Высокотемпературные черные курильщики и низкотемпературные белые курильщики поднимающиеся на высоту 30 м являются наиболее зрелищными объектами активных гидротермальных систем на морском дне. Однако они представляют только самую верхнюю часть отложений и обычно развиваются на вершине гидротермального холма, который в основном состоит из колчеданов. Холмы непрерывно растут, благодаря циркуляции гидротермальных флюидов через сульфидный конус, вызывающей полную перекристаллизацию сульфидных минералов. Обвальные кратеры, которые рано или поздно становятся частью холма, легко перемещаются новым кратером, который может расти со скоростью 10см в высоту в день (Hekinian et al.,1983). ТАГ Холм Срединноатлантического поднятия 26С - типичный пример таких активных сульфидных залежей. Холм около 50м высотой и диаметром 250-300м (Rona et al.,1986; Thomson et al.,1988). Разгрузка центрального флюида находится в высокотемпературном (350-360С) комплексе черного курильщика на вершине холма; более низкотемпературные флюиды (260-300С) выходят в “кремле”, который является территорией активности белых курильщиков. Диффузионная разгрузка чистых низкотемпературных (20-30С) гидротермальных флюидов с локальными высокими концентрациями растворенного кремния является общей чертой в ТАГ (Hannington et al., 1990a). Эти флюиды местами выходят через окисленную поверхность и конус выноса холма и формируют “тип тетсусеки” (cf., Kalogeropoulos and Scott, 1983) кремнистых железистых оксидов. Эти отложения часто содержат большое количество нитевидных бактерий (Juniper and Fouquet, 1988; Hannington and Jonasson, 1992).
В некоторых местах, вертикальные разломы обнажают внутреннее строение сульфидных возвышенностей и верхней части прожилков или штокверковой зоны (Embley et al.,1988; Fouquent et al.,1993). Подводное картирование и опробование обнаружили термальную зональность в высокотемпературных сульфидах (т.е. халькопирита, изокубанита, пирита) внутренней части и в низкотемпературных осадках (сфалерите, ангидрите, кремнии) оторочки холма (Hekinian and Fouquet, 1985), которые очень похожи на многие древние колчеданные месторождения расположенные на суше. Штокверки обычно состоят из сильноизмененных вмещающих пород с богатой прожилковой минерализацией. На стороне Лили Вей тыловой дуги Лау по крайней мере две генерации гидротермальнх прожилков определяются по взаимопересечениям (Fouquet et al.,1993).
Там где гидротермальные флюидные источники выходят на морское дно теряется более 90% от общей массы потока (т.е. большая порция металла) путем диффузии в гидротермальном плюме. Для одного небольшого выхода на Восточно-Тихоокеанском Поднятии (21С) общая масса потока составляет около 150кг/сек и, по подсчетам, 97% дисперсией или дыма в плюме черных курильщиков рассеивается в морской воде (Converse et al., 1984). Частички обычно рассеиваются придонными течениями и могут откладываться на больших расстояниях от гидротермальных источников (Dymond et al.,1973; Cronan,1976; Leinen and Stakes,1979). Металлы соединяются с обычными морскими осадками и могут определяться лишь как геохимические аномалии в отдельных осадочных комплексах (Barret et al., 1988). Детальное изучение картины распределения элементов в металложелезистых осадках из различных гидротермально-активных областей показало высокоразличные содержания редких элементов, которые главным образом приписываются смешению между кластическими осадками и гидрогенными компонентами (Boyd et al.,1993). Похожие эрратические распределения обычно встречаются в металложелезистых осадках геологической летописи (Kalogeropoulos and Scott, 1983) и значительно мешают геохимическим исследованиям колчеданных отложений.
В большинстве современных обнажений срединно-океанических хребтов для эффективной аккумуляции металлов на морском дне необходим физический или химический барьер для свободного выхода гидротермальных флюидов в вышележащий водный столб. Однако это неприемлемо для формации некоторых древних рудных отложений в плохо перемешанных и кислородонасыщенных океанических водах. Захват флюидов источника происходит частично с помощью больших сульфидных ангидритовых или баритовых структур, а холм, который формируется из небольшого гидротермального источника ответственен за продолжение роста, разрушение и обновление роста кратера (Tivey and Delaney, 1986; Hannington and Scott,1988a). Главные вулканические постройки на гребнях хребта также доказывают изоляцию восходящих гидротермальных флюидов и помогают поддерживать большой, высокотемпературный флюидный резервуар (Kappel and Franklin, 1989). Мощные слои осадков не расслоенных пиллоу-лав также как непроницаемые гидротермальные коры или холмы, обеспечивают подходящие покровные породы и помогают предотвратить рассеивание металлов в водную толщу, таким образом, способствуя росту больших залежей. В сильно заполненных осадками рифтах длительное сохранение тепла возможно за счет мощного осадочного покрова, также как захват и изоляция выходов флюидов, может объясняться большими размерами осадочных отложений. Металлы могут осаждаться из гидротермальных флюидов ниже поверхности осадок-вода в результате смешивания с поровыми водами и реакцией с замещением вмещающих пород. Покровные осадки могут также служить защитой против подводного выветривания и окисления сульфидов.
Отложения металложелезистых осадков в Красном море исключительны по размерам и характеру. Металлы осаждаются из расслоенной рассоловой залежи, которая подпитывается гидротермальными источниками на дне впадин бескислородных бассейнов (Pottorf and Barnes, 1983; Zierenberg and Shanks,1983). Как результат циркуляции морской воды через миоценовые эвапориты, эти металлонесущие рассолы имеют соленость, которая во много раз больше, чем в выходах флюидов срединно-океанических хребтов и поэтому, они проявляют большую тенденцию к осаждению на дно бассейна, чем к поднятию как плавучий гидротермальный плюм. Захват рассолами обеспечивает то, что осаждение металлов ограничивается этим бассейном. Металлы осаждаются в виде тонкого слоя металложелезистых осадков и сульфидов на основе рассоловой залежи и, в случае Впадины Атлантис-П, могут покрывать территорию до 40 км2 (cf., Degens and Ross,1969; Backer and Richter,1973). Однако на некоторых площадях (например, Впадины Кебрит и Шабан), находятся сульфидные выходы (Blum and Puchelt, 1991) местами схожие с гейзеровым типом разгрузки (Ramboz et al., 1988).
Минералогия залежей
Минералогический состав придонных сульфидных залежей детально изучен и задокументирован (например, 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). Исследования показали отчетливое составное различие между сульфидными отложениями областей скудного осадконакопления и областями срединно-океанических хребтов покрытых осадками и сульфидными отложениями формирующимися в задуговых рифтовых зонах.
Минеральный парагенезис сульфидных отложений в областях скудного осадконакопления срединно-океанических хребтов (например Восточно-Тихоокеанское Поднятие 21С; Хребет Юж. Эксплорер; ТАГ Гидротермальное Поле) обычно включает группу минералов, образующихся при температуре от 300-400С до менее 150С. Высокотемпературные флюидные трубы черных курильщиков и внутренние части сульфидных холмов в основном состоят из изокубанит-халькопирита совместно с ангидритом, пирротином, пиритом и местами борнитом. В некоторых внутренних частях высокотемпературных труб обнаружен новый редкий минерал Мg-гидроокси-сульфагидрат (“каминит“, Haymon and Kastner, 1986). Внешние части труб и холмов сложены низкотемпературными осадками, такими как сфалерит/вюрцит, марказит, пирит и местами кремний, являющиеся главными минералами низкотемпературных труб белых курильщиков. Для большинства сульфидных холмов была описана отчетливая зональность по составу, отражающая устойчивые градиенты в температуре флюида и его составе. (Hekinian and Fouquet, 1985). Ангидрит высокотемпературной ассоциации обычно замещается поздними сульфидами, позднестадийным кремнием и, частично, баритом. Под воздействием давления водяного столба ангидрит растворяется в морской воде, когда температура падает ниже 150С (Haymon and Kastner,1981). Ретроградная растворимость ангидрита характерна для нестабильных и отдаленных шлейфов больших неактивных сульфидных труб. Петрографические взаимоотношения и минеральные прорастания в трубах и холмах из различных гидротермальных участков обнаружили явления комплексного замещения и перекристаллизации, которые отражают высоко динамичную и местами хаотичную обстановку сульфидной формации придонных источников.
Минеральные ассоциации сульфидных отложений в областях срединноокеанических хребтов покрытых осадками близких к континентальным окраинам (например, Трог Эсканаба; Хребет Юж. Горда и Бассейн Гуаймас) местами более сложные и могут включать редкие сульфидные минералы. В этой обстановке, гидротермальные флюиды поднимаются из базальтового очага, взаимодействуя с турбидитами континентального происхождения и хемипелагическими осадками, и выщелачивают свинец, барий и другие элементы из полевых шпатов и других минералов (cf., LeHuray et al.,1988). Смешивание этих гидротермальных флюидов с морской водой может привести к осаждению массивных и рассеянных сульфидов внутри осадков, которые обычно включают большое количество галенита, а также медные и цинковые сульфиды (табл.1). Местами осадочные рудовмещающие сульфидные ассоциации очень сложные (например, Трог Эсканаба) и включают арсенопирит, тетраэдрит, лоеллингит (FeAs2), буланжерит ((Pb, Zn)5Sb4S11), станнит (Cu5FeSnS4), иорданит (Pb14As7S24), франкеит (Pb5Sb2Sn3S14) и самородный висмут с большим количеством барита и кремния (Koski et al., 1984). Пирротин, обычный составляющий этих ассоциаций, отвечает за устойчивые превращения природных гидротермальных флюидов, реагирующих с органикой в осадках. Нефть гидротермального происхождения местами сохраняется в осадках. Однако флюиды исходящие из этих осадков на морское дно обычно часто обедняются растворенными в них металлами, вероятно образуя сульфидные отложения внутри осадочного комплекса.