Минералогия и геохимия сульфидных руд на подводных гидротермальных полях, связанных с серпентинитовыми протрузиями

А. Ю. Леин¹, Н. В. Ульянова¹, А. А. Ульянов², Г. А. Черкашев³, Т. В. Степанова³

¹ Институт океанологии им. П. П. Ширшова (ИО) РАН
² Московский государственный университет им. М. В. Ломоносова (МГУ)
³ ВНИИОкеангеология

Содержание

Аннотация

Введение

Рис. 1

Активные поля Рейнбоу и Логачев-2, так же как и поле Логачев-1, расположены во внутреннем рифте Срединно-Атлантического хребта (рис. 1). В пределах этих полей гидротермальные сульфидные рудопроявления связаны с серпентинитами и серпентинизированными ультрабазитами, а не с океаническими базальтами. Именно на активных полях Логачев-1 и Рейнбоу был установлен принципиально новый тип рудоформирующей гидротермальной системы, названной "глубинной'', в отличие от широко распространенных в океане осевых гидротермальных систем [Богданов и др., 1995, 1997].

Рис. 2

Поле Логачев-2 открыто в 1993-1994 гг. в рейсе нис "Профессор Логачев'' на восточном склоне рифтовой долины в 5,5 км к от поля Логачев-1 [Cherkashev et al., 2000]. Координаты его центра 14^o43.22 с.ш. и 44^o56.27 з.д. Площадь поля - 0.15 0.2 км² (рис. 2).

Рис. 3

Поле Рейнбоу (рис. 3) обнаружено в 1997 г. [Fouquet et al., 1997]. Его описанию посвящен ряд зарубежных и отечественных публикаций [Богданов и др., 1999, 2000; Викентьев и др., 2000; Леин и др., 2000; Пименов и др., 2000; Симонов и др., 2000; Desbruyeres et al., 2000, 2001].

Поле Логачев-2 находится на глубине ~2700 м, а Рейнбоу - ~2300 м (рис. 1). По мнению многих исследователей близповерхностное гидротермальное рудоотложение на полях Рейнбоу и Логачев-1 сопровождается "процессами фазовой сепарации, что приводит к нестабильности в температурном режиме и солевом составе рудообразующих флюидов'' [Богданов и др., 1999].

Вместе с тем, наряду с общими геолого-геохимическими особенностями (приуроченность к серпентинитовым протрузиям и cущественные вариации минералогического состава) гидротермальные образования указанных выше полей имеют свои специфические особенности, рассмотрению которых посвящена данная работа.

Материал и методы исследования

На поле Логачев-2 анализировались гидротермальные и сульфидные руды, отобранные с помощью телегрейфера с борта нис "Профессор Логачев'' в 1998 г. (рис. 2). Изучалась крупнообъемная проба (120 кг) в виде сросшихся труб конической формы, отобранная в привершинной части крупного рудного тела (станция 384).

Сбор материала на поле Рейнбоу осуществлялся с помощью гоа Мир-1 в 42 рейсе нис "Академик Мстислав Келдыш'' осенью 1999 г. Отбор проб проводили в направлении от древней ( западной) части поля к более молодому (восточному) окончанию поля (рис. 3). Всего изучено шесть сульфидных труб, характеризующих активные и неактивные постройки.

Валовый химический состав руд определялся в лабораториях ВНИИОкеангеологии атомно-абсорбционным и количественным спектральным методами. Детальное минералогическое исследование гидротермальных руд поля Рейнбоу проводили после их предварительной чистки в водной среде на ультразвуковом диспергаторе УЗДМ-1 (частота 22 и 35 кГц, время экспозиции 1-1,5 мин). На первом этапе исследования препараты изучались под бинокулярным микроскопом МБС-9 и поляризационным оптическим микроскопом ПОЛАМ М-212. После предварительной оптической диагностики минеральных фаз каждый из препаратов изучался на сканирующем электронном микроскопе CAMSCAN с энергодисперсионным анализатором Link-10000 (аналитики: Е. В. Гусева, Н. Н. Коротаева, МГУ). Многочисленные фотографии в обратно-отраженных электронах (BSE ) и точное знание качественного состава минералов позволило в дальнейшем провести детальное изучение вариаций химического состава минералов на электронно-зондовом микроанализаторе Cameca SX-50, снабженного тремя волновыми спектрометрами (аналитики Н. Н. Кононкова, Н. Н. Коротаева, МГУ). Взаимоотношения минералов, а также установление последовательности их выделения из гидротермального раствора осуществлялось по данным оптического изучения препаратов в отраженном свете и на приборе CAMSCAN в режиме BSE и получения изображений поверхности искусственных сколов во вторичных электронах (SEI).

Результаты приводимых исследований базируются на 33-х оптических и 41-й электронно-микроскопической фотографиях, а также на 340 электронно-зондовых микроанализов различных минеральных фаз. Кроме того, образцы полей Рейнбоу и Логачев-2 проанализированы на электронном микроскопе АВТ-55 с энергодисперсионным анализатором Link-10000, при ускоряющем напряжении 25 кВ в Институте геологии и геохронологии докембрия (аналитики М. Р. Павлов, М. Д. Толмачев). В окончательные результаты включены только те элементы, содержание которых превышало предел обнаружения (2 s ). Диаметр электронного зонда составлял 3 мкм.

Геологическая ситуация

Гидротермальное поле Логачев-2. По данным телепрофилирования в пределах поля выделено 6 рудных тел. В центре оконтурено относительно крупное рудное тело на глубине 2670-2740 м. Его длина составляет 140-150 м. Ширина варьирует от 40 м на востоке, до 80 м на западе. Максимальная высота рудного тела 10-12 м. Его поверхность сложная, неровная. Здесь расположены группы неактивных труб, высотой 0,5-0,6 м, где была отобрана проба руды. В центре рудопроявления вместе с рудными образованиями подняты образцы рыхлых гидротермально-измененных пород. В 100-150 м к югу от крупного рудного тела обнаружено еще 5 небольших изометричных холмообразных рудных построек, диаметром от 20 до 60 м и высотой до 6 м. Возраст сульфидного оруденения Логачев-2 оценивается в 3,9 0,4 тыс. лет (табл. 1).

Гидротермальное поле Рейнбоу расположено на западном склоне хребта Рейнбоу, представляющим собой осевое поднятие рифтового простирания. Это осевое поднятие сформировано серпентинитовой протрузией [Barriga et al., 1997]. Гидротермальное поле размещается на относительно пологой площадке (15-20^o), на глубине 2270-2320 м. Оно вытянуто в направлении с запада на восток на 250 м и с севера на юг на 60 м (рис. 3). В пределах поля встречено более 10 крупных активных и много неактивных (реликтовых) построек. Между постройками поверхность дна сложена серпентинитами, часто перекрытыми маломощным чехлом металлоносных осадков [Богданов и др., 1999, 2000].

Возраст сульфидного оруденения колеблется от 22-23 тыс. лет на западе (табл. 1), где преобладают крупные реликтовые постройки, до 2,2-3,9 тыс. лет в центральной наиболее активной в настоящее время части поля. Современные черные курильщики в виде отдельных и причудливо сросшихся труб осложняют склоны высоких "активных'' холмов и построек.

Результаты исследования

Химический состав руд

Средний химический состав массивных сульфидных руд гидротермальных полей приведен в табл. 2. Основными элементами руд являются S, Fe, Zn, Cu. Геохимическая специализация этих руд медно-цинковая и определяется соотношением в них Сu и Zn. Вариации этих элементов в составе руд очень велики и колеблются от долей процента до 35% по Си и до 64% по Zn. Сравнение результатов валового химического состава руд полей Логачев-2 и Рейнбоу с химическим составом руд других гидротермальных полей САХ, развитых на базальтах, позволяет утверждать, что руды Логачев-2 и Рейнбоу в среднем 4-5 раз обогащены цинком (табл. 2). Для них также характерны высокие содержания Cd, Co, Ni и некоторых других элементов, предположительно заимствованных из ультрабазитов (табл. 2). Уже первые исследования руд Рейнбоу показали аномально высокое содержание в них Со [Викентьев и др., 2000; Леин, Сагалевич, 2000]. В проанализированной нами коллекции руд концентрация Со в среднем равна ~4200 г/т, что в 20 раз выше, чем во всех рудах САХ, связанных с базальтовым вулканизмом, и в 8-10 раз выше, чем в сульфидах полей Логачев-1 и Логачев-2 (табл. 2). Отношение Co/Ni в рудах Рейнбоу также самое высокое из всех известных руд САХ и составляет ~46, сравнительно высоко оно и в рудах Логачев-2 (~25). Руды обоих полей отличаются повышенными концентрациями благородных металлов от всех известных руд САХ. В рудах поля Логачев-2 концентрация золота (23,8 г/т) в 3-8 раз превышает среднее значение для руд, залегающих на базальтах (табл. 2).

В рудах поля Рейнбоу установлено, что концентрация золота колеблется от 1 до 5 г/т (табл. 2). О присутствии более высоких содержаний золота в рудах Рейнбоу по данным ICP-MS (до 12 г/т ) сообщается в работе [Викентьев и др., 2000]. Рост концентрации золота наблюдается в ряду сульфидно-магнетитовых руд (0,04-0,24 г/т) ангидрит-сульфидные существенно цинковые медно-цинковые медные руды (0,8-12 г/т). Высокие концентрации серебра обнаружены в рудах поля Рейнбоу (в среднем 362 г/т, табл. 2). Не столь высокое содержание серебра (до 6,6 г/т) определено в медистых разностях руд Рейнбоу [Викентьев и др., 2000]. В этой же работе сообщается о повышенных концентрациях элементов платиновой группы (ЭПГ) - Pd, Pt, Ru, Rh - в рудах Рейнбоу.

Таким образом, сульфидные руды гидротермальных полей Логачев-2 и Рейнбоу, пространственно приуроченные к серпентинитовым массивам, по содержанию Zn, Cd, Co и благородных металлов (Au, Ag и др.) относятся к наиболее богатым рудным образованиям океана.

Минеральный состав руд

Рис. 4

Изученные трубы имеют зональное строение, выражающееся в смене преобладающей халькопиритовой минерализации в приканальной зоне к сфалеритовой - во внешней зоне. Для центральных частей труб характерны тесные "графические'' срастания халькопирита и сфалерита, их ритмичное чередование (рис. 4), свидетельствующие о близко-одновременном их образовании. Сфалерит представлен железистой разновидностью (табл. 3). Количество опала, обрастающего сульфиды, иногда достигает 10% (рис. 4). В единичных пробах отмечается частичное замещение халькопирита халькозином. Встречаются борнит и ковеллин.

Рис. 5

Рис. 6

Отмечаются обильные выделения самородного золота. Микроскопические зерна золота и электрума размером от 5 микрон и меньше обнаружены в скрытокристаллическом кварце (рис. 5а, в, г, е), в срастаниях со сфалеритом (рис. 6б), в халькопирите на контакте со сфалеритом (рис. 5д). Состав зерен золота варьирует в широких пределах (табл. 4) от 88 мас.% Au и меньше. Если считать границу между золотом и электрумом в 30 мас.% серебра, то большая часть проанализированных зерен попадает в поле золота. Присутствуют примеси меди до 6 мас.%, железа - до 2 мас.%. Цинк часто встречается в составе зерен золота, но форма его нахождения скорее всего определяется наличием микровростков сфалерита, что подтверждается обнаружением в них серы.

Итак, самородное золото приурочено в основном к кремнистым минералам, занимающим интерстициальные пространства между сульфидами (халькопиритом и сфалеритом) и является, по-видимому, более поздним по времени кристаллизации минералом. Наличие микропримесей цинка говорит о тесной парагенетической связи со сфалеритом. Пробность золота, определяемая по формуле 1000 Au/(Au+Ag), варьирует от 900 до 620. Пробность золота зависит от температуры его кристаллизации и в большей степени от pH и Eh среды. Резкие вариации пробности могут вызываться изменением pH и Eh, а также привносом серебра [Петровская, 1989]. Самородное золото отличается по составу от золотин поля Логачев-1 [Лазарева и др., 1997] повышенными содержаниями серебра и цинка (табл. 4). По этим особенностям оно близко по составу самородному золоту постройки "Мир'' (поле ТАГ), расположенной на базальтах [Бородаев и др., 2000; Мозгова и др., 1998].

Наряду с самородным золотом в рудах встречен целый ряд редких минералов: кобальтин, арсениды ряда леллингит-саффлорит (Лазарева Л. И., устное сообщение), галенит, сульфосоли (рис. 6, табл. 5, 6). Характерной особенностью состава является практически полное отсутствие дисульфидов железа и обилие корок, главными минералами которых являются гетит и гидрогетит, встречаются также атакамит, лимонит, опал и оксигидроксиды марганца.

В отличие от руд поля Логачев-1 в рудах Логачева-2 преобладает сфалерит (среднее по Zn равно 25,4%) с очень высокими концентрациями золота (х_ср = 23,8 г/т) и сравнительно высокими концентрациями свинца (х_ср = 0,07%). Отмечаются также повышенные концентрации висмута и олова (табл. 2).

Рис. 7

Рис. 8

Рис. 9

Анализировались пробы руды из труб черных курильщиков (рис. 7). Трубы, как правило, имеют нечеткое зональное строение вокруг подводящего раствор канала. Иногда канал остается полым, но чаще "залечивается'' более поздними минеральными ассоциациями. В большинстве проанализированных проб в составе рудных компонентов одновременно присутствуют сфалерит и медьсодержащие минералы, главными из которых являются изокубанит, халькопирит, твердые растворы на основе кубанита и фазы состава СuFe₃S₄ (табл. 2, рис. 8, 9). В меньших количествах присутствует оставшийся от замещений пирротин и пирит (рис. 8ж). В ряде проб, например в обр. 3982-М1-6 и обр. 3983-М2-2/2, никакие дополнительные рудные минеральные фазы, кроме Сu,Fe-сульфидов и сфалерита не установлены. Сложное взаимоотношение сфалерита и медьсодержащих минералов в рудах Рейнбоу (рис. 8, 9) свидетельствует о практически одновременном осаждении основной их массы из растворов с разной температурой и составом. Из не сульфидных минералов наиболее распространены гидроксиды железа (рис. 8) из охристых корок, покрывающих стенки труб, ангидрит и минералы кремнезема. В отдельных случаях обнаружены барит, арагонит и магнетит.

Рис. 10

Рис. 11

Сфалерит - главный минерал проанализированных проб руды поля Рейнбоу. В пробе из трубы 3982 М1-2 состав сфалерита колеблется в широких пределах: от < 1 до 20 мол.% FeS (табл. 7, рис. 10), но какие-либо закономерности в изменении содержания Fe в сфалеритах в вертикальном разрезе постройки не установлены. Интерес представляет положительная корреляция содержаний Fe и Co (рис. 11) и практически полное отсутствие Ni (максимальное измеренное содержание Ni в сфалерите составило 0,06 мас.%; в других пробах содержание Ni в сфалерите было ниже предела обнаружения - 0,02 мас.%).В сфалерите (проба 3982-М1-2/7) обнаружен молибденит с расчетной формулой Мо_0.86Zn_0.10S_2.0. Среди сульфидов только для сфалерита установлено относительно повышенное содержание хлора: среднее - 0,13 (для N = 57); максимальное - 1,01 мас.%, являющегося, вероятно, структурной примесью.

Fe-сульфиды. Пирит и марказит в рудах Рейнбоу встречаются относительно редко. Пирит установлен только в образцах из построек М1-3 и М1-4 (табл. 8). Состав его близок к стехиометричному FeS₂. В качестве элементов-примесей установлены Cu (до 0,6 мас.%), Zn (до 0,4 мас.%), Au (до 0,2 мас.%), Со (до 0,15 мас.%) и Ag (до 0,1 мас.%). В образце из постройки М1-4а встречен пирротин Fe _0,87 S, содержащий ~0,2 мас.% Со.

Рис. 12

Cu,Fe-сульфиды. Вариации состава Cu,Fe-сульфидов из сердцевины постройки 3982-М1-2 представлены на диаграмме Fe vs. Cu (рис. 12) и в табл. 7. Почти все точки анализов попадают на линию смешения FeS-CuS (малый сдвиг точек в сторону начала координат обусловлен присутствием Zn - от < 0,1 до 3,5 ат.%) и образуют непрерывный протяженный тренд от состава 2.7FeS CuS, через кубанит (CuFe₂S₃ ), до практически стехиометричного халькопирита (CuFeS₂ ). Из рис. 12 следует также, что для сердцевины постройки 3982-М1-2 проявлена слабо выраженная вертикальная зональность, сказавшаяся на уменьшении мольной доли FeS в составе моносульфидного твердого раствора при переходе от нижней части постройки к ее верхней части. То есть, по мере роста гидротермальной постройки отношение Cu/Fe в питающем растворе, вероятно, увеличивалось.

Борнит, халькозин, ковеллин и другие Cu,Fe-сульфиды обычно развиты во внешних зонах труб, вблизи корок гидроксидов железа, и представляют собой, видимо, продукт замещения первичных генераций медистых минералов (изокубанита и халькопирита). Этот процесс сопровождается выносом железа. В ассоциации с Cu,Fe-сульфидами обнаружены редкие мелкие идиоморфные зерна магнетита и сульфо-теллурида (обр. 3982-М1-3а), по составу отвечающему колорадоиту - (Hg_0.54Cu_0.20Fe_0.34 ) (Te_0.56S_0.44 ).

Рис. 13

Ag-обогащенные минеральные фазы. Из 340 проанализированных сульфидов только для трех из них установлено присутствие Ag в концентрации превышающей 1 мас.%. Интересно, что на диаграмме Ag vs. Cl эти анализы образуют единый линейный тренд (рис. 13), однако атомное отношение Ag/Cl непостоянно (от 8 до 23) и существенно превышает отношение Ag/Cl = 1 в минерале кераргирите (AgCl). Мы полагаем, что подобная корреляции Ag/Cl объясняется захватом при анализе микрозерен самородного серебра или Ag-сульфидов на начальной стадии замещения их кераргиритом.

Рис. 14

Самородное золото с небольшой примесью серебра (табл. 9, рис. 14 а, б) отмечено в медном типе руд в пробе 4Б в ассоциации с опалом, выполняющим интерстиции между кристаллами изокубанита. Размер золотин около 3 микрон.

Золотоносность и платиноносность сульфидов. Относительно повышенное содержание Au установлено только в составе Cu,Fe-сульфидов (рис. 14 а, б; табл. 7). Все проанализированные сфалериты содержат золото в количествах ниже предела обнаружения электронно-зондового микроанализа (0,05 мас.%).

Из 28 зерен Cu,Fe-сульфидов, в которых целенаправленно определялась Pt, последняя была установлена лишь в 7-и случаях (табл. 10), т.е. 25% Fe,Cu-сульфидов содержат Pt в количествах выше предела обнаружения (0,05 мас.%). Ни в одном из проанализированных зерен сфалерита (N=21) следы платины не установлены, т.е. концентратором Pt являются Cu,Fe-сульфиды и, возможно, пирит.

Таким образом, в ряду минералов сфалерит - изокубанит (тв. раствор) - халькопирит - (пирит) процентное содержание платиноносных зерен возрастает. Местоположение в этом ряду пирита нуждается в дальнейшем уточнении.

Со-Ni-сульфиды. Для руд поля Рейнбоу характерно очень высокое содержание Со. Уже первые наши исследования руд Рейнбоу показали, что наибольшие концентрации Со ( > 1%) приурочены к сфалерит-Cu,Fe-сульфидной ассоциации в центральных участках труб [Леин, Сагалевич, 2000]. Концентрация Ni в этой сульфидной ассоциации - ниже предела обнаружения ( < 0,02 мас.%). Встречена мелкая вкрапленность сложных Ni-Co минералов в составе минеральных фаз (миллерита и пентландита) на контакте халькопиритовой зоны с борнитовой [Викентьев и др., 2000]. Этими авторами был установлен также миллерит, в который по данным рентгеноспектрального анализа, помимо Ni (41,0-47,5 мас.%) входит Со (0,3-5,5 мас.%) и Fe (0,4-3,4 мас.%). В составе пентландита наблюдается меньшее содержание Ni (18,3-29,3 мас.%), часто почти равное содержанию Со (9-23 мас.%) и Fe (9,7-12,9 мас.%).

В сфалеритах нашей коллекции отмечена достаточно четкая положительная корреляция содержаний железа и кобальта. С увеличением железистости сфалеритов уменьшается концентрация в них кобальта (рис. 11, табл. 7). Содержание Со в Cu,Fe-сульфидах меньше, чем в маложелезистых сфалеритах (табл. 7). Вероятно, Fe и Со - элементы, пришедшие в гидротермальный раствор из одного источника. Поскольку кларковое содержание Со в земной коре существенно ниже содержания Ni (по данным различных авторов отношение Co/Ni составляет 0,31-0,34), то можно было бы ожидать и относительно повышенное содержание Ni в сульфидах. Однако детальное изучение химических особенностей сфалеритов не подтверждает этого прогноза. Это означает, что еще до стадии формирования гидротермального раствора произошла дифференциация Ni и Со, причиной которой, например, могло быть различие в геохимическом поведении ионов Ni²⁺ и Со³⁺. Так или иначе, но обогащение Со сульфидных ассоциаций (положительная корреляция Fe и Со прослеживается не только в сфалеритах, но и в Cu,Fe-сульфидах, хотя и менее четко) - зафиксированный факт, и высокое отношение Со/Ni в сульфидах может быть лишним доводом в установлении генетической связи подводного гидротермального рудоотложения и колчеданных месторождений, для которых Co/Ni 1 [Иванов, 1996].

Наиболее распространенным нерудным минералом является ангидрит. Редко во внешних гидроксидных корках встречается барит и опал (рис. 14). Иногда опал цементирует обломки сульфидных труб, образуя специфические брекчиевые текстуры. Ангидрит входит, главным образом, в состав сфалеритовых и халькопирит-сфалеритовых руд, но может образовывать трубы, преимущественно ангидритового состава, в которых наблюдаются срастания с тонкозернистыми сульфидными минералами.

По данным термобарогеохимичекских анализов первичных включений в ангидритах из руд температуры образования ангидрита составляют 177-198^oС [Симонов и др., 2000]. В почти мономинеральных ангидритовых участках труб температура образования ангидрита (по первичным включениям) была выше и составляла 316-370^oС [Симонов и др., 2000]. Судя по характеру взаимоотношений ангидрита с сульфидными минералами, сульфат Са может высаживаться из разнотемпературных растворов одновременно с сульфидными минералами - сфалеритом и Cu,Fe-сульфидами.

Из акцессорных минералов следует отметить Сd-обогащенный минерал (предположительно самородный Сd), встреченный в обр. 3982-М1-3а и 3982-М1-2/7 в ассоциации с Cu-минералами и со сфалеритом соответственно (табл. 9, рис. 14в, г). Расчетная его формула - (Cd_0.98Cu_0.01Fe_0.01 )_1.00.

Изотопный состав серы в рудах поля Рейнбоу

Рис. 15

Изучен изотопный состав серы сульфидов из фрагментов реликтовых сульфидных труб и из одного активного курильщика, осложнявших соответственно склоны древних и сравнительно молодых построек поля Рейнбоу (рис. 15, табл. 11 ).

Наиболее подробно изотопными определениями охарактеризована сульфидная сера реликтовых труб на активных постройках центральной части поля Рейнбоу. Значения d  ³⁴S серы изученных сульфидных руд из реликтовых труб лежат в пределах 5,2-12,5, при среднем значении для сфалерита 9,8, для Cu,Fe-сульфидов и Fe-сульфидов 10,6 (табл. 11)

Следует отметить, что в парагенных ассоциациях сульфидов значения d  ³⁴S серы сфалерита, как правило, на 1-2% изотопно легче серы Cu,Fe-сульфидов, но могут и не отличаться от них совсем (табл. 11, 12).

Не наблюдалось изменений в изотопном составе серы сульфидов в вертикальном разрезе труб. Так, например, в пробах руды ст. 3982-М1-2, взятых: а) у основания трубы, б) в средней и в) в верхней "макушечной'' части, значения d  ³⁴S серы сульфидных минералов из основной массы руды практически не изменяются (табл. 11).

Нечеткая зональность в распределении значений d  ³⁴S серы сульфидов иногда наблюдается в горизонтальных спилах труб в направлении от пологого или залеченного центрального канала к внешней зоне трубы. В этом случае на спиле трубы отмечается перекристаллизация и изотопное утяжеление серы сфалерита и Cu,Fe-минералов во внешней зоне по сравнению с рыхлой сажистой основной массой в центральной части трубы (табл. 10).

В рудах поля Логачев-2 определение изотопного состава серы не проводилось.

Изотопный состав свинца в породах и рудах полей Логачев-1 и Рейнбоу

Изотопы свинца, как известно, являются наиболее информативным трассером источников металлов в рудах. Присутствие свинца в сульфидных рудах современных гидротермальных полей позволяет использовать его изотопный состав для установления источника рудного вещества [Бибикова и др., 1993; Гричук, Леин, 1991; Леин и др., 1988; Черкашев и др., 2001; Andrieu et al., 1998; Dupre et al., 1988; Hamelin et al., 1984; Hegner and Tatsumoto, 1987]. В цитируемых работах приводятся результаты исследования изотопного состава свинца главным образом из руд осевых гидротермальных систем, связанных с базальтовым вулканизмом. В данной работе приведены результаты исследований изотопов свинца в сульфидных рудах поля Рейнбоу и Логачев-1, образованных в условиях глубинной циркуляционной системы (табл. 12). Содержание Pb в рудах Рейнбоу составляют в среднем 0,036% (табл. 2).

Рис. 16

Максимальные концентрации свинца (до 0,2752 ст. 3840-1-2) обнаружены в гетит-гематит-магнетитово-сульфидной минеральной ассоциации сульфидно-железооксидной корки трубы. В преимущественно Zn-сульфидных рудах содержание Pb варьирует от 100 до 785 г/т, минимальные ( < 5 г/т) концентрации Pb свойственны Cu,Fe-сульфидам. При исследованиях на электронно-зондовом микроанализаторе среди сульфидов поля Рейнбоу был обнаружен галенит в виде самостоятельной минеральной фазы (табл. 5). В составе галенита установлены Zn (механическая примесь сфалерита, от 1,87 до 12,84% Zn ), Se (от 3,26 до 6,33%) и менее 1% Fe. На рис. 16 полученные изотопные характеристики свинца из сульфидов и серпентинита двух изученных районов рассмотрены относительно кривых эволюции свинца в условиях мантии, верхней и нижней коры и "орогена'', рассчитанных по модели плюмботектоники [Doe and Zartman, 1979].

Известно, что изотопные составы свинца сульфидов, связанных с базальтами MORB в осевых гидротермальных циркуляционных системах, лежат вблизи мантийной кривой эволюции свинца в пределах от 18,0 до 18,4. Значения изотопов свинца поля Рейнбоу (18,5-18,8) и поля Логачев (18,9-19,3) сильно смещены вправо от значений, характерных для сульфидов всех остальных известных в океане рудопроявлений. По соотношению ²⁰⁷ Pb/ ²⁰⁴ Pb свинцы этих полей располагаются в интервале значений, характерных для свинцов нижней коры и свинцов мантии, и заметно смещены в сторону радиогенных сульфидов. Другими словами, основным источником металлов (свинца) в рудах полей Логачев-1 и Рейнбоу следует предположить породы нижней коры и мантии.

Обсуждение результатов

Предыдущими исследователями было установлено, что гидротермальные поля Логачев-2 и Рейнбоу, так же как и поле Логачев-1, приурочены к протрузиям серпентинитов, "выжатых'' на поверхность океанического дна вдоль поднятого блока краевого тектонического уступа (поле Логачев-1) и вдоль осевой трещины, сформировавшейся при спрединге (поле Рейнбоу) [Богданов и др., 1997, 1999; Cherkashev et al., 2000]. Предполагается, что глубинная гидротермальная циркуляционная система, действующая на этих 2-х полях, тектонически контролируется и активизируется экзотермическими процессами серпентинизации. Важной специфической особенностью первичных гидротермальных растворов (ПГР) обоих полей является непрерывное пульсационное изменение температуры, достигающее иногда нескольких десятков градусов (240-308^o С), и высокое содержание хлора в изученных пробах горячего флюида, в 1,4 раза превышающего его содержание в океанской воде [Богданов и др., 1997, 1999; Леин и др., 2000].

Оба эти параметра растворов свидетельствуют, видимо, о постоянном подтоке холодной морской воды в подповерхностные участки гидротермальной системы. Например, разница в температуре растворов при осаждении ангидрита - "сквозного'' минерала гидротермальных построек Логачев и Рейнбоу - зафиксирована при изучении в нем газово-жидких включений. Температуры образования ангидрита изменяются от 177-198^o С до 316-370^o С [Симонов и др., 2000].

Высокая концентрация иона Cl ^- в растворе приводит к аномально высокому их обогащению металлами. Например, концентрация железа в ПГР Рейнбоу в 5-12 раз выше, чем в растворах полей Логачев-1, ТАГ, Брокен Спур, Снейк Пит и более, чем в 24 раза выше, чем в растворах мелководных полей Лаки Страйк и Менез Гвен (табл. 13). Растворы Рейнбоу обогащены Cd, Zn, Ag, Mn и особенно Со (табл. 13). Источником металлов являются гипербазиты, что подтверждается изотопными соотношениями свинца в рудах (рис. 16). Аномально высокие концентрации Н2 и СН4 при низких концентрациях Н ₂ S - еще одна характерная особенность ПГР полей Логачев-1 и Рейнбоу, также связанная с гипербазитовым составом исходных пород, вовлеченных в глубинную гидротермальную циркуляционную систему [Богданов и др., 1997, 1999; Леин и др., 2000]. Возможно, что часть сероводорода окисляется кислородом из холодных океанских вод, вовлеченных в гидротермальную систему.

С пониженной концентрацией Н ₂ S в растворе поля Рейнбоу может быть связано аномально высокое содержание в нем Fe (табл. 14), а также осаждение окислов железа: магнетита и гематита (табл. 14), лимонита, гетита и гидрогетита.

В составе серы Н ₂ S флюида и серы сульфидных минералов из взвеси полей Рейнбоу и Логачев-1 содержится меньше изотопа ³⁴S по сравнению с серой сульфидов основной парагенной ассоциации руд (табл. 11, 12, 14). Более изотопно-легкий состав серы Н₂S гидротермальных флюидов по сравнению с изотопным составом сульфидных руд - факт не новый. Он зафиксирован на рудных полях 11-13^o с.ш. ВТП, г. Осевой хр. Хуан де Фука, на ТАГе [Гричук, 2000; Леин и др., 1993; Gamo et al., 1997; Hannington and Scott, 1988].

Таким образом, химический состав ПГР Рейнбоу, так же как ПГР поля Логачев-1 контролируется тремя главными процессами: 1) взаимодействием вода - гипербазиты (серпентиниты), протекающем при высокой температуре ( > 362^o) и давлении; 2) фазовой сепарацией ПГР в подповерхностных условиях, в результате которой образуются обогащенные металлами хлоридные рассолы и 3) подтоком океанской воды в близповерхностных участках гидротермальных систем, изменяющим температуру растворов и их солевой состав и окисляющих Н ₂ S. Другими словами, ПГР поля Рейнбоу (и поля Логачев-2) представляют собой смесь рассола, парогазовой фазы, обедненной Н₂S и измененной морской воды.

Полученный экспериментальный материал по химическому и минеральному составу руд полей Логачев-2 и Рейнбоу свидетельствует о их медно-цинковой специализации, что отличает их от руд поля Логачев-1, с ярко выраженной медной специализацией [Богданов и др., 1997]. Кроме того, в химическом составе руд полей Рейнбоу и Логачев-2 имеются общие характерные черты, отличающие их от всех известных рудопроявлений САХ. Это обогащение Zn в среднем в 5 раз, Co - в 20 раз и Ni - в 5 раз (табл. 2). В рудах поля Логачев-2 обнаружены также высокие концентрации Au, а в рудах Рейнбоу - Ag, в 4 раза превышающие средние значения для руд САХ (табл. 2).

По результатам минералогических исследований в пробах выделены три основные стадии генерации руд:

- ранняя высокотемпературная, преимущественно пирротиновая; минералы этой стадии почти полностью замещены Cu,Fe-сульфидами и сфалеритом;

- стадия основного рудообразования с парагенной ассоциацией, состоящей из сфалерита, в разной степени ожелезненного и Cu,Fe-сульфидных минералов, главным образом, изокубанита и халькопирита: Zn,Fe-сульфиды и Cu,Fe-сульфиды отлагались почти одновременно из пульсирующих разнотемпературных неравновесных растворов; при этом равновесия твердая фаза-раствор не достигалось;

- поздняя стадия перекристаллизации и замещения минералов, а также заполнения пор и пустот минералами из новых порций флюидов.

Дисульфиды железа (пирит и марказит) в рудах редки. Встречены магнетит, редкие минералы Cd и Te и др.

Из нерудных минералов присутствует "сквозной'' ангидрит, встречающийся во всех трех парагенных ассоциациях; минералы кремнезема, барит.

Присутствие гипогенных минералов железа - гетита и гематита - скорее всего связано с низким содержанием H ₂ S в растворе и поступлением в систему сильного окислителя - холодных океанских вод.

В рудах не удалось отметить каких-либо закономерностей в вариациях содержаний примесных элементов в сосуществующих сфалерите и Cu,Fe-сульфидах (рис. 12). Распределение Со и Ag, отсутствие линейных биэлементных зависимостей, а также существенные колебания в содержании элементов-примисей в сосуществующих сфалерите и Cu,Fe-сульфидах указывают на то, что при формировании рудной минеральной ассоциации равновесие не было достигнуто, процесс рудоотложения протекал быстро, что подтверждается нестехиометрией Cu,Fe-сульфидов.

Минералогические исследования руд полей Рейнбоу и Логачев-2 подтвердили установленную ранее [Леин и др., 2000] высокую изменчивость химического состава и температуры рудообразующего раствора при отложении парагенных минеральных ассоциаций на главной стадии рудообразования, что не столь характерно для других (кроме Логачев-1) рудных полей в океане.

Особый интерес с точки зрения геохимии рудного процесса в гидротермальных системах Рейнбоу и Логачев-1 представляют результаты изотопного анализа серы сульфидных минералов руд. Как следует из приведенных данных (табл. 11, 12, рис.15) значения d  ³⁴S серы сульфидов обоих полей очень сильно обогащены изотопом ³⁴S, даже по сравнению с сульфидными минералами зрелой системы ТАГ, не говоря о молодых сульфидных рудах Брокен Спур, унаследовавших, по существу, значения d  ³⁴S серы базальтов. Наиболее изотопно-тяжелая борнитовая минеральная ассоциация из внешних зон сульфидных труб безусловно образуется при участии сульфат-иона "холодной'' океанской воды. Наряду с изотопно-тяжелыми сульфидами основной парагенной ассоциации в рудах поля Рейнбоу присутствуют изотопно-легкие сульфидные минералы с d  ³⁴S = 1,3-2,9 поздней стадии рудообразования (табл. 11, 12). Это, как правило, минералы из полостей в рудах. Подобные изотопно-легкие разности сульфидных минералов, несмотря на их немногочисленность, описаны ранее в рудах Логачев-1 [Богданов и др., 1997]. Ю. А. Богданов с соавторами отмечал "крайнюю неоднородность изотопного состава серы в сульфидах''. Объясняют эту неоднородность фракционированием изотопов серы сероводорода при фазовой сепарации ПГР. Следует заметить, что при фазовой сепарации фракционирование изотопов серы практически не происходит, поэтому разница в ~14 для серы из разных сульфидных минералов поля Логачев и Рейнбоу должна иметь другое объяснение. К тому же, с отнесением сульфидных минералов к разным стадиям процесса рудообразования, пропадает впечатление о неоднородности их изотопного состава. Напротив, значения с d  ³⁴S в минералах основной парагенной ассоциации очень близки и укладываются в узкие пределы от 7 до 10 (табл. 11, 12).

Таким образом, сульфидные минералы из труб поля Рейнбоу (и Логачев-1) больше, чем руды других полей САХ, обогащены тяжелым изотопом с ³⁴S (рис. 15) и сильно отличаются по изотопному составу от сероводорода горячих флюидов. Легкий изотопный состав серы Н₂S ПГР полей Рейнбоу и Логачев-2 при тяжелом изотопном составе сульфидных руд требует объяснений.

Модель многоволнового проточного ступенчатого реактора Д. В. Гричука [Гричук, 2000] для долгоживущей гидротермальной системы в изотермическом сечении около 370^o С допускает изменение изотопного состава сероводорода в растворе от 10 до околонулевых значений в момент поступления окислительных сульфатных растворов. Следовательно, модель не запрещает в принципе возможность потери сероводорода тяжелого изотопа в системе, куда поступает океанская вода.

Возможно также, что слабо окислительные свойства гидротермального раствора, из которого даже высаживаются гипогенные окислы железа, позволяет присутствовать в растворе полуокисленным соединениям серы (сульфаны, политионат и др.). Эти гипотетические полуокисленные серные соединения нами не выделялись и не исследовались, хотя, возможно, они могут участвовать, наряду с Н ₂ S раствора, в образовании изотопно-тяжелых сульфидных минералов полей Рейнбоу и Логачев. Доказать или опровергнуть присутствие таких соединений серы в растворе путем принятых сейчас расчетных моделей невозможно, поскольку при расчете состава первичного гидротермального раствора априори предполагается отсутствие в нем окисленных соединений серы. Разница в изотопном составе серы сероводорода ПГР и сульфидных руд полей Рейнбоу и Логачев-1 должна быть отнесена пока к загадочным явлениям, требующих специальных исследований всех соединений серы в горячих флюидах полей Рейнбоу и Логачев-1.

Выводы

1. Сульфидные руды полей Логачев-2 и Рейнбоу приурочены к протрузии серпентинитов и имеют медно-цинковую специализацию, в отличие от руд поля Логачев-1 с ярко выраженной медной специализацией. Следовательно, исходные породы (гипербазиты, серпентиниты и др.) не определяют специализацию связанных с ними руд.

2. Zn(Fe)- и Cu,Fe(Zn)-сульфиды отлагались в трубах черных курильщиков практически одновременно из пульсирующих разнотемпературных неравновесных растворов, обедненных H₂S.

3. Сульфидные минералы поля Рейнбоу, так же как руды поля Логачев-1, обогащены тяжелым изотопом ³⁴S(d  ³⁴S_средн. = 10 ), что возможно связано с участием в их образовании (наряду с изотопно легким Н₂S ) полуокисленных изотопно тяжелых соединений серы, источником которых предположительно является холодная океанская вода, постоянно поступающая в близповерхностные зоны гидротермальной системы.

4. Изотопный состав свинца из руд поля Рейнбоу близок к таковому из вмещающих серпентинитов и отличается от изотопного состава свинца всех рудных полей СОХ, приуроченных к океанским базальтам, занимая промежуточное положение между рудами этих полей и поля Логачев-1 (табл. 15). Значения изотопных отношений свинцов полей Рейнбоу и Логачев ложатся на кривую значений, характерных для пород нижней океанской коры (гипербазитов и серпентинитов), указывая тем самым на источник металлов из глубинных участков океанской коры.

5. Руды полей Логачев-2 и Рейнбоу обогащены по сравнению с рудами других полей САХ цинком в 5 раз и кадмием - в 4 раза.

6. 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 Со/Ni = 46.

7. 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.

8. По обогащенности полезными компонентами (Zn, Cd, Co и Au) сульфидные руды полей Рейнбоу и Логачев-2 не имеют аналогов среди рудопроявлений САХ.

Благодарности

Литература

Бибикова Е. В., Грачева Т. В., Леин А. Ю. и др., Источник металлов современных руд на дне океана по данным изотопного анализа свинца, Изотопное датирование эндогенных рудных формаций, с. 84-91, Наука, Москва, 1993.

Богданов Ю. А., Бортников Н. С., Викентьев И. и др., Новый тип современной минералообразующей системы: "черные курильщики'' гидротермального поля 14^o45 с.ш., Срединно-Атлантический хребет, Геология рудн. месторожд, 39, (1), 68-90, 1997.

Богданов Ю. А., Бортников Н. С., Гурвич Е. Г. и др., Гидротермальные поля, приуроченные к серпентинитовым массивам Срединно-Атлантического хребта, Сб. Металлогения древних и современных океанов - 2000, с. 49-53, УО РАН, Миас, 2000.

Богданов Ю. А., Сагалевич А. М., Гурвич Е. Г. и др., Подводные геологические исследования гидротермального поля Рейнбоу (Срединно-Атлантический хребет), Доклады РАН, 365, (5), 657-662, 1999.

Богданов Ю. А., Сагалевич А. М., Черняев Е. С. и др., Гидротермальное поле 14^o45 с.ш. Срединно-Атлантического хребта, Доклады РАН, 365, (5), 353-357, 1995.

Бородаев Ю. С., Мозгова Н. Н., Степанова Т. В., Черкашев Г. А., Благородные металлы в сульфидных ассоциациях гидротермального поля Логачев (Срединно-Атлантический хребет, 14^o45 с.ш.), Вестн. Моск. ун-та, Сер. 4, Геология, (3), 40-49, 2000.

Викентьев И. В., Бортников Н. С., Богданов Ю. А. и др., Минералогия гидротермальных отложений поля Рейнбоу в районе Азор (Атлантика), Сб. Металлогения древних и современных океанов - 2000, с. 103-109, УО РАН, Миас, 2000.

Гричук Д. В., Термодинамические модели субмаринных гидротермальных систем, 303 с., Научный мир, Москва, 2000.

Гричук Д. В., Леин А. Ю., Эволюция океанской гидротермальной системы и изотопный состав серы сульфидов, Доклады АН СССР, 318, (2), 422-425, 1991.

Иванов В. В., Экологическая геохимия элементов, кн. 4, с. 220-288, Экология, Москва, 1996.

Лазарева Л. И., Ашадзе А. М., Батуев Б. Н., Нестеров А. Р., Закономерности концентрации и формы нахождения золота и серебра в сульфидных рудах постройки Мир и рудного поля Полярное Срединно-Атлантического хребта, Тез. докл. ХII международной школы морской геологии, 2, 161-163, Москва, 1997.

Леин А. Ю., Изотопы серы и углерода на активных гидротермальных полях Срединно-Атлантического хребта, Российский журнал наук о Земле, 2, (4), 1-12, 2000.

Леин А. Ю., Сагалевич А. М., Курильщики Рейнбоу - район масштабного абиогенного синтеза метана, Природа, (8), 45-53, 2000.

Леин А. Ю., Гальченко В. Ф., Ульянова Н. В., и др., Минеральный состав и геохимия пород с бактериальными обрастаниями из подводных гидротермальных построек, Геохимия, 9, 1235-1248, 1988.

Леин А. Ю., Гричук Д. В., Гурвич Е. Г., Богданов Ю. А., Новый тип гидротермальных растворов, обогащенных водородом и метаном, в рифтовой зоне Срединно-Атлантического хребта, Доклады РАН, 375, (3), 380-383, 2000.

Леин А. Ю., Ульянова Н. В., Гриненко В. А. и др., Минералого-геохимические особенности гидротермальных сульфидных руд бассейна Манус (море Бисмарка), Геохимия, (4), 524-538, 1993.

Мозгова Н. Н., Краснов С. Г., Бородаев Ю. С. и др., Структура, минеральные ассоциации и благородные металлы океанской рудной постройки Мир (Срединно-Атлантический хребет, 26^o с.ш.), Геология рудн. месторожд, 40, (3), 228-249, 1998.

Петровская Н. В., Золото самородное, Сб. Типоморфизм минералов, Недра, Москва, 1989.

Пименов Н. В., Саввичев А. С., Русанов И. И. и др., Микробиологические процессы циклов углерода и серы на холодных метановых сипах Северной Атлантики, Микробиология, 69, (6), 810-818, 2000.

Сагалевич А. М., Виноградов Г. М., Гурвич Е. Г. и др., Исследования на полигоне "Титаник'' и гидротеральном поле Рейнбоу в 42 рейсе научно-исследовательского судна "Академик Мстислав Келдыш'', Океанология, 40, (3), 468-475, 2000.

Симонов В. А., Богданов Ю. А., Викентьев И. В., Физико-химические параметры гидротермальных рудообразующих систем поля Рейнбоу (Срединно-Атлантический хребет), Сб. Металлогения древних и современных океанов - 2000, с. 110-113, УО РАН, Миас, 2000.

Черкашев Г. А., Беляцкий Б. В., Леин А. Ю. и др., Изотопные соотношения свинца в рудных постройках Срединно-Атлантического хребта, Геология и геофизика срединно-океанических хребтов, Материалы рабочего совещания, 67, ВНИИОкеангеология, СПб., 2001.

Andrieu, A. S., J. Y. Honnorez, and J. Lancelot, Lead isotope composition of the TAG mineralization, Mid-Atlantic Ridge, 26^o08 N, Proceeding of the ocean Drilling Program. Scintific, Results, 158, (8), Eds. P. M. Herzig et al., pp. 101-109, 1998.

Barriga, F. F. A., I. M. A. Costa, J. M. R. Relvas, et al., The Rainbow serpentinites and serprpentinite-sulphide stockwork (Mid-Atlantic Ridge, AMAR segment): a preliminary report of the Flores results, EOS. Amer. Geophys. Union. Translation, 78, (46), F832, 1997.

Cherkashev, G. A., A. M. Ashadze, and A. V. Gebruk, New fields with manifistations of hydrothermal activity in the Logatchev area (14^o N, Mid-Atlantic Ridge), InterRidge News, 9, (2), 26-27, 2000.

Desbruyeres, D., A. Almeida, M. Biscoito, et al., A review of the distribution of hydrothermal vent communities along the Northen Mid-Atlantic Ridge: Dispersal vs. Envirounmental controls, Hydrobiologia, (1), 1-16, 2000.

Desbruyeres, D., M. Biscoito, Y. -C. Caprais, et al., Variations in deep-sea hydrothermal vent communities on the Mid-Atlantic Ridge near the Asores platean, Deep-Sea Reseach, Part 1, 48, 1325-1346, 2001.

Doe, B. R., and R. E. Zartman, Plumbotectonics, The Phanerozoic, Geochemistry of hydrothermal ore deposits, Chap 2, pp. 22-70, Wiley Inter. Pab., N.Y., 1979.

Dupre, B., G. Blank, Y. Bonlevgue, and C. J. Allevgre, Metal remobilization at a spreading centres, using lead isotopes, Nature, 333, 165-167, 1988.

Fouquet, Y, J. -L. Charlou, H. Ondreas, et al., Discovery and first submersible investigations on the Rainbow hydrothermal field on the MAR (36^o14 N ), EOS. Amer. Geophys. Union. Translation, 78, (46), F832, 1997.

Gamo, T., K. Okanura, J. L. Charlou, et al., Acidic and sulfate-rich hydrothermal fluids from the Manus back-are basin, Papua New Gvinea, Geology, 25, (2), 139-142, 1997.

Hamelin, B., B. Dupre, and C. J. Allevgre, Pb-Sr isotopic variations along the Pacific Rise and Mid-Atlantic Ridge: a comparative study, Earth and Planet. Sci. Lett., (67), 340-350, 1984.

Hannington, M. D., and S. D. Scott, Mineralogy and geochemistry of a hydrothermal silica-sulfide-sulfate spire in the caldere of axial seamount, Juan de Fuca Ridge, Can. Mines., 26, (3), 603-625, 1988.

Hegner, E., and M. Tatsumoto, Pb, Sr and Nd in basalts and sulfides from Jnan de Fuca Ridge, J. Geoph. Res., 92, 11,380-11,386, 1987.