Текст книги "Месторождения и история"

В итоге мы отмечаем, что магматический базальтовый расплав, генерируемый в верхней мантии, как в континентальных, океанических областях, так и в зонах перехода от континента к океану, транспортируется через земную кору в плоских, маломощных, протяжённых структурах за счёт внутренней энергии этих расплавов. Мы отмечаем ряд характерных особенностей этих магматических интрузий:

1. – такие плоские магматические каналы обладают большой поверхностью и малым объёмом магматического расплава.

2. – миграция базальтового расплава сопровождается большими тепловыми потерями.

3. – плоские магмоводы (дайки) характеризуются выдержанностью их мощности, дайки характеризуются особой независимостью от геологического строения участка, на котором произошло внедрение. Они пронизывают породы практически без каких-либо видимых отклонений от прямолинейных направлений при пересечении со структурами иного рода.

4. – судя по малому объему магматического материала, заключенного в объеме дайки, и большой поверхности теплоотдачи, предполагаются большие удельные тепловые потери, которые увеличиваются многократно по мере удаления от источника генерации тепла. Это должно приводить к неустойчивому тепловому равновесию с окружающими породами в период внедрения дайки.

5. – запасы тепла, заключенного в магматическом расплаве, который заполнил трещину, недостаточны для его энергичного внедрения и необходима мобилизация тепла из более мощного источника, который порождает базальтовые дайки.

Итак, в прошлом дайки служили дренами для транспортировки вещества и тепла в условиях нарушенного энергетического равновесия в земной коре. В связи с этим по дренам устремляется к поверхности Земли поток вещества и тепла большой силы. Магматический процесс в основном – тепловой процесс. В связи с этим движение магматического расплава подчиняется второму началу термодинамики, который гласит, что скорость конвективного теплового потока, как основного способа теплопередачи, здесь определяется величиной перепада температур в начале и в конце процесса. Плоская маломощная дрена является идеальной геологической структурой для транспортировки больших масс расплава и тепловой энергии, так как при малом объеме расплава и большой поверхности теплоотдачи создаются условия мощного температурного напора на концах этой структуры. Учитывая, что магматический расплав является многокомпонентной системой, состоящей из элементов, резко отличающихся друг от друга по термодинамическим свойствам, нам представляется, что существенная доля тепловой энергии переносится мобильными элементами. Легкоподвижные элементы будут концентрироваться в головной части прорывающегося расплава. В таких условиях возможна мобилизация значительных количеств легкоподвижных компонентов по всей длине магматической дрены с больших глубин и из питающего резервуара и соответственно концентрация тепловой энергии на единицу площади в головной части внедряющейся дайки. Рядом сследователей отмечается высокая концентрация калия в верхних частях даек. Однако процессы кристаллизационной дифференциации в столь маломощных и короткоживущих магматических телах, какими являются дайки, как нам кажется, не смогли бы привести к столь высоким концентрациям калия. Повышенные концентрации легкоподвижного калия могут быть обеспечены термодинамическими особенностями дайки. Подтверждением мобильности этого элемента могут служить возгоны, образующиеся на лавовых потоках около фумарол, в составе которых присутствует калий (Набоко, 1959).

Перенос больших количеств тепла к головной части магматических дрен создает высокотемпературные условия перед их фронтальными частями, вызывая расплавление пород на этом узком участке. Как нам представляется, только таким образом возможно объяснить то, что дайки пронизывают различные структуры и не нарушают их залегания. Этим же процессом, на наш взгляд, проще объяснить выдержанность на большие расстояния крайне малых мощностей даек.

Таким образом, мы считаем, что дайки являются элементарными структурами, которые выполняют роль дрен магматических расплавов и концентрированных количеств тепловой энергии в условиях земной коры.

Магмы (базальтовые, в том числе) состоят из двух компонентов – силикатного расплава и летучей фазы. Силикатный расплав химически инертен, но привнос кислорода вызываетв базальтах экзотермическую окислительную реакцию. Для понимания соотношения расплава и летучей фазы важно учесть наблюдения, сделанные в ходе крупных базальтовых извержений. Очень важное наблюдение было сделано Г. Макдональдом (1975). При побочном прорыве на Килауэа сначала появились газы, потом образовался фонтанирующий конус, и только потом потекла лава. Аналогичная последовательность наблюдалась и на так называемых третьем и четвертом прорыве в ходе Большого Толбачинского извержения (Федотов, ред., 1984). Эти наблюдения скорее всего свидетельствуют о трансмагматической природе потока летучих, предполагавшейся Д. С. Коржинским (1974). В соответствии с современными геофизическими данными подавляющая часть имеющих глубинное происхождение летучих поступает с внешней границы ядра Земли (Ларин, 2005).

На наш взгляд уникальны наблюдения за извержением второго, третьего и четвёртого конусов и лавовых котлов 17–25 августа 1975 г. и есть основание привести их подробное описание. «Поздно вечером 16 августа на поверхности шлаковой равнины, севернее второго конуса, на продолжении линии новых конусов было замечено появление первой новой трещины. Образование ее сопровождалось глухими подземными ударами, которые возникали, вероятно, в результате раскалывания монолитных лав под плащом рыхлой пирокластики. Это было началом образования системы трещин. Через 9 часов наблюдались уже 4 трещины субмеридионального направления (простирание 340°). Ширина самой большой из них к тому времени составляла 50 см в пирокластике и 15 см в подстилающих лавах. Возле трещин ощущался запах сероводорода, из них выделялся пар; возле некоторых из них появились налеты желтых холодных жидких возгонов. В течение дня были ясно слышны глухие подземные удары. Трещины расширялись со скоростью нескольких см/час, их количество также увеличивалось, и к вечеру десятками трещин была охвачена область примерно 1.2 км в меридиональном направлении и несколько сотен метров в широтном. Длина их достигала 0.7–1.2 км, а ширина – до 1.5 м на поверхности пирокластики и десятки сантиметров в скальных породах.

В 21 ч 12 мин 17 августа в восточном краю поля трещин лава вновь прорвалась на поверхность, и извержение вступило в новую стадию – стал расти Третий конус.

Образование Третьего конуса происходило в общих чертах аналогично образованию Второго конуса, но деятельность его с первых минут была более напряженной. Сначала над восточным краем трещинного поля, 750–800 м севернее Второго конуса, показался синий газ, за которым почти сразу же последовали выбросы пара, затем выбросы желто-серого пепла, и еще через минуту появились фонтаны раскаленной пирокластики. Через 3–5 мин на протяжении 250 м трещины из 8 – 16 мигрирующих жерл выбрасывались непрерывные фонтаны (рис. 1.10.20). Огненная «завеса» в первые полтора часа извержения поднималась на 500 м, бомбы взлетали на высоту выше 1 км. Примерно через 3 ч высота фонтанов снизилась в 1.5–2 раза, а еще через час снова стала прежней. Температура раскаленных фонтанов, измеренная ОППИР-17, составляла 1000–1050 °C. Как и на предыдущих прорывах, вулканическая деятельность быстро локализовалась в центре трещины; уже к 22 ч среди многих жерл выделились два наиболее мощных (рис. 1.10.21).

Рис. 1.10.19. Начало деятельности Третьего конуса. Снимок А. А. Разиной (Федотов, ред., 1984). а – 17 августа 22 ч, фонтанирование лавы по всей трещине. Киносъемка С. В. Верченко; б – 18 августа, 22 ч, фонтанирование северного и южного кратеров Третьего конуса.

Этот прорыв был предсказан вечером 16 августа (Федотов, ред., 1984). В течение дня были ясно слышны глухие подземные удары. Трещины расширялись со скоростью нескольких см/час, их количество также увеличивалось, и к вечеру десятками трещин была охвачена область примерно 1.2 км в меридиональном направлении и несколько сотен метров в широтном. Длина их достигала 0.7–1.2 км, а ширина – до 1.5 м на поверхности пирокластики и десятки сантиметров в скальных породах.

В 8 ч. 50 мин. 23 августа над главной из трещин, примерно в 1 км западнее Четвертого конуса, было замечено выделение белого газа (пара?), сменившегося синим. Затем на поверхности образовались четыре лавовых котла, в которых булькала лава и вздувались пузыри размером до 3 м. Через 10–15 с пузыри лопались и на 20–50 м вверх выбрасывались лепешки пластичной лавы. Во время пульсаций лавы в котлах окружающая поверхность также пульсировала и дрожала. Вторая группа, состоящая из пяти котлов, образовалась метрах в 300 выше по трещине, а вскоре между ними возникла и третья группа. Вся трещина на протяжении 500 м была окаймлена по краям лавовыми выплесками, края трещины постоянно пульсировали в высоту и в стороны. В разных участках трещины со свистом прорывались лавовые фонтанчики или струи белого и синего газов. В результате выплесков лавы сформировались конусы разбрызгивания с высотой стенок 1–1.5 м. К юго-западу от нижней и верхней группы котлов спустился лавовый язык мощностью 3–4 м, имевший скорость 10–15 м/ч при уклоне местности 3–5°. Зона трещин к этому времени имела длину 1.5 км и ширину 0.7 км»

Рис. 1.10.20. Трещина, появившаяся 16 августа. 1975 года на Большом трещинном Толбачинском извержении (по Федотов, ред., 1984).

Этот поток газов виден даже на черно-белом снимке четвертого прорыва. Описание его следует ниже. Развитие четвертого прорыва повторяло в миниатюре все предыдущие. Сначала вдоль одной из трещин вырвались пар и синий газ. Через 10–15 секунд на высоту 3–4 м забило несколько фонтанчиков лавы. Поверхность почвы между ними постоянно пульсировала. Спустя 10 мин фонтаны лавы из 7 жерл стали бить на высоту 20–50 м. Вскоре их число сократилось до трех, и вокруг центрального фонтана начал формироваться Четвертый конус (рис. 1.10.23). Деятельность его была слабой, максимальная высота выбросов не превышала 100 м, пепла почти не было.

Рис. 1.10.21. 22 августа 1975 г., около 20 ч. Три жерла, действующие на трещине юго-западнее Третьего конуса (по Федотов, ред. 1984)

Рис. 1.10.22. Схематическая диаграмма, показывающая формирование магматической воды в вулканических и геотермальных системах вдоль конвергентных плитовых границ.

Изотопный состав показан в ‰ SMOW (по Giggenbach, 1997).

На рисунке 1.10.12, показаны относительные концентрации N₂, He, и Ar, они нанесены на графике для отдельных термальных проявлений большого спектра геотермальных и вулканических систем, перечисленных в таблице 1.15.1. Для всех систем показаны отношения 3Hе/4He в воздухе R/RA, равен или может быть больше 4RA, что свидетельствует о преимущественно мантийном происхождении He.

По аналогии с рисунком, содержания Не, как дано в таблице, используются в рисунке для измерения возможного обогащения СО₂ и Н₂О в мантийных газах.

Рис. 1.10.23. Относительные содержания H₂O, CO₂, и He вулканических газов, связанных с базальтовым (квадраты) и андезитовым (шестиугольники) магматизмом (по Giggenbach, 1997).

Кроме того, точки, представляющие два анализа газов, по-видимому, мантийные по происхождению (SN) и (PR), занимают очень похожие позиции, соответствующие отношениям CO₂/He примерно 30 000 и отношению H₂O/He 26 000, при очень малом отношении H₂O/CO₂, близком к единице. Эти отношения, возможно, сопоставимы с отношениями в высокотемпературных вулканических газах вулканов вдоль конвергентных плитовых границ. Большая часть их расположена на графике вблизи угла H2O на рисунке1.15.3 с отношениями CО₂/He, H₂О/He, и H₂О/CО₂ 150000, 2700000 и 18, соответственно. В более ранних работах (Giggenbach, 1995a, c) предполагалось, что отношение крайнего члена CО2/He магматических летучих компонентов составляют 500 000, или в 17 раз больше мантийных отношений; отношение H₂О/He в 100 раз больше, предполагающее значительный привнос CO₂ и H₂O из других источников, кроме мантийных.

Одновременно Гиггенбах делает вывод о том, что выделение больших количеств летучих компонентов, связанных с магматизмом конвергентных плитовых границ, таких как N₂, и особенно воды, свидетельствует о их морском происхождении, в результате процессов субдукции, что очевидно противоречит предположению (Craig, 1963) о том, что участие в гидротермальной разгрузке летучих компонентов магматического происхождения должно быть очень незначительным. Этот кажущийся конфликт частично разрешается, если принять во внимание, что используемые в этой работе изотопные данные получены, в основном, из иных не систем островодужного типа или «андезитовых» систем и что геотермальные воды содержат, в реальности, большие доли местной подземной воды, в значительной степени маскируя магматические признаки. По мере увеличения содержаний, таких газов, как N₂, так и H₂O в высокотемпературных «андезитовых» летучих компонентах, по-видимому, обусловленных субдуцированием осадков, очевидно, осторожнее допустить, что почти пятикратное увеличение отношений СО₂/Не при переходе мантийных летучих компонентов в летучие компоненты дугового типа обусловлено привносом углерода, также из субдуцированных морских осадков (Marty et al., 1989; Peacock, 1990).

Большая часть информации, недавно полученная о летучих компонентах в островодужных системах, базируется на анализах газов, выделяемых высокотемпературными фумаролами на андезитовых вулканах (табл. 1.10.1). Для мантии информация о составе летучих компонентов, в основном, получена в результате исследований газов, извлекаемых из пород, извергавшихся в субаэральных условиях или на дне океанов. Даже в последнем случае породы, по-видимому, должны были терять большую часть первичных летучих компонентов, в особенности тех, которые обладают меньшей растворимостью, в результате образования пузырьков, которые начинаются уже на значительных глубинах (Bottinga and Javoy, 1990).

Следовательно, предполагается, что состав летучих компонентов, при извержениях в субаэральных условиях или даже в подводных лавах, и доступный для экстракции и анализа, может быть сильно изменен вторичными процессами перераспределения между летучими компонентами и расплавом (Taylor, 1986). Более надёжный состав мантийных и дуговых летучих компонентов, очевидно, получается в результате сопоставления их в разных условиях их выделения. В настоящее время достаточно надёжная и полная информация о летучих компонентах, выделяемых мантийными магмами, очень ограничена. В таблице приведены три анализа. Два из них – из очень сильных высокотемпературных фумарол в кратере Халемаумау на вулкане Килауэа (KL) и на вулкане Сьерра Негра (SN) на Галапагосских островах и третий анализ летучих компонентов из «Поппин Рокс» (PR), извергнутых на глубине 3.800 м Срединно-Атлантического хребта. Предполагается, что они представляют состав летучих компонентов, близкий к оригинальным состава их в мантии (Javoy and Pineau, 1991).

Как эти газы Срединно-Атлантического хребта (PR), так и из двух «горячих точек» (PR, SN), располагаются на графике вблизи друг друга, позволяя предполагать, что относительные содержания газов N₂, He, и Ar, выделяемых из расплавов верхней и нижней мантии, являются почти похожими. Их отношения N₂/He и N₂/Ar значительно меньше отношений в пробах, отобранных из систем, расположенных на границах конвергентных плит. Большая часть точек термальных проявлений систем, связанных с известково-щелочным магматизмом, расположенным по периферии Тихого океана, располагается в районе высоких отношений N2/He и N2/Ar, значительно превышающие таковые для воздуха.

Таблица 1.10.3

Описания происхождения составляющих частей гидротерм послужили основой для рассмотрения некоторых важных вопросов рудообразования.

Известно, что в процессе гидротермальной активности в срединно-океанических хребтах формируются месторождения массивных сульфидов, в островных дугах минерализация типа Куроко, а в континентальных областях месторождения типа «медных порфиров». В то же время тепловая разгрузка наземных и подводных гидротермальных систем сопоставима по размерам. Предполагается, что площади их водосбора сопоставимы (Belousov et al., 2008). Особенно значительными в интерпретации этого материала, как мне представляется, в интересующем нас аспекте, являются идеи о самоизоляции гидротермальных систем (Belousov et al., 2012).

Исследование срединно-океанических хребтов с помощью спускаемых погружающихся аппаратов привело к обнаружению так называемых черных и белых дымов, находке, которую Н. В. Короновский (1999) характеризует как одно из крупнейших открытий XX века.

Металлоносные осадки, отлагаемые «черными дымами», представляют собой пелагические илы. рудные минералы представлены частицами сульфидов меди, цинка и свинца размером 3 мкм.

Дымы по окраске делятся на черные, несущие частицы пирротина и аморфного кремнезема, и белые, в которых взвешенные частицы состоят из аморфного кремнезема и ангидрида. Черные дымы характеризуются существенно большим дебитом (несколько кг/c) и высокой температурой (до 350 °C). Белые харакетеризуются вялой разгрузкой и температурой, не превышающей 330 °C. Первопричиной окраски дымов является разный характер разгрузки гидротерм.

Н. В. Короновский отмечает, что в медноколчеданных месторождениях Урала (Сибаевское), и на Кипре и Ньюфаундленде обнаружены окаменелые остатки вестименифер и камитаген, таких же, как в осадках черных дымов. По изотопному составу водорода и кислорода было доказано, что единственным их источником является океанская вода. Но химический состав воды черных дымов существенно отличается от состава океанской воды вледствие взимодействия циркулирующих в трещинах вод с породами стенок трещин.

На площади водосбора подводно-морской гидротермальной системы, связанной со срединно-океаническими хребтами, которая распространяется на возвышенности, окружающие осевую рифтовую долину, реализуется нисходящая инфильтрация морской воды. По мере повышения температуры устанавливается прогрессирующее химическое растворение минералов базальтов. В этом растворе также происходит взаимодействие с минеральными компонентами морской воды. Поскольку концентрации кремнезема быстро достигают равновесных значений, то при его взаимодействии с элементами морской минерализации образуется пропилитовая формация. В раствор переходят кремнезем и сера (Bogie et al., 2005). Повышение температуры уменьшает вязкость терм, что обусловливает их гидродинамическую локализацию. В результате этого процесса и повышения коэффициента фильтрации водовмещающих толщ формируется артезианская гидравлическая система, в которой вода под напором (вынужденная конвекция) движется в направлении рифтовых долин. В местах, где уровень гидравлического напора гидротермальных потоков располагается над морским дном, образуются очаги сосредоточенной разгрузки подводных гидротермальных высокотемпературных вод.

Предполагается, что высокая минерализация термальных вод может быть обусловлена функционированием коллоидной системы типа описанной выше. По мере повышения температуры морская вода постепенно насыщается растворенным мономерным кремнеземом и катионами металлов. Повышение концентрации кремнезема происходит как по мере увеличения температуры термальных вод, так и в связи с абсорбцией катионов и коагуляцией силикагеля (Rychagov et al., in print).

Наблюдаются четкие различия в химизме. В частности, в термах, связанных с океанскими черными дымами отсутствует магний (Короновский, 1999), а в гидротермах наземных систем главной чертой химизма является присутствие растворенного кремнезема. Снижение давления и температуры в ходе восходящей фильтрации в очагах разгрузки гидротерм приводит к образованию водного раствора пересыщенного относительно растворимости аморфного кремнезема, концентрация которого достигает 1500 мг/кг. Иссследования высокотемпературной гидротермальной системы в очаге разгрузки Мутновского вулкана на Камчатке показали, что при фильтрации пересыщенного раствора в породах происходит осаждение коллоидного кремнезема, сорбция кремнеземом и осаждение других химических компонентов. Осажденное аморфное вещество метастабильно. При повышенных температурах и давлениях метаколлоиды кристаллизуются, что приводит к образованию гидротермальных минералов, в том числе рудных (Потапов, 2002). Эксперименты по осаждению кремнезема с добавлением морской воды и вводом катионов Ca₂+ и Mg₂+ показали, что морская вода может действовать как самостоятельный окислитель (Потапов, 2002). Известно, что коллоидные отложения кремнезема и сульфидов характерны для термальных проявлений типа черных дымов (Некрасов, 1973, Чухров, 1955). Совместное нахождение аморфного кремнезема, халцедона и сульфидов в минеральных комплексах, связанных с «черными дымами», свидетельствует о тесном взаимодействии коллоидных систем при коагуляции (Belousov et al., 2008).

Особенно значительными в интерпретации, как нам представляется, в интересующем нас аспекте, являются идеи о самоизоляции гидротермальных систем (Belousov et al 2012).

На стадии срединно-океанических хребтов происходит формирование долгоживущих магматических очагов (Klugel, Klein, 2006). Гидротермальные системы на этом этапе тектонического развития прямо связаны с магматическими телами рифтовой долины. Тот же этап эволюции гидротермально-конвективных систем из магматических систем выделяется на основании изменения термодинамических условий в подводно-морских условиях. На стадии островных дуг верхняя часть гидротермально-магматических конвективных систем располагается на границе взаимодействия атмосферы, гидро и литосферы. Гидрохимическая стуктура гидротермально-магматических систем этого типа характеризуется наличием горизонтов бикарбонатных и сульфатно-кислых высокотемпературных вод поверхностного формирования (Giggenbach 1997). На стадии геотектонических систем типа Камчатки долгоживущие гидротермально-магматические системы локализуются в пределах кольцевых структур, кровля которых раполагается на глубине 5–7 км (Белоусов и др., 1983). Здесь образуются гидротермальные системы типа артезианских бассейнов или артезианских склонов, широко известных в областях четвертичного вулканизма (Восточная и Южная Камчатка, зона Таупо на Северном Острове Новой Зеландии и др.). Большая часть поступающей глубинной тепловой энергии рассеивается в водовмещающих комплексах и идет на поддержание циркуляции гидротерм в нагретых породах. Этот тип гидротермально-магматических систем характеризуется разобщением верхней гидротермальной конвективной и нижней, магматической ячеек. Эволюция тектонических систем и соответствующая ей эволюция гидротермальных систем отражена на рисунках 58–60.

Проблемы рудообразования связаны с большим и сложным комплексом противоречивых проблем, включающим происхождение современных горячих вод, долю в их формировании глубинных флюидов и поверхностных вод, происхождение серы и рудных компонентов, закономерности структурной локализации оруденения.

Детальный анализ данных о петрологии кислого вулканизма показал, что они отражают протекающие сегодня процессы глубинного метаморфизма и формирования гранитного слоя коры. Признание метаморфогенного генезиса современных терм снимает многочисленные противоречия в соотношении метеорных и вадозовых вод в современных гидротермах. Длительно протекающий процесс метаморфизма и образования гранитного слоя делает понятным также сложный состав серы сульфидных минералов и металлов гидротермальной минерализации. Достаточно сослаться, например, на детальный обзор исследований в этой области, данный Хеденквистом и Ричардсом (Hedenquist and Richards, 1998), показывающий всю сложность проблемы.

Формирование гидротермальной минерализации теснейшим образом связано с закономерностями структурной ее локализации, создающими условия для осаждения рудных минералов из гидротерм. На примере кальдеры Узон видно, что минерализация локализуется вдоль рассекающей кальдеру широтной системы разломов типа глубинных сбросо-сдвигов.

Динамику химического состава гидротерм и место в этом процессе рудообразования показывает анализ Узон-Гейзерной вулканотектонической депрессии (Эрлих, 2009).

Как было показано ранее, тип дегазирующей магмы является главным фактором, определяющим тип гидротермальной системы связанной с рудным месторождением (Giggenbach, 1992c). Предполагалось, что дегазация самоизолирующихся плутонических магматических тел поднимается до места так называемых низкосульфидных (лоу-сульфидейшн) рудных месторождений от почти нейтральных, восстановленных растворов, содержащих серу в самом низком состоянии окисления в виде H₂S (Hedenquist, 1987; White and Hedenquist, 1990).

Рудным месторождениям высокосульфидного типа (хай сульфидейшн) приписывается взаимодействие породы с кислыми окисляющими растворами, образовавшимися в результате поглощения газов, выделенных непосредственно из открытых дегазирующих вулканических магматических тел на меньшей глубине или на эпитермальных горизонтах (White and Hedenquist, 1990). Здесь сейчас существует обширный объём информации о современных процессах формирования рудных месторождениях, связанных с магмо-гидротермальными системами. Некоторые недавние обзоры и обобщения приводятся (Eugster. 1985, Hayba et al., 1986, Hedenquist, 1992), (Elston and Plumlee, 1994, Hedenquist and Lowenstern, 1994, и Thompson, 1995). В настоящем контексте делаются ограниченные попытки применить выше приведенные открытия по распределению гидротермальных минералов, в виде двух главных типов дегазации, как из вулканических магматических, так и из плутонических магматических тел.

Согласно Пираджно (Piradjno, 2009) донно-морское рудообразование включает смешанные залежи, разных типов месторождений, такие как огромный Иберийский пиритовый пояс, который с запасами около 1765 млн. тонн является самым большим скоплением донно-морских массивных сульфидов на нашей планете; кампусы Норанда и Батарст в Канаде, ирландские месторождения, размещённые в карбонатах, японские месторождения типа Куроко, Тасманские массивные сульфиды вулканического пояса горы Рид и, наконец, массивные сульфиды комплекса Трудос на Кипре.

Донно-морские гидротермальные рудообразующие процессы могут быть подытожены следующим образом:

Проникновение холодной, плотной морской воды в горизонты 2 и 3 океанической коры.

Нагревание морской воды, взаимодействие с мафическими породами, метаморфизм от цеолитовой дозеленосланцевой фаций, при увеличении Т и Р.

Растворы выносят Mg+ и OH; реакции продуцирующие H +.

Высокие T (200–400 °C), выщелачивание и массо-перенос Li, K, Rb, Ca, Ba, перемещение металлов (Cu, Pb, Zn, Mn) и Si, из океанической коры; флюиды кислые и восстанавливающиеся; перенос Mg, SO₄, Na, Cl из морской воды – > гидротермы – > породы океанической коры.

Перенос металлов и серы в раствор в виде хлоридных комплексов; S извлекается при восстановлении SO₄ Na, Cl, из морской воды.

Приток фаз летучих компонентов из мантии: He, F, Hg, S, B, H₂, CH₄.

Подъём металлоносных первичных гидротермальных флюидов, по мере увеличения Т и Р; смешение с низкотемпературной (2 °C) щелочной, окисляющей морской водой; критическая температура для 350 °C флюидов при P 1500 бар (разделение фаз жидкость-газ).

Высокотемпературные (> 300 °C) проявления приводят к образованию дымоходов (чёрных дымов), сложенных, в основном, Cu сульфидами и сульфатами. Отдельные каналы (дымоходы) объединяются, образуя большие холмы. Низкотемпературные (< 200 °C) гидротермы отлагают (белые курильщики) Zn-сульфиды, наряду с Fe-сульфидами вокруг трубок животных (кольчатые черви Vestimentifera). Биомассные сообщества грифонов были найдены в ископаемых формах на ряде вулканогенных месторождений массивных сульфидов (Little, 2002). Циркуляция гидротерм в трещинно-жильных системах приводит к отложению сульфидных жил и интенсивным изменениям вмещающих пород. Эта деятельность, в конце концов, уменьшается обычно в результате заполнения трещин и порового пространства. Таким образом, сформированные гидротермальные постройки будут сложены (от центра канала к стенкам): Cu-сульфидами, сульфидами Zn и Fe, колломорфными сульфидами, сульфатами (барит, ангидрит, обычно вместе с Au). Миграция вследствие спрединга морского дна будет разрушать гидротермальные постройки и начнётся новый цикл гидротермальной разгрузки. Это может привести в течение нескольких сотен или тысяч лет к образованию большой залежи массивных сульфидов. Рис. 1.10.26 показывает особенности и компоненты подводно-морской системы гидротермальных каналов.

Рис. 1.10.24. Схематическое представление. (А) сульфидный холм и (В) разрез чёрного курильщика. Первые отложения ангидрита, образующие главный край, после появления более высокотемпературных гидротерм сменяются сульфидами, отложенными из них.