В глобальной системе срединно-океанических хребтов выделяется три мегапояса: Индо-Тихоокеанский, Индо-Атлантический и Индо-Красноморский. Гидротермальные поля известны в различных сегментах Срединно-Тихоокеанского, Срединно-Атлантического хребтов и Красноморском рифте Западно-Индийского хребта.
Сульфидное оруденение и магматизм срединно-океанического хребта Тихого океана
Срединно-океанический хребет в Тихом океане занимает не срединное положение, а сильно смещен к востоку и представлен крупными блоками Восточно-Тихоокеанского подвижного пояса. На севере обособлен блок хребтов срединного типа Хуан-де-Фука и Горда, далее прослеживается Калифорнийский блок, непосредственно к югу от него располагается собственно Восточно-Тихоокеанское поднятие (ВТП), также разделяющееся на отдельные блоки.
На всем протяжении Восточно-Тихоокеанский пояс характеризуется различными скоростями спрединга: северные хребты относятся к среднеспрединговым (6,0-6,8 см/год), отрезок ВТП между 20° с. ш. и 2° с. ш. принадлежит быстроспрединговым (6,8-14 см/год) хребтам, далее к югу до микроплиты Истер протягивается сверхбыстроспрединговый (более 14 см/год) хребет, а затем наблюдается постепенное понижение скорости спрединга. Проявления гидротермальной минерализации в пределах Восточно-Тихоокеанского подвижного пояса выявлены на огромном протяжении от 50°с.ш. до 26°ю.ш. (рис. IV.3).
Характерной особенностью строения ВТП, как и всех срединно-океанических хребтов, является расчлененность на отдельные блоки, сегменты, подразделяющиеся на структуры разного порядка. Природа сегментации связана с глубинными процессами. В частности, сегменты III-IV порядка, контролирующие позицию гидротермальных полей, определяются формированием магматических камер.
Гидротермальные поля в структурах срединно-океанического хребта Тихого океана изучены с различной степенью детальности. Краткая характеристика их приводится по работам Ю. Богданова, С. Краснова, А. Лисицына, П. Рона и др..
 |
| Рис. IV.3. Схема размещения важнейших проявлений современной гидротермальной деятельности в Тихом океана (по данным С.Краснова, Ю.Богданова, А.Лисицына, P.Rona и др.). |
Рудопроявления хр. Эксплорер. В южной части хребта выделяется осевой трог шириной 1 км и глубиной 100 м. В пределах участка обнаружено 18 гидротермальных построек, приуроченных к осевому трогу и зоне его замыкания. Часть построек являются активными. Постройки конической формы располагаются на базальтах, иногда на своеобразном цоколе - крупном (200х250х25 м) сульфидном холме. В составе гидротермальных построек преобладают сульфаты, кремнезем. Соотношения рудных компонентов приведены в табл. IV.1.
Рудопроявления хр. Эндевор. Хребет является северным сегментом хребта Хуан-де-Фука и отделен от него областью перекрытия центров спрединга. Его центральная часть осложнена осевым трогом шириной 500 м, глубиной 100 м. На дне трога развиты покровы базальтов, покрытые тонким слоем рыхлых осадков. У подножия западной стенки трога на протяжении 200 м расположены отдельные гидротермальные постройки, высотой до 20 м; размер их основания 30х10-15 м. Некоторые постройки - активны, температура просачивающихся флюидов 350-400° С. Постройки сложены сульфидами (среди которых преобладают пирит, марказит, вюртцит; реже встречаются халькопирит, кубанит, галенит), аморфным кремнеземом, баритом, халцедоном.
Хр. Хуан-де-Фука. В северной части хребта рифтовая долина заполнена рыхлыми терригенными осадками, мощностью в несколько сотен метров, местами до 1500 м. В центре долины зафиксированы признаки современной гидротермальной деятельности и обнаружено несколько холмов диметром до 500 м, высотой около 50 м, сложенных материалом гидротермального происхождения, преимущественно грубозернистыми и тонкозернистыми осадками. Обломки в осадках представлены пирротином, пиритом, марказитом, сфалеритом, халькопиритом. Кроме этого присутствуют тальк, барит, лепидокрокит, аморфный кремнезем. По составу сульфидные осадки сходны с гидротермальными образованиями впадины Гуаймас Калифорнийского залива.
В центральной части хребта расположена г. Осевая. Вершина горы осложнена подковообразной кальдерой, длина которой составляет 7 км, ширина 2,5 км. Гидротермальные образования локализованы в пределах кальдеры. У подошвы стенок кальдеры повсеместно прослеживаются охристые налеты, в двух пунктах имеются выходы термальных вод. В центральной части гидротермального поля на поверхности базальтов находятся гидротермальные постройки двух типов. Одни представляют собой мелкие холмообразные тела высотой 0,5 м (основание 2,0х0,5 м), сложенные баритом, опалом, марказитом, фоссилизированными вестиментиферами и мелкими полихетами. Другие образуют колонны высотой до 10 м, диаметром 5 м, сложенные сфалеритом, халькопиритом, пиритом, с небольшим количеством опала. Колонны отстоят одна от другой на расстоянии 5-10 м.
В южном сегменте хребта выделяется рифтовая долина шириной около 1 км с высотой краевых уступов 80-100 м; по центру долины протягивается осевой трог шириной 50-200 м, глубиной до 25 м. Гидротермальное поле, протяженностью в 300 м, приурочено к осевому трогу: у подножия уступов, ограничивающих трог, обнаружены выходы гидротермальных растворов (макс. температура 280° С), столбообразные сульфидные тела высотой 1-3 м, диаметром 10-15 см. Отдельные постройки достигают 9 м в высоту и 3 м в диаметре. У подножия построек наблюдаются рыхлые металлоносные осадки, окисленные сульфиды. Сульфиды южного сегмента заметно обогащены серебром, золотом, а также отчасти свинцом (табл.IV.1).
Рудопроявления трога Эсканаба. В южной части хр. Горда, в троге Эсканаба обстановка формирования руд существенно отличается от других районов рифтовых зон СОХ. Трог относится к низкоспрединговым структурам (скорость спрединга 2,2 см/год), в его пределах развита мощная толща осадков - от 300 до 1200 м. Тела массивных сульфидов, приуроченные к вулканическим центрам, отличаются необычным составом - здесь зафиксированы полиметаллические руды с высокими содержаниями свинца.
Район ВТП, 21° с. ш. Рифтовая зона в районе перекрытиями центров спрединга разделена на три сегмента, два северных рудоносны. В осевой части рифта расположена долина шириной около 5 км, обрамленная уступами высотой 80 м. В осевой части долины прослеживается молодая экструзивная зона шириной 0,6-1,2 км с отдельными вулканическими холмами, высотой 20-90 м. Гидротермальные проявления тяготеют к этим поднятиям экструзивной зоны, являющимся центрами магматической активности - поверхностным выражениям магматической камеры. Относительно древние постройки представляют собой трубообразные сооружения на базальтах, высотой до 10 м и диаметром около 8 м. Многие современные постройки имеют цоколь, сложенный в основном сфалеритом и пиритом, площадью 15х30 м и высотой от 2 до 20 м. Трубы на цоколе имеют высоту 1-5 м. Сульфидные постройки состоят из вюртцита, халькопирита, пирита, из нерудных преобладают ангидрит и опал.
Район ВТП, 11-13° с. ш. Срединно-океанический хребет между 11 и 13° с. ш. разделяется перекрытиями центров спрединга на 4 кулисно расположенных сегмента. В центральной части рифта проходит осевой грабен шириной 200-600 м, глубиной 20-40 м. Небольшие рудные постройки (диаметром до 3 м) в пределах осевого грабена располагаются группами по 3-10 штук на 50-метровых отрезках. Всего в 20-километровой полосе вдоль осевой зоны рифта, трассируемой системой лавовых озер, выявлено 130 таких групп построек, в пределах 22 из которых зафиксированы признаки современной гидротермальной активности. На расстоянии 150 м от оси вдоль верхней кромки уступа, ограничивающего осевой грабен, прослеживается вторая линия более крупных залежей, диаметр основания которых достигает 50 м. С восточной и западной стороны рифта располагаются приосевые вулканические горы, на некоторых имеются рудные постройки. Минеральный состав сульфидных построек в общем аналогичен постройкам района 21° с. ш.
Район ВТП, 17-26° ю. ш. Этот отрезок ВТП характеризуется максимальными скоростями спрединга. Все основные гидротермальные проявления локализованы в пределах осевого грабена глубиной до 90 м, шириной в первые сотни метров. Гидротермальные поля приурочены к современным центрам спрединга. Рифтовая зона разделена на сегменты перекрытиями центров спрединга (рис. IV.4). Массивные сульфиды, формирующиеся над подводящими каналами, имеют форму труб, столбов или конусообразных холмов, осложненных трубами. Район характеризуется высокой частотой встречаемости сульфидных построек: в пределах 40 километрового отрезка хребта на каждый километр длины осевого грабена приходится до 20-25 рудных построек диаметром от 3 до 30 м и высотой 5-50 м. Помимо гидротермальных построек сульфиды образуют вкрапленность и штокверковые зоны минерализации вблизи подводящих каналов. В составе сульфидных построек преобладают пирит, марказит, халькопирит, ковеллин, сфалерит, вюртцит. Прожилково-вкрапленная минерализация представлена в основном пиритом с подчиненным количеством сульфидов меди и цинка.
Калифорнийский залив. Некоторыми особыми чертами характеризуется Калифорнийская провинция. Являясь по существу северным продолжением ВТП, рифт Калифорнийского залива относится к типу межконтинентальных рифтов начальной стадии развития океана, заложенных на континентальной коре. Благодаря огромному количеству осадочного материала, поступающего в залив, вулканические породы дна рифта полностью перекрыты осадками, мощность которых измеряется несколькими сотнями метров. Вулканизм и гидротермальная деятельность осуществляются под осадочным покровом. В наиболее детально изученном фрагменте этого рифта - впадине Гуаймас - обнаружены гидротермальные постройки, разнообразные по составу и строению. В их составе преобладают опал, кальцит, ангидрит, гипс, барит, тальк. Некоторые постройки не содержат рудных минералов, в других присутствуют пирротин, сфалерит, халькопирит. В целом руды характеризуются медно-цинково-бариевой специализацией.
 |
| Рис. IV.4. Сегментация рифтовой зоны и размещение рудных построек в районе ВТП 21°15' - 22°10' ю.ш. (по С.Краснову и др., 1992). |
|
 |
| Рис. IV.5. Соотношение Cu, Zn и Pb в сульфидных рудах рифтовых структур ВТП и Галапагосского рифта (по С.Краснову, С.Андрееву, P.Rona и др.). |
|
Галапагосский рифт является структурой, по существу, близкой срединно-океаническим хребтам. В районе развития современной гидротермальной деятельности рифт характеризуется наличием рифтовой долины шириной 3-4 км, глубиной 200-250 м. Вдоль оси долины протягивается центральное поднятие, высотой 20 м, экструзивная зона, сложенная пластовыми и подушечными базальтовыми лавами. Экструзивная зона контролирует низкотемпературные (7-17° С) гидротермальные источники.
Восточнее структура рифта усложняется. Вследствие перемещения центра спрединга здесь располагаются на расстоянии 2 км одна от другой две параллельные рифтовые долины. Северная, шириной 1,2 км, осложнена осевым поднятием высотой около 30 м с отдельными вулканическими конусами. В южной долине прослеживается центральная трещина глубиной 20-50 м, заполненная свежими подушечными лавами. Вдоль горста, разделяющего северную и южную долины, располагаются неактивные сульфидные трубы. Наиболее крупное образование приурочено к северному борту южной долины и представляет собой линию тесно расположенных, сросшихся сульфидных труб, высотой до 35 м, шириной свыше 20 м и длиной около 500 м. Это своеобразное сульфидное тело венчается небольшими трубами диаметром 1-2 м, высотой 2-5 м. Рудное тело сложено, в основном, пиритом и халькопиритом, с небольшим содержанием сфалерита. В значительных количествах присутствует аморфный кремнезем. На отдельных участках рифта имеются поля с гидротермальными трубами высотой до 2 м, состоящими сплошь из аморфного кремнезема (температура формирования труб 32-42° С). Для Галапагосского рифта характерны руды медной специализации (табл. IV.1).
В 18-32 км южнее Галапагосской рифтовой долины вдоль разломов, параллельных оси спрединга прослеживаются цепочки холмов высотой 1-20 м, диаметром 20-50 м. Холмы расположены на поверхности толщи пелагических осадков, мощностью 20-30 м и сложены зеленой нонтронитовой глиной с редкими фрагментами марганцевых и железомарганцевых корок и конкреций. Поверхность их покрыта тонкими железомарганцевыми корками с примесью смектитов. Холмы являются продуктами деятельности низкотемпературных (25-47° С) гидротермальных растворов.
Таким образом, гидротермальные поля, обнаруженные в различных сегментах спредингового хребта, имеют протяженность от первых сотен метров до 4-7 км, иногда до 15-20 км. Сульфидные постройки - как неактивные, разрушенные, частично окисленные, так и активные, формирование которых продолжается, локализованы на вулканических сооружениях, в кальдерах вулканов, в зонах краевых разломов, ограничивающих рифтовые долины. Сульфидные руды в пределах всего Восточно-Тихоокеанского поднятия сложены ограниченным набором минералов, среди которых преобладают марказит, пирит, пирротин, халькопирит, изокубанит, сфалерит, вюртцит, из нерудных - ангидрит, аморфный кремнезем, халцедон, барит. Среди малых и редких минералов отмечаются ковеллин, кубанит, галенит, тетраэдрит, теннантит, арсенопирит и др. Состав руд, тем не менее, в различных участках обнаруживает заметные вариации. Наиболее контрастно состав руд изменяется в северном секторе: рудные проявления хр. Эксплорер относятся к медно-цинковому типу и характеризуются довольно высоким содержанием бария. Южнее, в хр. Эндевор и в особенности в пределах хр. Хуан-де-Фука руды представлены существенно цинковым типом. В южной части хр. Горда (трог Эсканаба) наряду с медно-цинковыми и цинковыми рудами обнаружены руды аномального для этого района полиметаллического состава с высоким содержанием свинца. Далее, в пределах собственно Восточно-Тихоокеанского поднятия существенно цинковые руды на 21° с. ш. сменяются на 11-13° с. ш. и 17-26° ю. ш. медно-цинковыми (табл. IV.1).
Положение гидротермальных систем в ВТП, как и во всех спрединговых структурах, контролируется приповерхностными магматическими очагами, расположенными вдоль центров спрединга и имеющими форму тонких линз шириной 4-6 км. По геофизическим данным, глубина кровли этих камер составляет 1,5-4 км. При этом установлено, что тектоническая сегментация рифтовой зоны, выраженная в наличии участков, разделенных трансформными разломами или районами перекрытия центров спрединга, -определяет размещение магматических очагов. Иными словами, каждый сегмент характеризуется относительно автономным специфическим режимом магматизма.
Наличие расплавленного горизонта отмечается также и в основании коры (несколько ниже границы Мохо), предполагается, что именно здесь происходит концентрация расплава из поднимающихся мантийных диапиров, предшествующая его проникновению в верхние горизонты коры (Краснов и др., 1992).
Состав руд рассмотренных районов варьирует от существенно цинковых до преимущественно медных при незначительном (за редким исключением) содержании свинца. По соотношению ведущих рудообразующих компонентов вся совокупность руд близка так называемому кипрскому типу колчеданных месторождений континента (рис. IV.5).
Вариации состава руд в рифтовых структурах восточной части Тихого океана определяются в первую очередь особенностями вулканизма, характером и степенью магматической дифференциации, происходящей в глубинных и периферических очагах.
Среди толеитов восточной части Тихого океана выделены петрогенетические серии, различающиеся степенью дифференциации.
Для северного блока хребтов характерна дифференцированная серия пород, в которой высокожелезистые пикротолеиты и толеиты сменяются ферротолеитами. Особенности состава пород отражают гетерогенность верхней мантии этой провинции. В центральной части ВТП развиты базальтовые формации, насыщенные летучими и отличающиеся высокой степенью дифференциации.
В Галапагосской провинции выделена сильно дифференцированная серия, характеризующаяся изменением составов от нормальных толеитов к ферротолеитам и далее к железистым андезитам и риодацитам. Кислые породы формировались в процессе кристаллизационной дифференциации базальтовой магмы. Длительное существование магматических очагов, необходимое для реализации этого процесса, обусловлено повышенной мощностью коры в этом районе.
Базальты Калифорнийской провинции отличаются от базальтов СОХ повышенным содержанием натрия. Вариации химического состава пород определяются фракционной кристаллизацией в магматических камерах, различием исходных составов мантийных источников, а также присутствием в северной части провинции компонентов субконтинентальной мантии.
Таким образом, можно констатировать, что магматические комплексы, развитые в крупных сегментах СОХ, характеризуются существенными различиями. Возможно, что именно эти комплексы следует выделять в ранге формаций.
|
