Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Основные черты геологического строения океана 11
1.1. История развития океана 10
1.2. Геологическое строение и рудогенез 18
1.3. Особенности геологического строения Атлантического океана 30
Глава 2. Гидротермальные гидрогеологические структуры океана 35
2.1. Общие особенности гидрогеологии Мирового океана 35
2.2. Провинции рудообразующих гидротерм Океана 38
2.2.1. Классификация и районирование океанских гидротерм 38
2.2.2. Металлогенный потенциал гидротермальных растворов Океана 43
2.3. Гидрогеологическое районирование Срединно-Атлантического хребта 48
2.4. Гидротермальные гидрогеологические структуры Срединно-Атлантического хребта 57
Глава 3. Металлоносные гидротермы в гидрогеологических массивах ультраосновных - основных пород САХ 68
3.1. Геолого-металлогеническая типизация гидрогеологических массивов Срединно-Атлантического хребта 68
3.2. Характеристика гидротермальных гидрогеологических массивов ультраосновных пород Логачев и Рейнбоу 73
3.2.1. Гидротермальное поле Логачев 74
3.2.2. Гидротермальное поле Рейнбоу 85
3.2.3. Геохимия гидротермальных руд и растворов полей Логачев и Рейнбоу 90
Глава 4. Формирование рудообразующих растворов гидротермальных плюмов и экосистем 108
4.1. Формирование гидротермальных растворов 108
4.2. Формирование плюмов гидротермальных полей 115
4.2.1. Формирование гидротермальных плюмов поля Логачев 115
4.2.2. Формирование гидротермальных плюмов поля Рейнбоу 122
4.3. Эколого-геохимические особенности взаимодействий в системе гидротермальный раствор — живое вещество 129
4.3.1. Синтез биогенных углеводородов 132
4.3.2. Перераспределение и трансформация гидротермального вещества с участием микробиоценозов 136
4.3.3. Зональность экосистем (на примере гидротермального поля Логачев) 139
4.3.4. Проблемы экогеохимических исследований гидротермальных систем в связи с возможным их освоением 143
Заключение 154
Литература 158
- Геологическое строение и рудогенез
- Гидротермальные гидрогеологические структуры Срединно-Атлантического хребта
- Геохимия гидротермальных руд и растворов полей Логачев и Рейнбоу
- Проблемы экогеохимических исследований гидротермальных систем в связи с возможным их освоением
Введение к работе
Актуальность работы. За относительно короткое время, прошедшее со времени первого обнаружения в океане в 1978 г. горячих металлоносных источников и связанных с ними экосистем и сульфидных руд, в их исследовании достигнут значительный прогресс. Международным сообществом ученых при поддержке правительств ведущих стран мира были начаты беспрецедентные по своим масштабам исследования гидротермальных систем океана. Сейчас в океане обнаружено более 160 активных и множество реликтовых гидротермальных полей.
При перемешивании горячих (до 400оС) гидротермальных флюидов с окружающей холодной морской водой сульфиды металлов аккумулируются на морском дне, образуя массивные залежи от нескольких тысяч до 100 миллионов тонн. В некоторых из таких массивных сульфидных залежей высока концентрация меди, цинка, свинца, золота, серебра. Например, руды полей Логачев-2 и Рейнбоу обогащены по сравнению с рудами других полей Срединно-Атлантического хребта (САХ) цинком в 4-5 раз и кадмием – в 4 раза. В рудах поля Рейнбоу, содержится в 20 раз больше Со, чем в рудах других полей САХ. Руды поля Рейнбоу обогащены серебром, а руды поля Логачев-2 – золотом соответственно в 5 и 8 раз по сравнению с другими рудными полями САХ.
В связи с успешным прохождением заявки РФ в Международном органе по морскому дну (МОД ООН) в 2010 г. на проведение исследований для освоения ресурсов участка САХ, включающего поле Логачев, в повестку дня встает вопрос об активизации эколого-геохимических исследований в этом районе океана.
В соответствии с «Правилами поисков и разведки полиметаллических сульфидов в океане» (Mining Code) готовится контракт, который будет включать ряд требований по защите и сохранению морской среды, в том числе, в соответствии с рекомендациями Юридической и технической комиссий «контрактор собирает фоновые экологические данные и устанавливает экологический фон, используемый для оценки вероятного воздействия его деятельности в рамках плана работы по разведке на морскую среду, а также программу мониторинга такого воздействия».
В связи с начинающимся освоением океанских минеральных ресурсов гидротермальной природы и необходимостью обоснования перспектив обнаружения рудообразующих гидротермальных растворов, металлоносных осадков и новых крупных скоплений сульфидных руд на дне океана в заявочном участке САХ, а также эколого-геохимического сопровождения предстоящих исследований, тема диссертации является актуальной.
Целью работы является: установить ведущие процессы и факторы формирования гидротермальных растворов и сопутствующих экосистем для использования этих данных в процессе освоения минеральных ресурсов океана на основе анализа новейших геохимических данных по составу гидротермальных руд, растворов, ореолов рассеяния (плюмов) гидрогеологических массивов Срединно-Атлантического хребта, сложенных ультраосновными породами.
Основные задачи диссертационной работы:
1. Выявить специфические черты химического состава гидротерм гидрогеологических массивов САХ, сложенных ультраосновными породами, провести обобщение полученных результатов, сопоставление с другими районами океана на основе проведенного анализа образцов гидротермальных растворов с использованием современных методов исследования (ICP, ES и MS, атомная абсорбция) и мировых литературных данных.
2. Оценить масштабы и провести анализ возможного влияния процессов серпентинизации ультрамафитов на состав формирующихся рудообразующих гидротерм.
3. Обосновать направления дальнейших исследований формирования гидротермальных растворов гидрогеологических массивов ультраосновных пород САХ и сопутствующих экосистем.
Основные методы исследования. В процессе работы над диссертацией анализировались материалы, полученные следующими основными методами: а) материалы фото- и видеонаблюдений, полученные, главным образом, в международной экспедиции научно-исследовательского судна (НИС) «Атлантис» (США) в 2001 г.; б) образцы сульфидных руд, металлоносных осадков и гидротермальных растворов, отобранные в процессе погружений глубоководного обитаемого аппарата (ГОА) «Элвин»; в) гидрофизическим зондированием и профилированием при помощи CTD зонда SEABIRD 911 (определялись температура, солёность, мутность, плотность морской воды); г) гидрохимическим опробованием методом кассетного дистанционного пробоотбора с использованием комплекса «Розетт»; д) анализ гидрохимических проб проводился методами ICP ES, ICP MS, атомно-абсорбционным в лабораториях ФГУП «ВНИИОкеангеология им. И.С. Грамберга» и ВСЕГЕИ; е) статистическая обработка данных проводилась с использованием программ EXСEL и STATISTICA 6.0.
Научная новизна определяется следующими основными результатами, полученными в процессе диссертационного исследования:
1. Выявлены специфические черты химического состава гидротерм гидрогеологических массивов САХ, сложенных ультраосновными породами. Растворы полей Логачев и Рейнбоу обогащены такими компонентами, как: Cu, Zn, Fe, Mn, Li; руды – Ag, Au, Cu, Zn, Co, Cd, Ni. Впервые установлена обратная корреляционная зависимость между содержаниями H2S и СН4, а также H2S и Н2 в гидротермальных растворах.
2. Установлено влияние процессов серпентинизации ультрамафитов в условиях повышенных температур и давлений на состав формирующихся рудообразующих гидротерм на основе данных по химическому и газовому составу гидротермальных растворов.
3. Обоснованы направления дальнейших исследований формирования гидротермальных растворов гидрогеологических массивов ультраосновных пород САХ и сопутствующих экосистем, обозначены критерии и предпосылки открытия новых рудопроявлений на основе полученных данных по составу руд, растворов, пород, осадков и экосистем.
Защищаемые положения:
1. По результатам проведенного анализа в гидротермальных растворах полей Логачев и Рейнбоу выявлены аномально высокие содержания Cu, Zn, Co, Cd, Fe, Mn, Li, Au, Ag, а также метана и водорода, что является отличительной чертой химического состава гидротермальных растворов полей ультраосновных пород.
2. Формирование состава гидротермальных растворов полей Логачев и Рейнбоу связано с процессами серпентинизации гипербазитов и многократной фазовой дифференциацией в глубинных гидротермальных системах.
3. В составе провинции океанских гидротерм выделен новый тип гидротермальных растворов массивов ультраосновных пород САХ, отличающихся специфическими условиями формирования. В зонах разгрузки глубинных гидротермальных систем формируются слоистые плюмы и характерные экосистемы, которые могут служить поисковыми признаками районов современного гидротермального рудообразования.
Практическое значение работы связано с установлением геохимических связей в системе гидротермальный раствор – ореол рассеяния (гидротермальный плюм) – экосистема для выявления новых поисковых критериев обнаружения рудных скоплений на океанском дне и разработки принципов экогеохимического мониторинга при их освоении. Разработки автора нашли свое применение в процессе реализации проекта министерства Природных ресурсов: «Создание геологической основы и подготовка материалов к заявке в МОД ООН на выделение России участка дна в международном районе океана для разведки и промышленного освоения глубоководных полиметаллических сульфидов (ГПС) в районе Срединно-Атлантического хребта» (ВНИИОкеангеология, 2011). Внедрение полученных результатов планируется в практику океанских исследований ФГУП «ВНИИОкеангеология им. И.С. Грамберга», ФГУНПП «Полярная Морская Геологоразведочная Экспедиция» (ПМГРЭ), а также в учебные программы ВУЗов.
Достоверность и обоснованность научных положений и рекомендаций, содержащихся в диссертации, подтверждается анализом значительного числа публикаций по исследуемой проблеме, видеоматериалов, использованием представительного объема ведомственных аналитических материалов, проведением анализа образцов гидротермальных растворов с использованием современных технологий.
Апробация результатов исследований. Результаты работы докладывались и обсуждались на международных конференциях «Полезные ископаемые Океана» (ВНИИОкеангеология, СПб) в 2005 и 2006 годах, XIV-й и XVIII-й Международных научных конференциях (Школах) по морской геологии (ИОРАН, Москва) в 2006, 2009, 2011 годах, научных семинарах и заседаниях кафедры гидрогеологии и инженерной геологии СПГГУ (2008-2011 гг.).
Личный вклад автора. Диссертационная работа построена на результатах теоретического анализа и научно-практических работ, выполненных за 4-летний период с 2007 по 2011 гг. Были изучены, обобщены и проанализированы мировые литературные данные по составу и условиям формирования гидротермальных растворов океана, методы пересчёта концентраций «конечных» гидротермальных растворов, современные представления о процессах серпентинизации ультрамафитов и фазовой сепарации растворов в недрах гидротермальных систем океана. Был подготовлен и проведен анализ образцов гидротермальных растворов с использованием современных технологий (ICP, ES и MS, атомная абсорбция) в лабораториях ВНИИОкеангеология, ВСЕГЕИ, построены регрессионные модели смешения растворов, рассчитаны концентрации элементов в конечных гидротермальных растворах, разработаны принципы гидрогеологического районирования САХ с учетом сегментарной структуры САХ, наличием трансформных и демаркационных разломов, глубинных пород базит-гипербазитового состава, выделен новый тип гидротермальных растворов массивов ультраосновных пород САХ в составе провинции океанских гидротерм, разработаны принципы изучения экосистем с учетом эколого-геохимических особенностей гидротермальных полей.
Публикации. По теме диссертации опубликовано 7 работ, в том числе три написанные в реферируемом журнале, рекомендованном ВАК.
Объём и структура работы. Работа состоит из 4 глав, введения, заключения, содержит 175 страниц машинописного текста, 35 рисунков, 6 таблиц и включает список литературы из 164 наименований.
Благодарности. Автор выражает искреннюю признательность научному руководителю д. г.-м. н., с.н.с. С.М. Сударикову за помощь при подготовке диссертационной работы. Заведующему отделом геологии и минеральных ресурсов Мирового океана ВНИИОкеангеология д. г.-м. н. С.И. Андрееву, заведующему кафедрой гидрогеологии и инженерной геологии СПГГУ д. г.-м. н., проф. В.В. Антонову, всем сотрудникам ФГУП «ВНИИОкеангеология им. И.С. Грамберга» за предоставленные фондовые материалы и консультации, кафедры гидрогеологии и инженерной геологии за ценные советы.
Геологическое строение и рудогенез
Структура океанической коры достаточно устойчива и включает (снизу вверх) 3-й океанический, слой (габбро, амфиболиты, ультрабазиты), 2 -й океанический слой (базальты) и осадочный чехол. На всем пространстве океана, за, исключением СОХ (4-я стадия), океаническая кора представляет собой тектонически-инертную область, рассеченную разрывными; главным образом, трансформными нарушениями. Составными частями этой области являются ранние (1-я стадия), поздние (3-я стадия), океанические плиты, в основном, спрединго-вой природы и неспрединговая межплитная зона (2-я стадия). Линейно вытяну-тый СОХ тектонически более активен. Это место проявления современного вулканизма, гидротермальной деятельности, теплового потока и сейсмичности. СОХ рассматривается как тектонически-подвижный пояс, сочетающий, спре-динг с вертикальным воздыманием.
Структурно-тектоническое районирование Мирового океана проводится (Андреев и др., 2003), в основном, по биометрическим и магнитометрическим данным. Основные морфоструктуры дна океана выделены по рельефу (Рис. 2). Осадочный чехол (200-500 м) почти не вуалирует структуры океанического фундамента, представленного разновозрастными базальтами.
Определение возраста океанических базальтов производится (Андреев и др., 2003) с учетом данных об аномальном магнитном поле. Магнитное поле океана характеризуется четырьмя главными типами, отражающими механизм формирования базальтового фундамента. Первый тип представлен линейноупорядо-ченным (обычно, бисимметричным) полем с четко выраженным линейным центром симметрии, соответствующим осевому рифту срединно-океанического хребта (СОХ). Другой тип магнитного поля характеризуется наличием сразу нескольких систем линейных аномалий, беспорядочно расположенных по отношению друг к другу. В этом случае отсутствует срединно-океанический хребет с осевым активным рифтом. Рифты не составляют единой системы; линейные аномалии, как правило, образуют одно крыло. Первый и второй типы магнитного поля отражают спрединговый механизм образования океанического фундамента. Два других типа, неспрединговой природы, представлены «спокойным» и некоррелируемым магнитным полем.
Осадочные отложения играют (Андреев и др., 2003) важную роль в океанском рудогенезе. Гигантская водная емкость океана обладает слабо прояв-ленным потенциалом образования мощных осадочных толщ. В абиссалях мощности отложений варьируют в пределах 100-400; редко до 500-метров. Только на шельфе, континентальном склоне и его подножии формируются осадочные линзы, соизмеримые по мощности с осадками суши. К их числу относятся и дельтовые конуса выноса крупных рек (Амазонка, Ориноко, Миссисипи, Нигер, Оранжевая, Инд и Ганг, Лена). Периферийные зоны океана рассматриваются как объекты поисков нефти и газа, а также рассматриваются в плане изучения нового углеводородного вида полезного ископаемого - газогидратов. По данным Гинсбурга Г.Д. и Соловьева В.А. (1994), они выявлены, на шельфе и континентальном склоне в 50 районах.
Кремнисто-глинистые донные осадки непосредственно участвуют (Андреев и др., 1999) в формировании Fe-Mn конкреций, обогащенных Ni, Си и Мп, в частности, в поле Кларион-Клиппертон. Районы распространения кремнистых (радиоляриевых) отложений в экваториальной зоне Тихого и Индийского океанов составляют так называемый радиоляриевый пояс. На юге, вдоль 55-65ю.ш., протягивается другой пояс кремненакопления, представленный диатомовыми донными осадками. Их влияние на железомарганцевый рудогенез не столь очевидно, но пространственно этот пояс частично совпадает с Субантарктическим поясом распространения конкреций и корок.
Влияние осадочного чехла отмечается (Андреев и др., 2003) в районах проявления гидротермальной деятельности, где откладываются сульфидные руды. Замечено, что "при наличии вмещающей осадочной толщи в районах осевых рифтов СОХ и в задуговых структурах островных дуг формируются не только медно-цинковые, но и полиметаллические (Си, Zn, Pb) руды с более широким спектром попутных рудных компонентов. Например, зона Мидл-Велли в хр. Эндевор, трог Эсканаба в хр. Горда; впадина Гуаймас, Калифорнийский залив; трог Окинава и вулканическая цепь Идзу-Бонино к югу от Японии.уже в пределах Западно-Тихоокеанской транзитали. Эта особенность проявляется и в составе рудных компонентов гидротермальных растворов- (Рис.3). Несмотря на то, что морфология рудных тел во всех перечисленных случаях различна, соседство с достаточно мощной осадочной толщей, по-видимому, не случайно приводит к формированию сульфидных залежей, в которых, кроме традиционных Си и Zn присутствует РЬ, в количествах 0,4-0,9%. Предполагается, что он мобилизуется из осадков в ходе проработки гидротермальными рудонесущими растворами при разгрузке на границе дно - океанская вода. На участках без осадков формируются сульфиды Си и Zn.
В Мировом океане выделяют (Андреев и др., 2003) три типа океанических поднятий: океанские земли (оленды); вулканические и вулкано-тектонические хребты и вулкано-нагорья; поднятия спредингового происхождения. Океанские земли, или оленды (Красный, 1976) - автономные структуры, развивающиеся независимо от окружающего океанического дна, имеющие увеличенную мощность коры (до 20 км и более) с признаками гранитного слоя (Онтонг-Джава). Мощность осадочного чехла достигает 2-3 км. Оси линейных магнитных аномалий, характерные для сопредельных океанических плит, на океанских землях не прослеживаются. Начало формирования большинства олендов - поздняя юра - ранний мел, далее развитие шло в течение всего мела и палеогена. В неогене на вершинах поднятий возникают вулканические постройки. Магматические породы объединяются в коматиит-толеитовый комплекс. Примерами типичных океанских земель являются поднятия Шатского, Хесса, Онтонг-Джава, Манихики (Тихий океан); Кергелен (Индийский океан); Бермудское, Риу-Гранди, Сьерра-Леоне (Атлантика).
Вулканические хребты и вулкано-нагорья тесно связаны с переходной не-спрединговой зоной. Эти морфоструктуры образуют (Андреев и др., 1999) протяженные на многие тысячи километров вулканические пояса, по своеобразию своего положения, масштабам и времени проявления сопоставимые с наложенными вулканическими поясами континентов, типа Охотско-Чукотского. Время заложения большинства вулканических и вулканотектонических поднятий океана - конец раннего мела. Их формирование шло в несколько этапов, связанных со стадиями развития Океана в целом. На многих поднятиях отмечен молодой и ныне действующий вулканизм (Гавайские острова). Комплекс пород вулканических поднятий отличается от алогичных комплексов океанических плит. Базитовый субстрат в ходе формирования вулканических поясов океана, контролируемых нетрансформными глубинными разломами, претерпел заметные вещественные преобразования и привел к появлению субщелочных и щелочных дериватов. Является, ли это следствием более глубокой дифференциации базитов или вызвано проникновением магмоподводящих разломов в подас-теносферную мантию - вопрос пока нерешенный. С этими вулканическими комплексами могут быть связаны субщелочные плутоны, как и вмещающие их породы, обладающие экзотической рудно-геохимической специализацией. Примерами вулканических структур в Тихом океане являются: Северо-Западные горы и хребты Гавайский, Лайн-Туамоту, Неккер; поднятия Уэйк, Мидпасифик; в Индийском океане - Восточно-Индийский хребет; в Атлантике - горы Новой Англии, цепи Гвинейских гор и гор Мартин-Вас.
Поднятия спредингового происхождения возникли в конце палеогена-неогене. В их число можно уверенно включать Южно-Галапагосское поднятие в Перуанской котловине и, с большой долей условности, поднятие Аурипик на границе Западной и Восточной Каролинской котловин (Тихий океан). Осевой, уже неактивный, рифт этих структур перекрыт осадками мощностью до 550-600 метров.
Океаническое ложе представляет собой гигантский суперрегион. (Андреев и др., 2003). Доминирующей формой нарушений являются разломы, в первую очередь, трансформные. Они являются одновременно следствиями спре-динговых горизонтальных напряжений в пределах океанического дна, отражающих глубинную неоднородность литосферы. Трансформные разломы расчленяют океанические хребты и абиссальные котловины на сегменты с различной геодинамикой формирования. Гидротермальный рудогенез проявлен избирательно и связан с кинетикой формирования хребта. Условия, благоприятные для накопления сульфидных масс, складываются в осевых зонах медленных хребтов, типа Срединно-Атлантического. Однако, распределение рудных объемов крайне неравномерно. В одних сегментах установлено множество сульфидных построек и залежей, в других они отсутствуют.
Трансформное разломообразование - крайне специфическое явление. Разломы как бы продвигают себя сами за счет активной части, расположенной между смещаемыми отрезками осевого рифта. Они представляют (Андреев и др., 2003) элемент реагирования спрединговых напряжений на неоднородность литосферы в ходе образования океанического ложа. С момента заложения Мирового океана количество трансформных разломов по нарастающей, дискретно увеличивалось, подчиняясь стадийному развитию океана в целом. Первый импульс разломообразования произошел в юре; второй - в позднем мелу; следующий - в эоцене. Предпоследний импульс связан с поздним олигоценом; послед 25 ний проявился вместе с возникновением сводового поднятия СОХ. Количество трансформных разломов скачкообразно возрастает в ходе эволюции Океана, графически составляя пирамиду, в вершине которой располагаются самые древние, а в основании - вся их совокупность. Моменты дискретного нарастания трансформных разломов отвечают известным вехам в изменении режима формирования океана, кроме одного, наметившегося в эоцене (54-50 млн. лет). Если принимать за источники океанических базальтов линзы, залегающие в основании литосферы, то сообщество трансформных разломов можно считать элементами ее тектонического строения. Глубина их заложения не выходит за пределы верхней мантии.
Гидротермальные гидрогеологические структуры Срединно-Атлантического хребта
В Северной Атлантике в пределах Срединно-Атлантического хребта в российских и зарубежных экспедициях за последние 20 лет были открыты многочисленные высокотемпературные гидротермальные источники - черные курильщики. Все известные на сегодняшний день гидротермальные структуры Северной Атлантики (Рис. 7) сосредоточены в пределах выделенной мировое провинции СОХ (Судариков, 1999; Судариков, Краснов, 1992) и относятся к двум типам: вулканогенных терм центров спрединга, свободных от осадков и магматогенных терм массивов ультраосновных пород. Выделение последнего типа обосновывается в рамках данного диссертационного исследования.
Геохимические и гидрооптические наблюдения последнего десятилетия выявили высокую плотность гидротермальных источников в пределах двух наиболее изученных участков мировой системы СОХ - Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП) и САХ, где их обнаруживают в среднем через каждые 20-50 км (Судариков, 1999, 2003).
Наряду с активными зонами разгрузки современных рудообразующих растворов в рифтовой долине САХ обнаружено значительное количество неактивных рудных залежей, являющихся реликтами минувшей гидротермальной деятельности (Богданов, 1997; Bel tenev, 2004; Constable et al., 1997).
Благодаря наличию зон восходящего движения горячих гидротермальных растворов,, отличающихся по ряду геохимических признаков от вмещающих вод океана (Краснов, 1990; Судариков, 1992, 1999), гидрогеологические массивы, с которыми связаны проявления этого природного феномена,.приобретают своеобразные черты; позволяющие выделить их в особые структуры. С другой стороны, реликтовые скопления гидротермальных сульфидов, активно взаимодействуя с окружающими водами, также оказывают заметное влияние на геохимию растворов, циркулирующих в недрах гидрогеологических структур, особенно иловых вод (Судариков, 2008).
Так, в поровых водах, района 2430 с.ш. обнаружена зона пониженных концентраций металлов и сульфат-иона, сопровождающихся, высокими содержаниями Р205 (Sudarikov, 2000). Подобные зоны минимальных концентраций металлов наблюдались,на периферии гидротермальных полей на юге Восточно-Тихоокеанского поднятия, где они связаны с активизацией микробиологической деятельности в гидротермальных ореолах рассеяния (Sudarikov et al., 1995).
Открытые к настоящему времени гидротермальные поля по. пространственному положению относительно основных структурных элементов САХ можне отнести (Судариков, 2008) к внутренним и внешним субокеанским гидрогеологическим структурам:
1. Внутренние структуры САХ приурочены (Судариков, 2008) к нижним частям склонов и днищу рифтовой долины с зонами разгрузки высокотемпературных (до 400С) рудообразующих (с сульфидным составом трубных комплексов) гидротермальных растворов. Выделяются два типа структур -осевые и склоновые. Осевые вулканогенные массивы с циклической гидротермальной деятельностью преимущественно трещинных и трещинно-жильных, реже пласто-во-трещинных вод приурочены либо к «неовулканическим поднятиям» - положительным формам рельефа ложа рифтовой долины, вытянутым вдоль оси САХ: молодые гидротермальные поля Брокен Спур, Снейк Пит (1-4 тыс. лет соответственно), - либо к осевым вулканическим сводам - «зрелое» (более 50 тыс. лет) поле «трансатлантического геотраверса» (ТАГ). Водовмещающими породами в первом случае являются главным образом базальты. Выходы гидротермальных рудоносных флюидов наблюдаются в области нераздробленного базальтового фундамента. Подводящими каналами служили разломы, возникшие при формировании осевых трогов.
Во втором случае зоны гидротермальной разгрузки образуются либо на поверхности интенсивно раздробленного фундамента, либо в пределах осыпи, сложенной обломками вулканитов. Вулканизм имеет рассеянный характер, приводящий к образованию небольших вулканических куполов. Водовмещающими породами, наряду с базальтами, являются породы осыпей, сложенных грубообломочным материалом преимущественно вулканогенного происхождения, а также долериты дайковой серии.
Возраст наиболее древних осадков на поверхности базальтового фундамента в пределах самого крупного из известных гидротермального поля ТАГ составляет 26 тыс. лет (Богданов, 1997). Высокотемпературная гидротермальная активность впервые проявилась 40-50 тыс. лет назад. При этом формирование массивных сульфидов происходило циклично, каждые 5-6 тыс. лет (Lalou et al., 1995).
В пределах гидротермального поля ТАГ обнаружено три пространственно разобщенных типа гидротермальных построек. В рифтовой долине располагается наиболее крупный активный гидротермальный холм с высокотемпературными (до 366С) растворами и цепочка реликтовых сульфидных построек вдоль подошвы восточного склона. На восточном краевом уступе, возникшем в результате вертикального подъема крупного блока океанской коры, причиной которого может быть, как полагают (Zonenshain et al., 1989), разуплотнение вещества при серпентинизации ультраосновных пород нижней части коры -верхней мантии, встречены низкотемпературные, местами активные (температура источников менее 20С) образования; Минимальный возраст этих отложений 125 тыс. лет.
Формирование современных высокотемпературных гидротермальных флюидов, как и палеогидротерм, образовавших реликтовые скопления сульфидов, связано с осевыми; гидротермальными системами, в которых рудообра-зующие растворы формируются при взаимодействии океанских вод с ИЗЛИВШИМИСЯ; базальтами или долеритами дайковой серии в кровле магматической камеры (или нескольких сходных камер) на глубине 1,5-3,5 от поверхности.дна (Богданов; 1997).
Существенно отличными должньг быть условия формирования долгожи-вущей гидротермальной системы на восточном склоне рифта, которая маркируется зонами разгрузки низкотемпературных растворов.. Ю.А.Богданов (1997) связывает эти. проявления; с процессами серпентинизации- и -формированием глубинной: гидротермальной циркуляции. Поэтому краевой блок рифтовой долины, примыкающий к зоне ТАГ с востока,-относится к следующему типу гидрогеологических структур.
Склоновые субокеанические массивы (Судариков, 2008) с непрерывной (до 125 тыс. лет и более) гидротермальной,деятельностью, сопряженной с процессами метаморфизма мантийных гипербазитов, приурочены к блокам ультраосновных пород низов коры - верхов мантии, формирующим террасы (уступы) внутренних склонов рифтовой долины (восточный фланг поля ТАГ, гидротермальные поля Логачев, Рейнбоу, Ашадзе и 2430 с.ш.) (Судариков и др., 1990). Водовмещающими породами являются в различной степени серпентини-зированные габбро, диориты. Наряду с трещинно-жильными водами на поверхности уступов всегда формируются горизонты; пластово-поровых вод в осадках и щебнисто-глыбовых коллювиальных отложениях склонов рифтовой долины.
Характерной чертой этих систем является длительная и непрерывная гидротермальная деятельность. Так, возраст гидротермальных отложений поля Логачев радиоизотопными методами (Lalou et al., 1996) определен равным около 60 тыс. лет, при этом цикличности рудоотложения, в отличие от осевых гидрогеологических массивов, не зафиксировано. Как уже отмечено, возраст гидротермальных отложений восточного фланга ТАГ 125 тыс. лет и более.
Глубина проникновения океанской воды по разломам, окаймляющим дно рифтовой долины, определяется глубиной источника формирования гидротермальной системы - осевой магматической камеры (Рис. 8). В то же время за пределами влияния осевой магматической камеры возможно проникновение океанских вод на значительно большую глубину по тектоническим нарушениям, определяющим блоковое строение рифта.
Геохимия гидротермальных руд и растворов полей Логачев и Рейнбоу
Гидротермальные руды. Рудная минерализация поля Логачев-1 представлена (Лазарева и др. 2002) медными, медно-цинковыми, медно-колчеданными, а также арагонитизированными медными геохимическими типами руд. Кроме того, она представлена широким спектром рудных корок: марганцевыми, лимонит-гематитовыми, атакамит-лимонитовыми и атакамитовыми. Наибольшим распространением пользуются медные руды - халькопирит-халькозинового состава с переменным содержанием ковеллина и борнита. Медно-цинковые руды халькопирит-сфалерит-пиритового состава представлены крайне ограниченно. Образование пирит-марказитовых руд имеет свою специфику: они развиваются в виде прожилков, линз и, чаще, являются цементирующим материалом для ранее образованных халькопирит-халькозиновых руд с борнитом и ковеллином.
Максимальные концентрации серебра и золота (Аи 21 г/т, Ag 125,7 г/т) связаны с медным (халькопирит-халькозиновым с борнитом и ковеллином) типом руд и их арагонитизированными разновидностями. Относительно средние значения концентраций золота и серебра характерны для ограниченно распространенного медно-цинкового (халькопирит-сфалерит-пиритового) типа руд (Аи 7,3 г/т; Ag 78,1 г/т). Низкие содержания благородных металлов (Аи 2,7 г/т; Ag 24,3 г/т) характерны для пирит-марказитового типа руд с переменным содержанием халькопирита и халькозина. Сами же пирит-марказитовые руды не несут, по-видимому, выраженной благороднометальной минерализации. Корки пестрого состава, образующиеся на рудных постройках, также не концентрируют в себе благороднометальную минерализацию. Не исключается наличие фаз или рассеянных форм нахождения благородных металлов в высокотемпературных сульфидных минералах. Однако установлено, что встречаемость таких явлений крайне редка.
Гидротермальная минерализация поля Логачев-2 представлена (Лазарева и др. 2002) медно-цинковым типом сульфидных руд. Кроме того, она представлена широким спектром рудных корок (марганцевыми, лимонит-гематитовыми, атакамитовыми, атакамит-марганцевыми, лимонит-гематит-марганцевыми), а также брекчиями и гидротермально-изменёнными ультраосновными породами с вкрапленностью сульфидов и арагонитом. Медно-цинковые руды представлены халькопирит - сфалеритовыми, халькопирит -сфалерит - опаловыми и халькопирит — сфалерит - халькозиновыми разновид 92 ностями.Руды рудопроявления Логачёв-2 сложены, в основном, моносульфидами: сфалеритом, халькозином, ковеллином и характеризуются высокими концентрациями золота и низкими серебра, последние локализованы во вторичных сульфидах меди - халькозине. Гидротермальные корки, бронирующие руды, не несут выраженной благородно метальной минерализации, так как образуются уже в условиях высокой активности кислорода. По составу они более железистые, что отличает их от медистых корок поля Логачёв-1.
По данным ВНИИОкеангеологии и ПМГРЭ ультраосновные породы поля Рейнбоу представлены серпентинизированным дунит-гарцбургитовым комплексом. Особенностью гарцбургитов поля Рейнбоу является их обогащенность цинком, медью, ванадием, по сравнению с полем Логачев-1. Рудная минерализация поля Рейнбоу представлена медно-колчеданными, цинковыми и медными геохимическими типами руд. Устанавливается никель-кобальтовая минерализация - миллерит, пентландит. Для валовых проб руд характерны высокие концентрации Со (1-1,2%), Ni (0,2%), РЬ (0,0 %), Ва (0,6 %), Те (0,03%). В сфалери-товых рудах отмечаются высокие содержания Cd (0,65 %) и Ag (до 670г/т), в медных - Au (до 12 г/т) и Pt (до 0,2 г/т). Анализ образцов сульфидных руд, представленных фрагментами трубного комплекса и массивными рудами цоколей построек, выявил наличие двух ведущих ассоциаций элементов: Zn - Cd -Ag - Ga - Ge - Hg - РЬ и Or - Co — Au — Zr. Содержания Си и Zn в сульфидах на базальтах САХ, полях Логачев-1,2 и Рейнбоу показаны на Рис. 19.
Процесс опализации практически не выражен и опал отмечается в виде сферических выделений в незначительных количествах. Детальными микро-зондовыми исследованиями в рудах обнаружены самородное золото, кадмий и редкий металл ртути — колорадоит. Золотая минерализация связана с медной составляющей руд, серебряная — с цинковой. Связь золота с медными разновидностями руд характерна для руд поля Логачев-1 и Логачев-2, локализованных, как и поле Рейнбоу, в области развития ультраосновных пород.
Был проведен сравнительный анализ (Лазарева и др., 2002; Леин и др., 2003) минералого-геохимических особенностей массивных сульфидных руд гидротермальных полей САХ, средний химический состав которых представлен в табл. 2. Всего изучено 6 сульфидных труб, характеризующих активные и неактивные постройки.
Валовый химический состав руд определялся в лабораториях ВНИИОке-ангеологии атомно-абсорбционным и количественным спектральным методами. Сравнение результатов валового химического состава руд полей Логачев и Рейнбоу с химическим составом руд других гидротермальных полей САХ, раз 94 витых на базальтах, позволяет сделать следующие выводы:
1. Руды полей Логачев-2 и Рейнбоу обогащены по сравнению с рудами других полей САХ цинком в 4-5 раз и кадмием — в 4 раза.
2. В рудах поля Рейнбоу, содержится в 20 раз больше Со, чем в рудах, приуроченных к базальтам, и в 8-10 раз больше, чем в рудах полей Логачев-1 и -2, связанных с серпентинитами. В рудах Рейнбоу наблюдается самое высокое из всех известных отношений Co/Nr=46.
3. Руды поля Рейнбоу, по результатам химического анализа валовых проб, обогащены серебром, а руды поля Логачев-2 - золотом соответственно в 5 и 8 раз по сравнению с другими рудными полями САХ. Выделения самородного золота приурочены, главным образом, к минералам кремнезема, заполняющим пустоты в рыхлых пористых участках сульфидных труб.
4. Руды поля Логачев-1 близки рудам других проявлений, но отличаются резко выраженной медной специализацией. Резко падает содержание серы, железа и растет содержание кальция. Концентрации серебра и, особенно, золота выше, чем в других изученных районах САХ.
5. По обогащенности полезными компонентами (Zn, Cd, Со, Au) сульфидные руды полей Рейнбоу и Логачев-2 не имеют аналогов среди рудопрояв-лений САХ.
Изотопный состав. Изотопный состав серы сульфидов гидротермальных отложений поля Логачев изменяется (Богданов и др., 2000) от +0,7 до +13,8. Наблюдается крайняя неоднородность пространственного распределения величин, характеризующих изотопный состав, внутри построек. Однако прослеживается некоторое направленное изменение этих величин относительно-флюид-подводящего канала: Изотопный состав более позднего халькопирита, нарастающего на стенках канала, более легкий, чем состав халькопирита центральных зон постройки. Происходит также понижение содержания изотопа 34S в более позднем почковидном сфалерите по отношению к более ранним генерациям этого минерала. С другой стороны, в сульфидах, замещающих ранее сформированные минералы или отложившихся на внешних стенках постройки, повышается доля изотопно тяжелой серы. Для поля Рейнбоу определены значительно более узкие пределы колебания значений - от +8,1 до +12,4. При этом практически отсутствует какая-либо связь этих величин с минеральным составом сульфидов;
Таким образом, сульфиды гидротермальных полей Логачев и,- Рейнбоу существенно обогащены тяжелым изотопом серы по сравнению с сульфидами других гидротермальных полей: Мировой рифтовой системы, где эта величина изменяется от+3 до +5, иногда понижаясь до +2 и менее или повышаясь до +7% и несколько более. Толькож спрединговых зонах задуговых бассейнов наблюдаются более значительныеколебания: от -5до +10% (Леин и др., 2003).
Углеводороды. Результаты исследования углеводородов (н-алканов) гидротермальных полей Логачева и Рейнбоу принципиально отличаются от того, что известно для других отрезков рифтовой системы (Богданов: и др., 2000): Рассматривая распределение и молекулярный состав н-алканов в донных отложениях и в массивных сульфидных образованиях гидротермальных- систем полей Логачев и Рейнбоу, установлено их сходство (Рис.20) заключающееся в преобладании высокомолекулярных соединений над низкомолекулярнымщ хотя в сульфидных образованиях наблюдается некоторое увеличение суммы низкомолекулярных гомологов - липидов гидробионтов, обильно; живущих на гидротермальных постройках.
В осадках эта часть н-алканов в результате интенсивно протекающих,реакций микробиологической трансформации биогенного органического вещества (ОВ), почти полностью утрачена или преобразована? в; более стойкие соединения нафтенового ряда. Об этом свидетельствует присутствующий в спектрах хроматограмм "горб" неразделяемых, методами газовой хроматографии соединений с максимумом в области н-С22 (Nishimuraetal., 1986).
Проблемы экогеохимических исследований гидротермальных систем в связи с возможным их освоением
При геохимических построениях в первую очередь учитывается (Судариков и др., 1996) устойчивость и» степень замкнутости системы по тому или иному параметру. Этот параметр является основным для первичного выделения (оконтуривания) системы, которая затем наполняется другими данными, которые не участвовали в процедуре ее выделения.
Тектонические особенности строения срединно-океанических хребтов, дискретное расположение магматических камер - вдоль них обусловливает неравномерное распределение энергии и поступление вещества, что ведет к сегментации хребтов и территориальной дифференциации ландшафтной- сферы. Это приводит к-выделению относительно открытых (неустойчивых)-и относительно замкнутых (устойчивых) саморегулирующихся динамических экосистем (биогеоценозов).
Таким образом, в пределах гидротермальных экосистем срединно-океанических хребтов океана можно выделить (Судариков и др., 1996) два типа (модели) экосистем: открытую и полузамкнутую.
1. Открытая неустойчивая экосистема. Развитие и распространение биоценозов происходит в пространстве слабо ограниченном различными барьерами извне. Основным фактором, влияющим на расселение фауны в пределах экосистемы, является мощность гидротермальных источников. Расселение за пределами экосистемы зависит от внешних факторов - наличия придонных течений, гидротермальной деятельности на других участках хребта и их удаленности и т.п. В открытой экосистеме преобладают процессы ассимиляции. Организмы получают из окружающей абиотической среды необходимые для жизни вещества и усваивают их. Открытая экосистема, являясь неустойчивой, может длительное время оставаться, практически неизменной при постоянстве режима гидротермальной деятельности и взаимодействия отдельных компонентов системы. В результате внезапного прекращения деятельности источника происходит быстрая- гибель экосистемы. Для экосистем этого типа характерно распространение многочисленных видов и ярко выраженное зональное строение, проявляющееся как в геолого-геохимических, так и в биологических признаках.
Открытая экосистема характеризуется повышенным информационным (информационный сигнал отвечает небольшому отрезку времени и состоит из большого количества видов) и пониженным материальным, ресурсом. Экосистемы этого типа характерны для районов Восточно-Тихоокеанского поднятия со слабо расчлененным рельефом.
2. Полузамкнутая среднеустойчивая экосистема. Развитие и распространение фауны происходит в пространстве, в,той или иной степени окруженном разного рода барьерами. На пути расселения как в пределах экосистемы, так и вне ее существует много преград. По мере замыкания экосистемы увеличивается устойчивость- основных групп фауны, но сокращается информация этих групп и информационный ресурс всей экосистемы. Такие экосистемы характерны для некоторых гидротермально-активных районов Срединно-Атлантического хребта с сильно расчлененным и сегментированным рельефом, в особенности в тех случаях, когда гидротермальная деятельность приурочена к понижениям, окруженным высокими склонами.
Возможности экогеохимического метода исследований расширяются при использовании принципа дополнительности (Судариков и др., 1996), позволяющего получить дополнительную информацию об устойчивости тех или иных параметров экосистем. Принцип дополнительности заключается в том, что для полного отображения объекта необходимо применять несколько несовместимых приемов исследований. При этом необходимо учитывать переход одного типа информации в другой. При системных экогеохимических исследованиях под информацией понимается отображение результатов неравновесных процессов, происходящих в системе с участием живого вещества.
В соответствии с миграционной структурой экосистемы обладают (Судариков и др., 1996) различной устойчивостью к изменению гидротермических условий. Однако, при обычных колебаниях гидротермального режима степень устойчивости экосистемы в целом колеблется вокруг долговременной средней. Лишь более существенные сдвиги в изменении термических и гидрогеологических условий и соотношении биотических и абиотических потоков приводят к деградации малоустойчивых биогеоценозов. Происходит освоение и заполнение вновь образующихся»экологических ниш и восстановление на новом уровне организации геохимической структуры экосистемы.
Таким образом, результаты моделирования взаимодействия морской воды с толеитовыми базальтами и гарцбургитом также свидетельствуют о возможной генерации большого количества Н2 и СН Часть этих абиогенно синтезированных Н.2 и СН4 вместе с H2S выходят в составе флюидов на поверхность дна, где используются в процессах бактериального хемосинтеза и метанотрофии.
В очагах разгрузки гидротермальных флюидов обнаружены значительные количества хемосинтезирующих бактерий и необычайно высокие для океана скорости хемосинтеза. Численность бактерий в придонных водах над гидротермальными полями на 1-2 порядка выше, чем в окружающих водах океана, а интенсивность микробиологических процессов — на 2-4 порядка.
В результате жизнедеятельности микроорганизмов сероводород и водород флюидов полностью утилизируются микрофлорой на активных полях. Этого нельзя сказать о метане, поскольку наблюдаются аномальные концен 146 трации СН4 в придонных слоях воды на огромных площадях далеко от мест истечения флюидов. СН4 - очень устойчивое соединение и его окисление в биосферных условиях возможно только при участии специфических групп метано-кисляющих микроорганизмов. Только небольшая часть СН4 гидротермальных флюидов утилизируется метанотрофами, а основная его часть разносится течениями и рассеивается в океане. Следовательно, в водной толще океана, наряду с биогенным, должно присутствовать значительное количество абиогенно синтезированного гидротермального изотопно-тяжелого СН4. По различным оценкам при бактериальных процессах окисления H2S, Но и других восстановленных соединений на активных гидротермальных полях продуцируется около 1% от общего Сорг, образующегося в фотослое океана, и около 50% в среднем от количества Сорг, достигающего дна в рифтовых зонах. Поэтому имеются достаточно веские основания считать весьма значительным, если не решающим, микробиологический вклад в концентрирование, перевод из растворенной во взвешенную форму и распределение взвеси Мп в пределах ореолов рассеяния. В некоторых количествах концентрируется в аморфных бактерио-подобных агрегатах и Си, хотя механизм концентрирования может быть несколько иным. Практически не участвует в биогенных трансформациях Fe, поскольку быстро окисляется электрохимическим путем и, оставаясь в виде тонкодисперсных частиц дифференцируется в ореолъном пространстве от биогенных частиц марганца. Несмотря на внешне различный характер распределения марганца в гидротермальных ореолах рассеяния разных районов океана, процессы перехода раствор-взвесь—осадок повсеместно контролируются живым веществом.
Также исследования показали, что гидротермальные плюмы могут служить важным поставщиколі восстановленного органического углерода в глубоководных условиях на расстоянии по крайней мере нескольких (а возможно и десятков) километров от гидротермальных источников. Таким образом, вдоль системы океанских рифтов формируется среда, благоприятная для переноса различных форм жизни от одного гидротермального поля к другому.
В пределах экосистемы гидротермального поля Логачев специфическая гидротермальная фауна, характерная для остальных гидротермальных полей присутствует, в основном, на активных трубных комплексах.
