В связи с тем, что на поверхность дна из многочисленных источников выходят гидротермальные растворы с пульсационно меняющимися термохалинными характеристиками и прежде всего соленостью, а, соответственно, и плавучестью, невозможно ожидать присутствие в водной толще устойчивого нейтрального гидротермального плюма, характерного для большинства исследованных полей Мировой рифтовой системы.
|
| Рис. 4. Распределение условной нефелометрической мутности в придонных водах в районе гидротермального поля Логачева. |
На субширотном разрезе длиной около 1 мили, проходящем над полем Логачева (рис. 4), измерения условной нефелометрической мутности показали значительное увеличение значения этого параметра, обусловленное существованием в районе поля гидротермального плюма. К востоку от поля имеется слой повышенной мутности в диапазоне глубин 2750-2820 м. С восточной стороны этот слой упирается в склон. Непосредственно над полем и к западу от него слой повышенной мутности прижимается ко дну. В направлении к дну мутность увеличивается. Положение верхней границы этого слоя непостоянно и изменяется от 2900-2920 до 2810 м. Классическое зависание гидротермального плюма с нейтральной плавучестью над полем не наблюдается.
|
| Рис. 5. Распределение условной нефелометрической мутности в придонных водах в районе гидротермального поля Рэйнбоу. |
Аналогичные исследования с применением комплекса Розетт, а также при спусках ГОА "Мир", на гидротермальном поле Рэйнбоу показали, что в столбе воды нефелометрическая мутность увеличивается относительно фона в диапазоне глубин 2000-2350 м (рис. 5).
Максимальная мутность в 2-3 раза превышает фоновую и наблюдается в толще на глубинах 2040-2100 м (т.е. в 200-250 м от дна), а также в непосредственной близости к дну в пределах гидротермального поля. Наблюдается также повышенная мутность в воде на глубинах больших, чем положение черных курильщиков.
Описанные характеристики нейтральных плюмов гидротермальных полей Логачева и Рэйнбоу существенно отличают их от наблюдаемых на гидротермальных полях других отрезков Мировой рифтовой системы и могут служить поисковыми критериями аналогичных активных полей океана.
Обсуждение результатов
Если активные гидротермальные поля внутренних рифтов океанских хребтов расположены в зоне развития серпентинитовых массивов, то представляется важным, прежде всего, определить, в каких геодинамических обстановках в данной геологической структуре протекают процессы серпентинизации. Большинство исследователей полагает, что они развиваются в результате взаимодействия ультраосновных пород с пересекающей кору океанской водой. Если под внутренним рифтом существует близповерхностная магматическая камера с температурой 1200o С, то она препятствует проникновению воды в глубокие части коры и тем более в мантию. Поэтому под высокоспрединговыми хребтами, где доказано существование широких и более или менее постоянных близповерхностных очагов, во внутренних рифтах серпентинизация идти не может. Этот процесс возможен за пределами внутренних рифтов.
В пределах низкоспрединговых хребтов вулканические процессы, развивающиеся над небольшими локальными магматическими камерами (вулканическая фаза), сменяются длительной тектонической фазой [ Богданов, 1997; Монин и др., 1985], когда полностью исчезает магматическая камера. В течение этой фазы кора быстро дробится. Морская вода по трещинам проникает в более глубокие части коры и в верхние части мантии. В результате взаимодействия с проникающей через кору океанской водой часть верхнемантийного вещества серпентинизируется и разуплотняется. Если серпентинизации подвергаются значительные объемы вещества в нижней части литосферы, то в соответствии с принципом изостазии происходит воздымание блока [ Зоненшайн и др., 1992], что и наблюдается в пределах аномальных краевых тектонических уступов, в частности в зоне развития гидротермального поля Логачева. При наличии крупных разломов вдоль поднятого блока (поле Логачева) или вдоль осевой трещины океанского рифта (поле Рэйнбоу) пластичные серпентиниты выжимаются на поверхность океанского дна в виде протрузий.
Высокие значения теплопереноса, в результате которого развивается серпентинизация, а также дополнительное выделение значительных количеств тепла при процессах серпентинизации обеспечивают существенный нагрев остаточной части океанской воды, не израсходованной на серпентинизацию. Образующиеся при взаимодействии с породами первичные рудоносные растворы должны отличаться от растворов осевых гидротермальных циркуляционных систем более высокой температурой, соленостью и характеризоваться дополнительным обогащением относительно типичного гидротермального раствора океанских рифтов рядом химических элементов, в частности, никелем и, возможно, кобальтом. Согласно минеральному составу серпентинитов, полученных на поле Рэйнбоу, процесс серпентинизации в этом районе протекает при температуре между 350 и 500o С [ Barriga et al., 1997]. Надо полагать, что такими же являются и температуры первичных гидротермальных растворов.
Термобарогеохимические исследования флюидных включений в минералах пород, поднятых на поле Логачева [ Симонов, Милоснов, 1996] позволили установить, что здесь развита активная гидротермальная циркуляционная система со следующими параметрами: температура от 230-250o С до 320-402o С, давление - до 510-960 бар. На самом деле температура при таких давлениях может достигать более высоких величин. Измеренные высокие давления указывают на существование здесь глубинной циркуляционной системы. Концентрации солей в растворах, судя по результатам изучения флюидных включений, явно резко превышают соленость океанской воды, достигая иногда 8-48 масс.%, приближаясь к рассолам. Надо полагать, что соленость может определяться либо соотношением количеств поступающих в зону серпентинизации океанских вод и расходуемых при серпентинизации, либо фазовой сепарацией, а в данном районе - обеими причинами.
Аномальность химического состава гидротермальных отложений полей Логачева и Рэйнбоу, в частности, резко повышенное содержание в них кобальта, присутствие в гидротермальных отложениях высококобальтового пентландита как будто подтверждают представления о существовании здесь глубинной циркуляционной гидротермальной системы, в которой первичные гидротермальные рудоносные растворы формируются при взаимодействии океанской воды с в разной степени серпентинизированными ультрабазитами. Следует отметить, что пока исследованы только самые поверхностные части гидротермальных залежей. Мы полагаем, что при подъеме гидротермальных растворов к поверхности, несомненно, происходило отложение части гидротермального материала в океанской коре, особенно при фазовой сепарации гидротермальных флюидов. Те аномалии состава специфичных первичных гидротермальных растворов, которые предполагаются, исходя из общетеоретических построений, должны в наибольшей степени реализоваться именно в составе коровых гидротермальных залежей.
Ранее предполагалось, что при высоких температурах и давлениях в гидротермальных системах океана, содержащих в растворе Н2, Н2S, CH4, NH4+, Fe2+, Mn2+, CO2, CO и NaCl (электролит), а в твердой фазе - сульфидные минералы (электрод), возможен процесс абиогенного синтеза углеводородов и других органических соединений [ Леин и др., 1998]. Описываемые гидротермальные системы в отличие от гидротермальных систем других отрезков Мировой рифтовой системы, оказались единственными, для которых получены неопровержимые доказательства протекания такого процесса.
Поднимающиеся с границы коры и мантии к поверхности дна высокотемпературные гидротермальные рудоносные растворы при существенном изменении гидростатического давления с большой долей вероятности могут стать неустойчивыми и испытать фазовую сепарацию. Состав газово-жидких включений в гидротермальных минералах, а также наличие двух типов курильщиков, материалы по высокочастотному чередованию высокосоленых и опресненных струй в выходящих на поверхность гидротермальных растворах являются однозначным указанием на то, что на обоих гидротермальных полях происходит подповерхностная фазовая сепарация гидротермальных растворов. Несомненно, это может приводить к фракционированию химических элементов и их изотопов между осолоненной и опресненной фракциями. Частая смена в источниках осолоненных и опресненных струй гидротермальных вод с меняющейся их температурой сказывается на плохом пространственном разделении разнотемпературных сульфидных фаз, а также на присутствии среди сульфидов включений магнетит-гематитовых ассоциаций. Вполне возможно, что и обогащенность сульфидов тяжелым изотопом серы, связана с тем, что при фазовой сепарации первичных гидротермальных растворов легкий изотоп концентрируется в газовой компоненте, затем конденсируясь и рассеиваясь в водной толще, пассивно обогащая остаточные растворы тяжелым изотопом 34 S. Широкий же диапазон значений изотопного состава серы в сульфидах поля Логачева, несомненно, указывает на участие в минералообразовании обеих незакономерно чередующихся в источнике фаз гидротермальных растворов.
Таким образом, по геологическому положению, составу вмещающих пород, природе гидротермальных растворов, характеру их поведения и, соответственно, по составу гидротермальных залежей гидротермальные поля Логачева и Рэйнбоу резко отличаются от ранее исследованных полей Мировой рифтовой системы и должны быть отнесены к новому типу.