже). Поэтому в 80-е годы экспериментаторы стали использовать в качестве стартового раствора "измененную морскую воду" - искусственные растворы, отличающиеся от морской воды отсутствием сульфат-иона.

    Несмотря на очень большую длительность экспериментов (в работах [Mottl et al., 1979; Seyfried, Bischoff, 1979] - до 1,5 года, [Janecky, Seyfried, 1986] - почти 2 года), в них не удалось полностью воспроизвести природные ассоциации метасоматических минералов, характерные для измененных базальтоидов. Наиболее заметное отличие - отсутствие в продуктах опытов хлорита и эпидота - главных минералов метабазитов. Причина, по-видимому, заключается в том, что метастабильные смектиты и смешаннослойные смектит-хлориты, быстро образующиеся на начальных этапах опытов, чрезвычайно вяло подвергаются дальнейшим трансформациям [Mottl, 1983]. Даже в самых длительных опытах система не доходила до равновесия, и состав растворов продолжал меняться.

    После того, как общая характеристика процессов взаимодействия морской воды с базальтами была получена, внимание экспериментаторов было перенесено на определение параметров процесса, обеспечивающих наблюдаемую в природе металлоносность растворов, и определение реакций, буферирующих состав растворов. Ключевое значение в этих вопросах сыграла работа У.Сейфрида мл. и Д.Жанецки [Seyfried, Janecky, 1985], в которой было выявлено сильное влияние давления в околокритической области на содержания рудных металлов в растворе. В этой работе были получены концентрации рудных металлов, соответствующие наблюдаемым в гидротермах океана (табл.3.8). В настоящее время экспериментально воспроизведены все основные характеристики химического состава гидротермальных растворов океана.

    Кроме базальтов, взаимодействие с морской водой экспериментально изучалось также и для других типов пород: перидотитов [Seyfried, Dibble, 1980; Hajach, Chandler, 1981; Janecky, Seyfried, 1986], риолитов и андезитов [Dickson, 1977; Shiraki et al., 1987], осадочных пород [Bischoff et al., 1981; Thornton, Seyfried, 1985, 1987].

    Для дальнейшего обсуждения важно отметить, что и по природным, и по экспериментальным данным все породообразующие минералы толеитовых базальтов (пироксены, плагиоклазы, вкрапленники оливина) достаточно эффективно реагируют с раствором, трансформируясь во вторичные фазы. В образцах метасоматизированных (т.е. с измененными содержаниями К, Na, Ca, Мg) базальтов не отмечается четкой зональности, обычно характерной для околожильных метасоматитов. Сведения о минеральных формах нахождения рудных элементов в свежих и гидротермально измененных базальтов в настоящее время немногочисленны [Нестеренко, Альмухамедов, 1973; Heinrichs et al., 1980; Bideau et al., 1985; Doe, 1994; см. также Гидpотеpмальные сульфидные , 1992]. Медь и в свежих, и в измененных базальтах присутствует главным образом в виде собственной фазы - халькопирита. Для свинца в свежих базальтах характерно изоморфное замещение К в калиевом полевом шпате. При метасоматических изменениях остаточный свинец фиксируется в собственной фазе - галените. Положение Zn в исходной породе более сложно: он входит примерно в равных долях в ортосиликаты, замещая Mg, и в магнетит, замещая Fe. В измененной породе цинк, по-видимому, может образовывать собственную фазу - сфалерит, а также входить в Mg-содержащие водные силикаты (хлорит и актинолит). При всей отрывочности, эти данные позволяют сделать важный для модели вывод: рудные элементы не входят в недоступные для гидротермального изменения минеральные формы и реагируют с раствором примерно также, как и макрокомпоненты. Это существенно упрощает модель и позволяет рассматривать исходную породу, как однородно реагирующее вещество.

    Осаждение ангидрита. После того, как в опытах с морской водой было выяснено, что ее нагревание сопровождается осаждением значительных количеств ангидрита, возник вопрос о соответствии этих опытов и построенной на их основе геохимической схеме природному процессу, поскольку в драгированных со дна океана метаморфизованных базальтах и кернах неглубоких скважин начального этапа глубоководного бурения ангидрит отсутствовал. Это несоответствие было объяснено в [Seyfried, Bischoff, 1979] и последующих работах, как результат растворения отложенного ангидрита в более холодной воде при затухании конвекции в гидротермальной системе. Такое объяснение не противоречит имеющимся данным, поскольку ангидрит обладает в воде отрицательным температурным коэффициентом растворимости, и ниже 150oС морская вода недосыщена по этому минералу. Когда скважины глубоководного бурения стали достигать горячих зон активных гидротермальных систем, в кернах стал систематически фиксироваться жильный ангидрит [Alt et al., 1983, 1989].

    Вторичные минеральные ассоциации. На основе обобщения экспериментальных данных и результатов изучения природных объектов М.Дж.Моттл предложил общую схему вторичных минеральных ассоциаций при взаимодействии морской воды с базальтом [Mottl, 1983]. Основной параметр в этой схеме - отношение вода/порода, являющееся мерой метасоматического воздействия морской воды, главным образом приноса Mg. При высоких отношениях (характерных для низкотемпературной части конвективной системы) образуется ассоциация кварц + смектиты + хлорит `тальк, при этом из породы полностью извлекаются Ca, Na, K, Mn, Cu, Zn, Ba, а раствор имеет слабокислую или нейтральную реакцию. При избытке породы образуется ассоциация хлорит + альбит + эпидот + актинолит + сфен`кварц, контролирующая состав раствора по макрокомпонентам. Условия для такого избытка создаются в высокотемпературной части системы.

    Отношение порода/вода. Важнейшим параметром модели проточной гидротермальной системы является соотношение скорости взаимодействия раствор-порода со скоростью переноса вещества. При экспериментальных исследованиях в статических условиях функции этого параметра выполняло исходно задаваемое соотношение базальта и раствора. Влияние этого параметра опытов на результаты описано выше. В разработанном методе МПСР для протяженных неизотермических систем с трещинной фильтрацией (раздел 2.2) критерием подобия для модели служит отношение эффективно реагирующих масс свежей породы и раствора, суммированное вдоль линии тока раствора - П/В. Оценки этого параметра для действующих гидротермальных систем в океане были получены двумя методами: по содержаниям легко подвижных элементов и по изотопным отношениям Sr в изливающихся гидротермальных растворах.

    Первый способ, предложенный в [Von Damm et al., 1985a] основан на том, что некоторые элементы почти полностью переходят в раствор при взаимодействии морской воды с базальтом. Зная исходное содержание их в воде и базальте, и приращение содержания в гидротермальном растворе "черного курильщика", можно рассчитать, сколько свежего базальта прореагировало с данной порцией раствора. Если взятый элемент переходит в раствор не полностью, эта величина окажется заниженной. Соответственно, проводя определение П/В по нескольким элементам, надо будет брать максимальную величину. В табл.3.9 приведены данные, полученные в [Von Damm et al., 1985] для гидротерм 21oс.ш. ВТП. Из нее хорошо видно, что по щелочным элементами Li, K, Rb, характеризующимся большой подвижностью при высокотемпературном гидротермальном взаимодействии, получены совпадающие величины П/В.

    Второй способ основан на том, что морская вода и толеитовые базальты срединно-океанических хребтов существенно отличаются по величине отношения 87Sr/86Sr (0,70906 и 0,70280 соответственно [Фор, 1989]), а гидротермальные растворы океана обладают промежуточными характеристиками. Поскольку эффекты фракционирования для изотопов Sr отсутствуют, и содержания Sr в морской воде и в свежих толеитовых базальтах весьма постоянны, по балансу изотопов можно рассчитать, сколько породы прореагировало с данной порцией раствора. Эта оценка - приближенная, поскольку в таком способе не учитывается эффект релеевского исчерпания, связанный с переходом Sr из движущегося раствора во вторичные минералы. Тем не менее данные, полученные по изотопии стронция близки к полученным по щелочным элементам. Сводка определений П/В по изученным гидротермальным системам океана приведена в таблице 3.10. Из нее видно, что гидротермальные системы океана характеризуются однотипными величинами П/В, лежащими в интервале 0,5-2. Определения отношений П/В по составу раствора дают величину эффективного отношения порода/вода, интегрированную по линии тока раствора, которая и требуется для построения равновесно-динамических моделей.

    Из общих соображений ясно, что величины П/В для гидротермальных систем могут меняться во времени, однако период наблюдений над реальными объектами в океане еще очень короток, и изменений состава раствора в них не было зафиксировано [Campbell et al., 1988а; Edmond et al., 1995].

    Для палеоаналогов оценки П/В были получены по изотопному составу стронция и кислорода в метасоматизированных породах на основе расчета их баланса при взаимодействии пород с морской водой. Такая оценка оказывается интегрированной по времени для данной точки. Поэтому величины отношений для древних и современных систем, полученные по разным фазам, не могут быть отождествлены. Из приведенных в табл.3.10 значений видно, что для древних колчеданных месторождений величины П/В оказываются систематически ниже, чем П/В для океанских гидротерм. Это указывает, скорее всего на большую длительность гидротермальных процессов в таких объектах по сравнению с современными океанскими системами.

    Существование зоны кипения в недрах системы. Излияния гетерогенных флюидов вода-пар при изучении выходов гидротерм с ПОА до сих ни разу не наблюдались. Существование зон кипения в недрах некоторых конвективных систем можно прогнозировать на основе данных о колебаниях содержания Cl- в растворах, коррелирующихся с содержаниями растворенных газов. Однако измеренные максимальные температуры на выходах гидротерм (350-355o на ВТП, 360-365o на САХ) оказались примерно на 20o ниже, чем требуется для кипения в системе H2O-NaCl при давлениях на соответствующих глубинах океана. Более подробно этот вопрос обсуждается в главе 6.

    Подповерхностное смешение. Начиная с работы по исследованию термальных источников Галапагосского Центра Спрединга (ГЦС) [Edmond et al., 1979], на гидротермальных системах океана регулярно отмечаются источники, химический состав растворов в которых имеет признаки взаимодействия с породой при более высоких температурах, чем непосредственно измеренные. Такое несоответствие было объяснено тем, что высокотемпературные растворы при движении к поверхности дна смешиваются с морской водой, не прошедшей через высокотемпературную часть системы. Этот эффект получил название "подповерхностное смешение". Если оно происходит, падение температуры смесей должно способствовать осаждению рудной нагрузки растворов в толще коры с образованием вкрапленной и жильной минерализации - "штокверка". Подобный характер минерализации наблюдался, в частности, в древней неактивной системе на ГЦС [Embley et al., 1988] и в кернах скв. 504B [Alt et al., 1989]. Однако принятый метод обработки данных по составу растворов с экстраполяцией до Mg = 0 не позволяет отличить примесь морской воды, попавшую в гидротермальный раствор при подповерхностном смешении, от загрязнения морской водой при пробоотборе. Данные по составу растворов, полученные в последние годы на ряде систем, характеризуются очень небольшими содержаниями Mg, соответствующими суммарному эффекту от обеих причин в пределах 4-5o/o. Это позволяет не учитывать эффект подповерхностного смешения при построении термодинамической модели.

    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 (< 5o/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 0,1-0,5o/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 1150oС (примерная температура солидуса) до 370oС (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 350oС) 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 0,2o/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 0,85o/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 86oз.д. ГЦС развиты как нормальные MORB, так и дифференцированные (до Fe-андезитов), в то время как в той части Галапагосского рифта - на 95,5oз.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 0,02-0,3o/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 0,013o/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 21oс.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 Кр 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 Кр 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 Kр 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 Kр 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 21oс.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 Kр 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 - 83,5o/o, CO2 - 5,55o/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 10o/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 350o 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 13oс.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.

<<назад вперед>>

 


 См. также
КнигиГеохимические и термодинамические модели жильного гидротермального рудообразования:
Научные статьиИзотопы серы и углерода на активных гидротермальных полях Срединно-Атлантического хребта : ref5
КнигиВ.И. Старостин, П.А. Игнатов "ГЕОЛОГИЯ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ":
КнигиВ.И. Старостин, П.А. Игнатов "ГЕОЛОГИЯ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ": СОДЕРЖАНИЕ
Научные статьиМеханизм формирования структуры системы Земли. О роли стационарных энергетических центров в сохранении динамического равновесия системы Земли.:

Проект осуществляется при поддержке:
Геологического факультета МГУ,
РФФИ
   
TopList Rambler's Top100