поліметалічні масивні сульфіди на сучасному
морському дні
Резюме.
Поліметалічні Колчедани на сучасному морському дні виявлені в
різноманітних тектонічних обстановках на глибині від 3700 до 1500 м від водної
поверхні. Ці відкладення локалізуються у швидко, середньо-, і повільно
розсовуються серединно-океанічних хребтах, на осьових і заосевих вулканах і
морських пагорбах, в Рифт заповнених опадами, які примикають до
континентальним околицях, і в пов'язаних з субдукцією задугових басейнах. Тим
не менше, високотемпературна гідротермальних активність і великі скупчення
поліметалічних сульфідів відомі всього лише в 25 різних місцях. Кожна
окрема поклад містить від 1 до 5 млн. тонн колчеданов (наприклад Хребет
Південний Експлорер; Східно-Тихоокеанський Підняття 13С; ТАГ гідротермальної
поле), і тільки дві відомі поклади (Середня височина і западина
Атлантіс П, Червоне море) містять значно більшу кількість колчеданов --
від 50 до 100 млн. тонн.
Цей
діапазон (1 - 100 млн. тонн) укладається в розміри багатьох асоціюють з
вулканами колчеданних родовищ, які знаходяться на суші. Однак,
переважна більшість відомих сульфідних проявів на морському дні містять
всього кілька тисяч тонн колчеданов і включають в основному розпорошені
гідротермальні виходи, пагорби і окремі кратерного структури. Отримані
зразки з 25 всесвітньо відомих покладів являють собою не більш ніж
кілька сот тонн матеріалу. Мінералогія цих зразків включає як
високо-(> 300-350 "), так і низькотемпературних (<300 C) освіти,
складаються з різних співвідношень пірротіна, піриту/марказіта, сфалериту /,
вюрціта, халькопіріта, борніта, ізокубаніта, бариту, ангідриту і кремнію.
Колчедани поклади в задугових обстановках додатково можуть включати
значна кількість галенітом, Pb-As-Sb сульфасолей (у тому числі Йордані,
беннантіт і тетраедра), реальгар, ауріпігмент та місцями самородне золото.
Результати 1300 хімічних аналізів цих зразків показують, що морські
поклади містять значні концентрації міді і цинку, порівнянні з такими ж
змістами в колчеданних родовищах на суші. Осадові рудовмещающіе
породи, які розвинені ширше, ніж відкладення серединно-океанічних хребтів,
виявляють більш низькі концентрації і змісту основних металів,
що відповідають за взаємодію флюїд-осад. Перші зразки сульфідів задугових
спредінгових центрів на заході і південному заході Тихого океану показують, що ці
відкладення мають більш високі середні концентрації цинку, свинцю, миш'яку,
сурми і барію, ніж поклади серединно-океанічних хребтів збіднених опадами.
Концентрації Au і Ag в зразках деяких покладів серединно-океанічних хребтів
локально високі (до 6,7 ppm Au і 1000 ppm Ag), але можуть досягати концентрацій
більше ніж 50 ppm Au і 1,1% Ag в колчеданах незрілих задугових Рифт,
складених, головним чином, кислими вулканічними породами.
Поклади
колчеданов були виявлені на глибині не менше 1500м, так як кипіння
гідротермальних флюїдів запобігає утворенню типових поліметалічних
колчеданов на невеликих глибинах (тобто менш ніж декілька сот метрів), де
гідростатичний тиск настільки низько, що перешкоджає фазі поділу. У
цьому випадку можлива мінералізація з явними епітермальнимі ознаками і
істотним кількістю дорогоцінних металів.
Вступ
В
Протягом останніх 15 років, морські поліметалічні сульфіди були виявлені в
різних вулканічних і тектонічних обстановках на дні сучасних океанів
на глибині від 3700м до 1500м від рівня океану. Тим не менш детально
досліджено тільки мала частина (менш ніж 5%) світових океанічних хребтових
систем: близько 20 покладів розташованих в Тихому океані, 4 - в Атлантичному і по
одному в Індійському океані і Середземному морі (рис 1). Одна з найбільших
покладів знаходиться в западині Атлантіс П Червоного моря.
поліметалічні
сульфідні відкладення знаходяться на швидко-, середньо-і повільно розсовуються
серединно-океанічних хребтах, на осьових і заосевих вулканах і морських
пагорбах, в заповнених опадами Рифт, що примикають до континентальних
околицях і в пов'язаних з субдукцією задугових обстановках (рис 2). Rona (1988),
Rona and Scott (1993) і Hannington at al. (1994) зібрали дані з більш ніж
100 проявам гідротермальної мінералізації на морському дні, включаючи Fe-і Mn -
оксидні відкладення, нонтронітовие поклади, вкраплені сульфіди,
металложелезістие опади, поліметалічні колчеданних горби з чорними і білими
курцями. Однак, високотемпературна гідротермальних активність і велика
акумулятивно поліметалічних сульфідів відомі всього лише в 25 різних
місцях.
Повна
оцінка економічної значимості цих покладів неможлива через відсутність достатнього
кількості даних, що стосуються їх розподілу, розмірів і загального складу.
Картирование і відбір зразків проводилися, в основному, за допомогою глибинного
троса з глибоководної телекамерою, драгірованіем, підводними роботами і, в
Останнім часом, дистанційно керованими механізмами (ROV "s). Більшість
покладів були досліджені тільки по двох величин: їх протяжності та складу
який з глибиною слабо витриманий. Деякий правильне розуміння третій
величини може бути отримано за допомогою глибинного буріння (Ocean Drilling
Program) або - невеликими підводними буровими установками (Ryall, 1987;
Johnson, 1991). Однак, систематичне буріння покладів таких як ці внесено до
діючі наземні дослідні програми (наприклад, багато тисяч метрів
буріння до одиничної поклади), що знаходяться за межами галузі сучасних
дослідницьких програм морського дна. Геологічна будова гідротермальних
покладів на морському дні зазвичай квартира тільки всередині обмежених площ (
<30 км2) та геологія в загальних рисах описує окремі об'єкти (типи лавових
потоків, товщину і тип осадового покриву, локальні структурні елементи).
Більш широка тектонічна позиція покладів вивчалася за допомогою багатоканального
ехолота і скануючого гідролокатора бічного огляду.
Наземні
Колчедани і поліметалічні сульфідні поклади на морському дні - це продукти
схожих геологічних і геохімічних процесів, тому що можливе проведення
безлічі аналогій між сучасними морськими покладами і наземними, в даний
відпрацьовується колчеданних родовищами (Franklin et al., 1981).
Сучасні гідротермальні системи на морському дні - це відмінні природні
лабораторії, що дозволяють зрозуміти генезис вулканогенних колчеданних родовищ
і ці знання можуть бути перенесені на давні геологічні поклади, у яких
ознаки освіти часто потьмарюються мільйонами років геологічної історії.
В
цій статті ми розглядаємо деякі характеристики поліметалічних
сульфідних покладів морського дна, що включають регіональні і локальні
тектонічні обстановки, тип родовищ, просторовий розподіл і
розміри, мінералогію, кількісний хімічний склад і склад благородних
металів, фізичні властивості і головні чинники, що відповідають за формування
цих покладів на морському дні.
Тектонічна обстановка і просторове розміщення
покладів
Формування
поліметалічних колчеданов на морському дні тісно пов'язане з тепловим режимом,
асоціюються з утворенням нової океанічної кори. Відомо, що колчеданних
поклади утворюються в різноманітних тектонічних обстановках, що включають
дівергентние кордону плит (тобто серединно-океанічні хребти) і конвергентні
кордону, пов'язані з субдукцією, де сульфідна формація займає місце серед
зовнішнього просторового оточення спредінгових центрів задугових басейнів
(рис.2). В обох випадках вулканогенні і осадові рудовмещающіе відкладення
можуть формуватися в результаті циркуляції морської води в основі вулканів.
Хоча рудоформірующіе процеси в серединно-океанічних хребтах і задугових
Рифт майже однакові, склад вулканічних порід варіює від
серединно-океанічних рифтових базальтів (MORB) до вапняно-лужних кислих
лав (андезитів, ріодацітов), які обумовлюють значне розходження в
складі сульфідних покладів. Це доводиться мінералогічній та хімічної
мінливістю колчеданов, що утворюються в серединно-океанічних хребтах
(наприклад Східно-Тихоокеанський підняття), у внутріокеаніческіх задугових
Рифт, що розвиваються на океанічної корі західної і південно-західній частині Тихого
океану (наприклад Басейн Лау, Басейн С. Фіджі, Басейн манус, Маріанський Трог)
і в внутріконтинентальних рифтових зонах, які формуються на підводних дільницях
континентальної кори (наприклад Трог Окінава в західній частині Китайського моря)
(Рис. 3 .).
Деякий
число колчеданних покладів було виявлено у підводних вулканів розташованих
вздовж осей океанічних рифтових зон або поруч з ними (рис.2). Гідротермальних
активність також тісно асоціюється з внутріплітнимі гарячими точками і
островодужнимі морськими підняттями (Karl et al., 1988; Сheminee et al., 1991;
Hekinian et al., 1993; Stuben et al., 1992; McMurtry et al., 1993), а
поліметалічні сульфіди з комплексним хімічним і мінералогічним складом
були відкриті в Вулкані Палінуро в Тірренське море (Puchelt, 1986).
Гідротермальних мінералізація також асоціюється з мілководними лужними
островодужнимі вулканами південно-східній частині Тихого океану, які
виявляють ознаки епітермальной золотої мінералізації відомої на суші
(Berger and Bethke, 1985; Hannington and Herzig, 1993; Herzig et al., 1994).
Для
визначення теплоти і маси потоку уздовж серединно-океанічних хребтів
необхідно щоб високотемпературна гідротермальних активність мала б
спільними рисами по всій площі (Rona, 1984, 1988). Загальна розвантаження
гідротермальних виходів вздовж океанічних хребтів оцінюється в межах
5X1061/s (Wolery and Sleep, 1976), за умови, що всі кількість води в
океанах циркулює через термально-активна морське дно рифтових зон кожні
5-11 Ма (Wolery and Sleep, 1976). Для того щоб оцінити щорічний загальний потік
гідротермальних флюїдів з серединно-океанічних хребтів узятий один чорний
курець з масою потоку приблизно 1кг/сек і оцінений енергією близько
1,5 МВт (Converse et al., 1984) на кожні 50 метрів гребеня хребта (55000 км в
цілому), вважаючи при цьому, що немає компонентів розсіюють потік.
Звичайно, кількість відомих виходів чорних курців дуже мало для
порівняння, а розсіюється потік має оцінюватися для сухого прибирання
втрачають теплоту з серединно-океанічних хребтів. Низькотемпературний
дифузійний потік в деякій мірі важливий для осьової гідротермальної
циркуляції і може переміщати близько 80% загального тепла виробленого в хребті
(Morton and Sleep, 1985; Wheat and Mottl, 1994). Високо насичені компоненти
гідротермальних розчинів розподіляються нерівномірно уздовж
серединно-океанічних хребтів. Високотемпературна гідротермальних активність
часто, але не завжди зосереджується уздовж топографічно піднесених (тобто
мілководних) частин окремих хребтових сегментів, де корови активність
викликана присутністю великої магматичного резервуара (Ballard et al.,
1981; Ballard and Francheteau, 1982; Francheteau and Ballard, 1983). Вивчення
високоразрешающей здатності сейсмічного відображення показало, що цей
магматичних резервуар часто знаходиться тільки в 1-3 км від морського дна
(Detrick at al., 1987; Collier and Sinha, 1990). Місцезнаходження топографічних
висот гребенів хребта часто збігається з домінуючими покривними потоками, в
відміну від піллоу-лав, і характеризується присутністю більш фракціонованих
вулканічних порід (Thomson et al., 1985). Проводить тепло передається від
остигає вершини магматичної камери до глибоко проникла морській воді
управляє гідротермальної конвекційної системою, яка може підніматися до
чорним курцям на морському дні (Cann and Strens, 1982). Час коров'ячого
перебування конвективної морської води визначається близько 3 років або менше (Kadko
and Moore, 1988). У місцях, де багато виходи чорних курців діють
постійно протягом тривалого періоду часу, можуть утворюватися великі
колчеданних поклади (наприклад TAГ гідротермальної Поле). Випадання в осад
металів - це результат зміни фізико-хімічних умов під час
змішування холодної (близько 2С) кисневмісних морської води і
високотемпературних багатих металами гідротермальних флюїдів з низьким Ph і Еh
потенціалом (cf., Hannington et al., 1995a).
Вікові
дані по ТАГ Полю в Серединно-Атлантичному хребті 26С відображають складну
гідротермальних історію (Lalou et al., 1990,1993). Гідротермальних активність
вздовж цієї частини хребта почалася близько 130 тис. років тому з відкладення
низькотемпературних Mn-оксидів. Початок високотемпературної активності з
осадженням колчеданов може бути простежено до 40-50 тис. років тому. Первинно
Активний ділянку відчував періодичні імпульси активності кожні 5-6тис. років
за минулі 20тис. років. Після періоду спокою близько 4 тис. років,
сучасна активність чорних курців почалася близько 50 років тому. Цей
епізод високотемпературної гідротермальної активності, ймовірно пов'язаний з
повторним наповненням осьових магматичних камер (cf., Cann and Strens, 1982)
підіймається магмою з верхньої мантії до низів кори. Активні та пасивні
барит-сульфідні кратери з Маріанські Трога датовані тільки 0,5-2,5 року
(Moore and Stakes, 1990), у той час як великий пасивний сульфідні кратер з
Східно-Тихоокеанського Підняття має вік 60-80 років (Marchig et al., 1988)
і схожий на нині активні кратери в ТАГ.
З
допомогою детального картування океанічного дна на площах, відомих своєю
гідротермальної активністю, був проведений геологічний контроль над
розповсюдженням великих покладів. Найбільші сульфідні поклади не завжди
знаходяться на мілководних частинах рифтових сегментів або в центрі осьових
височин. Навпаки, вони мають тенденцію знаходитися в сегментах рифтових
височин, що піддаються основному конструктивного вулканізму, наступного
за періодами тектонічної активності. Тут гідротермальні флюїди можуть
концентруватися у розломів уздовж зовнішнього краю осьових височин
(Malahoff, 1982; Kappel and Franklinn, 1989; Karson and Rona, 1990). Ці розломи
розвиваються протягом періодів тектонічної активності, яка чергується з
періодами переважаючих вулканічних вивержень. Невеликі гідротермальні
виходи з незначними накопиченнями колчеданов зазвичай знаходяться вздовж тріщин
виверження близько осі центрального грабена. Дуже великі поклади можуть
утворюватися на покритих опадами гребенях хребта (наприклад, Мідл Велей,
Північна частина хребта Хуан де Фука, Трог Есканаба, Край Юж.Горда), які
коров'яче зберігають тепло довше, ніж оголені породи хребтових вершин, і
включають руди сульфідів у кількасот метрової товщі опадів, що покривають
гребені хребтів (Koski, 1987b; Davis et al., 1992).
В
зв'язку з тим, що Колчедани виявлені на глибині до 1500м, то це можливо
є важливим фізичним обмеженням глибини, на якій колчеданних поклади
можуть утворюватися. У мілководді тиск на морському дні не здатне
запобігти скипання гідротермальних флюїдів. При температурі 350С ці
розчини починають кипіти, якщо гідростатичний тиск опускається нижче 160
бар (16МПа), що еквівалентно близько 1600м водної глибини (cf., Bischoff and
Rosenbauer, 1984; Bischoff and Pitzer, 1985). При скипання гідротерм порції
розчинених металів будуть відкладатися у вигляді вкраплень або прожілковой
мінералізації нижче поверхні морського дна (Drummond and Ohmoto, 1985).
Вихідні з гідротермальних придонних виходів фазово-розділені флюїди
істотно виснажені розчинними металами (cf., Massoth et al., 1989;
Butterfield et al., 1990). Формація дуже великих поліметалічних колчеданних
покладів на морському дні можливо обмежується глибиною не більше кількох сотень
метрів від водної поверхні.
Розміри та тип покладів
Визначення
безперервності поверхні сульфідної поклади важко, так як товщина
поклади погано витримана. Однак візуальна оцінка декількох покладів
серединно-океанічних хребтів (наприклад, Край Ю. Експлорер, Рифт Галапагос,
ТАГ гідротермальної Поле, Вулкан Східно-Тихоокеанського підняття 13С)
припускає розміри в 1-5 мільйонів тонн. Одна з найбільших покладів
знаходиться в опущеному і заповненому опадами, але до цих пір
гідротермально-активному океанічному хребті. Систематичні дослідження
Западини Атлантис-П в Червоному морі виявили 94 млн.тонн металложелезістих
опадів, розташованих в басейні близько 10 км у діаметрі (Mustafa et al.,
1984). Поклад з?? тримає в середньому 2% Zn і 0,5% Сu, а також 39 ppm Ag і 0,5 ppm
Au (Nawab, 1984; Oudin, 1987). Перевірка попередньої здобиччю
металложелезістих опадів з глибини 2000м показала що ці опади можуть успішно
видобуватимуться (Amann, 1982,1985). За допомогою буріння, виконаного в рамках
Програми океанічного Буріння під час рейсу 139, була виявлена поклад
колчеданов потужністю більше 96 м на стороні Мідл Велей північній частині Хребта
Хуан де Фуко (Davis et al., 1992), які свідчать про розміри
значно перевищують початкові припущення (тобто близько 50-100 млн.тонн).
Недооцінка розмірів цілком можлива для інших покладів, так як буріння на суші
сульфідних рудних тіл показує, що основна частина мінералізації утворюється
за рахунок наступних змін і зміщений вулканічних порід нижче поверхні
морського дна. Це було доведено недавно, так буріння ТАГ гідротермального Поля
під час виконання Програми океанічного Буріння рейсу 158 показало, що
акумуляція сульфідів істотно більше проявляється у процесах
гідротермального заміщення порід в зоні над потоком, ніж у головних опадах на
морському дні (ODP Leg 158 Shipboard Scientific Party, 1995).
Підраховано,
що типові чорні курці виробляють близько 250 тонн колчеданов щорічно (Scott, 1992).
Таким чином, локальний вихід пагорба з кількома чорними курцями може
легко вважатися невеликого розміру сульфідної покладом. Оцінки розмірів порядку
1-100 млн.тонн для окремих колчеданних покладів усередині морських придонних
хребтів, таким чином, відповідають типовим вулканогенних колчеданних
покладів на суші (рис. 4). Однак у більшості проявів кількість сульфідів
на морському дні менше ніж декілька сот тонн, вони містить більше розсіяних
гідротермальних виходів і пагорбів, звичайно вкритих кількома кратерами з одним
або значно більшою кількістю покладів колчеданов. Більш ніж 60 окремих
проявів описано з 8-км сегмента Хребта Ю. Експлорер, але більша частина
спостерігається мінералізації знаходиться у двох великих покладах з розмірами 250X200м
(Scott et al., 1991). Потужність поклади важко визначити, якщо внутрішня частина
не розбита локальним розломом. Опис досліджуваних розмірів покладів
що грунтуються на візуальних оцінках з підводних апаратів можуть бути точні
тільки в межах _ 50% на даній дистанції і в загальному включати слабо
мінералізовані площі між набагато більшими, розділеними сульфідними
пагорбами (таким чином завищується безперервність сульфідних оголень). Описи
грунтуються на імпульсивному передавачі керованим буксируваний камерою
стеження точні в межах _ 20%, але протяжність покриття обмежує
відповідальність за повільну швидкість буксирування і вузьке зображення. Ніякі
інші сучасні геофізичні прилади не дають такі точні дані для оцінки
площ сульфідних оголень. Висока роздільна здатність, глибинна
буксирування, сканірущій гідролокатор можуть бути вдосконалені для
надання більш точної інформації про великі площі.
Сульфідні
поклади на морському дні зазвичай складаються з затверділого базального сульфідного
пагорба підстилаються придонних штокверком (прожілковой вкраплень
мінералізацією; Програма океанічного Буріння. рейс 158: ТАГ гідротермальної
Поле), і рясних кратерного структур, гідротермальних корок, металложелезістих
опадів і скупчень сульфідних осипів і уламків (мал. 5). Мало відомо про зростання
і варіаціях складу сульфідного пагорба, який вважається типовим для
більшості гідротермальних опадів на морському дні.
Високотемпературні
чорні курці і низькотемпературні білі курці що піднімаються на висоту
30 м є найбільш видовищними об'єктами активних гідротермальних систем на
морському дні. Однак вони представляють тільки саму верхню частину відкладень і
зазвичай розвиваються на вершині гідротермального пагорба, який в основному
складається з колчеданов. Пагорби безперервно зростають, завдяки циркуляції
гідротермальних флюїдів через сульфідні конус, що викликає повну
перекристалізації сульфідних мінералів. Обвальні кратери, які рано чи
пізно стають частиною пагорба, легко переміщаються новим кратером, який
може рости зі швидкістю 10см у висоту на день (Hekinian et al., 1983). ТАГ Пагорб
Средінноатлантіческого підняття 26С - типовий приклад таких активних сульфідних
покладів. Пагорб близько 50м висотою і діаметром 250-300м (Rona et al., 1986; Thomson
et al., 1988). Розвантаження центрального флюїда знаходиться в високотемпературному
(350-360с) комплексі чорного курця на вершині пагорба; більше
низькотемпературні флюїди (260-300С) виходять в "кремлі", який є територією
активності білих курців. Дифузійна розвантаження чистих низькотемпературних
(20-30С) гідротермальних флюїдів з локальними високими концентраціями
розчиненого кремнію є спільною рисою в ТАГ (Hannington et al., 1990a).
Ці флюїди місцями виходять через окислення поверхню і конус виносу пагорба і
формують "тип тетсусекі" (cf., Kalogeropoulos and Scott, 1983) крем'янистих
залізистих оксидів. Ці відклади часто містять велику кількість нитковидних
бактерій (Juniper and Fouquet, 1988; Hannington and Jonasson, 1992).
В
деяких місцях, вертикальні розломи оголюють внутрішню будову сульфідних
височин і верхньої частини прожилками або штокверковой зони (Embley et
al., 1988; Fouquent et al., 1993). Підводне картування і випробування виявили
термальну зональність у високотемпературних сульфіди (тобто халькопіріта,
ізокубаніта, піриту) внутрішній частині і в низькотемпературних опадах
(Сфалерит, ангідрит, кремнії) облямівки пагорба (Hekinian and Fouquet, 1985),
які дуже схожі на багато стародавніх колчеданних родовища розташовані
на суші. Штокверкі зазвичай складаються з сільноізмененних вміщуючих порід з багатою
прожілковой мінералізацією. На боці Лілі Вей тиловий дуги Лау по крайней
мірою дві генерації гідротермальнх прожилки визначаються за взаімопересеченіям
(Fouquet et al., 1993).
Там
де гідротермальні флюідние джерела виходять на морське дно втрачається більше
90% від загальної маси потоку (тобто велика порція металу) шляхом дифузії в
гідротермальної плюм. Для одного невеликого виходу на Східно-Тихоокеанському
Піднятті (21С) загальна маса потоку складає близько 150кг/сек і, за підрахунками,
97% дисперсією або диму в плюм чорних курців розсіюється в морській воді
(Converse et al., 1984). Частинки зазвичай розсіюються придонними течіями та
можуть накопичуватися на великих відстанях від гідротермальних джерел
(Dymond et al., 1973; Cronan, 1976; Leinen and Stakes, 1979). Метали з'єднуються
зі звичайними морськими опадами і можуть визначатися лише як геохімічні
аномалії в окремих осадових комплексах (Barret et al., 1988). Детальне
вивчення картини розподілу елементів у металложелезістих опадах з
різних гідротермально-активних областей показало високоразлічние змісту
рідкісних елементів, які головним чином приписуються змішання між
кластіческімі опадами і гідрогеннимі компонентами (Boyd et al., 1993). Схожі
ерратіческіе розподілу зазвичай зустрічаються в металложелезістих опадах
геологічного літопису (Kalogeropoulos and Scott, 1983) і значно заважають
геохімічним дослідженням колчеданних відкладень.
В
більшості сучасних оголень серединно-океанічних хребтів для ефективної
акумуляції металів на морському дні необхідний фізичний або хімічний бар'єр
для вільного виходу гідротермальних флюїдів в вищерозміщених водний стовп.
Однак це неприйнятно для формації деяких древніх рудних відкладень в погано
перемішані і кіслородонасищенних океанічних водах. Захоплення флюїдів джерела
відбувається частково за допомогою великих сульфідних ангідритових або баритових структур,
а пагорб, який формується з невеликого гідротермального джерела
відповідальний за продовження зростання, руйнування і відновлення зростання кратера (Tivey
and Delaney, 1986; Hannington and Scott, 1988a). Головні вулканічні споруди
на гребені хребта також доводять ізоляцію висхідних гідротермальних флюїдів
і допомагають підтримувати великий, високотемпературний флюідний резервуар (Kappel
and Franklin, 1989). Потужні шари опадів не розшарованих піллоу-лав також як
непроникні гідротермальні кори або горби, забезпечують відповідні покривні
породи і допомагають запобігти розсіювання металів у водну товщу, таким
чином, сприяючи зростанню великих покладів. У сильно заповнених опадами
Рифт тривале збереження тепла можливо за рахунок потужного осадового покриву,
також як захоплення та ізоляція виходів флюїдів, може пояснюватися великими
розмірами осадових відкладень. Метали можуть осідати з гідротермальних
флюїдів нижче поверхні осад-вода в результаті змішування з порові водами
і реакцією із заміщенням вміщуючих порід. Покривні опади можуть також служити
захистом проти підводного вивітрювання і окислення сульфідів.
Відкладення
металложелезістих опадів у Червоному морі виняткові за розмірами і характеру.
Метали осідають з розшарованої Рассолова поклади, яка підживлюється
гідротермальних джерел на дні западин безкисневих басейнів (Pottorf
and Barnes, 1983; Zierenberg and Shanks, 1983). Як результат циркуляції морський
води через міоценових евапоріти, ці металлонесущіе розсоли мають солоність,
яка у багато разів більше, ніж у виходах флюїдів серединно-океанічних
хребтів і тому, вони виявляють більшу тенденцію до осадження на дно басейну,
ніж до підняття як плавучий гідротермальний плюм. Захоплення розсолами забезпечує
те, що осадження металів обмежується цим басейном. Метали осідають в
вигляді тонкого шару металложелезістих опадів і сульфідів на основі Рассолова
поклади і, у разі Западини Атлантис-П, можуть покривати територію до 40 км2
(cf., Degens and Ross, 1969; Backer and Richter, 1973). Проте на деяких
площах (наприклад, Западини Кебріт і Шабан), знаходяться сульфідні виходи (Blum
and Puchelt, 1991) місцями схожі з гейзеровим типом розвантаження (Ramboz et al.,
1988).
Мінералогія покладів
Мінералогічний
склад придонних сульфідних покладів детально вивчений і задокументований
(наприклад, Haymon and Kastner, 1981; Goldfarb et al., 1983; Haymon, 1983;
Oudin, 1983; Koski et al., 1984; Davis et al., 1987; Kastner et al., 1987;
Fouquet et al., 1988; Hannington et al., 1991a, b; Fouquet et al., 1993).
Дослідження показали виразне складеного відмінність між сульфідними
відкладеннями областей убогого опадонакопичення і областями
серединно-океанічних хребтів покритих опадами і сульфідними відкладеннями
що формуються в задугових рифтових зонах.
Мінеральний
парагенезіс сульфідних відкладень в областях убогого опадонакопичення
серединно-океанічних хребтів (наприклад Східно-Тихоокеанський Підняття 21С;
Хребет Пд. Експлорер; ТАГ гідротермальної Поле) звичайно включає групу
мінералів, що утворюються при температурі від 300-400С до менш 150С.
Високотемпературні флюідние труби чорних курців і внутрішні частини
сульфідних пагорбів в основному складаються з ізокубаніт-халькопіріта спільно з
ангідриту, пірротіном, піритом та місцями борнітом. У деяких внутрішніх
частинах високотемпературних труб виявлено новий рідкісний мінерал
Мg-гідрооксі-сульфагідрат ( "камін", Haymon and Kastner, 1986). Зовнішні частини
труб і пагорбів складені низькотемпературними опадами, такими як Сфалерит/Вюрц,
маркази, пірит і місцями кремній, що є головними мінералами
низькотемпературних труб білих курців. Для більшості сульфідних пагорбів
була описана виразна зональність за складом, що відображає стійкі градієнти
в температурі флюїда і його складі. (Hekinian and Fouquet, 1985). Ангідрит
високотемпературної асоціації зазвичай заміщається пізніми сульфідами,
позднестадійним кремнієм і, частково, баритом. Під впливом тиску
водяного стовпа ангідрит розчиняється в морській воді, коли температура падає
нижче 150С (Haymon and Kastner, 1981). Ретроградна розчинність ангідриту
характерна для нестабільних і віддалених шлейфів великих неактивних сульфідних
труб. Петрографічні взаємини і мінеральні проростання в трубах і
пагорбах з різних гідротермальних ділянок виявили явища комплексного
заміщення і перекристалізації, які відображають високо динамічну і місцями
хаотичну обстановку сульфідної формації придонних джерел.
Мінеральні
асоціації сульфідних відкладень в областях средінноокеаніческіх хребтів
покритих опадами близьких до континентальних околиць (наприклад, Трог Есканаба;
Хребет Пд. Горда та Басейн Гуаймас) місцями більш складні і можуть включати
рідкісні сульфідні мінерали. У цій обстановці, гідротермальні флюїди
піднімаються з базальтового вогнища, взаємодіючи з турбідітамі
континентального походження та хеміпелагіческімі опадами, і витравлюють
свинець, барій та інші елементи з польових шпатів та інших мінералів (cf.,
LeHuray et al., 1988). Змішування цих гідротермальних флюїдів з морською водою
може призвести до осадження масивних і розсіяних сульфідів всередині опадів,
які звичайно містять велику кількість галенітом, а також мідні та цинкові
сульфіди (табл.1). Місцями осадові рудовмещающіе сульфідні асоціації дуже
складні (наприклад, Трог Есканаба) і включають арсенопіріт, тетраедр,
лоеллінгіт (FeAs2), буланжеріт ((Pb, Zn) 5Sb4S11), стан (Cu5FeSnS4), Йорданія
(Pb14As7S24), франкеіт (Pb5Sb2Sn3S14) і самородний вісмут з великою кількістю
бариту і кремнію (Koski et al., 1984). Пірротін, звичайний становить цих
асоціацій, відповідає за стійкі перетворення природних гідротермальних
флюїдів, що реагують з органікою в опадах. Нафта гідротермального
походження місцями зберігається в опадах. Однак флюїди вихідні з цих
опадів на морське дно зазвичай часто збіднюється розчиненими в них металами,
ймовірно утворюючи сульфідні відкладення всередині осадового комплексу.
сульфідна
мінералізація що утворюється в задугових спредінгових центрах має деякі
мінералогічні особливості, які схожі з такими гідротермальних
відкладень областей убогого опадонакопичення серединно-океанічних хребтів.
Крім високо-і низькотемпературних мінеральних асоціацій описаних для
серединно-океанічних сульфідів зразки з задугового Басейну Лау містять
різна кількість теннантіта спільно з галенітом, складних і місцями
нестехіометріческіх - Pb-As сульфасолей (тобто гратоніт, діфренозіт, Йорданія),
бариту, кремнію та самородної сірки (табл. 1). Зазвичай Сфалерит переважаючий
сульфід в цієї асоціації, а ангідрит і пірротін-рідкісні. До того ж, перший
зразки видимого самородної золота в сульфіду морського дна були виявлені в
зразках труб низькотемпературних білих курців цих областей (Herzig et
al., 1990,1993). Золото щодо грубозернисті (до 18 мікрон) проявляється
як конседіментаціонное включення в масивному маложелезістом Сфалерит.
Масивні
сульфіди, що формуються в обстановці де виявляється задуговой рифтингу в
підводних фрагментах континентальної кори (тобто Трог Окінава), характеризуються
великою кількістю срібновмістких галенітом, As-і Sb (-Ag) бляклих руд
(Теннант, тетраедра), Ag-Sb-Pb сульфасолей, самородної сірки, кіноварі і
присутністю окремих антімоністих сульфідів (антимонії) і арсеністих
сульфідів, таких як реальгар і ауріпігмент (Halbach et al., 1989,1993). Як і в
гідротермальної мінералізації з Басейну Лау барит і кремній присутні в
великих кількостях.
5. Вміст металів у сульфідних покладах
Незважаючи
на помірний тоннаж в деяких придонних відкладеннях, відібрані зразки з 25
всесвітньовідомих покладів представляють не більше ніж 100 тонн матеріалу.
Грунтуючись на існуючих даних передчасно коментувати економічну
значимість придонних масивних сульфідів, але опубліковані аналізи сульфідних
зразків показують, що ці відкладення можуть містити промислово-значущі
концентрації металів, порівнянні з концентраціями колчеданов, що добуваються на
суші (табл. 2). Наприклад, для більшості колчеданних покладів видобуваються в
Канаді металевий градієнт (Cu + Zn + Pb) близько 6%. Концентрація основних
металів в морських масивних сульфіду зазвичай значно вища, що може бути
обумовлено сильними відхиленнями в зразках.
Більшість
зразків морських сульфідів було відібрано під час підводних робіт. Відхилення у
аналітичних даних з'являються з-за того, що сульфідні труби стали центром
вивчення, тому що їх відносно легко випробувати. Однак вони навряд чи можуть
представляти загальний склад покладів в цілому (наприклад 11 аналізувалися зразків
з південної частини Хуан де Фука мають у середньому вмісту Zn більше ніж 34%) і
недостатньо даних про внутрішні частинах великих сульфідних пагорбів і нижчих
штокверкових зонах. Систематичний відбір зразків, як високо-, так і
низькотемпературних асоціацій, доРест поверхонь деяких великих активних
пагорбів (наприклад, ТАГ гідротермальної Поле, Край Експлорер, Рифт Галаппагос)
є більш представницьким для зони сульфідних опадів, що вміщають великі
відкладення. Достатня кількість випробування, які призводять до потенційно
реалістичним концентрацій металів були виконані тільки в декількох місцях
(наприклад, Мідл Велей, Край Експлорер, Рифт Галаппагос), тоді як
кількісна оцінка містяться металів можлива тільки для Западини Атлантис-П
в Червоному морі. Достатня інформація про безперервність концентрацій основних і
дорогоцінних металів у внутрішніх частинах покладів може бути забезпечена тільки
бурінням, як нещодавно показано роботами на ділянці Мідл Велей (Програма
Океанічного Буріння Рейс-139) і на активному ТАГ пагорбі (Програма
Океанічного Буріння Рейс-158). Порівняння результатів 1300 хімічних аналізів
морських сульфідів показує систематичні тренди у загальному складі між
відкладеннями з різних тектонічних обстановок (табл. 2). Масивні сульфіди
в осадових породах (наприклад, Трог Есканаба, Басейн Гуаймас), будучи почасти
потужніший, ніж відкладення на оголених серединно-океанічних хребтах, виявляють
більш низькі концентрації і різні співвідношення основних металів. Масивні
сульфіди з цих покладів містять в середньому 4,7% Zn, Cu 1,3% і 1,1% Pb (n = 57,
табл. 2). Це відображає вплив потужних комплексів турбідітних опадів на
гідротермальні флюїди, що піднімаються до морського дна і, можливо, тенденцію
широкого розповсюдження опадів металів нижче поверхні осад - морська
вода. Кальцит, ангідрит, барит і кремній є основними компонентами
гідротермальних опадів і можуть істотно разубожівать зміст головних
металів у покладах, розташованих серед осадових порід. Хоча поклад Мідл Велей
на півдні хребта Хуан де Фука вміщається осадовими породами, її загальний склад
відображає переважний базальтовий джерело металів з мінімальним
взаємодією флюїд - осад. На базальтових, вільних від опадів серединно-океанічних
хребтах, сульфіди випадають в осад головним чином навколо ділянок виходу
флюїдів, утворюючи невеликі поклади з високими концентраціями металів. Поклади,
для яких існують відповідні зразки (наприклад, Край Експлорер,
Хребет Ендовер, Осьова Гора, Сегмент Слефт, Східно-Тихоокеанський Підняття,
Рифт Галаппагос, ТАГ гідротермальний Поле, Снейк Піт гідротермальної Поле,
Серединно-Атлантичний Підняття 24,5 С) мають обмежену область концентрації
металів і середні змісту Zn - 11,7% і Cu -4,3%, але низькі концентрації Pb
- 0,2% (n = 880, табл.2). Ангідрит, барит і кремній - головні компоненти
деяких труб, але в середньому вони пораховані менш ніж для 20% аналізованих
зразків.
В
широкому масштабі складу виходять флюїдів на всіх площах оголених
серединно-океанічних хребтів надзвичайно схожий і відображає високотемпературну
реакцію морської води з однорідною базальтової корою зеленосланцевой фації
метаморфізму (Bowers al., 1988; Campbell et al., 1988
