Резюме. Полиметаллические колчеданы на современном морском дне обнаружены в разнообразных тектонических обстановках на глубине от 3700 до 1500 м от водной поверхности. Эти отложения локализуются в быстро, средне-, и медленно раздвигающихся срединно-океанических хребтах, на осевых и заосевых вулканах и морских возвышенностях, в рифтах заполненных осадками, которые примыкают к континентальным окраинам, и в связанных с субдукцией задуговых бассейнах. Тем не менее, высокотемпературная гидротермальная активность и большие скопления полиметаллических сульфидов известны всего лишь в 25 различных местах. Каждая отдельная залежь содержит от 1 до 5 млн. тонн колчеданов ( например Хребет Южный Эксплорер; Восточно-Тихоокеанское Поднятие 13С; ТАГ Гидротермальное поле), и только две известные залежи (Срединная возвышенность и впадина Атлантис П, Красное море) содержат значительно большее количество колчеданов - от 50 до 100 млн. тонн.
Этот диапазон (1- 100 млн. тонн) укладывается в размеры многих ассоциирующих с вулканами колчеданных месторождений, которые находятся на суше. Однако, подавляющее большинство известных сульфидных проявлений на морском дне содержат всего несколько тысяч тонн колчеданов и включают в основном рассеянные гидротермальные выходы, холмы и отдельные кратерные структуры. Полученные образцы из 25 всемирно известных залежей представляют собой не более чем несколько сот тонн материала. Минералогия этих образцов включает как высоко-(> 300-350"), так и низкотемпературные (< 300 C) образования, состоящие из различных соотношений пирротина, пирита /марказита, сфалерита/, вюрцита, халькопирита, борнита, изокубанита, барита, ангидрита и кремния. Колчеданные залежи в задуговых обстановках дополнительно могут включать значительное количество галенита, Pb-As-Sb сульфасолей ( в том числе иорданит, беннантит и тетраэдрит ), реальгар, аурипигмент и местами самородное золото. Результаты 1300 химических анализов этих образцов показывают, что морские залежи содержат значительные концентрации меди и цинка, сравнимые с такими же содержаниями в колчеданных месторождениях на суше. Осадочные рудовмещающие породы, которые развиты шире, чем отложения срединно-океанических хребтов, обнаруживают более низкие концентрации и содержания основных металлов, отвечающих за взаимодействие флюид-осадок. Первые образцы сульфидов задуговых спрединговых центров на западе и юго-западе Тихого океана показывают, что эти отложения имеют более высокие средние концентрации цинка, свинца, мышьяка, сурьмы и бария, чем залежи срединно-океанических хребтов обедненных осадками. Концентрации Au и Ag в образцах некоторых залежей срединно-океанических хребтов локально высокие (до 6,7 ppm Au и 1000 ppm Ag), но могут достигать концентраций более чем 50 ppm Au и 1,1 % Ag в колчеданах незрелых задуговых рифтов, сложенных, главным образом, кислыми вулканическими породами.
Залежи колчеданов были обнаружены на глубине не менее 1500м, так как кипение гидротермальных флюидов предотвращает образование типичных полиметаллических колчеданов на небольших глубинах (то есть менее чем несколько сот метров ), где гидростатическое давление настолько низко, что препятствует фазе разделения. В этом случае возможна минерализация с явными эпитермальными признаками и существенным количеством драгоценных металлов.
Введение
В течение последних 15 лет, морские полиметаллические сульфиды были обнаружены в различных вулканических и тектонических обстановках на дне современных океанов на глубине от 3700м до 1500м от уровня океана. Тем не менее детально исследована только малая часть (менее чем 5% ) мировых океанических хребтовых систем: около 20 залежей расположенных в Тихом океане, 4 - в Атлантическом и по одному в Индийском океане и Средиземном море (рис 1). Одна из самых больших залежей находится во впадине Атлантис П Красного моря.
Полиметаллические сульфидные отложения находятся на быстро-, средне- и медленно раздвигающихся срединно-океанических хребтах, на осевых и заосевых вулканах и морских возвышенностях, в заполненных осадками рифтах, примыкающих к континентальным окраинам и в связанных с субдукцией задуговых обстановках (рис 2). Rona (1988), Rona and Scott (1993) и Hannington at al. (1994) собрали данные по более чем 100 проявлениям гидротермальной минерализации на морском дне, включая Fe- и Mn- оксидные отложения, нонтронитовые залежи, вкрапленные сульфиды, металложелезистые осадки , полиметаллические колчеданные холмы с черными и белыми курильщиками. Однако, высокотемпературная гидротермальная активность и большая аккумулятивность полиметаллических сульфидов известны всего лишь в 25 различных местах.
Полная оценка экономической значимости этих залежей невозможна из-за отсутствия достаточного количества данных, касающихся их распределения, размеров и общего состава. Картирование и отбор образцов производились, в основном, с помощью глубинного троса с глубоководной телекамерой, драгированием, подводными работами и, в последнее время, дистанционно управляемыми механизмами (ROV”s). Большинство залежей были исследованы только по двум величинам: их протяженности и составу, который с глубиной слабо выдержан. Некоторое правильное понимание третьей величины может быть получено с помощью глубинного бурения (Ocean Drilling Program) или - небольшими подводными буровыми установками (Ryall, 1987; Johnson, 1991). Однако, систематическое бурение залежей таких как эти внесено в действующие наземные исследовательские программы (например, многие тысячи метров бурения до единичной залежи), находящиеся за пределами сферы современных исследовательских программ морского дна. Геологическое строение гидротермальных залежей на морском дне обычно картируется только внутри ограниченных площадей ( <30 км2) и геология в общих чертах описывает отдельные объекты (типы лавовых потоков, толщину и тип осадочного покрова, локальные структурные элементы). Более широкая тектоническая позиция залежей изучалась с помощью многоканального эхолота и сканирующего гидролокатора бокового обзора.
Наземные колчеданы и полиметаллические сульфидные залежи на морском дне - это продукты схожих геологических и геохимических процессов, так как возможно проведение множества аналогий между современными морскими залежами и наземными, в настоящее время отрабатываемыми колчеданными месторождениями (Franklin et al., 1981). Современные гидротермальные системы на морском дне - это отличные природные лаборатории, позволяющие понять генезис вулканогенных колчеданных месторождений и эти знания могут быть перенесены на древние геологические залежи, в которых признаки образования часто затмеваются миллионами лет геологической истории.
В этой статье мы рассматриваем некоторые характеристики полиметаллических сульфидных залежей морского дна, включающих региональные и локальные тектонические обстановки, тип месторождений, пространственное распределение и размеры, минералогию, количественный химический состав и состав благородных металлов, физические свойства и главные факторы, отвечающие за формирование этих залежей на морском дне.
Тектоническая обстановка и пространственное размещение залежей
Формирование полиметаллических колчеданов на морском дне тесно связано с тепловым режимом, ассоциирующим с образованием новой океанической коры. Известно, что колчеданные залежи образуются в разнообразных тектонических обстановках, включающих дивергентные границы плит (т.е. срединно-океанические хребты) и конвергентные границы, связанные с субдукцией, где сульфидная формация занимает место среди внешнего пространственного окружения спрединговых центров задуговых бассейнов (рис.2). В обоих случаях вулканогенные и осадочные рудовмещающие отложения могут формироваться в результате циркуляции морской воды в основании вулканов. Хотя рудоформирующие процессы в срединно-океанических хребтах и задуговых рифтах почти одинаковые, состав вулканических пород варьирует от срединно-океанических рифтовых базальтов (MORB) до известково-щелочных кислых лав (андезитов, риодацитов), которые обуславливают значительное различие в составе сульфидных залежей. Это доказывается минералогической и химической изменчивостью колчеданов, образующихся в срединно-океанических хребтах (например Восточно-Тихоокеанское поднятие), во внутриокеанических задуговых рифтах, развивающихся на океанической коре западной и юго-западной части Тихого океана (например Бассейн Лау, Бассейн С. Фиджи, Бассейн Манус, Марианский Трог) и во внутриконтинентальных рифтовых зонах, формирующихся на подводных участках континентальной коры (например Трог Окинава в западной части Китайского моря ) ( рис. 3.).
Некоторое число колчеданных залежей было обнаружено у подводных вулканов расположенных вдоль осей океанических рифтовых зон или рядом с ними (рис.2). Гидротермальная активность также тесно ассоциируется с внутриплитными горячими точками и островодужными морскими поднятиями (Karl et al., 1988; Сheminee et al., 1991; Hekinian et al., 1993; Stuben et al., 1992; McMurtry et al., 1993), а полиметаллические сульфиды с комплексным химическим и минералогическим составом были открыты в Вулкане Палинуро в Тирренском море (Puchelt, 1986). Гидротермальная минерализация также ассоциируется с мелководными щелочными островодужными вулканами юго-восточной части Тихого океана, которые обнаруживают признаки эпитермальной золотой минерализации известной на суше (Berger and Bethke, 1985; Hannington and Herzig, 1993; Herzig et al., 1994).
Для определения теплоты и массы потока вдоль срединно-океанических хребтов необходимо чтобы высокотемпературная гидротермальная активность обладала бы общими чертами по всей площади (Rona, 1984, 1988). Общая разгрузка гидротермальных выходов вдоль океанических хребтов оценивается в пределах 5X1061/s (Wolery and Sleep, 1976), при условии, что все количество воды в океанах циркулирует через термально-активное морское дно рифтовых зон каждые 5-11 Ма (Wolery and Sleep, 1976). Для того чтобы оценить ежегодный общий поток гидротермальных флюидов из срединно-океанических хребтов взят один черный курильщик с массой потока приблизительно 1кг/сек и оцениваемой энергией около 1,5 Мвт (Converse et al., 1984) на каждые 50 метров гребня хребта (55000 км в общей сложности), полагая при этом, что нет компонентов рассеивающих поток. Конечно, количество известных выходов черных курильщиков очень мало для сравнения, а рассеивающийся поток должен оцениваться для больших площадей теряющих теплоту из срединно-океанических хребтов. Низкотемпературный диффузионный поток в некоторой степени важен для осевой гидротермальной циркуляции и может перемещать порядка 80% общего тепла производимого в хребте (Morton and Sleep, 1985; Wheat and Mottl, 1994). Высоко насыщенные компоненты гидротермальных растворов распределяются неравномерно вдоль срединно-океанических хребтов. Высокотемпературная гидротермальная активность часто, но не всегда сосредотачивается вдоль топографически возвышенных (т.е. мелководных ) частей отдельных хребтовых сегментов, где коровая активность вызвана присутствием большого магматического резервуара (Ballard et al., 1981;Ballard and Francheteau, 1982; Francheteau and Ballard, 1983). Изучение высокоразрешающей способности сейсмического отражения показало, что этот магматический резервуар часто находится только в 1-3 км от морского дна (Detrick at al.,1987; Collier and Sinha,1990). Местонахождение топографических высот гребней хребта часто совпадает с доминирующими покровными потоками, в отличие от пиллоу-лав, и характеризуется присутствием более фракционированных вулканических пород (Thomson et al.,1985). Проводящее тепло передающееся от остывающей вершины магматической камеры к глубоко проникающей морской воде управляет гидротермальной конвекционной системой, которая может подниматься к черным курильщикам на морском дне (Cann and Strens,1982). Время корового пребывания конвективной морской воды определяется около 3 лет или меньше (Kadko and Moore,1988). В местах, где многие выходы черных курильщиков действуют постоянно в течение длительного периода времени, могут образовываться большие колчеданные залежи (например TAГ Гидротермальное Поле). Выпадение в осадок металлов - это результат изменения физико-химических условий во время смешивания холодной (около 2С) кислородсодержащей морской воды и высокотемпературных богатых металлами гидротермальных флюидов с низким Ph и Еh потенциалом (cf., Hannington et al.,1995a).