Содержание к диссертации
Введение
ЧАСТЬ 1. Гидротермально-осадочные отложения современных океанов (металлоносные и рудоносные осадки)
Глава 1.1. Тектонический и термобарический контроль гидротермального рудоотложения в океане 9
1.1.1. Тектонический контроль .12
1.1.2. Термобарический контроль 18
1.1.3. Встречаемость гидротермальных полей и масса рудных тел .22
1.1.4. О возможности формирования тяжелых рассолов 24
Глава 1.2. Источники макро- и микрометаллов в гидротермально-осадочных отложениях 30
1.2.1. Рудоносные гидротермальные растворы и металлоносные отложения 31
1.2.2. Проксимальные и дистальные металлоносные осадки 36
Глава 1.3. Поставка и осаждение гидротермального железа в рифтовой долине Срединно-Атлантического хребта 42
1.3.1. Современные методы исследования водных аномалий 49
1.3.2. Сбор осаждающегося в водном столбе материала и регистрация течений 53
1.3.3. Плюм в районе поля Брокен Спур (29 с.ш. САХ) 57
1.3.4. Плюм в районе поля ТАГ (26 с.ш. САХ) 58
1.3.5. Результаты определения вертикальных потоков гидротермально-осадочного материала 60
1.3.6. Поставка гидротермального железа 62
1.3.7. Осаждение железа 63
Глава 1.4. Сравнительный анализ минерального и химического состава дымов “черных курильщиков ” 66
1.4.1. Поле Брокен Спур (постройка “Сарацин Хед”) 72
1.4.2. Поле ТАГ (вершина холма “Активный”) 77
1.4.3. Формирование гидротермально-осадочного материала 78
1.4.4. Влияние метасоматических процессов внутри постройки на состав гидротермально-осадочного материала 85
1.4.5. Роль гидротермально-осадочного материала в формировании рудного тела...86
1.4.6. Состав гидротермально-осадочного материала и циклы гидротермальной активности 86
1.4.7. Сравнительный анализ химического состава гидротермально-осадочного материала, гидротермальных растворов и толеитовых базальтов 91
Глава 1.5. Гидролого-геохимические особенности гидротермальных плюмов 95
1.5.1. Растворенные формы металлов в районе источников 98
1.5.2. Морфология плюмов 99
1.5.3. Растворенные и взвешенные формы металлов в нейтральных плюмах .100
1.5.4. Mn и Fe 111
1.5.5. Влияние течений на морфологию плюмов 113
1.5.6. Коэффициенты дифференциации .114
1.5.7. Потоки и скорости накопления химических элементов в осадках .116
Глава 1.6. История накопления металлоносных и рудоносных осадков гидротермального поля “Краснов” (1638’ с.ш. САХ) .119
1.6.1. Литология 135
1.6.2. Биостратиграфические комплексы планктонных фораминифер и абсолютная геохронология 139
1.6.3. Химический состав 141
1.6.4. Результаты изучения осадков под электронным сканирующим микроскопом149
1.6.5. Макроэлементы 153
1.6.6. Корреляционные взаимоотношения между химическими элементами 158
1.6.7. Нагрузки химических элементов на факторы, контролирующие химический состав .161
1.6.8. Основные события позднеплейстоцен-голоценовой истории седиментации в районе гидротермального поля “Краснов” 165
Глава 1.7. Минералого-геохимическая зональность осадков рудного узла “Семенов” (1331’ – 1330’ с.ш. САХ) .173
1.7.1. Литология и биостратиграфия .178
1.7.2. Геохимия и минеральные типы осадков .184
1.7.3. Исследования осадков под микроскопом 186
1.7.4. Формирование атакамита – CuCl23Cu(OH)2 190
1.7.5. Кластерный анализ 194
1.7.6. Принципиальная схема вертикального строения гидротермально-осадочного разреза 196
Глава 1.8. Минеральный состав пелитовой фракции осадков гидротермальных полей “Краснов” и “Семенов” 200
Глава 1.9. Редкоземельные элементы в металлоносных и рудоносных осадках .208
1.9.1. Поле “Краснов” 212
1.9.2. Поле “Восточное” (Семенов-5) 218 Глава 1.10. Верхнеплейстоцен-голоценовые осадки хребта Гаккеля .228
1.10.1. Гипотетическая литостратиграфическая модель 234
1.10.2. Зоны диагенеза .238
1.10.3. Химический состав 239
1.10.4. Основные события позднеплейстоцен-голоценовой истории седиментации на хребте Гаккеля 247
1.10.5. Использование статистических методов для изучения химического состава осадков хребта Гаккеля .251
ЧАСТЬ 2. Гидротермально-осадочные отложения палеоуральского океана
Глава 2.1. Реконструкция истории Палеоуральского океана, металлогенические зоны Урала
и гидротермально-осадочные фации .263
2.1.1. Литолого-палеогеографическая и тектоническая реконструкции .263
2.1.2. Околорудные гидротермально-осадочные фации 273
Глава 2.2. Донные осадки Палеоуральского океана 282
2.2.1. Кремненакопление 282
2.2.2. Карбонатонакопление 285
2.2.3. Органический углерод .288
Глава 2.3. Гидротермально-осадочные отложения колчеданных месторождений 290
2.3.1. Геологическая позиция колчеданных месторождений 291
2.3.2. Литология и минералого-химический состав рудокластических турбидитов 294
2.3.3. Механизмы седиментации и постседиментационные преобразования .314 Глава 2.4. Гидротермально-осадочные месторождения марганца 328
2.4.1. Геологическая позиция марганцевых месторождений 331
2.4.2. Минералого-химический состав марганцеворудных отложений .338
2.4.3. Краткая история седиментации района исследований 344
2.4.4. Возможные механизмы формирования месторождений 346
2.4.5. Постседиментационные преобразования 350
Глава 2.5. Модель формирования морских гидротермально-осадочных отложений
Заключение 370
Список литературы
- Встречаемость гидротермальных полей и масса рудных тел
- Сбор осаждающегося в водном столбе материала и регистрация течений
- Влияние метасоматических процессов внутри постройки на состав гидротермально-осадочного материала
- Литолого-палеогеографическая и тектоническая реконструкции
Введение к работе
Актуальность работы. В рамках работы проводится анализ химического, минерального и литологического состава гидротермально-осадочных отложений современного Мирового океана, дается их сравнение с девонскими отложениями Палеоуральского океана аналогичного генезиса, и устанавливаются основные особенности осадконакопления в разных фациальных обстановках. Результаты исследований позволили выделить гидротермально-осадочные породы в самостоятельную группу в составе более широкого спектра вулканогенно-осадочных отложений.
Вопрос о взаимодействии между гидросферой и литосферой до сих пор остается принципиальным и дискуссионным. В целом процессы трансформации пород океанической коры с участием водных растворов принято называть гидратацией океанической коры. Наиболее ярко процессы гидратации протекают в рифтовых зонах, опоясывающих весь Мировой океан. Установлено, что в этих зонах они тесно связаны с конвекцией морской воды сквозь трещиноватые вулканические породы океанского дна (гидротермальные конвекционные системы). Продукты таких гидротермальных процессов, как серпентинизация, альбитизация и хлоритизация ультраосновных и основных пород океанского дна, а также офиолитовых поясов Земли, имеют широкое площадное распространение, что указывает на их значительную роль в геологической истории.
Одним из проявлений конвекционных систем является формирование высокотемпературных рудоносных флюидов. Разгружаясь на морском дне, эти флюиды взаимодействуют с окружающими морскими водами, образуя специфическое по своему составу гидротермально-осадочное вещество, слагающее рудоносные и металлоносные осадки (МО) внутри и за пределами гидротермальных полей. Специфический состав осадков и их последующая постседиментационная трансформация послужили основой выделения особой разновидности вулканогенно-осадочного литогенеза – гидротермально-осадочного. В рамках представленной работы под понятием гидротермально-осадочный литогенез мы будем подразумевать все стадии формирования консолидированных отложений подобного генезиса: от седиментогенеза до диагенеза и регионального метаморфизма [Тимофеев и др., 1974; Анфимов, 1997; Копорулин, 1992; Фролов, 1992; Япаскурт, 1992, 1995, 1999 и др].
С накоплением знаний в этой области появилась возможность на новом уровне рассмотреть процессы формирования гидротермально-осадочного вещества, особенности его седиментации и постседиментационных изменений. Следует также отметить, что в настоящее время идет беспрецедентно активное изучение рифтовых и других активных
зон Мирового океана, вызванное, прежде всего, перспективностью промышленного освоения глубоководных полиметаллических сульфидов. С момента открытия в 1978 г. гидротермальных источников в Тихом океане с помощью глубоководного обитаемого аппарата “Алвин” прошло немногом более 30 лет. К началу третьего тысячелетия морские исследователи знали уже более 100 гидротермальных полей, а спустя еще десять лет число открытий возросло до 450 и продолжает стремительно увеличиваться.
Цель и задачи исследований. Главной целью исследований является выявление отличительных черт и особенностей механизмов формирования гидротермально-осадочных отложений и пород.
Эта цель достигается решением следующих задач:
-
Выявление геохимических и минералогических особенностей состава гидротермально-осадочного вещества на стадии его формирования, миграции (рассеивания в водной толще) и седиментации.
-
Выявление основных особенностей его постседиментационных преобразований (диа-, ката-, и метагенез), приводящих к формированию гидротермально-осадочных пород, со свойственными только им геохимическими, минералогическими и структурно-текстурными чертами.
Научная новизна и практическая значимость. Автор предлагает объединенную модель формирования гидротермально-осадочных пород, учитывающую результаты изучения металлоносных отложений как древних (палеозойских), так и современных океанов. Основой для создания этой модели послужили данные минерального, химического и изотопного состава гидротермальных растворов, дисперсного взвешенного вещества “черных курильщиков” и гидротермальных плюмов, а также рудоносных и металлоносных отложений. В общем виде эту модель можно условно разделить на две части: 1) седиментация гидротермально-осадочного материала; 2) его постседиментационное преобразование.
Данная работа будет полезной для широкого круга специалистов, работающих как в области морской геологии, так и изучающих рудные (полиметаллические колчеданные и гидротермально-осадочные марганцевые) месторождения континентов. Результаты исследований имеют важное научное значение для изучения влияния эндогенного (гидротермального) вещества на геохимию Мирового океана и оценки вклада гидротермально-осадочного вещества в формирование осадочных пород в истории Земли.
Автор стремился к тому, чтобы работа представляла собой возможно более полное изложение современных точек зрения по данной проблеме, а его собственные выводы базировались на максимальном количестве доступной информации. Тем не менее, автор не пытался охватить все существующие типы пород подобного генезиса, ограничившись
лишь тем материалом, который был доступен для детального изучения (собственные данные) или наиболее полно описан в литературе.
Фактический материал, объекты и методы исследований. В представленной работе использовались оригинальные материалы автора, полученные в морских экспедициях на борту НИС “Академик Мстислав Келдыш” (ИО РАН), НИС “Профессор Логачев” (ПМГРЭ) и научно-исследовательском ледоколе “Polarstern” (AWI, Германия), а также в экспедициях по Южному Уралу.
Процессы формирования, рассеивания и осаждения (седиментации) описываются на примере активных полей Срединно-Атлантического хребта (САХ): Брокен Спур (возраст поля <1 тыс. лет) и ТАГ (возраст поля ~40-50 тыс. лет). Исследования Института океанологии РАН под общим научным руководством академика А.П. Лисицына проходили в несколько этапов. На первом этапе проводилось гидрологическое и гидрохимическое изучение водных аномалий в районах гидротермальных полей с помощью управляемого с борта судна погружного комплекса “Rosett”, оборудованного CTD-зондом и нефелометром. С помощью этого комплекса были закартированы водные аномалии над полями (гидротермальные плюмы) и прицельно отобраны пробы воды в плюме и за его пределами для изучения распределения химических элементов и взаимодействия между их растворенными и взвешенными формами. На втором этапе проводились исследования вертикальных потоков осадочного (гидротермально-осадочного) вещества с помощью буйковых станций (mooring stations), c расположенными вдоль буйрепа на разных глубинах седиментационными ловушками, разработанными автором [Русаков и др., 1996, 1997], и измерителями течений. На третьем этапе проводился комплекс работ с помощью глубоководных обитаемых аппаратов “МИР-1” и “МИР-2” в непосредственной близости от гидротермального источника, включающий измерение температуры источника, отбор проб гидротермального раствора, установку седиментационных ловушек у основания “черного курильщика” и отбор проб донных осадков. Непосредственно на борту судна проводилось выделение взвешенного вещества с помощью фильтрации и определение концентраций растворенных форм металлов в отфильтрованной воде методом инверсионной вольтамперметрии [Кравцов, 1991].
История седиментации и последующие диагенетические трансформации металлоносных отложений, а также структура осадочных разрезов рассматриваются на примере “зрелых” полей, изучавшихся совместно с коллегами из ПМГРЭ, ВНИИОкеангеологии и ОАО «Севморгео»: поля “Краснов” (начало активности поля ~119 тыс. лет назад, окончание активности ~11 тыс. лет назад), а также полей рудного узла “Семенов” (“Семенов-2” – активно, возраст поля ~76 тыс. лет; “Семенов-5” – неактивно,
возраст поля ~124 тыс. лет). Представленные в работе данные основаны на колонках осадков, отобранных в районе гидротермальных полей с помощью грунтовых трубок. Наибольший научный интерес в этом отношении представляет собой рудный узел “Семенов”, поскольку он состоит из не менее чем пяти гидротермальных полей разного возраста (активных и неактивных), и по своей структуре напоминает палеозойские колчеданоносные палеогидротермальные поля, состоящие из нескольких рудных тел. С открытием ореола осадков поля “Семенов-5”, включающих слои рудокластитовых турбидитов, появилась возможность сравнить механизмы формирования подобных отложений с их древними аналогами, широко распространенными на колчеданных месторождениях континентов. Кроме того, изучение рудоперекрывающих карбонатных отложений, обогащенных атакамитом, дает возможность по-новому понять постседиментационное поведение меди, включая генезис малахитовых месторождений, тесно связанных с постседиментационными преобразованиями сульфидных руд.
В качестве примера формирования гидротермально-осадочных отложений в условиях доминирующего влияния терригенной седиментации рассматриваются осадки хребта Гаккеля в Северном Ледовитом океане, изученные совместно с немецкими коллегами из GEOMAR (Киль) и AWI (Бремерхафен).
Основные этапы формирования проксимальных и дистальных гидротермально-осадочных пород исследованы на примере колчеданных (Молодежное, Яман-Касы, Сафьяновское) и марганцевых (Кызыл-Таш, Южно- и Северо-Файзулинское, Биккуловское, Кусимовское) месторождений Южного Урала в сотрудничестве со специалистами Института минералогии УрО РАН под руководством В.В. Масленникова. Кроме того, в работе приводится литолого-палеогеографическая и тектоническая реконструкция истории Палеоуральского океана с целью наиболее полного описания взаимодействия между гидротермально-осадочным литогенезом и эволюцией бассейна седиментации.
Лабораторные исследования включали изучение минерального состава осадков, горных пород и руд в смер-слайдах и шлифах под петрографическим микроскопом, а также рентгендифрактометрическим методом; химического состава осадков и пород – на стационарной установке рентгенофлуоресцентным (XRF) методом (анализы выполнены на спектрометре со сканирующим каналом AXIOS Advanced фирмы PANalytical B.V., который имеет рентгеновскую трубку с родиевым анодом в качестве источника возбуждения характеристического излучения); а отдельных частиц – под электронным сканирующим микроскопом Camebax SX-100 со встроенным микроанализатором; гранулометрического состава донных осадков – методом водно-механического анализа;
состава органического вещества – методом пиролиза на анализаторе ROCK-EVAL 6, проводился также анализ 13С органического вещества на масс-спектрометре DeLTA-plus (ГЕОХИ РАН). Редкоземельные элементы изучались методом ICP-MS в Первом Океанографическом Институте Китая (г. Циндао, КНР). Кроме того, с целью биостратиграфического расчленения для ряда колонок исследованы комплексы планктонных фораминифер (ПМГРЭ, г. Ломоносов). Для ряда образцов пород в прозрачных шлифах изучалась температура гомогенизации флюидных микровключений (ГЕОХИ РАН). В целях датировки четвертичных отложений использовался 230Th-метод (работа проводилась в Санкт-Петербургском Университете под руководством В.Ю. Кузнецова).
Основные защищаемые положения:
-
Впервые установлена вертикальная и латеральная зональность четвертичных рудоносных и металлоносных осадков поля “Краснов” и двух полей рудного узла “Семенов” (Срединно-Атлантический хребет). Исследовано 14 колонок осадков. Выделены две латеральные структуры: 1) центральная зона рудоносных осадков, непосредственно перекрывающих рудное тело и околорудное пространство, 2) периферийная зона окисленных металлоносных осадков. В свою очередь, центральная зона рудоносных осадков разделена на два вертикальных горизонта, отражающих разные механизмы их формирования: нижний – инфильтрационно-метасоматический, верхний – инфильтра-ционный.
-
На основе сравнительного анализа химического, изотопного, минерального и литоло-гического составов, девонских и четвертичных морских проксимальных гидротермально-осадочных отложений, а также компьютерного термодинамического моделирования, установлено, что их отличия обусловлены постседиментационными преобразованиями, происходившими на различных литогенетических стадиях. Так, в девонских отложениях выявлено активное развитие вторичных минералов: замещение пирита халькопиритом, халькопирита – сидеритом, гидроксидов Fe – гематитом, опала – кварцем, алюмосиликатов – железистыми хлоритами, а также заполнение межзернового пространства рудокластов вторичным кальцитом. Исходя из состава указанных ау-тигенных минералов, термодинамического компьютерного моделирования трансформации минерального состава при разных температурах и разной активности кислорода, а также температур гомогенизации флюидных микровключений, удалось установить, что девонские рудокластические турбидиты южно-уральского колчеданного полиметаллического месторождения “Молодежное” (полеоаналог современных океанических гидротермальных полей) подверглись постседиментационным трансформациям при
температурах ~(150-250) C, что соответствует стадии метагенеза. Установлено, что латеральная и вертикальная зональность гидротермально-осадочных отложений указанного месторождения схожа с аналогичными четвертичными разрезами (см. защищаемое положение 1).
-
На основе фактического материала показано, что гидротермально-осадочные марганцевые месторождения Южного Урала следует относить к морским дистальным гидротермально-осадочным отложениям (по составу вмещающих горных пород), а по механизму своего формирования – к постседиментационным. На основе изучения вертикальных разрезов девонских южно-уральских марганцевых месторождений “Кызыл-Таш”, “Южно- и Северо-Файзулинское”, “Биккуловское” и “Кусимовское” выявлены три вертикальных хемостратиграфических типа месторождений (снизу вверх): 1) Fe-Si – Ca-Mn-Si – Si; 2) Fe-Si – Ca-Mn-Si – Mn-Si – Si; 3) Fe-Si – Si – Mn-Si. Современный облик они приобрели вследствие постседиментационной мобилизации и последующего повторного отложения Mn внутри ранее сформированного осадочного разреза. На основе данных по изотопному составу карбонатного углерода и общему содержанию карбонатов установлено, что основным фактором, контролировавшим процессы мобилизации и вторичной минерализации Mn, являлось соотношение между карбонатным материалом и органическим веществом в первичных дистальных гидротермально-осадочных и перекрывающих их осадочных отложениях.
-
Выявлен единый механизм формирования морских гидротермально-осадочных отложений современных и палеозойских океанов, а также общие особенности их седиментации и последующей трансформации на различных литогенетических стадиях. Основанием для этого послужило обобщение данных по литологическому, минеральному и химическому составу рудоносных и металлоносных осадков Атлантического, Тихого и Индийского океанов, возрастом от поздней юры до голоцена (~1.5 тыс. образцов), соотношения в них макро- и микрометаллов, а также данных по составу девонских рудокластитов, джасперитов, госсанитов и умбритов Палеоуральского океана.
Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликовано 37 печатных работ в периодических изданиях и сборниках научных трудов, из них 1 патент РФ и 17 (2 приняты к печати и 2 сданы в печать) в реферируемых отечественных и зарубежных научных журналах. Основные положения диссертации докладывались на международных научных конференциях во ВНИИОкеангеологии (г. Санкт-Петербург): “Mineral of the ocean – future development” (2008 г.), “Mineral of the ocean – 5 and Deep-sea minerals and mining – 2” (2010 г.), “Mineral of the ocean – 6 and Deep-sea minerals and mining – 3” (2012
г.); в Первом Океанографическом Институте Китая (г. Циндао): “The 1st China-Russian symposium on marine sciences / Marine Environment and Resources in the 21st Century” (2009 г.); в Институте океанологии им. П.П. Ширшова РАН (г. Москва): “Международная научная конференция (Школа) по морской геологии” (2011, 2013 гг.); на рабочем совещании Российского отделения международного проекта InterRidge (г. Москва) “Процессы в сре-динно-океанических хребтах – что нового дало первое десятилетие XXI века в изучении?” (2011 г.); на Всероссийском совещании в ВИМСе: “Современные методы изучения вещественного состава глубоководных полиметаллических сульфидов (ГПС) Мирового океана” (2011 г.); на Международной геохимической конференции Goldschmidt2013 в Университете Ferrara (г. Флоренция, Италия, 2013 г.).
Объем и структура работы. Работа состоит из двух частей общим объемом 372 страницы, включая 114 рисунков, 57 таблиц и сопровождается списком использованной литературы из 570 наименований. Первая часть включает 10 глав и описывает гидротермально-осадочные процессы (седиментация и диагенез) в современном Мировом океане. Вторая часть включает 5 глав и посвящена формированию гидротермально-осадочных пород полиметаллических колчеданоносных полей и гидротермально-осадочных месторождений марганца в среднепалеозойском Палеоуральском океане (Южный Урал).
Встречаемость гидротермальных полей и масса рудных тел
Дискуссионным остается вопрос относительно частоты встречаемости гидротермальных полей в разных геодинамических обстановках и геохимической специализации гидротермальных растворов. Несмотря на то, что на сегодняшний день детально исследовано менее половины протяженности глобальной системы СОХ и рифтов заостроводужного спрединга, имеющиеся данные позволяют с определенной степенью достоверности выявить общую закономерность распределения гидротермальных проявлений в различных тектонических обстановках.
Дивергентные границы литосферных плит. До настоящего времени наиболее распространенной точкой зрения было предположение о том, что существует прямая зависимость между частотой гидротермальных проявлений и скоростью спрединга. Чем выше скорость спрединга, тем выше количество полей на единицу протяженности хребта [Baker, Hammond, 1992]. Последующие исследования [Baker, German, 2004] показали более тесную связь частоты встречаемости полей с магматическим бюджетом, нежели со скоростью спрединга, что позволило дополнительно включить в рассмотрение гидротермальные поля, связанные с внутриплитовым вулканизмом. Однако, роль тектонического и магматического контроля в распределении гидротерм продолжает вызывать споры, поскольку зависимость между этими величинами не носит прямолинейный характер (табл. 1.1.1, рис. 1.1.3). Из рис. 1.1.3 видно, что зависимость,
Распределение гидротермальных полей в зависимости от скорости спрединга и магматического бюджета: 1 – магматический бюджет, км3/(млн.лет км); 2 – полная скорость спрединга, мм/год; 3 – частота встречаемости, количество полей на 100 км СОХ. близкая к линейной, сохраняется лишь для низкоспрединговых хребтов (полная скорость спрединга 40 мм/год). Сравнительно высокая частота встречаемости гидротермальных проявлений отмечается на ультранизкоспрединговом хребте Гаккеля (в среднем 1.12 полей на 100 км протяженности хребта). Следует заметить, что о гидротермальных проявлениях хребта Гаккеля мы знаем только по результатам зондирования водных аномалий над ним. Здесь до сих пор пока не обнаружены ни черные “курильщики”, ни сульфидная минерализация (см. главу 1.10). Максимальная величина встречаемости (3.26 полей /100 км) для низкоспрединговых хребтов в целом приходится на отрезок между 36 и 38 с.ш. Срединно-Атлантического хребта (САХ). При этом, участок того же хребта, расположенный между 27 и 30 с.ш. (рис. 1.1.2г), характеризуется критически низким значением встречаемости (0.3 поля/100 км). Сравнительно низкие значения частоты встречаемости полей ((0.57-0.67)/100 км) обнаружены также на хребтах со средними скоростями спрединга (40-80 мм/год). Последнее можно объяснить их слабой изученностью, поскольку именно для среднеспрединговых хребтов характерна наиболее редкая сетка наблюдений. Детально на сегодняшний день обследован район Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП), где обнаружена бльшая часть известных гидротермальных полей (рис. 1.1.2б и 1.1.2в). Однако частота их встречаемости оказалась сопоставима с наиболее изученным районом САХ. Подобный результат можно объяснить влиянием двух факторов. Во-первых, на хребтах с высокими скоростями спрединга, гидротермальные поля концентрируются в узкой зоне вдоль оси хребта (как, правило, внутри вдольосевого грабена шириной 100-300 м), что, вероятно, обусловлено локализацией максимальной величины теплового потока в этой зоне. Н. Слип с соавторами [Sleep et al., 1983], исходя из существующего теплового потока, подсчитал, что лишь 1/10 часть теплового потока связана с гидротермальной циркуляцией в осевой части рифта, остальные 9/10 с циркуляцией, расположенной на некотором удалении от оси. Последнее, скорее всего, справедливо только для хребтов с низкими и ультранизкими скоростями спрединга. Так, для высокоспрединговых хребтов, на которых тепловой поток более сфокусирован в приосевой зоне, исследователи дают несколько иные оценки. Однако все они сводятся к тому, что около 1/3 тепла теряется в осевой зоне, а остальные 2/3 на флангах. Кроме того, во-первых, ширина неовулканической (экструзивной) зоны на хребтах с высокими скоростями спрединга всего 1-2 км, в то время как активные гидротермальные постройки на низкоспрединовых хребтах встречаются в пределах всей рифтовой долины шириной около 10-15 км и даже за ее пределами (поле “Петербургское”). Отдельные находки рудопроявлений вне рифтовых долин пока крайне редки. Во-вторых, в предыдущих оценках не учитывался фактор продолжительности “жизни” отдельных циркуляционных систем. Известно, что продолжительность гидротермальной активности тесно связана с вулканическими циклами и скоростью спрединга. Возобновление вулканического цикла ведет к затуханию гидротермальной деятельности и наоборот. Так, возраст одной из наиболее массивных ( 4 млн.т. руды) и продолжающих свою активность гидротермальной постройки поля ТАГ, расположенной на низкоспрединговом САХ, оценивается около 40-50 тыс. лет. Изучение структуры металлоносных отложений на флангах постройки указывает на то, что она пережила не менее двух гидротермальных циклов (по другим оценкам, до пяти); каждый продолжительностью от нескольких тысяч до нескольких десятков тыс. лет [Lalou et al., 1993; Rona et al., 1993]. Возраст расположенной рядом неактивной постройки МИР оценивается более 100 тыс. лет, а ее масса достигает 10 млн.т. На высокоспрединговых хребтах продолжительность формирования постройки, как правило, значительно меньше. В районе ВТП многочисленные небольшие постройки массой 100 т. и “возрастом” 1 тыс. лет расположены преимущественно вдоль оси хребта на расстоянии менее 1 км. Таким образом, распространение гидротермальных систем на хребтах с ультравысокими скоростями спрединга сильно ограничено не только их локальным положением вдоль узкой экструзивной зоны, но и малой продолжительностью существования. Периоды генерации новой океанической коры ведут к перестройке структуры тектонических трещин и разломов, по которым циркулируют гидротермальные растворы, и, как следствие, смене зон гидротермальной разгрузки. В противоположность им, устойчивый тектономагматический режим, характерный для хребтов с низкими скоростями спрединга, способствует существованию стабильной системы циркуляции и возможности продолжительного накопления сульфидной залежи на одном гидротермальном поле.
Принимая во внимание сопоставимые величины распространенности гидротермальных систем на высокоспрединговых и низкоспрединговых хребтах, а также более продолжительный период формирования рудных построек на низкоспрединговых хребтах, интересно сравнить общие масштабы их оруденения. Из табл. 1.1.2 легко заметить, что масса построек определяется продолжительностью рудоотложения (чем старше гидротермальная постройка, тем больше она содержит руды) и эффективностью рудоотложения. Первый фактор тесно связан со скоростью спрединга хребта, а второй определяется средой, в которой происходит накопление руды. Так, наиболее высокая эффективность рудоотложения (рудоносность) отмечена в рифтах, заполненных придонными высокоминерализованными рассолами (Красное море) и водопроницаемыми осадками (Калифорнийский залив и северо-восточная часть Тихого океана). Общая масса руды в Красноморской впадине Атлантис II оценивается минимум в 90 млн.т., причем продолжительность рудонакопления не превышает 100 тыс. лет [Ku et al., 1969]. Рудные отложения в осадках Калифорнийского залива в бассейне Гуаймас оцениваются в несколько десятков миллионов тонн. При этом наиболее массивные рудные постройки полей на Срединно-Атлантическом хребте на наиболее изученном отрезке между 40 и 10 с.ш. в сумме составляют немногим более 100 млн.т. То есть, эффективность рудоотложения во впадине Атлантис II в несколько раз выше, чем в рифтах открытого океана. Наиболее массивные из известных построек на ВТП по массе руды, как правило, не превышают нескольких десятков тонн, а средняя рудоносность хребта, несмотря на высокую плотность построек, составляет (0.18-0.5) млн.т./100 км, что сопоставимо с рудоносностью наиболее изученных отрезков САХ – (0.03-0.55) млн.т./100 км.
Сбор осаждающегося в водном столбе материала и регистрация течений
Древние гидротермальные отложения широко представлены не только в базальных формациях осадочного чехла, но и по всему осадочному разрезу в виде самостоятельных металлоносных толщ. Наиболее мощные (более 100 м) и обширные по площади металлоносные отложения встречаются в Тихом океане от верхней юры до плейстоцена. Менее мощные (от нескольких сантиметров до нескольких десятков метров) – в Индийском (маастрихт – нижний миоцен) и Атлантическом (верхняя юра – плейстоцен) океанах, а также в задуговых бассейнах Тихого океана (нижний палеоген – верхний миоцен) [Гурвич, 1998]. Средний химический состав этих отложений относительно среднего состава пелагических осадков (ПО) приведен на рис. 1.2.2б,-в,-г. Он незначительно отличается от современных МО. Так, содержания Fe, Ti, Mo и Al практически не отличаются от современных МО, содержания Zn, B, Cr, Li и Rb несколько выше; для Mn, Cu, Ni, V и Sc эти различия меньше чем в 2 раза. По-видимому, вариации состава можно объяснить природными факторами: изменением условий седиментации и скоростей спрединга океанского дна. Е.Г. Гурвич [1998] показал, что сопоставление химического состава современных и древних МО свидетельствует об их единой природе.
Петрохимические модули. Согласно химической классификации осадочных горных пород [Юдович, Кетрис, 1986], МО следует отнести к типу гидролизатов – продуктов эндогенных гидротермально-метасоматических процессов. При этом типичные МО с содержанием Fe 10 % обладают более высокими значениями гидролизатного модуля (ГМ = 1.33–2.06) относительно неметаллоносных осадков глубоководных котловин (ГМ = 0.95–1.22), в которых содержание Fe 10 % (табл. 1.2.1). По ведущему гидролизатному компоненту гидролизаты делят на железистые, алюминиевые и марганцевые (более редко титановые). В отличие от типичных Al- и Fe-гидролизатов, являющихся чаще продуктом выветривания пород основного и ультраосновного состава, МО можно отнести к представителям смешанных Fe-Mn-гидролизатов, связанных с вулканогенно-осадочными образованиями. В базальной формации они ассоциируются как с пелагическими отложениями, так и с вулканогенным материалом, что представляет собой определенную сложность при выделении их более точной разновидности (хемотипа). С другой стороны, диссипация (рассеивание) гидротермально-осадочного материала в океанских растворах и взвесях ведет к постепенному уменьшению роли первичного гидротермального вещества с удалением от источника и, как следствие, закономерной смене состава осадочного материала от типичного гидротермально-осадочного к фоновому пелагическому. Как результат, в подобных отложениях высока роль дисперсии макро- и микроэлементов, что отражается в широком диапазоне значений петрохимических модулей. Так, например, составы современных гидротермально-осадочных отложений в координатах различных петрохимических модулей не образуют единых кластеров (табл. 1.2.1). Напротив, их дисперсия указывает на принадлежность образований к разным геохимическим группам. Наглядным примером могут служить гидроксидно-нонтронитовые осадки Галапагосских гидротермальных холмов [Курносов, 1982], образующие два самостоятельных кластера и 9 хемотипов [Юдович, Кетрис, 2000].
Основываясь на вышесказанном, можно сделать предварительный вывод о том, что в настоящее время не существует универсальных критериев выделения металлоносных отложений гидротермального генезиса. С одной стороны, выделяют обширные площади распространения металлоносных отложений в составе различных осадочных формаций океанов и морей [Гурвич, 1998], а с другой – самостоятельные рудные и околорудные седиментологические фации в составе базальной формации [Гидротермальные…, 1993; Зайков, 1995; Масленников, 1999; Зайков и др., 2001]. При этом все упомянутые выше типы отложений представляют собой продукты смешения гидротермального рудного вещества с фоновым осадочным материалом разного генезиса в разных пропорциях. Выявление механизмов рассеивания рудного вещества в придонных океанских водах и его последующего смешения с фоновым осадочным материалом осложняется вариациями концентраций макро- (Fe и Mn) и микрометаллов (Zn, Cu, Ni, Co) во взвеси плюмов и гидротермально-осадочном материале за счет сорбционно-адсорбционных процессов, а также процессов соосаждения в водном столбе [Rudniki, Elderfield, 1993; Русаков, 2009]. Так, для некоторых элементов характерен рост концентраций с расстоянием от источника на фоне снижения концентраций гидротермального Fe [Klinkhammer et al., 1986; Trocine, Trefry, 1988; German et al., 1991]. Согласно расчетам коэффициентов дифференциации химических элементов относительно первичного рудоносного раствора на разных этапах формирования гидротермально-осадочного материала, предложенных Е.Г. Гурвичем [1998], микрометаллы условно можно разделить на две группы. К первой группе относятся такие элементы, как Zn, Cu и Со, относительные концентрации которых во взвеси и осадочном материале постепенно снижаются от источника к приосевым дистальным МО. Ко второй группе можно отнести Ni, V, La, относительные концентрации которых растут от взвеси всплывающего плюма к осадочному материалу фланговых дистальных МО. На их фоне поведение Pb выглядит достаточно консервативным, однако он также незначительно обогащает осадочный материал относительно первичного рудоносного раствора. При переходе от приосевых дистальных МО к фланговым дистальным МО повсеместно отмечают незначительное обогащение рудного вещества всеми перечисленными элементами.
Проксимальные МО. Если рассматривать распределение отношений суммы макрометаллов к алюминию ((Fe+Mn)/Al) на разных этапах осаждения гидротермально осадочного материала от проксимальных до дистальных МО, то можно заметить, что относительный рост концентраций Mn нивелируется интенсивностью смешения рудного вещества с фоновым осадочным материалом, так что процесс условно можно рассматривать как консервативное рассеивание. В частности, это подтверждается значительным числом анализов химического состава МО Атлантического [Гидротермальные…, 1993] и Тихого [Мигдисов и др., 1979] океанов. Подобная закономерность также справедлива как для древних металлоносных толщ, так и для древних металлоносных околорудных фаций. По результатам изучения колчеданоносных палеогидротермальных полей Урала В.В. Масленников [1999] по мере удаления от гидротермального источника и, как следствие, уменьшения содержания рудной компоненты, выделяет следующие фации: рудокласты, джаспериты (яшмокварциты), госсаниты, умбриты, пелитолиты и силициты.
Влияние метасоматических процессов внутри постройки на состав гидротермально-осадочного материала
Гидротермально-осадочное вещество, образующееся при взаимодействии гидротермальных растворов с морской водой, формирует не только металлоносные осадки за пределами гидротермальных полей, но и массивные сульфидные руды непосредственно в районе источника. Однако до сих пор однозначное установление его роли в формировании рудного тела представляет определенную сложность. Во-первых, на сегодняшний день мы располагаем лишь отрывочными данными о его составе и величинах потоков, поскольку отбор частиц, осаждающихся в непосредственной близости от гидротермального источника, расположенного на глубинах, как правило, более 2 км, представляет собой сложную и дорогостоящую техническую задачу. Во-вторых, процессы формирования самого вещества продолжают оставаться малоизученными. Совершенно неясным остается вопрос относительно возможности изменения состава гидротермально-осадочного материала по мере эволюции субмаринной гидротермальной системы.
Как показали исследования известных субмаринных гидротермальных оруденений, накопление рудного тела за счет питающих его гидротермальных растворов (флюидов), истекающих на поверхность дна в зонах разгрузки рециклинговой гидротермальной системы, имеет сложную историю, и порой трактуется неоднозначно. Существуют различные точки зрения, основанные, как правило, на двух подходах. В основе первого лежит предположение о пространственном формировании различных минеральных парагенезисов из одного и того же раствора, в зависимости от термохимических условий. В основе второго – последовательное образование руд из растворов, меняющих свой состав по мере эволюции гидротермальной системы. В этом ряду существует и наиболее сложная термодинамическая модель, объединяющая механизмы отложения рудного вещества по мере смешения высокотемпературного флюида с морской водой, эволюционное изменение состава флюида и метасоматические замещения внутри рудной постройки [Гричук и др., 1998]. Однако, учитывая цикличность гидротермальной активности [Гидротермальные…, 1993] и полигенный характер колчеданного оруденения [Бородаевская и др., 1979], сложно однозначно установить эволюцию рудонакопления, используя в качестве индикатора лишь минеральные ассоциации постройки. Массивные сульфидные руды в той или иной степени являются продуктом последующих перекристаллизаций вещества в результате метасоматических процессов. Важность использования гидротермально-осадочного материала в качестве одного из индикаторов истории рудоотлождения существенно возрастает при изучении древних месторождений, для которых сложно установить состав первичных рудоносных растворов. В отличие от представительного материала по составу гидротермальных растворов и массивных сульфидных руд, данных по составу вещества, осаждающегося в районе источника, и его потокам очень мало, в литературе имеются лишь отдельные сведения по некоторым гидротермальным полям Тихого океана [Feely et la., 1987, 1994; Dymond, Roth, 1988; Mottl, McConachy, 1990; Khripounoff, Alberic, 1991]. В главе обсуждается состав осадочного вещества, собранного непосредственно под дымами “черных курильщиков” в Атлантическом океане с помощью седиментационных ловушек в ходе экспедиции BRAVEX/94 [BRAVEX-94…, 1994].
Ловушки были установлены прицельно подводными обитаемыми аппаратами "МИР" в 3 метрах от основания "черных курильщиков" на двух гидротермальных полях: Брокен Спур и ТАГ (см. главу 1.3). Основным отличием этих полей является “возраст” активных построек. Гидротермальное поле Брокен Спур расположено в осевой части рифтовой долины и принадлежит к полям центрального типа наравне с полями Сквид Форест, Лаки Страйк, Снейк Пит, Пюи-де-Фоль [Черкашев, 2004]. Открытые в пределах поля 13 построек (большая часть из которых активна) содержат около 100 тыс. т сульфидных руд [Nesbitt, Murton, 1995]. По оценкам Ю.А. Богданова с соавторами [1997], их накопление продолжалось не более 1 тыс. лет.
Гидротермальное поле ТАГ связано с долгоживущей системой, приуроченной к краевой части рифтовой долины. Согласно современным оценкам, в холме Активной постройки сосредоточено около 2.7 млн. т руды и еще 1.2 млн. т – в ее “корнях” [Humphris et al., 1995], которые уходят в базальтовый фундамент до глубины 125 м. Используя методы изотопного датирования, К. Лалу с соавторами [1990, 1993, 1995] показала, что формирование массивных сульфидных руд здесь началось 40-50 тыс. лет назад. Разница в возрасте гидротермальных полей позволяет нам выявить некоторые характерные эволюционные отличия в минеральном и химическом составе собранного гидротермально-осадочного материала.
Одна ловушка КСЛ-400/1 была установлена на гидротермальном поле Брокен Спур с помощью глубоководного обитаемого аппарата “МИР” у подножия наиболее массивной постройки “Сарацин Хед” (Голова Сарацина) с температурой истекающего на ее вершине флюида 362 С. Схема постановки ловушки изображена на рис. 1.3.2. Площадь собирающего конуса ловушки составляла 0.125 м2. За период экспозиции 17.5 сут. ловушка собрала 4.0 г сухого вещества. Описание материала под бинокулярным микроскопом в воде представлено в табл. 1.4.1. Вторая ловушка аналогичным образом была установлена на вершине холма активной постройки поля ТАГ, увенчанной “черными курильщиками” в 3-х метрах от наиболее массивной трубы (рис. 1.3.4). За время экспозиции (5.87 суток) в ловушке накопилось 3.87 г сухого вещества. Описание материала под бинокулярным микроскопом в воде представлено в табл. 1.4.2.
Литолого-палеогеографическая и тектоническая реконструкции
В осадках, накопившихся позже 75 тыс. л. н. (слой 100-120 см), значение литогенного фактора 1 существенно снижается для тонкой песчаной фракции и, в меньшей степени, для пелитовой фракции осадков. Однако для алевритовой фракции они даже незначительно увеличиваются. Это указывает на сохраняющееся высокое влияние эдафогенного материала (фактор 1), очевидно, в результате эрозии “свежих” вулканитов океанского дна. При этом мы наблюдаем одновременный рост “рудного” фактора 2 в пелитовой фракции. Выше по разрезу (90-100 см), с падением поставки эдафогенного и рудного вещества в алевритовой фракции, возрастает влияние гидротермальных элементов (Co и Zn) фактора 3 в пелитовой фракции, сопровождающееся незначительным ростом 2, 3 и 4 факторов в тонкопесчаном материале осадков. Этот период, по-видимому, отражает возобновление гидротермальной активности района. Кроме того, в этом слое (92-94 см) наблюдается аномально высокое содержание Zn (0.08 мас.%) в пелитовой фракции (табл. 1.6.2). Причем нагрузки других факторов либо снижаются, либо близки к нулевым значениям.
Существенные отклонения от нулевых значений факторов внутри ЛХСГ-II мы видим в алевритовой фракции в слое 68-70 см (фактор 2 и 3), а также в пелитовой и песчаной фракциях в слое 52-54 см (факторы 2 и 4, соответственно). Ранний эпизод, вероятно, отражает усилившееся влияние рудного вещества (повышенное накопление оксигидроксидов Fe и Mn, а также P, Cu и Zn) с одновременным снижением влияния литогенного материала (фактор 1) в пелитовой и алевритовой фракциях. Следует отметить, что этот слой также характеризуется аномально высоким значением алюмокремниевого модуля (Al2O3/SiO2 0.35), указывая на усиление роли алюмосиликатного материала в алевритовой фракции [Русаков и др., 2011]. Исходя из совокупности косвенных признаков, можно предположить, что слой 68-70 см отражает эпизод усиления тектонической активности хребта, сопровождающийся незначительным выбросом гидротермально-осадочного материала. Более поздний эпизод (52-54 см) отражает повышенное накопление рудного вещества в пелитовой (фактор 2 и 3) и тонкой песчаной (фактор 4) фракциях с одновременным снижением роли литогенного материала.
В этом слое также отмечено повышенное содержания СаО (48.23 мас. %) и S (0.09 мас.%) (табл. 1.6.2) в пелитовом материале, что может указывать на повышенное содержание ангидрита и, тем самым, на низкотемпературную гидротермальную активность района.
Таким образом, ЛХСГ-II, соответствующий хронологическому периоду между 75 и 11 тыс. л. н., в целом можно охарактеризовать как период активизации вулкано-тектонической активности хребта и постепенного затухания гидротермальной деятельности. На фоне этих процессов возрастала роль биогенного карбонатного материала, являющегося разбавителем как для рудного, так и для литогенного (эдафогенного) материала. Указанные два эпизода (на уровнях 92-94 и 52-54 см), связанные с усилением нагрузки рудных элементов, очевидно, отражают эпизоды кратковременного возобновления гидротермальной активности района. Причем первый эпизод связан с накоплением более высокотемпературных рудных минералов (Zn, Co), а более поздний – с низкотемпературными гидротермальными минералами, такими как, ангидрит.
Осадки верхнего горизонта (ЛХСГ-I), отражающие историю седиментации за последние 11 тыс. л., указывают на незначительное возрастание роли тонкодисперсного литогенного и рудного материала. В тонкой песчаной фракции максимальных значений достигает фактор 2 в слое биотурбированных осадков (12-32 см), отражающий влияние P и Со. При этом на верхней границе биотурбационного слоя (12-14 см) отмечены повышенные значения фактора 4 (фосфоросодержащие соединения с V и S). Оба пика могут быть результатом диагенетической трансформации осадков на ранних стадиях субаквального диагенеза. В верхнем слое (0-12 см) сильно-обводненных осадков незначительно повышается значение фактора 2 в пелитовой и алевритовой фракциях, отражающее влияние рудных элементов. Последнее может объясняться их связью с органическим веществом, при деструкции которого значения фактора снижаются.
Кол. 28л-122, -162. Наибольшая мощность ЛХСГ-III (60 см), отвечающего временному периоду древнее 75 тыс. л. н., представлена в колонке 28л-122. Исходя из высокого содержания металлов и практически полного отсутствия фонового биогенного карбонатного материала, можно полагать, что этот горизонт накопился в период максимальной активности гидротермального поля. Кроме того, этот период, очевидно, был связан с повышенной поставкой рудного сульфидного материала в осадки, что впоследствии привело к формированию восстановительных условий, растворению марганца и его повторному отложению в кровле рудного горизонта в виде Si-Mn-Fe корок (слой 75-80 см). Распределение факторных значений в ЛХСГ-III (рис. 1.6.15б) указывает на высокую роль рудного вещества, корреляционно связанного с накоплением фосфора.
Такая связь может указывать не только на сорбцию растворенного в морской воде фосфора тонкими частицами оксигидроксидов Fe, но и на тесное взаимодействие рудного и органического вещества. Источником того и другого являются гидротермальные растворы. Также любопытно отметить, что значения фактора 2 для пелитовой фракции осадков, отражающего влияние магнезиальных алюмосиликатов, повышаются снизу вверх в слое рудоносных осадков, достигая максимальных значений на границе с металлоносными карбонатными осадками, а затем снова понижаются. Аналогичное распределение мы наблюдаем для фактора 3, отражающего распределение марганца, который подвергается существенному растворению в слое восстановленных рудоносных осадков, а затем повторно осаждается в их кровле на границе окислительно-восстановительного барьера (ОВБ) [Русаков и др., 2011].
Кроме того, как видно из рис. 1.6.15б, распределение факторных нагрузок в слое рудоносных осадков (ниже ОВБ) неоднородно. Так, повышение содержания песчаной фракции в слое 85-95 см сопровождается повышением содержания серы и пониженным содержанием Fe и Mn в той же фракции. Одновременно, в этом слое в пелитовой фракции существенно повышается содержание Са, Cu, Zn и As, а величина алюмокремниевого модуля возрастает до значений, характерных для осадков верхнего 10 см горизонта (голоцен). Резкое повышение значений фактора 1 (Fe, P, S, Cu и Zn) в пелитовой фракции и фактора 2 (S) в алевритовой (слой 85-95 см) совпадает с пониженными значениями факторов 1 и 2 в тонкопесчаном материале. Учитывая то, что факторы, повышающие свое значение, связаны с накоплением рудного вещества в тонких фракциях, а факторы, понижающие – с накоплением рудного вещества в тонкозернистом песке, можно предположить, что этот аномальный слой связан с повышенным накоплением более тонких фракций рудного вещества. С другой стороны, как мы отмечали ранее, осадки слоя 85-95 см представлены песчаным алевритом, т.е. более крупные по сравнению с выше- и нижезалегающими. Кроме того, этот слой отличается аномально высоким содержанием серы, и аномально низким содержанием Fe в песчаной фракции, указывая на более высокую роль сульфидов по сравнению с оксигидроксидами Fe. Мы полагаем, что песчано-алевритовый слой с повышенным содержанием сульфидов может указывать на разрушение рудной постройки в результате усиления роли экзогенных процессов.
