РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК
ИНСТИТУТ ОКЕАНОЛОГИИ им. П.П.ШИРШОВА
ю. А. БОГДАНОВ
ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ
РУДОПРОЯВЛЕНИЯ
РИФТОВ
СРЕДИННО-АТЛАНТИЧЕСКОГО
ХРЕБТА

Два основных типа рудопроявлений низкоспредингового хребта формируются благодаря суще-
ствованию двух гидротермальных циркуляционных систем (осевой н глубинной), различающихся по
природе гидротермальных рудоносных флюидов и характеру их миграции. Их-ггенсивносгь рудона-
кошения, размеры руш-кых залежей. неоднородности состава и свойств руш-тых залежей обусловлены
также неош-тнаковостью трансформации первичного рудоносного флюида при миграции к поверх-
ности океанского дна. Рассмотрены распространенность. морфология, минералогия, геохимия,
скорость н история формирования рудных залежей. Приводятся прогнозные оценки рудоносносги
океанских рифтов‚ а также рекомендации для организации поисков новых залежей.
Книга преш-тазначена для специалшсгов в области морской геологии, мегшшогении океанского
дна, а также геологов, исследующих древние гидротермалъньте руды офиолнтовых поясов Земли.
Табл. 15. Ил. 61. Библ. 236 назв.
Two major types of hydrothermal deposits of the low-spreading ridges were formed due to existence of
two hydrothennal circulating systems (axial and deep), differing on the origin of hydrothermal ore-bearing
fluids and on the character of their migration. Intensity of ore deposition, sizes of deposits, variability of
composition and properties of deposits arc also stipulated by variability of primary ore-bearing fluid
transformation during its migration to the ocean bottom surface. Distribution of hydrothermal deposits in
ocean rifts. their morphology, mineral and chemical composition, accumulation raies and history of their
fonnation are shown in the book. Finally the prognosis estimates of ocean rift metallogeny, as well as
recommendations for organization of new deposits searches are discussed.
The book will be interesting for specialists in тайне geology. ocean bottom metallogeny as well as for
geologists studying ancient hydrothermal ores of ophiolitic belts of the Earth.
ТаЫ. 15. Il. 61. Bibl. 236 titles.

ВВЕДЕНИЕ
Открытие в конце семидесятых годов в океанских рифтах подводных высоко-
температурных гидротермальных источников, у устьев которых формируются
массивные полиметаллические сульфидные залежи, стало настоящей научной
сенсацией несмотря на то, что оно теоретически предсказывалось. После этого
открытия все основные океанские державы занялись интенсивным поиском и
исследованием подводных гидротермальных полей. К настоящему времени открыто
и изучено с разной степенью детальности более 100 активных и реликтовых полей в
Тихом океане, восемь — в Атлантическом океане, одно — в Индийском океане, около
20 — в Красном море и несколько — в Средиземном море (рис. 1). Таким образом,
было доказано, что данное явление не является уникальным, а широко развито на
океанском дне.
Рудные залежи гидротермальных полей океанских рифтов достигают размеров в
десятки миллионов тонн и обогащены Си, Zn, Pb, Ag, Au H другими химическими
элементами. Поэтому "практической геологией" они рассматриваются в качестве
руд недалекого будущего. Однако их ценность заключается и в том, что они
являются аналогами многих древних гидротермальных залежей, успешно разраба-
тываемых в настоящее время на континентах. Поэтому исследователи рассматрива-
ют активные подводные гидротермальные поля в качестве природных лабораторий,
в которых, исходя не из теоретических рассуждений, а с помощью прямых наблюде-
ний H тончайших измерений, можно детально изучать гидротермальный рудный
процесс, создать правдоподобную модель формирования гидротермальной рудной
залежи, что важно для проведения поисково-разведочных работ.
В настоящее время обнаружены гидротермальные рудопроявления в океанских
рифтах, характеризуемых разными скоростями спрединга, а соответственно, разной
интенсивностью вулканических процессов, разными масштабами поступления к по-
верхности эндогенного вещества в областях заостроводужного спрединга и внутри-
плитового вулканизма.
Получены материалы по специфике гидротермального рудного процесса в раз-
ных фациальных условиях рудоотложения (в рифтах, лишенных покрова рыхлых
осадков, в рифтах, где вулканический фундамент перекрыт ими, а также в рифтовых
впадинах с высокоминерализованным придонным рассолом). Это важно подчерк-
нуть, ибо объемы рудных залежей, морфология гидротермальных построек, их
состав и свойства существенно меняются в зависимости от этих условий.

3
14
Рис.1. Положение осиовиых пщротермальиых полей рифтовой зоиы океаиа
1 — низкоспрединговые хребты; 2 — умеренно- и высокоспредннговьле хребты; 3 - зоны субдукцнн;.
4 —гндротермальныс ПОЛЯ.
В данной книге обобщены материалы, характеризующие гидротермальный
рудогенез только, во-первых, низкоспредингового хребта, а во-вторых, в условиях,
при которых выход на поверхность гидротермального рудоносного флюида
происходит из вулканического фундамента, лишенного покрова рыхлых осадков,
и в отсутствие придонного высокоминерализованного рассола.
В научной литературе длительное время поддерживалось убеждение в том, что
высокотемпературные гидротермальные отложения на поверхности дна характерны
только для рифтов средне- и высокоспрединговых хребтов. При этом, находки
крупных сульфидных залежей в Красноморском рифте, где скорости спрединга не
превышают 2 см/год (типичный низкоспрединговый рифт) не изменили этих
убеждений. Исследователи полагали, что в низкоспрединговых хребтах высокотем-
пературные гидротермальные флюиды, существование которых не отрицалось, не
достигают поверхности дна. Они остывают и разгружаются в подповерхностных
условиях. К поверхности же дна поднимаются только низкотемпературные разубо-
женные воды. В устьевых участках таких низкотемпературных источников можно
обнаружить отложения оксидных минералов марганца (тодорокит, бернессит и др.)
или таких железосодержащих минералов, как нонтронит и оксигидроксиды Fe.
Однако, поиск возможных выходов высокотемпературных гидротермаль-
ных источников на дне рифтов низкоспрединговых хребтов продолжался. На
26° с. ш. Срединно-Атлантического хребта были получены колонки донных осадков

с маломощными горизонтами, резко обогащенными железом, медью и цинком
[Shearme et а1.‚ 1983]. По мнению исследователей, осадки этих горизонтов могли
образоваться при осаждении на поверхность дна сульфидной взвеси, которая затем
была окислена. По мнению П. Роны [Rona, 1984], резкое обогащение придонной
взвеси в окрестностях Срединно-Атлантического хребта на расстоянии в несколько
сотен километров Fe, Mn И другими металлами [Betzer et а1.‚ 1974; Rona, 1980]
указывало на существование достаточно мощного источника высокотемпературных
рудоносных флюидов.
В июне 1985 г. во время экспедиции на научно-исследовательском судне (НИС)
“Researcher” при исследовании поля температур в придонной воде, изучении химии
воды и взвеси, а также телевизионном просмотре поверхности дна и его фотографи-
овании в пределах гидротермального поля ТАГ (26° с. ш.) Срединно-Атлан-
Еического хребта в восточной части рифтовой_долинь1 были обнаружены, а затем и
впервые в пределах низкоспрединговых хребтов опробованы “черные курильщики”
[Elderfield et а1., 1985; Копа, 1985; Weisburd, 1985; Rona et а1.‚ 1986 а, Ь; Rona and
Pockalny, 1986].
Несколько позднее активное гидротермальное поле с ‘Ёчерными курильщиками”
было обследовано в рифтовой долине на 23° с. ш. Срединно-Атлантического хребта
в 25 км южнее трансформного разлома Кейн [Detrick, е: а1., 1986]. Затем последовало
открытие целой серии активных и реликтовых гидротермальных полей с высоко-
температурными сульфидными залежами.
Большой неожиданностью было открытие в 1994 г. НПО “Севморгеология"
гидротермального поля с “черными курильщиками” и сульфидной рудной залежью
на поверхности краевого уступа рифтовой долины, сложенного серпентинизирован-
ными ультраосновными породами и серпентинитами [Batuyev et а1.‚ 1994, Богданов
и др., 1995 а]. Его геологическая позиция, характер вмещающих пород указывали на
то, что образование рудной залежи никак не может быть объяснено хорошо
разработанной и неоднократно описанной схемой циркуляционных гидротермаль-
ных систем спрединговых хребтов.
Для того, чтобы читателю была понятна используемая в книге систематизация
материала, необходимо кратко изложить принятые в данной работе представления о
характере гидротермальных процессов в океанских рифтах. Рудоформирующие
гидротермальные флюиды образуются в результате взаимодействия океанской воды
с горячими породами океанской коры и верхов мантии. В пределах рифтов океан-
ская вода проникает в кору по системе открытых трещин, образующихся при
раздвижении литосферных плит. Нагретая до близкритических температур (более
400°С) она теряет часть химических элементов и соединений (Mg, S04‘ ‘, U)
H обогащается рядом элементов, в том числе и металлами, в результате метаморфи-
ческого преобразования пород. Содержание главных гидротермальных металлов
в растворе (Си, Zn, Fe H Mn) при этом увеличивается в 103-107 раз. Гидротермаль-
ный раствор при указанных температурах приобретает высокую плавучесть и
устремляется к поверхности. Новая порция океанских вод поступает в реакционную
зону. Так формируется достаточно долгоживущая гидротермальная циркуляцион-
ная система.
Основная часть металлов присутствует в гидротермальных флюидах в форме
хлоридных комплексов, устойчивых в широком диапазоне физико-химических

хлоридных комплексов, устойчивых в шароком диапазоне физшсо-хлшических
условий. В зоне встречи поштимаютшахся из глубин океанской коры высокотемпе-
ратурных восстановленных флюидов с холошаъши придонными водами с высоко
окислительными свойствами хлоридные комплексы разрушаются, и ионы металлов
взаимодействуют с сульфид-ионами флюида, формируя сульфидные минеральные
фазы.
Систематизация всего известного к настоящему времени фактического мате-
риала по рудопроявлет-шям низкоспредушгового Срединно-Атлантического хребта,
значительная часть которого получена в отечествеъшых экспедтщиях и не известна
“цшрокому” читателю, явилась основой данной публшсашш. При этом основная
задача видится в поиске взаимосвязей между геошишамической обстановкой,
вулканизмом, фациальътьтми условиями рудоотложеъшя и составом и свойствами
рудных залежей, отшсашш закономерностей формироваъшя и размещеъшя гидро-
терм альных руд.
Работа вьшолнена и опубликована благодаря финансовой поддержке Россий-
ского фонда фундаментальных исследований (гранты MM 96-05-64394, 96-05-64802
и 97-05-78132).

ГЛАВА 1
ГИДРОТЕРМАЛЬНОЕ ПОЛЕ ТАГ (26° с. ш.)
Поле ТАГ (Trans-Atlantic Geotraverse), открытое в 1972-1973 гг. [Scott е: а1.,
1974; Копа е: а1., 1975; Копа, 1976, 1978], в настоящее время является одднгш
из наиболее исследованных гидротермальных полей спрединговьтх хребтов.
В результате проведеъшя крупных специадшзироваъшьтх экспедицрш, в том числе
с использованием подводных обитаемых агшаратов, здесь открьпы, огпйтсаны
и опробованы первые в медленно-спредшповътх хребтах гидротермальные источ-
ники, включая и высокотемпературные “черные курильщики” [Eldexfield е: а1., 1985;
Копа, 1985, Копа е: al., 1986 а, Ь; Thompson е: а1., 1988; Лисицьтн и др.‚ 1989, 19.93].
У восточного краевого уступа рифтовой долины бьша исследована целая цепочка
релшстовых высокотемпературных образованшй [Rona е: а1., 1993 а, Ь; Листщьш
идр., 1989; Богданов и др.‚ 1994; Bogdanov е: al., 1995 а]. В районе активной вы-
сокотемпературной гидротермальной постройки в__ 1994 г. проведено успешное глу-
боководное бурение с бурового судна “JOIDES Resolution” [Humphris е: а1., 1995].
В результате этих исследований, вьшолняемых уже на протяжешш более 20 лег,
гидротермальное поле "ТАГ превратилось в эталоннъпй район по изучеьшю гидро-
термального рудогенеза низкоспредушгового хребта. ` '
1. Геологическая позиция
Гидротермальное поле ТАГ расположено на верпшне конструктивного вулка-
нического свода рифтовой дошшы, возвьплающегося более чем на 500 M относи-
тельно расположенных к северу и югу от него участков внутреннего рифта." _
Главной. морфологической особеъшостью рифтовой зоны Срешлшо-Атлан-
тического хребта в зоне развития гидротермального поля является её резкая
асимметрия. Рифтовая дошша цшрштой 10-15 км обрамлена на западе системой
краевых сбросовых уступов, последовательно поднятых один относительно
другого, образуя подобие сбросовой лестницы. Уступы, видимо, совпадают с ma-
сгрическими сбросами. Максимальная высрта западных краевых уступов составля-
er примерно 1000. м (рис. 2, 3). С поверхности уступов при драгировках получены
только базальты.

-26‘10‘ l:.lll.
' 26'O8‘ l:.lll.
44'54:)‘:4L
1 2 E4
Puc.2. Положение тлротермамньлх отложений в гилротермальном поле ТАГ
1 - ось спрединга; 2 - акцизная высокотемпературная гидротермалъная постройка; 3 - ннзкотемпе-
ратурные гидротермалъные отложения; 4 - зоны решпсговых гидротермальных высокотемпературных
построек
4000 м
[Eh 2 [:13 4 5
I-Ale IVVI7 Её‘; ":13 llllnlg
Рие.3. Поперечный разрез через рифт по 26° 08‘ е. ш.
1 - молодые лавы; 2 - более древнне лавы; З - гшцротермадхъные отложения; 4 — дойки; 5 — габбро;
6 - зеленокаменные метаморфиты; 7 - осыпь; 8 — рыхлые осадки; 9 — гьяры. Толстой стрешсой показано
нщтравленне вертикального воздымания блока
На востоке же рифтовая долина граничит с мощным горным сооружением,
пош-пшаюпшамся над западными краевыми уступами примерно на 1000 м. В тек-
тоническом уступе на глубине 2900-3000 м обнаружены выходы на поверхность
вертикально стоящих даек долеритов, а глубже, — мелкозерл-шстого габбро. Это
сооружение возншсло в результате вертикального подъема крупного блока

океанской коры, возможной причиной которого может быть серпентинизация
ультраосновных пород нижней части коры — верхней части мантии [Zonenshain е:
а|.‚ 1989]. Прилегающая к этому блоку океанская кора несколько приподнята,
разбита на блоки целой системой тектонических подвижек. Базальтовый фундамент
обширного восточного участка рифтовой долины также раздроблен, представляет в
целом систему субмеридиональных валов с обрывистыми восточными склонами и
пологими — западными [Bogdanov е: а1.‚ 1995 а].
В пределах внутреннего рифта молодые вулканические постройки не фиксиру-
ются только осью спрединга, которая смещена к западной стенке, а рассеяны в виде
куполов по всей рифтовой долине [Лисицын и др., 1990; Rona е: а|.‚ 1993 а, Ь].
В пределах гидротермального поля ТАГ встречены три группы гидротермаль-
ных проявлений: активная высокотемпературная гидротермальная постройка
восточной части рифтовой долины, цепочка реликтовых высокотемпературных
построек у подножья восточного склона рифтовой долины и низкотемпературные
[местами активные] образования восточного склона долины (см. рис. 2, 3).
2. Активная высокотемпературная гидротермальная
постройка
Активная высокотемпературная постройка обнаружена у подножья небольшого
(500 м в диаметре и 35 м в высоту) молодого вулканического купола в 2,4 км
к востоку от оси спрединга и примерно в 1 км от основания краевого уступа
рифтовой долины [Копа е: а1.‚ 1986 а, Ь; Zonenshain е: а1.‚ 1989]. Она представляет
собой усеченный конус диаметром 200 м и высотой 30 м, который является _цоко-
лем для вершинной конической части с 30-50-метровым диаметром у подножья
и 10-15 м высотой (рис. 4).
Черный курильщик
Си - Ре сульфиды
35° ' 35°°° Черные и белые
диффузные дымы
240 ' 25°°С Зона кремлей
Ре - Zn сульфиды,
горячие прозрачные
растворы и белые
курильщики. 260 - 3ОО°С
3640
Глубина, м
Мерцающие воды
‘ё до 21 "С
I
3680
Fe оксиды.
100 м I Fe охры.
измененные сульфиды
Рис.4. Поперечный разрез через активную высокотемпературную пщротермальиую постройку поля
ТАГ (Mills, 1995)

По данным глубоководного бурения [Humphris е: а1., 1995], поверхностная
гидротермальная постройка имеет “корни” по крайней мере до глубины 125м
(рис. 5). В верхней части постройки, в северо-западной части цоколя, наблюдается
область разгрузки высокотемпературных рудоносных флюидов (“черные куриль-
Цшки”) с максимальной измеренной температурой 366°C [Edmond et al., 1990]. Здесь
развиты прегтмущественно сульфидные отложения медной специалшзашш со зна-
чительной примесью антидрита [Лисгщьп-х и др., 1989,1990; Богданов и др., 1992 а].
В некоторых образцах ангидрит является основной минеральной фазой этих
отложеъшй. Рудоформирутотшши минералами являются халькопирит и пирит,
соотношение которых существеъшо колеблется. Среди железосодержащих сульфи-
дов в заметных кошитчествах присутствуют марказит и гшрротин. В следовых
количествах определены сфалерит, борнит, окислы железа, аморфньпй кремнезем.
4 7
Рис.5. Строение акпшной гидротермальной постройки по данным бурения (Humphris et al., 1995)
1 - пнритовая брекчия; 2 — пирит-ангидритовая брекчия; 3 — пирит-кремннсто-ангидритовая брекчия;
4 — пирит-кремнистая брекчия; 5 — брекчия окремиеииьхх базалътов; 6 — брекчия хлоригизътрованньхх
базальтов: 7 — базальты
Индивидуальные трубы, через которые высокотемпературные рудоносные
флюиды истекают в придонную воду, часто имеют коъщентрическое строение с вну-
тренним преимуществешто халькотшритовьш слоем и внешним антидритовым, с
тонкой прерывистой поверхностной плешюй, сложенной халькотшритом и пири-
том. В антидритовой матртище в небольшом кошитчестве присутствуют шарит, халь-
кошарит, реже сфалерит и борнит [Tivey е: al., 1995].

У подножья коъшческой постройки на поверхности цоколя наблюдаются низ-
кодебитные выходы мерцающих и черных теш1ь1х (менее 100°С) вод (теплых
“черных курильнпипсов”). Здесь тшилроко развиты антидрит-сузтьфидньте комплексы
отложеъшй. Состав сульфидов блшзок тому, что отмечался для коъшческой по-
стройки. Существештьтм отличием этих отложеншй является присутствие образова-
ний прешиутлествех-шо ашидритового состава в виде отдельных крупных блоков,
шшток и разнообразных неболышхх построек самой причудливой формы. Часто
рассеянные в них кристаллы гшрита и халькогшрита составляют менее 0,5%.
Изредка встречаются вюртцит, ковеллтш и агпсшшт [Богданов и др.‚ 1992 а].
На некотором удаленгш от верхней коъшческой постройки поверхность цоколя
слагают сульфидные рудопроявлет-шя преимущественно шанковой и медно-
цинковой специализашш. Основными минеральными фазами этих отложений
являются гшрит, марказит, сфалерит, а в рудах смещенной специализашаи — и
халькогтирит. Реже встречаются рудопроявлет-шя медной специализашш. Часто
существенным компонентом этих отложеншй является антидрит.
В юго-восточной части цоколя приблшзительно в 70 м от зоны высокотемпера-
турных “черных курилыцитсов” развита зона “белых курилыщпсов”, получившая
название по форме построек 1-2 м высотой, напоминающих "луковички" русских
церквей, зоны кремлей [Thompson е: а1.‚ 1988]. Измеренная здесь температура
разгружающихся рудоносных растворов равна 200-300°С [МШ5, 1995]. Массивные
сульфидные образования, слагающие постройтш, представлены в основном сфа-
леритом с примесью пирита, марказита и халькогшрита, а из нерудных минералов
— аморфного кремнезема.
Внешний, довольно крутой (около 30°) склон цоколя постройки сложен отдель-
ными блоками сильно изменешшх сульфидных отложеншй, прешиутлествех-шо
пирит-марказитовых с пршиесью халькогшрита и сфалерита, “сцементироваштых”
окситидроксидами железа, нонтронитом и аморфным кремнеземом. Последние
часто образуют небольтшхе слоистые залежи. Окисные минералы железа представ-
лены плохо окристаллизованными гидроксидами железа (протоферригидритом),
ферритидритом и акагенеитом. Агрегаты этих минеральных фаз шиеют бактери-
альные формы [Богданова‚ Гортшсов, 1992].
Следует отметить, что местами эта зональность нарушается. В пределах зоны
среднетемпературньтх сульфидных отложенш?! встречаются неболыште обособле-
ния, часто в виде жил, более высокотемпературных образований. Это объясняется
неоднородностью, изменчивостью в геологическом времени состава и свойств
разгружаюншхся рудоносных гидротермальных флюидов.
В соответствии с минеральной зональностью поверхностной части гидротер-
мальной залежи четко прослеживается и зональность ее химического состава
(табл. 1). Последовательность приведенных в табшще даштых соответствует
температурному ряду их отложения: от высокотемпературных до низкотемпера-
турных. Высокотемпературные сульфидные отложения медной специалшзашш
по сравнению с другидии разностями обогащены Cu и Со. В среднетемпера-
турных сульфидных отложениях цш-псовой специализации наблюдаются макси-
мальные содержания Zn, Ni, Pb, Ag, Au, Cd, Sb и As. Низкотемпературные
отложения по сравнению с другими разностями обогащены кремнеземом, железом,
маргаъщем.

Таблица 1
Минеральный и химический состав гидротермальных отложений активной постройки поля
ТАГ
Положение мест Основные минералы Элементы, %
опробования Fe А Сит Zn T S I SiO2
3°“ “qepflux Ангидрит, халькопирит, Пирит’ 13,8 9,4 0,1 16,7 0,5
шрштьщшсов"
Подножье зоны Ангидрит, хащкопнрит, пирит 8,1 5,1 0,05 — 0,2
"черных Пирит, халькопнрит, кремнезем" 33,1 4,7 0,3 36,3 9,0
Ырштьщшсов"
Поверхность Сфалеръгг, марказит, пирш‘ 25,5 0,4 23,4 — 0,2
цоколя Пирит, марказит, сфалерит" 33,85 0,4 5,3 39,8 0,2
Ангидрит, пнрит, хадгькопирнг 4,8 1.6 0,02 — 0,2
Пирит, халькопирит, Man<%a3Hr 27,6 8,6 0,08 - 0,2
Зона "белых сфалерит, пнрит, марказит, 24,8 0'5 53,8 „д 6,6
курштьщиков” кремншсм"'
Внешний склон Пирит, марказит, халькопиръп‘, 29,0 6,4 3,4 _ 6,0
сфалерит, кремнезем
“°"“°’["’° Окснгидроксиды Fe, Кремнезем” 32,1 0,03 0,05 0,01 5,4
посгроикн
Из Trivey е: а1., 1995 (среди-юс из 6 определений)
" Из Krasnov е1а1., 1995 а
'°' Из Trivey е: а1., 1995 (среднее из 6 определений)
Содержание мшсроэлементов в составе шщивидуалтьътьтх сульфидных минералов
также изменяется в зависимости от их принадлежности разнотемпературным
гидротермальньтм отложенияъд. Так, при изучешш гшритов [Богданов и др., 1992 а]
анализируемые хутмические элементы образовали пятъ групп. В первую грушту
включены Ni, Zr, Ba, содержание которых мало изменяется среди разнотемпера-
турных ттшов отложеншй (ветшчтша отношения максшиашного и мишшадтьного
значешпй не превышала. 2). Со, Cs, Rb, Th, U B основном обогащают пириты
относительно высокотемпературных рудопроявлешт; Ag, Au и Та (?) — низкотем-
пературных; Zn, Hf, Se, Sc, Sb — cpeJIl-IC’I‘eMl'ICpaTypI-ILIX. К последней, пятой группе
отнесены Cr и As, поведение которых пока не поддается объяснеъшю. Среди
редкоземельных элементов Еп и ТЬ характеризуются мало меняюшамся содержаща-
ем в пиритах разнотемпературных отложений; Yb B большей степени обогащает
пириты относительно низкотемпературных сульфидных рудопроявлешпй. Поведе-
ние La, Се и Sm не поддается объяснеъшю.
Материалы по содержаъшю мшсроэлементов в других сульфидных минералах
[Tivey е: а1., 1995] показали следующее:
1) халькопирит высокотемпературных разностей отложеъшй обогащен Со, $е
и As, сретшетемпературных — Zn, Ag и в меньшей степеъш Se;
2) сфалерит в среднетемпературных разностях (отложения “белых куршплша-
ков”) в значительно большей степени обогащен Cd, Pb, Ag и Sb no сравнению
с другшии гидротермальными отложениями.
В 1994 г. с бурового судна "JOIDES Resolution” B пределах активной гид-
ротермальной постройки на 5 станциях было пробурено 17 скважин длиной
до 125м [Humphris е: а1., 1995] (см.рис. 5). Прштоверхностная часть построгпш

Таблица 1 (окончание)
Элементы, % Элементы, 104%
Са | Мп Ni I Co I Pb I Ag I Au I Cd I Ba I Sb I As
15 0,01 <10 250 <20 4 0,16 <10 130 1 12
4 0,01 30 220 10 11 0,3 10 - _ _
0,04 - - 740 60 11 0,2 — — 3 _
0.12 0,02 40 250 430 150 1,3 400 1000 - _
0,14 - — 2,5 220 120 2,8 — — 11 66
4 0,02 23 130 10 5 0,7 в — — _
_ 0,01 20 500 230 10 0,6 20 - - _
0,03 0,01 20 12 770 740 4,2 1570 30 210 90
0,15 0,1 20 1000 350 60 "1,3 90 1200 - _
0,14 0,11 <10 в 200 <2 0,01 <10 50 3 -40
(верхние 10-20 м) сложена массивными отложениями гшрита и халькотшрита в
районе “черных курильтщшов” (ст. ТАГ-1) и сфалерита и гшрита — в районе
кремлей (ст. ТАГ-2). Она подстилается обогащенной ашидритом зоной, обнару-
жет-п-той на ст. ТАГ-1 и ТАГ-5. Эта зона разделяется на две подзоны по относитель-
ному содержанию пирита, ангидрита и кремнезема: верхняя (до 30 м от поверхно-
сти дна), сложенная пиритово-ангидритовой брекчией, и нижняя (до 45 м) — гшрит-
кремнезем-ашидритовой брекчией. Ниже залегает зона окремнения. Верхняя ее
часть сложена Пирит-кремниевой брекчией‚ которая подегилается слоем окремнен-
нЫх брекчшй вмещающих вулканитов с незначительной пиритовой минерализаци-
ей. Глубже 100 м эти брекчтш постепенно сменяются хлоритизированной базальто-
вой брекчией. Она цементируется кварцем и пиритом.
Таким образом, общей чертой строения рудной залежи является преобладание
в ее составе брекчий, включающих смесь обломков разного состава: сульфидов,
в разной степеъш изменештых вулкаъштов.
Используя методы изотошчого датирования гидротермальных отложеъшй
активной гидротермальной постройки, К. Лалоу с соавторами показали, что
формирование массивных сулъфидов началось 40-50 тыс. лет назад [Lalou ct al.,
1990, 1993, 1995]. Им установлено также, что наращивание сульфидной залежи
происхошшо не непрерывно. Высокотемпературная гидротермальная активность
проявлялась шипошчно (каждые 5-6 ть1с. лет за последъше 25 тыс. лет). Сульфидньте
залежи разделены ътиклами прекращения высокотемпературной гидротермальной
деятельности.
Достаточно убедительные материалы по датированию гидротермальной ак-
тивности, а также последовательности развития гидротермальных процессов мож-
но найти в результатах изучения металлоносных осадков (рис. 6). В непосредствен-
ной близости от активной гидротермальной постройки была получена опорная

Копошса ДОННЫХ OCBJIKOB, Содержащая шчформацию об истории развития в Даш-том
районе гидротермальных процессов (ст. 1785, глубина 3400 м, длина колок-пси
180 см) [Лисицын и др., 1990, Богданов, 1992 б; Богданов и др., 1993]. Осадки
представлены алевритово-пелитовым карбонатным форамиъШферово-котско-
штговым илом. Осадки отдельных горизонтов резко обогащены шабо гидротер-
мальными оксигидроксидами железа, либо вулканическим стеклом. Прослои,
обогащенные железом, вьщеляются на горизонтах 20-33 см и 130-132 см. Высокие
коъщентрации вулкаъшческого стекла встречены в осадках на гор. 33-50, 70-83,
115-122, 160-162 м. В осадках подошвы разреза также резко увештчено содержание
вулканического стекла в результате загрязнения осадка, когда геолопигческая
трубка, пройдя весь осадочный чехол, ударилась в корку закалки базальтового
фундамента. Следует отметить также присутствие мшчералов-шштпсаторов
зеленокаменного изменения базальтов (хлорита, бесцветной слюды, эпидота,
клшчоцоизита) в песчано-алевритовой фракшш осадков. Они присутствуют по всей
колошсе. Их содержание в бескарбонатной части песчано-алевритовой фракшш
почти повсеместно не превышает 5%. Однако четко выделяются два максшиума
с содержанием более 10% на горизонтах 32-35 и 145-147 см, т.е. приурочен-
ных к подошве горизонтов осадков, обогащех-шых гидротермальными оксигидро-
ксидами железа.
Для понимания эволюции гидротермального процесса существенны данные
о содержашш в осадках обломков марганцевых корок и глобулей. Если не считать
одиночного горизонта, осадки нижней части колонки глубже 60 см практически
лтштены этого компонента. Марганцевые обособления присутствуют только
в верхней части колок-пси. Максимумы их концентрашш отмечены на гор. 45-47,
15-27 и 5-7 см, т.е. в начальньп7г и заключительный этап формирования металло-
носных осадков.
Для выяснения последовательности развития гидротермального процесса в пре-
делах гидротермального поля ТАГ важны сопоставления результатов исследоваъшя
осадков данной колок-пси и других двух колонок. Послеш-ше получены у подножий
других подводных гидротермальных источшипсов [Лисицын И др., 1989], о которых
будет сообщено несколько позже. В данном случае важно подчеркнуть определен-
ное сходство последовательности отложения в осадках непелагического (гидро-
термального PI эдафогенного) осадочного материала.
Определение возраста донных осадков данной колонки позвотшло установить
следующее:
1. Наиболее древние осадки, непосредственно залегающие на поверхности
базальтового фундамента, имеют возраст в 26 тыс. лет;
2. Выделяются три шшла высокотемпературной гидротермальной активности
продолжительностью 3-6 тыс. лет, разделенные шаклами ее прекращения продол-
жительностью 6-8 тыс. лет;
3. Резкое обогащеьше осадков вулканическим стеклом, связаг-п-юе, по-виттимому,
c вулканической активностью, соответствует интервалам прекращения гидротер-
мальной деятельности.
4. Резкая интенсификация “выброса” с гидротермальными водами минералов
зеленокаменной фашш метаморфизма вушсанитов происходила в начале высоко-
температурного гидротермального цикла.

5. Донные осадки, соответствующие по возрасту начальному и заключитель-
ному этапам формирования металлоносных осадков, обогащаются обломками
Мп-корок и Мп-глобулями.
На рис. 7 приведен мерилсиональньй разрез через гидротермальное поле, на
котором показано распределение в осадках основного “гидротермального” эле-
мента — железа — в донных осадках приведенных вьпле колонок в возрастной
тшсале. Также приведена информашитя о времени проявления вушсаъшческой
активности. Укажем еще раз, что колонки получены вблизи разных гидротермаль-
ных источъпитков [Лисицын и др.‚ 1989]. Прежде всего, следует отметить определен-
ную синхронность развития гидротермальной деятельности в пределах разных
источншсов гидротермалъного поля. В колонках прослои металлоносных осадков
чередуются с прослоями отложений, в которых гидротермальный материал
практически отсутствует. Иными словами, гидротермальная деятельность
возобновляется шпслично. В периоды между гидротермалтьными шипслами происхо-
лит интенсифш<ация вулканизма.
С | ю || |||
0105-1891 1808 1785cxa.17s51333 1897 Интенсивность
о _ 7
‘а
Ё шва
Ё
v-_ 1o —
ё
2%
8 2
IIEIS
2o —
IE4 д
5 \ \
Расстояние, км
Рис.7. Циюмчиосгь вушсанизма и гидротермальной деятельности
1 — распределение железа в донных осадках (в пересчете на бескарбонатное вещество), %: 1 - менее 7,5;
2 — 7,5—10; 3 — 10-30; 4 — более 30; 11 — время проявления вулканической акшвности: 5 — базальтовые излия-
ния; 111 — изменение интенсивности вулканизма (А) и гидротермальной деятельности (Б) в геологическом
времени
Тактш образом, формирование рудной залежи активной гидротермальной
постройки происходит в условиях сильно раздробленного базальтового фундамен-
та. Важное следствие для интерпреташаи эвошотпиш гидротермальной деятельности
вытекает из этой специфшси геологического строения района. В течение каждого

гидротермального шяткла первичньп7т высокотемпературный рудоносный флюид на
начальной сташш мог не достигать поверхности шча. Зона его встречи с холодной
водой, которая заполняла пространства между обломками базальтов и гшела
хоротшай обмен с основной массой придонных вод, нахошшась под поверхностью
дна. Надо полагать, что на этой сгашш отложеъше высокотемпературных муше-
ральных фаз происходило в подповерхностньтх условиях. Гидротермальные
отложения цементировали обломки вушсанитов. На поверхности тша отлагалшсь
более ъшзкотемпературные разности гидротермальных мтшералов. Исходя из
результатов исследования мегаллоносньтх осадков, отмечалось [Лисштьш и др.‚
1989], что их формирование начинается с накопления в осадках низкотемператур-
ных оксигидроксидов маргаъща. По-видимому, по времени оно совпадает с на-
чальной стадией развития гидротермальной деятельности (рис. 8).
Содержание в осадках Скорость разгрузки
rIMlP0T9PMa'|bHHX' гидротермальных вод
KDMFIOHSHTDB, усп. BA. о 1 1 p�L� ‚с
6 ��� д 8 f 9 Q/P 10
Pnc.8. ИСТОРИЯ развития гидтротермальиото цикла
1 — индикаторы гидротермальиого процесса в донных осадках, полученных у подножья гидротер-
мальной постройки: 1 — Mn rJ1o6yJm H обломки корок, 2 — минералы зелеиокамеииой фации метаморфизма,
3 - содержание Fe в донных осадках; рядом - скорость истечения гидротермальных растворов в источншсе,
определенная по гидравлической крупности зерен минералов зелеиокамеииой фации метаморфизма;
11 - начальная стадия гидротермалъного цикла: 1 - Mn корки, 2 — подповерхиостк-хые гидротермальные
отложения; 111 — основная стадия гид-ротермадтьиого цикла: 1 —низкотемпературиые безрудньте отложения;
2 — сульфидные отложения цинковой специализации; 3 - сульфидные отложения медной и меткие-цинковой
специадшзации; 4 — разрушенные породы фундамента, образовавшиеся в результате “гидротермального”
взрыва; а — “первнчньхй" гидротермальный раствор; 6 частично разубоженный гидротермальный
раствор; в - океанская вода; г - обломки базальтов фундамента

После цементации цоколя гидротермальными отложениями, с одной стороны,
следует ожидать прекращения проникновения придонных вод в базальтовьпй
фундамент, с другой — интенсивного взаимодействия высокотемпературного
флюида с вулканитами и интенсивньпй зеленокаменный метаморфизм последних.
Продолжающееся поступление высокотермального флюида в таких условиях
неотвратгшо должно было привести к “гидротермальному взрыву”, сопровождае-
мому брекчированием пород, в том числе и сульфидных отложений, и формирова-
нием новых выводных каналов. При этом скорость истечения флюида резко
возрастала. Обломки рудных отложений и зеленокаменно-изменех-шьтх вулканитов
FHIEPOTCPMHJILHLIMH ФШОИДЗМИ ВЬГВОДИЛИСЬ на ПОВЕРХНОСТЬ, PEICCCI/IBa.TI]/ICI: И накап?
шитвались в прилегающих к источнику донных осадках. Отмеченное ранее резкое
обогащение нижней части прослоев металлоносных осадков минералами-инди-
каторами зеленокаменного изменения базальтов, скорее всего, фшссирует этот этап
гидротермальной деятельности [Лисицын и др., 1989].
После брекчирования цоколя вновь возобновляется проншсновение придонных
вод в подповерхностные слои вулканического фундамента. Выход на поверхность
первичного неизмененного рудоносного флюида фшссируется только в централь-
ной части гидротермальной постройки, где формируются высокотемпературные
сульфидные залежи медной специализашш. Отмеченная ранее латеральная
зональность минерального и химического состава гидротермальных залежей яв-
ляется результатом разгрузки в разной степени перемешанного первичного
рудоносного флюида с придонной водой в подповерхностньтх условиях. Это выска-
заш-юе ранее предположение было подтверждено непосредственным измереъшем
состава и свойств гидротермальных растворов в зоне “черных курильщиков"
центральной части постройки и “белых курильщиков” периферии [Edmond е: а1.,
1995; Tivey е: а1.‚ 1995]. Естш гидротермальные растворы “черных курилыдшсов”
соответствуют первичъшому высокотемпературному (360-366°С) рудоносному
флюиду, то растворы “белых курильщшсов” с температурами 273-301°С образуются
в результате подповерхностного смещения первичного флюида с проншсающей в
фундамент по трещинам холодной придонной водой. При этом происходит
осаждение части металлов в форме сульфидов, а также ашидрита. В результате на
поверхность выходят гидротермальные растворы с более низкими значениями рН
и более низкуши коъщентрациями в них железа и меди. С другой стороны, растворы
резко (почти на порядок) обогащаются шп-псом. Полагают, что последнее явление
связано с растворением ранее осажденных в коре сульфидов цинка пош-пшающи-
мися гидротермальными растворами.
На периферии гидротермальной постройки тшйроко развиты среднетемпера-
турные сульфидные залежи, содержащие кремнезем, а также средне- и ъшзкотемпе-
ратурные, прешиутцествешто кремнистые отложения.
Ранее мы предположит! [Богданов и др., 1992 а], что отложение кремнезема
обычно характерно для низкодебитных источников. В условиях высокодебитных
источншсов он не накапливается в массивных залежах, а выносится за пределы
гидротермального поля.
Отмеченное при глубоководном буреншй интенсивное окремнение пород
"корней” гидротермальной постройки, вероятно, связано с тем, что пошпшаюцппй-
ся к поверхности гидротермальный флюид движется не по единому подводяшему

каналу, а рассредоточен на значительной площади, мшрируя через брекчирован-
ный фундамент со значительно меньшей скоростью.
Гидротермальная деятельность завершается формированием низкотемператур-
max отложений. На поверхности построгпси отпагаются ъшзкотемпературные
оксигидроксидь: железа и маргаъща в виде корок или пленок. В окружающие
источншс осадки в этот этап поставляются глобуша или обломки корок, сложештые
этими минеральными фазами [Лисицын и др.‚ 1989].
Исследоваъше полученной у основания активной гидротермальной постройки
колошси доштых осадков показало (см. ранее), что высокотемпературная гидротер-
мальная деятельность развивалась, начиная с 26 тыс. лет, в три mama ПРОДОЛЖИ-
тельностью в 3-6 тыс. лет, которые разделятшсь циклами ее прекращения продол-
жительностью 6-8 тыс. лет. По дашшм К. Лалоу [Lalou е: а1.‚ 1990, 1993] наиболее
древние массивные сульфиды датируются возрастом 40-50 тыс. лет. На негидротер-
мальные шпслы приходится активизашш вулканических процессов. Из этой
информашш следует заключить, что формирование рутшой залежи происхошшо
в несколько этапов, во время каждого из которых, по-видимому, повторялась
огшсанная вьпле стадш7шость. По последним оценкам [Humphris е: а1.‚ 1995],
в пределах активной постройпси присутствует около 2,7 млн. т руды вьште поверх-
ности дна и приблизительно 1,2 млн. т в подловерхностной зоне в виде “корней”
постройки.
3. Реликтовые Гидротермальные постройки
Целая цепочка решпстовых гидротермальных построек встречена вдоль восточ-
ного склона рифтовой долги-ты у его подножия, в зоне интенсивно раздроблех-шого
вулканического фундамента и 1ш4рокого развития базальтовых осьшей [Зонеъплайн
и др.‚ 1992; Bogdanov е: а1.‚ 1995 Ь]. Южная часть этой цепочки получила название
Мир в честь подвошшх обитаемых атшаратов, с помощью которых эти реликтовые
построгпш были исследованы, а северная — Алвин (см. рис. 2).
Реликтовые постройки зоны Мир
В пределах зоны Мир исследованы две гидротермальиые построгпси. Гидротер-
мальная постройпса Мир [Rona е: а1.‚ 1993 а, Ь; Богданов и др.‚ 1994; Krasnov е: а1.‚
1995 а, Ь] расположена в 2 км к северо-востоку от активной постройки. Она
находится у подошвы склона, покрытого осыпью вулканических пород и карбо-
натным осадком. Диаметр построгпси у основания превьштает 700 м. Высота над
поверхностью склона составляет 50-70 м. В плане в пределах постройки удается
выдешитть три зоны (рис. 9, 10).
Во внутренней зоне размером около 400 м в пштршту с запада на восток и 700 м
в длину с севера на юг на поверхности присутствуют тысячи неактивных гидротер-
мальиых сульфидных труб. Высота их увеличивается от псрифергш к цеъпру от
1-2м до 20-30 м. Пространства между трубами пршсрыты маломощным (первые
сантиметры) слоем карбонатных илов, местами металлоносньтх.

к 8
8 ‘o"
— 2s°o9.o' c.Lu.
WI A‘ _
I
— 2s"os.5‘ с.ш.
Рие.9. Карта реликтовой гидротермальной зоны Мир (Rona et а1., 1993 в)
1- постройка Мир, 11 — постройка Спутник; 1 — смесь гидротермального вещества и обломков базаль-
тов; 2 — сульфиды свежие и измененные; 3 — гидротерматцные оксиды, гидроксиды и силикаты; 4 —
вущанические купола; 5 - карбонатные осадкн н базальты; 6 — сбросы; 7 — трещнны; 8 — маршруты ГОА
(ММ'- “Мир” 31 мая—1 июия 1991 г., АА'— “Алвин" 16 января 1990 г.); 9 — палеодитсгион
Болышшство образцов, отобранных во внутренней зоне, сложено массивными
сульфидами. На западной периферии зоны образования, напоминающие по форме
“белые куршгьхшши” активной постройки, сложены в основном колломорфными
пиритом и сфалеритом. В южной и центральной частях зоны массивные сульфид-
ные отложеьпитя представлены гшрит-халькош/тритовьши и халькопирит-
сфалеритовыми разностями. В массивных гидротермальных отложениях северной
части зоны преобладающими минеральными фазами являются халькопирит и пи-
рит [Krasnov ct а1., 1995 а]. Следует подчеркнуть, что во всех сульфидных отложе-
ниях, кроме резко обогащенных халькопиритом, постоянно присутствует аморф-
ньп7т кремнезем или кварц. Максимальная коъщентрашитя в сульфидных отложеъпитях
гидротермального кремнезема характерна для образцов, содержащих сфалерит.
В отложениях шанковой специашитзашш по сравнеъшю c отложениями медной
специализации наблюдаются повышешгые содержания РЬ, Cd, Au, Ag, Hg, Sb и As
и поиижеш-[ьте — Со [Krasnov ct а1., 1995 а].

Рис.10. Схема строения гидротермальной
постройки “Мир”
1 — базальтовые обломки, “сцементированные”
карбонатным осадком; 2 — низкотемпературные
гидротермальные отложения, цементирующие
базальтовые обломки; 3 — низкотемпературные
гидротермальные отложения; 4 - гидротермальные
сулъфидньке отложения с включением базальтов;
5 — гидротермальные сульфидные отложения
3500
Поверхность внешней зоны гидро-
термального поля Мир тшитрштой 150-200
м прикрыта чехлом рыхлых карбонатных
осадков, оплошность которых местами
нарушается небольтшши выходами мас-
, сивных гидротермальных отложеншй.
Темно-коричневые до красноватых окси-
p“1 p��� гидроксиды железа и марганца местами
ократщтвают поверхность полууплотнен-
ных карбонатных осадков. В этой зоне
цшроко развиты обломки вушсанических пород, а также брекчтиш, сложеъшые
угловатыми обломками базальтов, сцементированными кварцем ища аморфным
кремнеземом И нонтроъштом. Обнаружен также выход гидротермальных отложе-
ншй в коренном залегат-пиш. Это холмообразная постро17п<а высотой 5-7 м И диа-
метром у основания 10 M, сложенная слоистым хрупким материалом (опалом
с примесью оксшидроксидов железа). Ее верплшу формируют бульбообразньте
выделения массивных сульфидов, в составе которых преобладают пирит, марказит
и халькопирит.
С восточной стороны поля гидротермальное вещество присутствует в основном
в виде черных тонкозеръшстьтх высьшок оксидных минералов марганца на поверх-
ности карбонатного осадка. Встречены также небольцше, высотой 2 м И диаметром
5 м, постройки, сложенные ъшзкотемпературньши оксигидроксидами железа
И нонтроъштом.
Строение реликтовой гидротермальной построгпси Мир во многом сходно со
строеъшем ошитсанной ранее активной высокотемпературной построгпси поля ТАГ.
Пирит-халькопиритовьте и халькопирит-сфалеритовые разности центральной зоны
постройки Мир подобны высокотемпературным отложениям зоны “черных куриль-
тшипсов” И ее ближагппей перифергш активной построгпси. Пирит-марказитовые И
пирит-сфалеритовые залежи сходны с более ъшзкотемпературъгьтми отложениями
перифергш активной постройпси И ее зоны “белых курильщиков”.
Низкотемпературные гидротермальные отложения внетштей зоны поля Мир
И периферии активного поля аналогичны.
Главньши отличиями этих двух гидротермальных полей являются следующие:
1. Широко развитые в пределах активной построгпси ангидритовые залежи на
решипстовой постройке практически отсутствуют, что связывается с процессами
Глубина. м
3600

растворения ашидрита в придонной воде после прекращешш гидротермашэной
деятельности;
2. Широкое развитие процессов переработки и замещения первично осажденно-
го гидротермального вещества минеральными фазами, формирующимися при
температурах, отличных от температур отложешш первичного гидротермального
вещества [Копа ct а1.‚ 1993 а, Ь]. Это объясняется более длительной и более
многостадийшой историей формировашш решипстовой гидротермальной залежи.
Среди большинства поднятых на борт сульфидных образцов наиболее часты
халькопирит-пиритовые отложения. В среднем для сульфидной Части постройпси на
долю халькопирита приходится 50%, пирита + марказита — 30% и сфалерита — 10%.
В среднем величина Cu/Zn B сульфишшх отложениях составляет 3/1. Концентрация
редких элементов Ag, As, Sb, Мо и Cd (табл. 2) схош-та с содержанием в сульфидных
отложеъшях меш-той специадшзашш активной постройки поля ТАГ и других
гидротермальных полей срединно-океанских хребтов. Это указывает на близость
состава высокотемпературных гидротермальных флюидов, формирующих сходные
по мгшеральному составу, а соответственно по температуре отложения, руд;нь1е
залежи. Как И на активной высокотемпературной гидротермальной, на реликтовой
постройке Мир наблюдается четкая дифференциашш хушических элементов в зави-
сглмоети от температуры рудоотложения. Высокотемпературные сульфидные зале-
жи медной спегхиазтизашш по сравнеъшю с другими обогащены Си, Со, Sn И Bi.
Таблица 2
Состав гидротермальных отложений гидротермальной постройки Мир (Krasnov et а1.‚ 1995 а)
Мине алъный состав Элементы, %
Основные минералы Второстепенные минералы Ре I Cu I Zn I Si I S
Пирит, халъкопириг Маркшиг, сфалериг 34,12 18,1 0,20 2,43 40,0
Пирит, маркшит, Сфалерит, изокубанит, 34,12 15,2 0,79 2,27 39,15
халъкопирит ковеллин, борнит
Пирит, халъкопирит халькозин, арагонит 30,45 12,75 0,34 3,67 35,41
Пирит, халъкопирит, Марказит, борнит, халькозин, 15,75 9,28 1,54 33,56 15,64
кремнеэем ковеллин, сфалериг, атакомит
Пирит, халъкопирит, халькозин, кремнезем, 19,6 11,75 1,53 10,53 18,05
арагонит атакомит
Пирит, маркшит, Халъкопирит 27,65 2,40 7,55 12,8 37,35
сфалерт‘, Кремнезем
Сфалерит, кремнезем, Маркшит 19,42 1,21 15,05 19,47 26,51
пирит
Кварц Пирит, сфалериг, маркшиг, 12,95 0,81 1,9 40,79 15,24
халъкопирит
Кремнезем Сфалерит, пирит 4,1 0,12 0,96 54,24 4,09
Mn оксигидроксидьх Fe окснгидроксиды 2,24 1,3 0,67 4,8 0,06
Кремнезем, 41,82 0,07 0,17 15,6 -
Ре оксигндроксиды
Mn оксигидроксидьц Fe оксигидрокслищ, атвкомиг 2,6 3,1 0,63 1,73 0,97
Mn и Ре оксигидрок- Атакомит, кремнезем 19,07 4,6 0,09 5,92 0,84
силы
Mn OKCHFHJIPOKCHLEBI Ре оксигидроксицьл, атаками‘: 7,0 8,3 0,66 5,4 0,82
Кремнезем, Ре оксигидроксидш, атакомиг 2,0 0,45 0,14 45,28 1,1
Mn оксигидрокеидьп

Для среднетемпературных сульфидных отложешипй цинковой спетшадшзашш
характерны максимальные содержания Zn, Pb, Ag, Au, Cd, Sb, As И Hg. B НИЗКО-
температурных гидротермальных отложениях, по сравнению с другими разностя-
ми, наблюдаются высокие коъщентрашш $1, Ре, Mn и Мо.
Радиометрическшй возраст самых древних высокотемпературных гидротер-
мальных отложешипй постройки Мир по дашаьш К. Лалоу [La1ou ct а1., 1993]
оказался равным (102 i7)><103. C 50 000 до 700 лет постройка пережила несколько
шшлов активизации высокотемпературной гидротермальной деятельности [Lalou
е: а1., 1995]. Максимальный возраст низкотемпературных корок Mn — оксшидрок-
сидов периферии залежи — (140120) ›‹103лет.
Обобщение материалов по датированню колонок металлоносщтх осадков,
полученных в непосредственной блшзости от решпстовой постройша Мир, можно
найти в статье Ю.А.Богданова с соавторами [1994]. В колошсах встречены прослои
металлоносных осадков, турбидитов и отложешитй "камеъшых потоков”, сложеъшых
преимущественно продуктами разрушения гидротермальной постройки (рис. 11).
Они разделены горизонтами, пелагические осадки которых шппены примеси
гидротермального материала. Соответственно, металлоношьте осадки, турбитшты
и отложения “камеъшых потоков” были сформированы во время активизашш
гидротермальной деятельности, а пелагические осадки, шппенньхе примеси
гидротермального материала, — во время ее прекращеъшя.
Таблица 2( окончание )
Элементы, % Элементы, 10" %
Са | Мп | РЬ Аи | Ag I Hg I Cd I Sb I As I Co I Sn I Bi I Mo
0,06 0,02 100 0,67 9,9 0,78 12 <50 70 12 35 ' 5,2 62
0,18 0,01 200 0.91 24,0 1,0 30 <50 70 <5 9 <1 62
2,93 0,02 150 0,96 28,9 3,6 12 <50 90 160 23 4,2 130
0,03 0,02 170 1,4 178,35 17,0 50 110 100 9 47 8,5 64
3,61 0,06 120 1,14 41,4 2,6 20 <50 90 20 16 2,6 46
0,01 0,02 600 5,05 225,15 9,2 270 120 150 <5 4 <1 36
0,13 0,07 250 7,5 239,35 17,0 550 150 260 29 30 <1 120
0,06 0,09 100 1,05 34,35 2,0 12 <50 60 10 5 <1 51
0,06 0,06 600 3,37 440 16 12 140 <50 <5 3 <1 25
1,2 41,2 <100 0,12 0,95 <0,01 12 400 70 50 <2 <1 1100
0,14 2,31 200 0,03 2,63 0,09 <2 <50 90 <5 <2 4 90
1,22 41,6 <100 0,21 1,3 <0,01 11 <50 <50 73 <2 <1 1030
0,73 17,75 400 0,21 2,5 <0,01 5 <50 <50 >30 <2 <1 940
00
1,04 23,37 <100 0,2 1,17 <0,01 <2 <50 50 93 <2 <1 650
0,59 6,46 <100 0,31 4,45 0,04 5 <50 55 230 13 <1 78

М Ст.2427 о 30 во 90%; о 1 2 3% �9R� 0.1 0.2%
О ' 6 в -1-1-—'l*r' ".—"""'.—"
25 - ' 11,4 А;
13,4
50 - .
20.0
75 -
23.2
100 ' . cu
20,6
125 .
12,8
Fe
150 15.8 Mn
175 - '
200 4 17.0 -
I I
225 - 228 L
caco,
M 5 5 о 40 80% О 2 4% о 0-8 1.6%
° э:
25 1.3 с Zn
' \ Fe u
50
caco, Mn
2“ З -4"""5
PHc.11. вещественный и химический составы и изотошшй возраст донных осадков
1 — карбонатные осадки с содержанием Fe менее 10% (в пересчете на БКВ); 2 — металлоносньте осадки
с содержанием Fe 10-20% (в пересчете на БКВ); 3 — мегаллоносньте осадки с содержаннем Fe более 20%
(в пересчете на БКВ); 4 — мегаллоносньке турбидитът и отложения “каменных” потоков; 5 — граница
размыва. Содержания элементов на графиках даны в пересчете на БКВ
Максимальный: возраст донных осадков поднятых на борт суш-та колонок —
25 тыс. лет. Соответственно штформация о ранних этапах гидротермальной
деятельности в колонках отсутствует. За последъше 25 тыс. лет выделяется три
шпата активизашш гидротермальной деятельности и, соответственно, накопления
гидротермального материала в донных осадках: 23-25, 12-16 и 4-8 тыс. лет назад.
Периодичность этих циклов составила 8-10 тыс. лет. Эти эташя разделены шитклами
прекращения гидротермальной деятельности.

Строение и состав гидротермальной постройки, зональность минерального и
химического состава гидротермальных отложеъшй в ее пределах, данные датирова-
ния свидетельствуют о том, что ее формирование происходило аналогично
формированию гидротермальной залежи активной постройки. По-вишшому
гидротермальная деятельность началась (14О1-2О)›‹103 Her назад с отложения на
поверхности дна ъшзкотемпературньтх гидротермальных мгшералов. Решитктовая
построгпса находится у подножья краевого уступа рифтовой ДОЛИНЫ, где дно
покрыто мощной осыпью, сложенной обломками вулканитов. По аналопиш с
активной постройкой здесь-на начальной стадии гидротермальной деятельности
отложение высоко- и среднетемпературных гидротермальных мгшеральньхх фаз
происходило в полповерхностътьхх условиях, в зоне встречи первичного высокотем-
пературного флюида и занимающих пространства между обломками вуш‹анитов
придонных холодных вод. Гидротермальные отложения цементировали обломки
вутжанитов. Поверхности достигали только сильно разубоженные ъшзкотемпе-
ратурные гидротермальные растворы, отлагающие на дне преимущественно Mn-
ОКСИГИДРОКСИЛЪ]. После закупорки подводящих каналов прекращается проникно-
веъше в кору придонных вод. Пошпшаюншеся высокотемпературные рудоносные
флюиды по немногочисленньш осевьш каналам достшают поверхности дна
практически неизмененньши. Наиболее древние сульфидные отложеъшя датирова-
ны (102:t7) x103 Her [Lalou ct а1., 1993]. Возможно, в будущем будут обнаружены
более древтше сульфидные залежи. Однако они по натшш представлениям должны
быть моложе самых древт-шх ъшзкотемпературньтх отложеъшй.
Рис.12. Геологическое положение гидротермадш-
ных проявлений постройъш Спуппшс (ст. 1838)
1 — базальтовый фундамент; 2 - осыпь; 3 — рыхлые
осашсн; 4 — подводящие каналы гидротермальных
растворов; 5 — ршлом; 6 — положение гидротермальных
построек: а — ннзкотемпературные нерудные обршо-
вания, б — рудная брекчия
В связи с немногочисленностью данных
о возрасте сульфидных отложеъпш трудно
сушать о сравнительно древних этапах ра-
звития гидротермального процесса в пре-
делах постройки Мир. Только последние
25 тыс. лет истории охарактеризованы с
достаточной надежностью благодаря ис-
следованию колонок донных осадков, по-
лученньтх у подножья постройки. Отмечен-
ная вьппе шпсличносгь развития гидротер-
мальной активности на гидротермальной
постройке Мир сходна с той, которая установлена на активной постройке. Важно
отметить, что" более древние из определенных нами циклов активизашш гид-
ротермальных процессов в районах постройте/т Мир инъше активной постро17пси,

Таблица 3
Состав гидротермальных отложений реликтовой постройки Спутник (Лисицын и др., 1990)
Характер проб Мин альньтй состав, %
Сульфиды Оксигидро- Карбонаты Сштикаты Аморф-
ксиды ная (baa
НИЗКОТВМ- Средняя Кв—1 ‚б К—4‚7 Н—1 8 Оп++++
пературная проба Б—1
постройка Ржаво-бурые
включения Кв—1 ‚2 К—2 Н—9 Оп++++
Серые К—2,7 Н-4,2 Оп++++
включения
Черные и бу- Б—1 0 К—2‚б Н—6,4 Оп++++
рьте включения Кв—1 ‚б
Цемент Срештяя проба П—35,8 Кв—38 Н—21 Ам+
брекчии Хп—5‚2
Средняя проба П—1 ‚4 Кв—29 Н—48 Ам+
Хл—21
Сульфиды: П — пирит, Хп — халькопирита Оксигидрокспщьт: Кв — кварц, Б - бернесит
Карбонаты: К — кальцит. Сидшкаты: Н - нонтронит, Хл — хлорит. Аморфная фша: Оп — опал
Ам — неопределенного состава. Количество аморфной фазы в пробе: + — 0—5%; ++++ — 50-100"/o
расположенные примерно в 2 км друг от друга, — сгшхронътьт. На постройке Мир
гидротермальная деятельность прекратилась около 1 тыс. лет назад.
Приблшзителтьно в 100 м к северу от постройша Мир расположен меньший по
размерам гидротермальный холм, названный Спутншсом. Он, по-вишамому,
является сатешштом постройку! Мир. Эта постройтка также располагается в
области развития мощной осьши, прикрытой тонким чехлом “фоновых” рыхлых
осадков, тшттитчт-тьтх для данного региона (рис. 12).
В верхней части постройша фоновые осадки вьпстпиптиваются, и из-под них вы-
ходят на поверхность мегаллоносные илы. Вся вершинная часть покрыта этими
илами. Два туша массивных гидротермальных отложеъшй обнаружены на этой
постройке. Примерно на 10 м глубже верцпшы на поверхности обнажаются
слоистые тела размером не более 1 м в поперечнике, сложенные в основном опалом,
нонтротштом, кадтьшатом (табл. 3). Они окрашены в яркие бурые тона окисными
минералами железа.
Рис.13. Схема строения верцшны
“рудного” холма
1 — РУдная брекчия; 2 — базальты;
3 - гидротермальноизмененньте ба-
зальты; 4 — фораминиферово-кокко-
литовые илы; 5 - металлоносные
осадки; 6 — темно-серый песок,
сложенный нерудными гидротермаль-
ными минералами
1 Шг ЁЗ 4 5 6 Соотношение осадков и вулкани-
тов — вие масштаба

Таблица 3 (окончание)
ХИМИЧЕСКИЙ C0¢7l'aB. "/0 Химический состав 10-4 %
SiO2 A1203 Mn Ti Fe Cu Zn Ni Со Сг Pb Ag Au Cd Ba P
30,3 — 1,14 — 9,6 37 13 — 10 — — 10 - - - 900
69,9 3,5 - - - - - _ _ _ _ _ _ _ _ _
97.4 - 0,11 - 1,96 0,96 0,02 330 10 — 10 _ — — — 200
59,6 3,3 5,4 10,1 0,06 3900 140 45 10 25 10 10 — — — 1730
42,1 8,8 0,04 0,5 14,4 0,49 240 35 30 80 100 26 0,04 5,7 670 670
48,9 5,0 0,14 0,47 11,0 2,01 110 46 40 40 40 35 0,04 6,2 — 90
Ha Bcpxmme обнаружено небольшое, размером менее 1 м, неправильной фор-
мы тело, представленное брекчией. В ней угловатые обломки зеленокаменно-
измененных базальтов сцементированы пиритом, халькопиритом и кварцем. Эти
находки позволяют достаточно однозначно судить о внутреннем строеъши данного
гидротермального образования (рис. 13).
Постройка Спутник неактивна. Являясь сатешштом постройку! Мир, она была
сформирована в один из этапов активизации гидротермальных процессов в пре-
делах основной материнской постройки.
Реликтовые постройки зоны Алвин
Другая цепочка решитктовых построек, первоначально названная Северной
зоной [Копа е: а1., 1993 а], а затем переименованная в зону Алвин, расположена
также у подножья восточного краевого уступа в северной части поля ТАГ (см.
рис. 2). Первые признаки гидротермальных отложешипй в данном районе были
установлены при фотографировали/Ш поверхности дна [Копа е: а1.‚1986 а] И съемках
локатором бокового обзора [Копа е: а1.‚1993 а; Богданов и др., 1994].
Одна из решактовых построек бьша описана И опробована в 1993 г. в точке с
координатами 26° 09, 54 с. ш., 44° 48, 89` з. Д. (глубина 3512-3540 м) при погруже-
ъши ГОА "Алвш1” [Копа е: а1., 1993 b]. Обнаружена сульфидная постро17п‹а
размером, близким современной активной постройке. Сульфидньте образцы
постройтш сложены плотными, твердыми агрегатами Пирита с небольшой
примесью халькопирита и следами сфалерита. Внешняя поверхность сульфидов
покрыта тонкой (менее 1 мм) плешсой оксигидроксидов железа, которая пре-
дохраняег сульфиды от растворения придонной океанской водой.
Другая решитктовая постройка зоны Алвин была опробована при погружениях
ГОА “Мир” в 1994 г. [Bogdanov е: а1., 1995 а]. Она расположена также у подножья
восточного краевого уступа рифтовой дозшны (26° 09, 7` с. ш., 44° 48, 92` з. д.,
гл. 3515 м) в зоне развития разбитого вушсанического фундамента, образующего

протяженные субмеришитональные валы. Высота валов — 10-20 м, ширш-та — около
30 M. Расстояние между валами составляет не более 50-70 м. Оша сложены углова-
тыми обломками базальтов до 30 см в поперечшпсе. На вертшшах некоторых валов
сохранилшсь неразрушеьтньте пиллоу-лавы. Валы ограничены субвертикальньши
склонами. Базальтовый фундамент между валами и восточные их склоны, как пра-
вило, прикрыты маломошньш чехлом рыхлых пелагических карбонатных осадков.
Реликтовая гидротермальная постройпса покрыта также пелагическими осадка-
ми (рис. 14). Только неболышите (1 м в высоту и 3-4 м в длину) обнажения наблюда-
лшсь в верхних крутых частях склонов. Обнажения сложены измененными массив-
ньши и пористыми породами с
сильно эродгтроваътньши поверх-
ностями, образующими либо кру-
глые обособления размером до
5-10 см, тшбо субгоризонтальные
ступеньки. Толщгша слойков, фор-
мирующих ступеньки, — до 2 см.
На одном из обнажештй обнару-
жены трубоподобные тела. Все
обнажающиеся породы покрыты
тонким слоем оксшидроксидов
железа и маргаъща.
Основная часть проб, подня-
тых на борт ГОА “Map”, сложена
сильно изменеъп-тьш гидротер-
мальным кремнеземом с неболь-
шой примесью оксигидроксидов
Рис.14. Bep1'mca.m.I-u.u‘i разрез через гидротермшшиую
постройку зоны Амин ЖСЛСЗЗ. ВСТРСЧСНЪ1 МНОГОЧИСЛЕН-
1 — обломки бшальтов; 2 - пелагические осадки; 3 — НЫС ЯШЛЪНЬКЁ ВЬШЁЛЁШШ ОКСИГИД‘
ггщ-ротермалъньле ОТЛОЖЕНИЯ РОКСИДОВ )I<eJIe3a. MCCTKMI/I На
внешней поверхности образцов
сохранилась железо-марганцевая
корка. Верхняя ее часть (черный рыхльпй слой) сложена в основном гексагональным
бернесситом с небольшой примесью безжелезисгого вернадита. В шитжней желто-
бурой (с зеленоватъши участками) части установлены гидроксид железа — прото-
ферригидрит, нонтрошгт и гетит. Важно отметить, что частицы всех трех установ-
ленных мштералов имеют бактериоподобные формы.
В одном из обнажений была обнаружена сильно измененная гидротермальная
труба диаметром 15 см и высотой 15 см. Стеъша этой трубы, тошциной около 1 см,
состоит из железо-марганцевых окситидроксидов. Материал внутренней ее части
содержит небольшую пргшесь сульфидов — претшущественно шягрита. Труба
заполнена красно-коричневым тонкозернистым осадком.
По данным хшиического анализа (табл. 4), кремнистые отложения, слагающие
основную часть обнажеъпитй, в среднем содержат 88,4% SiO2, 1,46% Fe И сильно
обеднены другими хтишическуши элементами. В противоположность шт, железисто-
кремнистые жильные выделения обогащены Fe, Zn, Cu И Мп. Хтшическшй состав
гидротермальной трубы близок составу вещества железисто-к-ремъшстътх жил,

однако характеризуется относительно менышш содержанием маргаъща. По-
видимому, это связано с различными условиями отложения гидротермального
вещества (полузакрытые условия при формировашиш жил и открытые условия при
формировашш трубы, когда возможен вынос наиболее мобильного гидро-
термального элемента) - маргаъща, за пределы области отложения гидротер-
малъного вещества.
Таблица 4
Химический состав гидротермальных отложений реликтовой постройки
26° 48,92‘ с. ш., 44“ 48‚92` з. д. (Bogdanov et al., 1995 с)
Химические Железо-марганцевые Кремнистые Коричневые Гидротермальная
КОМПОНЕНТЫ КОРКИ ОТЛОЖЕНИЯ ЭКНЛЪНЫВ уба
на на обособления стенка рыхлый
кремнистых базальтах материал,
ОТЛОЖЕНИЯХ 3al'IOJIl'IJl10-
щий трубу
2 пробы 2 пробы 10 проб 5 проб 1 гшоба 1 проба _
% СаСОз 25,4 11,5 — - — -
$102 24,6 — 88,4 5,03-25,0 7,42 5,03
Fe 6,9 14,5 1,46 19,50-46‚1 46,10 27,20
10" % Mn 50000 107800 1160 770-23300 850 770
Ti 2490 4650 25 190-1040 760 190
Р 3880 - 126 220-5150 3000 220
Си 21200 2670 475 3000-16200 3000 7900
Zn 2200 1100 132 10700-22600 H400 22600
РЬ 380 180 19 290-420 310 210
Ni 68 185 34 7-41 7 10
Со 230 1720 9 55-230 164 55
Сг 25 58 8 28-210 210 28
V 150 310 30 120-600 600 -
Ba 200 1400 66 13-340 340 13
Зг 660 940 316 640-2900 2900 640
Несмотря на то, что по данным подводного фотографироваъЩя И картирования
дна с помощью локаторов бокового обзора зона Алвшт включает целую серию
решпстовых построек, болыштнство из ъшх до настоящего времени не опробовано.
Представления о характере гидротермальных процессов, а также их возрасте
можно найти в материалах по исследоваъшю колонок металлоносътьхх осадков,
полученных у подножья этих построек.
К настоящему времени мы располагаем четырьмя танформаттавттьши в этом пла-
не колонками донных осадков, полученньши у самой южной оконечности цепочки
реликтовых построек зоны Алвшт и двумя - у северной периферхш (табл. 5).
На южной периферии зоны Алвин одна из колонок (ст. 3402) пересекла 23 см
рыхлых карбонатт-шх металлоносных осадков и остановилась, достшнув очень
плотного материала, сложенного преимущественно окситидроксидаии железа.
Этот плотньпй материал, по всей видимости, является продуктом окислет-шя
сульфидных отложеншй, “железной шляпой” сульфидного рудопроявлешитя. Судя по

положению точки пробоотбора, это рудопроявление, очевидно, является той
постройкой, которая ошасана Р.Рона [Копа ct al., 1993 b].
Изучение других колонок донных осадков, полученных у южной оконечности
цепочки решипстовьтх построек зоны Алвин, показало, что слагающие их осадки
представлены четырьмя чередующимися тушами отложений (рис. 15) [Bogdanov ct
al., 1995 b; Богданов И др., 1996 б].
Таблица 5
Положение колонок донных осадков, полученных у подножья цепочки реликтовых
гидротермальных построек зоны Алвин
Положение в N9N9 Северная Западная Глубина, Ддшна Источник
цепочке реликто- колонок широта долгота м колоики,
вых построек см
Южное Ст.3402 2б° 09,22 44° 48,85 3572 25 Богданом е1. а1., 1995 Ь
окончание Ст.3366 2б° 09.23 44° 43,91 3559 348 Bogdanov et al., 1995
Ст.3401 2б° 09,30 44° 48,89 3577 405 Богданом е: а1., 1995
C1-,M 26° 09,40 44° 49,00 3550 120 Metz et al., 1988
Северное Ст.2407А 25° 10.45 44° 48,85 3550 223 Богданов и др., 1994
окончание Ст„3360 26“ 10,54 44° 48,89 3600 350 Bogdanov е! а1., 1995 b
Первый туш — это в основном грубообломочньпй материал, представленный
продуктами разрушения гидротермальной постройки в периоды уп-ттенсивной
разгрузки гидротермальных флюидов. В составе этого материала обнаружены
обломки, состоящие из оксигидроксидов железа и марганца, нонтрот-[ита и суль-
фидов. Их соотношетше по вертупсазти существенно изменяется. Обломки
“цементируются” алевритово-пешатовьтм, алевритовым и песчаным материалом,
сложенным преимущественно оксидными мушералами железа и хорошо огранен-
ными кристаллами сульфидов, реже — их друзами, местами — аморфным кремнезе-
мом, часто представленным шттевиттньши (бактериальными 7) образованиями.
Второй туш представлен очень пестрыми отложеъшями преимущественно пес-
чаной размерности. В их составе присутствуют те же компоненты, что и в отложе-
ниях первого туша. Однако каждьпй из слойков чаще всего обогащен оттнутм из
вьппеназванньтх компонентов. Оба туша отложений сформировалутсь в результате
горизонтального переноса продуктов разрушения гидротермальной постройки,
которые частично (второй туш) испытали механическую сортировку.
Третий и четвертьпй типы отложеъпипй — это тупшчные металлоносные осадки,
сформировавтшитеся по механизму “часттща за частущей". Разтшчия между этуши
двумя тушами отложений в том, что в составе отложештй третьего туша существен-
на примесь хорошо ограненных криста.тшов сульфидов; ушогда om: являются
главными компонентами осадков и формируют сульфиттньте прослои. В составе
отложении четвертого туша основнъпии гидротермальньтми компонентами
являются оксигидрокситтьт железа. Во многих случаях в этих отложениях в значи-
тельных котшчествах присутствует пелагическшй материал, представленный
биогенными остатками (форамушиферы, кокколштьт), глупшстъши минералами,
цеотштами.

B°3Pa°Tv Возраст.
Н Mme. лет Кол. М Кол. 3366 Кол. 3360 Кол. 2407А тыс; лет
° 7,9
12,8
13,5
Ё 1
14.5 :3:
1 `��� 2
21.7 д; 3
31,2 4
5
26,7
Е! в
2 Ре.% СаСО,.% Fe,% CaCO,.% 7
025 5оо4овоо255оо4ово
4 ‘ д"; Е
в - Ё '
ё �If� I
д 12- "ч. м‘;
1‘. 16. ад
3 ё 20 3
° ъ
д‘ 24 Kon.M Kon.2407A5
23 З
32 °
Рне.15. Литолопш осадков колонок, полученных у южных построек зоны Алвшч (ст.3366, ст. М — Metz
е! al., 1988) н северных построек (ст. 3360, ст. 2407А)
1 - карбонатные mm (более 50% СаСОз); 2 — карбонатные мегаллоносньле mm (более 50% СаСО3,
более 10% Fe B пересчете на БКВ); З — слабокарбонатные мегаллоносньте mm (25—50% СаСОз, более 10% Ре
в пересчете на БКВ); 4 — мегаллоносньхе осадки (менее 25% СаСОз‚ более 10% Ре в пересчете на БКВ); 5 —
тонкослонсгые “гидротермальные” отложения; 6 - грубозерннсгьте “гидротермальные" отложения; 7 —
рассеянное вулканнческое спекло в составе осадков. Возраст осадков — по данным радиоуглеродного
датирования. На врезке - измененне содержаннй Ре и СаСОз с возрастом в натуральных сухнх осадках
колонок ст. М н 2407А
Особенностью колонки 3401 является четкое выделение верхнего (0-212 см)
окисленного и нижнего (212-395 см) восстановленного горизонтов. Ниши/п?
горизонт подстилается слоем (395-405 см) окисленных карбонатных металлоносъхых
илов. Формирование восстановленного горизонта обусловлено полным изъятием
окислителей (прежде всего, кислорода) при частичном окиспешш сульфидов.

Исследование мгшерального и химического состава донтшх осадков и особенно
грубозернистых их фракцтт, являющихся продуктами разрушения массивных
гидротермальных построек, подтверждает наличие здесь реликтовых построек,
сложенных высокотемпературными сульфидными отложениями шанково-медной
специализации. Обнаружение в метатшоносных отложениях свободного кремнезема
свидетельствует о Цшроком развитии кремнистых отложеншй в пределах гидротер-
мальных построек зоны Алвин. Это бьшо подтверждено при погружениях ГОА
“Мир”.
В грубозерниегой фракции донных осадков колонки 3366 изучен состав низко-
температурных железо-марганцевых мгшеральньтх фаз. Среди них почти повсеме-
стно резко преобладают гетит и нонтронит. Только в верхней части колонки, где
в донных осадках уменьшается содержание “гидротермальното” осадочного
материала, пропадает нонтронит (как, к тому же, и сульфиды), появляются гидро-
генные оксиды марганца. Это однозначно фиксирует резкое ослабление, а затем
и прекращение гидротермальной активности ретшктовой постройки, питающей
осадки гидротермальным обломочным материалом.
К настоящему времени мы располагаем материалами датирования металлонос-
ных осадков этой группы станций только по одной колонке [Metz ct а1., 1988].
13,6 тыс. лет — наиболее древняя датировка осадков этой колоъпси. До настоящего
времени по данным анадшза колоъпси высокотемпературная гидротермальная фаза
датируется возрастом 10-4 тыс. лет. Осадки более молодого возраста фиксируют
резкое ослабление и прекращение гидротермальной активности. Следует отметить,
что максимальньпй (определенный на сегодняшний день) возраст сульфидов, сла-
гающих огшсанную Р.Роном постройку, равен 41-52,5 тыс. лет [Копа et а1., 1993 Ь],
а низкотемпературных гидротермальных отложешипй (бернессит) — 74 тыс. лет
[Lalou ct а1., 1995].
Наиболее представительная колонка метшшоносньтх осадков северного окон-
чашигя цепочки релшстовых построек зоны Алвгш получена на ст. 2407А [Богданов
и др., 1994]. Вторая колонка ст. 3360 [Bogdanov ct а1., 1995 Ь; Богданов и др., 1995 б]
в значительной степени. сходна по строеъшю и составу донных осадков с предыду-
щей колонкой. Нижняя часть колонки ст. 2407А с возрастом древнее 20 тыс. лет
сложена неметатшоносными пелагическими карбонатными осадками, местами
обогащенными вушсаничесшш стеклом. В средней части обнаружены высокожеле-
зистые (более 20% Fe B пересчете на бескарбонатное вещество) метшшоносньте
осадки с возрастом 14-20 тыс. лет. В пределах этого слоя выделяется небольшой
прослой (около 25 см толтциной) турбидитов и грубозернистых отложешипй
“каменного” потока, сложенных преимущественно материалом разрушешигя
гидротермальной постройки. В верхней части колонки залегают метатшоносные
пелагические осадки с содержанием основного гидротермальното компонента —
железо — 10-20% (B пересчете на бескарбонатное вещество). Возраст этих осадков —
8-13 тыс. лет.
Анализ материалов по датироваъшю гидротермальной активности в пределах
цепочки релшстовых построек в зоне Алвин показывает следующее:
1.— Первые выходы высокотемпературных гидротермальных флюидов на по-
верхность датируются, по крайшей мере, 50 тыс. лет назад; не исключено, что
далънегппие исследовашигя позволят получить более древние величштьт;

2. В северной части зоны последняя высокотемпературная гидротермальная
фаза имела место 15-13,5 тыс. лет назад;
3. В южной части высокотемпературные гидротермы проявлялись 10-4 тыс. лет
назад, кроме того, отмечена более древняя фаза [Bogdanov е: а1., 1995 Ь], которая,
вероятно, совпадает по времени с фазой, отмечеъшой в северной грутше реликтовых
построек.
4. Низкотемпературные гидротермальные отложения
восточного краевого уступа рифтовой долины
В 1972-1973 годах в области тектонических нарушений в пределах восточного
краевого уступа рифтовой долины были обнаружены небольшие тепловые
аномалии [Копа е: а1., 1975, 1984 а, Ь; Копа, 1978, 1984] и повышенные концентра-
ции в воде изотопа 3Не [Jenkins ct а1., 1980], что свидетельствовало о наличшт
современного потока тепла и вещества из коры с гидротермальньши растворами.
Подводное фотографирование, а затем и погружешитя ГОА “Алвшт” в 1982 г. и ГОА
"Мир” в 1988 г. позволили обнаружить низкотемпературные гидротермальные от-
ложешитя в полосе дшишой 2-3 км на глубине 3700-3000 м, а также теплые подводные
источншси с температурами менее 20°С [Rona е: а1., 1984 а, Ь; Thompson е: а1., 1985;
Гидротермальные образованиям 1992].
Болышшство из этих отложеншй приурочено к тектоъшческим разломам, по
которым происходили вертикальные подвижки блоков океанской коры, связанные,
как полагают [Zonenshain е: а1., 1989], с процессами разуплотнешитя вещества при
серпентинизашш ультраосновных пород самых низов океанской коры и верхов
мантии.
Низкотемпературные отложешитя в данной зоне представлены тонкими черными
глобулями окисных минералов маргаъща на поверхности карбонатных пелагиче-
ских осадков, тончайтшихми марганцевыми пленками на крупных скелетных
остатках планктонных организмов (птеропод, форамиътифер), массивными отло-
жениями в виде корок толщиной до 5 см и неправильной формы слоистых образо-
ваншй. На поверхности некоторых из них обнаружены пальцеобразные тела
диаметром в 3-4 см и высотой до 10 см, которые рассматриваются в качестве устье-
вых построек низкотемпературных подводных источшщов. Среди массивных от-
ложеншй идентифшшроваъты бернессит, аморфные гидроксиды железа, нонтронит.
Высокое содержание марганца и относительно низкое — железа и малых метал-
лов в преимуЩествеш-ю марганцевых отложениях (табл. 6) указывает на их
сходство с другшии аналогичными образованиями гидротермальных полей и на
существенное отличие от гидрогеншлх железо-марганцевых корок и конкрешай,
которые резко обогащены малыми металлами. Вьшозтненные нами исследования
химического состава марганцевых корок позволили обнаружить в части из них
аномально высокие содержат-мл кобальта — 0,066-0‚067%.
По данным радиометрического датирования скороегь наращивания низкотем-
пературных гидротермальных отложений данного района равна 130-250 мм

в 1млн. лет [Scott ct а1., _1974]. Иными словами, она более чем на 2 порядка
превьппает скорость роста гидрогенных железо-марганцевых конкреций и корок
[Богданов и др., 1990; Батурин, 1993].
_ Таблица 6
Химический состав низкотемпературных гидротермальных отложений восточного краевого
уступа рифтовой долины (в %)
Преимущесгвенно марганцевые Преимущественно железистые отложения
Химический _. отложения
пЁобладающнй минерал — бернесиг)
ЭЛЕМЕНТ Массивные Рыхлый Преобладающий Преобладающие
отложения материал минерал - минералы — аморфные
ношронит окснгид-роксидьх Ре
или 1 <2)* о» (т (gr
Fe 0,1 0,1 9,57 32,35 11,52
Mn 52,3 39,2 41,54 0,67 2,13
Si 0,06 — 1,24 12,15 5,88
Ca 1,56 — 1,39 0,17 0,92
А1 0,03 — 0,09 0,05 0,05
Mg 0,92 — 1,05 1,86 0,62
Ti 0,31 — 0,37 0,94 0,65
K 0,43 — 0,51 1,34 0,90
Со 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01
Ni 0,01 0,01 0,03 0,01 0,01
Cu 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
Zn 0,01 — 0,01 0,01 0,01
‘Источники: 1 — Thompson е! а1., 1985; 2 — Scott et а1., 1974
Возраст низкотемпературных отложений здесь — от (l25j:25)xl03 до 4x103 лет
[Lalou ct а1., 1995]. Однако выход низкотемпературных гидротермальных вод
продолжается до настоящего времени.
5. Соотношение разных типов гидротермальных проявлений.
Природа гидротермального поля ТАГ
Два типа [ШРКУЛЯЦИОННЬЛХ ГИДРОТЕРМИЛЬНЬПХ СИСТ ем
Напомним, что в пределах гидротермального поля ТАГ обнаружено три про-
странственно разобЩсш-[ых туша гидротермальных построек: в рифтовой долине —
активная и цепочка релшстовых построек, на восточном краевом уступе — ъгизко-
температурные образования. Сходство морфологтш, состава и свойств гидротер-
мальных отложенрш активной и репшстовых построек, их зональности, шпсличио-
сги рудоотложения, по-вишшому, свидетельствуют об их генетической связи.
В этом случае мы должны прештолагать наличие в коре шабо единого для этих двух

типов построек источника высокотемпературных гидротермальных рудоносных
флюидов в виде сшил-той магматической камеры, либо нескольких сходных магмати-
ческих камер. По составу и свойствам гидротермальных флюидов и осаждаюшихся
из них минеральных комплексов гидротермальные проявления, приуроченные
к рифтовой Долине, не отличаются от всех изученных ранее высокотемпературных
проявлений океанских рифтов и обусловлены формированием гидротермальных
циркуляционных систем над коровыми магматическими камерами.
Однако наличие дошодействующей (по крайней мере около 125 тыс. лег) гид-
ротермальной системы, являющейся причиной формирования на поверхности дна
низкотемпературных гидротермальных отложеъшй, в пределах восточного крае-
вого уетупа не укладывается в принятые ранее схемы развития гидротермальных
процессов. Предположение о том, что формирование низкотемпературного
гидротермального поля связано со значительным латеральным перемещением
гидротермальных флюидов, образующихся под рифтовой дошшой [Rona, 1980],
вряд ли можно признать справедливым. Исследование геологического строения
восточного краевого уступа с помощью ГОА “Мир” [Зонентпайн и др.‚ 1992;
Zonenshain ct а1., 1989] убедило нас в том, что целая система вертгшальных
разломов, образованная в результате вертикального подъема крушаых блоков
океанской коры (формирование аномального склона рифтовой догшны) должна
служить экраном для мшрирующих по латерадш флюидов. Поэтому для зоны
низкотемпературных проявлений необходимо искать иной источник гидротер-
мальных растворов.
Ранее указывалось, что формирование аномального восточного склона рифто-
вой долины связано с процессами серпентинизашш ультраосновных пород низов
океанской коры и верхов мантгш. За пределами рифтовой дозшны, где отсутствует
коровая магматическая камера, океанская вода может проникать на значительные
глубины в кору и достигать верхней мантии. Она и обуславливает процессы
серпентинизации ультрабазитов. Но в таком случае мы должны допускать и то,
что остаточная после реакции с ультраосновными породами океанская вода может
трансформироваться в высокотемпературный рудоносньпй флюид. Мы вправе
предполагать нашитчие взаимосвязи между процессами серпентинизашш и форми-
рованием глубшшой гидротермальной циркуляшги.
Почему же на полигоне ТАГ на краевом уступе присутствуют только гидротер-
мальные образовашитя, связаншяе с сильно разубоженньтми низкотемпературными
источншсами? Это обусловлено тем, что пошпшаютциеся с больших глубин к по-
верхности дна первичные гидротермальные рудоносные флюиды из-за большого
перепада гидростатического давления неоднократно испытывают фазовую сепа-
рацшо, разгружаются, формируя в океанской коре щтокверковые и вкрапленшяе
рудопроявления. В пошповерхностньтх горизонтах высокотемпературные флюиды,
вероятно, встречаются с проъшкаютцими в кору холодными придонными водами,
где завершается формирование высокотемпературных гидротермальных минераль-
ных фаз. В выходящем на поверхность дна остаточном низкотемпературном
гидротермальном растворе сохраняются только Mn И частично Fe И Si. B настоя-
щее время получены неопровержимые доказательства существования глубинных
гидротермальных Циркуляционшях систем (см. раздел о гидротермальных рудопро-
явлениях 14° 45` с. ш. Срединно-Атлантического хребта).

Взаимоотношение между активной и реликтовыми гидротермальными
постройками
Ранее было отмечено, что геологическое положение современной активной
гидротермальной постройки, а тем более цепочки релшстовых построек гидротер-
мальното поля ТАГ, отличается от того, что известно для других гидротермальных
полей Мировой рифтовой системы. Оша находятся в нескольких километрах к во-
стоку от современной неовушсаштческой зоны. Два обстоятельства, отмеченные
при исследовашш геологического строения этого района, должны учитываться для
объяснения причины столь аномального геологического положешитя построек.
1. При интерпретации гидромагнитной съемки рифтовой долины был зафгшси-
рован перескок оси спрединга в западном направлении [Копа and Gray, 1980;
Аплонов, Попов, 1990; Аплонов и др.‚ 1992].
2. Молодой вушсанизм не фиксируется только осевой трещиной, как в других
изученных центрах спрединга [Монин и др.‚ 1985], а рассеян по всей рифтовой
доштне [Копа ct а1., 1993 а, Ь]. Вблизи активной гидротермальной постройки, где
наиболее древние гидротермальные отложения датируются 40-50‘ тыс. лет, обна-
ружен вулканический купол, самые молодые вулканиты которого не древнее 25 тыс.
лет [Богданов и др.‚ 1992 а, б].
В резушлате геолого-геофизических съемок бьш установлен характер сегмента-
ции спредиьтговвго хребта. Центр спрештша разделен трансформньпии разломами
на отдельные ячейки. При этом размер ячеек меняется от нескольких десятков до
нескольких еътън километров в соответствгш с изменением скорости спрединта
[Ва11агс1 and Franchetcau, 1982; Crane, 1985; Schouten ct а1., 1985]. Вдоль сегмента
хребта, заключеъшото между трансформными разломами обнаруживается одш-т или
несколько прштоднятых над рифтовой долиной участков (сводов), являющихся
конструктивными вушсаническими формами. Они метят положеьше кор овых магма-
тических камер, разделенных пространствами рифтовой долины, где они, а соот-
ветственно, вулканические своды, отсутствуют. Высокотемпературные гидротер-
мальные постройки поля ТАГ находятся на вертшше такого свода, поштимающего-
ся над рифтовой доштной на более чем 400 м. Обычно высота таких сводов
колеблется в пределах Мировой рифтовой системы от 50 до 600 м в соответствии со
скоростью спрединга [Сгапе, 1985]. Наратшитвание вушсанического свода происхо-
дит до тех пор, пока его вершина не достигнет положешитя “зеркала астеносферы”
[Монин и др.‚ 1985]. Затем вулканизм прекращается и начинается продолжительная
тектоническая фаза. На основашш морфоструктурного анализа рифта низкоспре-
дингового хребта [Gente, 1987] установлено, что продолжительность вулканической
фазы, в течение которой формируется вушсаническгпй. свод, оцеъшвается в 250-
500 тыс. лет. Продолжительность тектонической фазы составляет 500-750 тыс. лет.
По-видтшому, в районе гидротермальното поля ТАГ в настозпцее время завер-
шается вушсаническая фаза. Эта фаза Цикдшчъта. Цшсл вушсанической деятельности
сменяется авушсаническим шлслом, в течеьше которого активно проявляются
гидротермальные процессы. Эта шпсличт-тость, как бьшо показано ранее, достаточ-
но уверенно фиксируется B колонках донных осадков, полученных у подножий
гидротермальных построек.

Наиболее древние высокотемпературные гицротермальные отложения обнару-
жены в пределах цепочки релшстовых построек у подножья восточного краевого
уступа. Очевидно, подннмаютшаеся из реакционной зоны над кровлей магматиче-
ской камеры высокотемпературные рудоносные флюиды использовали в качестве
потпзодного канала разлом, разделя1о1ш4й вертгшально вздернутый блок океанской
коры и участок коры рифтовой дошшы. Вполне возможно, что гидротермальная
деятельность в пределах всей этой цепочки релшстовых построек началась
одновременно. Однако ее завершение на северных постройках датируется 13,5 тыс.
лет назад, а вблизи совремеьшой активной постройки, на южных постройках, в
частности, Мир — около 1 тьтс. лет назад. В настоящее время активная гидротер-
мальная постройка находится в центральной части вушсанического свода. Можно
предполагать, что в вушсаштческую фазу с “созреваттием” вулканического свода
постепенно уменьшается размер магматической камеры, а соответственно, и размер
площади, на которой могут проявляться гидротермальные процессьт. Она посте-
пенно сужается к Центру свода. В ближайшем будущем в связи с перескоком Центра
спрединга на запад в восточной части рифтовой долшны следует ожидать полного
прекращет-Шя как вулканической, так и, соответственно, гидротермальной дея-
тельности.

ГЛАВА II
ГИДРОТЕРМАЛЬНОЕ ПОЛЕ БРОКЕН СПУР
(29° с. ш.)
Первые сведения о новом гидротермальном поле рифта Срединно-Атланти-
ческого хребта на 29° с. ш. были получены во время 76 рейса НИС “Чарльз
Дарвшч” [Murton, 1993; Murton е‘: а1., 1993, 1994]. Это поле получило назваъше
Брокен Спур. Исследования этого поля бьпш продолжены в том же году с исполь-
зованием ГОА “Алвгш” [Murton and Van Dover, 1993; Murton ct а1.‚ 1995]. Во время
Британско-Российской экспешщша BRAVEX/94 на НИС “Академгш Мстислав
Келдьцп” [“BRAVEX/94” Scientific Теат, 1994] в районе гидротермального поля
были проведены комплексные геологические исследования, включающие погруже-
HHS! на ГОА “Мир".
1. Геологическая позиция
Гидротермальное поле Брокен Спур расположено в пределах одного из сегмен-
тов рифта второго порядка длшчой 61 км примерно в 100 км к югу от трансформ-
ного разлома Атлантис. Рифтовая дошдгна, ограниченная краевыми тектонически-
ми уступами, имеет азимут простирания 20-25°, Цшршту около 5 м (на широте
гидротермального поля) и глубшту до 3200-3300 м. В западной часги дошшы
расположено осевое поднятие или неовушсаническая зона, прршоднятая над дном
долины примерно на 250 м (рис. 16).
Поверхность всей рифтовой дошшы сложена базальтами, практически лшпен-
ными покрова донных осадков. Попытки получить колонку донных осадков
уподошвы удалеш-гого от неовулканической зоны восточного краевого уступа не
увенчались успехом. Один из пробоотборшжов принес только мелкие обломки
свежего вулканического стекла корки закаш‹и. По-видиъдому, в пределах всей
рифтовой долины возможная толпцша осадочного покрова не превьппаег 10 см. На
гидротермалъном поле ТАГ‚ расположеш-гом в той же кшшатггческой зоне, что и
пшротермалъное поле Брокен Спур, были определены ранее [КугЩов‚ 1993] средние
скорости осадконакоплеъшя. Они оказались равными 0,5-1 см/1000 лет. Исходя из
этих величин, следует принять, что максимальный возможньпй возраст вушсанитов,
покрьгваюпшпх дно рифтовой дошшы, не превьплает 10-20 тыс. лег. Развитие столь

молодой коры у восточного краевого уступа, удаленного от центра спредиъпа на
несколько километров, может быть объяснено двумя причинами:
1 — либо в послеш-ше 10-20 тыс. лет произошел перескок центра спредиша с во-
стока на запад;
2 — либо дно рифтовой дошшы покрыто маломощным чехлом молодых покров-
max базальтовых излишний, под которыми захоронены более древъше вулканиты.
4З°1З` ад. 12` 11`
29°12` с.ш.
1 Йг Ё=Ь L: =l4 L‘ 15
Pnc.16. Карта рельефа внукреъшего рифгга в районе гиддротермшшиого поля Брокен Спур
1 — глубина более 3200 м; 2 — подошва краевого уступа; 3 — акгивная ось спрединга; 4 — реликтовая ось
спрединга; 5 — положение гидротермального поля. Изобаты в метрах

Первая причина представляется более правдоподобной. В обнаруженном в
северной части исследованного сегмента рифта оверлешшнге спрединтовых цен-
тров, западная неовушсаническая mm экструзивная зона, в пределах которои
находится активное гидротермальное поле Брокен Спур, вишигмо является про-
двигающейся на север, в то время как восточная — отмирающей. Находки к югу
от восточной экструзивной зоны одушочнътх меридионально вытянутых поднятшй
как-будто свидетельствуют о том, что в исследованном районе первоначально
центр спредиътта находится на востоке. Западный же центр спредиша развился зна-
чительно позднее при отмирании восточного. Вероятно, это произошло 10-20 тыс.
лет назад.
При погружениях на ГОА “Мир" удалось наблюдать характер поверхности дна
непосредственно у подножья и на склоне современной неовушсанической зоны.
Склон этой зоны сформирован вушсашатчестсими трубами дшишой до 1-2 м и до 30 см
в диаметре, наклоненньтми вниз по склону. Концы части труб разбиты и усложне-
ны многочисленными более мелкими вторичными трубами. Среди труб встречены
также редкие подушки до 50 см в диаметре, часть из которых пустотелая.
Вушсанические образования присьшаны тонким слоем рыхлых карбонатных
осадков тошциной в несколько миллиметров. В понижеьшях вушсанического
микрорельефа покров донных осадков достигает тошшшы в первые сантиметры.
Очевидно, увешитчение толщины осадков здесь связано с перераспределением
осадочного материала непосредственно на поверхности дна. Учитывая это, можно
полагать, что возраст базальтов здесь не превышает 1000 лег. У самой верхшитны
экструзивной зоны встречены излияния очень свежих базальтов, практически
лишенных покрова рыхлых осадков даже в западинах между вулканическими
трубами и подунпсами. Кстати, эти более молодые вушсанические формы в среднем
более мешсие по сравненшо с ранее описанными. Однако они развиты локально,
местами более древние разности вушсанитов распространяются до самой вершины.
Важно подчеркнуть, что, во-первых, вся экструзивная зона, выраженная в рель-
ефе в виде ориентироваьп-того субмеридионально вала, является аккумулятивной
вушсанической, во-вторых, в пределах этой зоны не встречено никаких признаков
тектонических подвижек, кроме тех, возшпсновение которых связано с образовани-
ем осевого грабена, а также одиночных гьяров на склоне вала.
Осевой грабен вытянут вдоль оси экструзивной зоны. Он представляет собой
структуру шириной 35-50 м, глубиной 30 м и длш-той 1,2 км. К югу он сужается до
2-3 м. Краевые устутпл, ограничивающие эту шитнегптуто структуру, имеют ступенча-
тьгй характер (рис. 17). При погружении ГОА “Мир” на подходе с востока к ос-
новному восточному уступу грабена встречена только одиночная вертикальная
трещина без признаков вертикального смещения блоков океанской коры (гьяр).
В стенках уступа обнажаются срезанные его поверхностью вулканиты. Места-
ми встречены участки уступа, “залеченные” более позш-пши вушсанитами. Дно
осевого грабена покрыто довощно молодыми вушсаьшческими излияшитями. Также
было обнаружено несколько субширотных тектонических нарушеншй, выраженных
в виде трещин либо в виде перемычек, нецшроких (до 1-2 м) субширотных базаль-
товых стенок в пределах осевого грабена.
Возраст осевого грабена, исходя из взаимоотношения его структур с вушсани-
тами, должен быть моложе 1000 лет.

I Ст.3 Ст.5
Спаир Ваше Нест
366"C 357°C
Ст.4
Сарацын Ход
20
Бои
э
° ” ©
а
Западное плато
(— 3070 до — 3090 м)
Восточная долина
(~ 3110 M)
I78
Ё
О
-O
ю
-U
to
Рис.17. Положите гидротермальных построек поля Брокеи Спур
1 — осевой грабен на вершине неовулканической зоны ГОА “Алвин” в 1993 г. (Mutton and Van Dover,
1993) (рис. из [Duckworth е! а1.‚ 1995]); на врезке — положение станций 1-5; II — положение гидротермаль-
ных построек по данным экспедиции BRAVEX/94 (BRAVEX/94 Scientific Team, 1994) (рис. из [Copley and
Tyler, 19951); 1 — черные “курильщики”; 2 - марки, оставленные ГОА “Мир”; 3 — марки, оставленные ГОА
“Алвин”. Цифры: 1 - "Сарацын Хед”, 2 — базальтовые столбы; 3 — “Байт машрум”, 4 — “Спаир”,
5 — “"Васпс Нест”, 6 — “Богданов сайт", 7 — “Догс Xen”,8 — "Байт батгон", 9 - “Джюди тауер”, 10 — “Трипл
чимней”, 1 1 — “Снегпсфиш сиги”, 12 - построгпса “K”, 13 - восточная сгеика грабена

Гидротермальные постройпси поля Брокен Спур приурочены либо ко дну осево-
го грабена, либо к уступам, его формирующим. Главное, что они были образованы
после заложения осевого грабена. Соответственно, их возраст должен быть
заведомо менее 1000 лет.
2. Морфология гидротермальных построек
В результате проведенных исследований на Г ОА “Алвш-х" [Murton and Van
Dover, 1993; Murton et а1., 1995] и ГОА “Мир” [BRAVEX/94 Scientific Team, 1994;
Bogdanov et а1., 1995 с] в пределах гидротермального поля Брокен Спур на площади
около 10000 м? открыто более 10 гидротермальных построек, значительная часть
которых активна в настоящее время. При каждом новом погружентш обнаружива-
ются все новые и новые построгпси. Можно полагать, что после детальных исс-
ледовашипй, которые до сих пор не проводились, это поле превратится в одно из
наиболее мощных по интенсивности рудоформируюЩей деятельности, ибо, если
прштять, что гидротермальные процессы начались после образования осевого
грабена, к которому они приурочены, то следует заключить, что все гидротермаль-
ные построгпси были сформированы за исключительно короткий промежуток
времени, менее, чем за 1000 лет.
Ниже приводятся описания морфологрш только некоторых из этих построек,
которые удовлетворительно исследованы при погружениях.
Наиболее крутшая из шах — сульфидная постройка Сарацын Хед, расположен-
ная в Центральной части осевого грабена, на самом юге гидротермального поля
[Murt_on е: а1., 1995]. Она имеет высоту 35-40 м и ‚диаметр у основания около 20 м.
Близкие к вертшсаэтьньш склоны постройпси имеют несколько “крьшообразных”
выступов тшитриной в первые метры и 0‚5-1 м тошциной. Выступы находятся на
высоте 5,15 и 25 м от поверхности дна. Один из выступов имеет активную сульфид-
ную трубу — “черный курштьтцитс”. Вершина этой постро1`7пси округлая, ‚диаметром
около 5 м. Ее слагают выветрельте сульфидные обломки разрушенных гидротер-
мальных труб, разбитые массивные сульфиды. Над ними обнаружены три актив-
ных устья гидротермальных растворов, напоминающие по форме пчешишые ульи,
высотой 0,5-1,5 м и в диаметре 0,3-0,6 м. На вертшше этих бульбообразных
построек обнаружены многочислеьшые трубки высотой 10-20 см и диаметром
1-4 см, из которых выходят гидротермальные воды. Толщина стенок этих трубок не
превьплает 3-4 мм. Группы трубок, часто сраетаюншеся, напоминают органные
трубки. Замеры температуры гидротермальных растворов, разгружающихся в
верхней части постройпси, составляют 361,7°С. Дно вокруг построгпси покрыто
выветрельши обломками сульфидных отложений, в промежутках между которьши
высачиваются низкотемпературные гидротермальные растворы (shimmering water).
Расположенная к западу (у восточной стенки грабена) сульфидная постройка,
получившая название Васпс Нест, имеет высоту 15-20 м и в диаметре — 8-10 м.
Стенки постройки в 3-5 м от вершшты покрыты ангидритовой коркой с бактери-
альньш матом. На вершине постройпси расположены два ангидрит-сульфиштьтх

образования, напоминающие гтчешишьхе ульи, и сульфидные трубы типа органных,
длиной 50-70 см и в диаметре 5 см (“черные курштьтцшси”). Максимальная темпера-
тура гидротермальных растворов — 357,5°С. Поверхность дна. у основания
постройки покрыта обломками выветрелых сульфидов и металпоносными
осадками. Эти отложения простираются от постройпси по крагшей мере на 5 м.
Третья активная сульфилная построгша, получившая название Спаир, распо-
ложена к западу от Сарацьтн Хед, на поверхности одного из уступов, ограничи-
вающих осевой грабен. Она представляет собой колонну высотой 18 м и 1-2 м в
диаметре, стоящую на цоколе высотой 4 м и тштрш-хой 10 м, сложеъшом преимуще-
ственно выветрельши сульфидными обломками и покрытом местами металлонос-
ньши осадками. На ее Вершите также Присутствует ‚диффузор, напомш-хаютттий
пчешшый улей. Поверхность сульфидных стенок построшси покрыта пленкой
оксшидроксидов железа. По многочисленньш третшшам наблюдается ‚диффузное
истечение гидротермальных растворов. Замеренная температура гидротермального
раствора на вершше построгпси составляет 359,9°С.
На дне осевого грабена, в 30 м к северу от построгпси Васпс Нест, при погруже-
ниях Г ОА “Мир" обнаружена новая активная постройпса, помеченная маркой
ВХ 16 (Богданов сайт) (рис. 18). Она имеет цоколь высотой около 10 м и ‚диаметром
15-20 м. Цоколь сложен угловатьши обломками сульфидов размером 15-20 см в
поперечнгше. Большшство обломков покрыто с поверхности тонкой бурой
плешсой оксшидроксидов железа. Облошси в верхней части цоколя сцементирова-
ны руднъш веществом.
На цоколе расположено две постройпси. Основная неактивная столбообразная
построгпса имеет высоту 12 м и ‚диаметр у основания около 3 м. Склон ее сложен
подушкообразньши рудньши образования-
ми, часть из которых полая. Некоторые
“подушки" заканчиваются горизонтально
вытянутыми коническими отростками, об-
разованньши в результате осаждения гид-
ротермального вещества вокруг горизон-
тально истекающего рудоносного фшоида.
Эти отростки представляют собой горизон-
тально ориентированные сульфидные тру-
бы, которые в настоящее время запош-тены
руднъш веществом и являются редшктовьши.
На некоторых из сильно выступающих за
поверхность склона “поду1ш‹ах" обнаруже-
ны также реликтовые вертшсальные гидро-
термальные трубы. Такая форма построгпси,
когда после залечивания основного верти-
кального канала гидротермальных флюидов
происходит наращивание построгпси в сто-
рону в виде "подушек” и горизонтально
ориентированных труб, фшссирующих pm-
Pnc.l8. Строение гидротермальной тенсивньпй горизонтальный поток рудонос-
ттгойдт “х 1‘ (5°"l="°° сайт) ного флюида, отмечена нами впервые.

Более низкое сооружение, также сложенное подутшсообразньши рудными отло-
жеъшями, расположено на цоколе несколько севернее. В верхней его части обнару-
жен дьтнеобразньпй (типа “пчелиный улей”) ‚диффузор до 50 см высотой и около
20 см в диаметре. После того, как он был отломан машиптулятором аппарата, из
образовавшегося отверстия стал подниматься мощньпй столб вь1сокотемпературно-
го раствора с густой черной взвесью (“черный курильнштс”).
Грангща между цоколем и стояцпши на нем постройпсами четко фшссируется
небольшой площадкой около 20-40 см. Над цоколем в пределах этой площадки
наблюдается ш-хтенсивное истечение теплых гидротермальных вод. Местами эти
воды содержат густую черную взвесь (теплые “черные курильтшши"). Последнее
является прямым доказательством того, что область встречи высокотемпературных
рудоносных флюидов с придонной холодной водой происходит в подповерхност-
ных условиях, возможно, в пределах цоколя постройки. В зоне выхода на поверх-
ность теплых вод наблюдаются белые и сш-хе-бельте бактериальные обрастания (но
не бактериальные маты), массовые поселения креветок, крабов и других представи-
телей гидротермальных сообществ. Ниже этой зоны, в верхней части цоколя,
в пустотах между рудньши обломками - массовое поселение утрей.
Огшсание других активных и реликтовых построек гидротермального поля
Брокен Спур можно найти в статьях Б.Мартона [Murton ct а1.‚ 1995] и Ю.А.Бог-
данова с соавторами [Bogdanov е! а1.‚ 1995 с], а также Р.Несбита [Nessbitt, 1995].
Важно отметить несколько общих черт в строеншх гидротермальных построек
гидротермального поля Брокен Спур. Могут быть выделены три основных
элемента, слагающих эти постройпси. Часть из шах имеет цоколь, сложешчый
облошсами сульфидов. На этом цоколе, а местами непосредственно на вушсат-шче-
ском фундаменте, располагается столбообразное ища коническое сооружение
(основная часть постройпси). Верхняя часть, где наблюдается выход на поверхность
высокотемпературных рудоносных растворов, представляет собой либо дьтнеоб-
разные диффузоры Tuna пчедшных ульев, либо группы очень делшкатньтх неболь-
ших труб типа органных. Важно отметить, что почти повсеместно эти элементы
построек имеют идентичный минеральный и химическшй состав.
3. Минеральный и химический состав гидротермальных
построек
Небольшие, очень деликатные "оргаьпчые” трубы с ‚диаметром 1-4 см и толтци-
ной стенок 3-8 см, как правило, кот-щентричестси зональны. Внутренняя зона,
слагающая примерно половш-ху трубы, Представлена чередованием тоъпсих (до
50-80 мкм] преимутдеетвеьшо сульфидных зон и более тшитроких (до 150 мкм)
антидрит-опаловьтх с примесью сульфидов. Непосредственно на внутренней степ-псе
канала, по которому пошпшаются высокотемпературные рудоносные растворы,
основными сулъфиштьши мшчералами являются халькошарит и изокубанит, кото-
рые частично замещают антидрит [Duckworth е: а1.‚ 1995]. На дошо этих мшчералов
приходится до 90-95%. Внутри стешси при удалении от канала коъщентрация

медьсодержащих минералов уменьшается и возрастает содержание пластинчатых
кристаллов пирротина. Последние, по-видгшому, осаждались совместно с ангидри-
том. В некоторых трубах в виде незначительной примеси обнаружены также шарит,
марказит и сфалерит. Далее идет зона, в составе вещества которой преобладают
нерудньте мшчералы: ангидрит и опал. Внешняя часть труб покрыта пленкой
оксшидроксидов железа и опалом. Среди трубок, отобранных на гидротермальной
постройке Сарацьш Хед, встречена одна, в которой сульфиды шкшка резко преоб-
ладают над мельсодержашими сульфидами.
При зональном опробовании трубок
3348-2
метатшов в веществе этих трубок (табл. 7).
Оно подтвердило закономерности распреде-
ления минеральных фаз, описанные вьпле.
На основании исследования распределения
мш-тералов Представляется следующая
последовательность формирования мине-
ральных фаз [Duckworth е: а1.‚ 1995]:
антидрит —› халькошарит + изокубаъшт
—› шарротш-т —› аморфньпй кремнезем
—› окснгидроксиды Fe.
Аналогичное строение стенок имеют и
дьтнеобразные диффузоры типа пчелиных
ульев. В веществе стенок ‚диффузора пре-
обладают ангидрит, халъкоштрит и пирро-
тин. Среди сульфидных мш-тералов при-
сутствуют также более ранъшй изокубанит,
соосаждатотштся с вюртцитом и сфалери-
том и более позшшй пирит. Пирит вместе
с магнетитом образуют каемтси вокруг
пласпш пирротш-та, а также частично за-
мещают гшрротш-т. Во внетштей части стенок
тшитроко развит гематит, замещацютшт маг-
нетит и пирротш-т, магнезиальньпй силшсат и
тальк, 2121110111-m1oI1IIr117I пустоты между
кристаллами. Последовательность форми-
рования мш-теральньтх фаз выглядит
следуютшам образом [Duckworth е: а1.‚ 1995]:
Рис.19. Строение гидротермальных ангидрит -) изокубанит + ВЮРТЦИТ +
трубок, из которых происходит истечение сфадерит ...) xam,1(o1-m-p1.r1- + rmpporm-1
высокотемпературного птдротермального _› ШФИТ + Магнетит _) Гематит + cep_
фшоида
пентшч + тальк.
По данным И.Батлера и Р.Несбита
[Butler and Nesbitt, 1995], в составе вещества
диффузора построгпси Сарацьтн Хед во внутренней части резко преобладает
пирротин, во внешней — дисульфиды железа и сфалерит. Содержание шитрротш-та
составляет 50-90%. Полностью отсутствует ангидрит.
3348 — номер станции; 2 — номер пробы
(рис. 19) было изучено распределение

Таблица 7
Химический состав вещества органных трубок
H‘”““j"° N-;>.N'9 % I0-4 %
построики
образцов проб Fe I Cu I Zn Pb I Ni I Со I Mn I Ti I Ba
Сарвцын 1* 30,3 26,8 0,03 <30 <5 320 30 <100 280
Хед 3434-9 2 28,4 30,3 0,11 <30 14 180 110 240 <200
3 25,7 9,4 0,7 37 15 140 750 <100 350
1 27,7 0,9 23,4 <30 22 — 260 320 670
3434-7 2 22,6 0,7 30,4 70 11 50 320 250 380
3 48,1 0,06 2,6 10 24 90 13 100 250
1 34,7 15,7 0,06 <30 19 540 70 <100 350
3448-1 2 12,8 4,5 0,2 94 7 120 180 <100 240
3 30,6 3,8 1,2 260 20 150 640 <100 380
1 10,0 1,8 0,07 150 5 80 110 <100 140
3448—1а 2 14,5 3,9 0,2 180 10 110 170 <100 140
3 17,9 5,4 0,7 110 10 160 170 <100 340
Дракон“ 3435-1 1 53,4 1,0 <0,002 34 13 480 40 <100 220
2 45,9 2,3 0,003 <30 21 380 2250 <100 180
Труба 1 15,6 5,9 0,2 <30 10 160 160 <100 <200
Габриэль" 3348—1 2 17,5 5,6 0,3 92 8 150 220 <100 180
3 14,3 2,9 0,2 117 8 100 140 <100 <200
* Нумерация проб от центра к пернферни
‘” Описание постройки в работе (Nesbitt, 1995)
Образцы основной части больниц-яства изученных столбообразных и кониче-
ских построек сложены массивньши и коъщентрически зональньши сульфидными
отложениями. Наблюдаются также многочисленные случаи "залечивания” третцин,
каналов и каверн более поздними отложениями. Как было ранее указано, основная
часть построек представляет собой либо зрелые гидротермальные трубы (Спайр)‚
либо трубы, которые наращивались затем гидротермальным материалом, отла-
гаюшимся в виде “подушек”, часто пустотелых, из рудоносных флюидов, мшриру-
ющих в горизонтальном направлентш от центрального канала (постройка ВХ 16).
изученный нами образец из основной части постройки Сарацьтн Хед сложен
преимущественно ттиритом, халькоттиритом, изокубанитом с примесью нерудных
минералов, в основном ангидритом. Содержание металлов в PHJJII/Fl]-I]>IX частях
этого образца (рис. 20) приведено в табл. 8.
В постройке ВХ 16 основная часть представлена сульфидньши отложеъшями,
массивными, концентрически зональными. Важно подчеркнуть, что в данном
случае зональность отражает последовательность отложения гидротермального
вещества не вокруг основного канала, а в “подутшсах”, часто пустотелых. Мине-
ральный состав здесь изменяется от халькопирит-сфалеритового до сфалерит-
ттирит-халькоштритового. Однако резко преобладающими являются рудопроявле-
ния цишсовой спешитализашш. Приведем ниже результаты исследования состава ме-
таллов в веществе трех зональных образцов, характеризуюшхе последовательность
отложения сульфидов в гидротермальной “подутшсе” (табл. 9, рис. 21). С одной
стороны, имеет место неоднородность состава сульфидных проб, отобрашчых

в разных частях построгпси, с другой — наблюдается закономерное уменьшение от
центра к периферии концентрашш медьсодержащих сульфидов и увешигчение
цш-пссодержащих.
3348-З
Рис.20. Опробование образца основной части гидротермальной постройки Сарацъш Хед
3348 — номер станции; 3 - номер пробы
Таблица 8
Химический состав сульфидных отложений (проба 3348-3) основной части постройки
Сарацын Хед
Номера % 10" %
Шоб Fe I Cu Zn Pb Ni I Со МЫ Ti I Ba
1 34,0 13,6 350 <30 20 600 22 <100 <200
2 35,8 19,8 390 250 28 530 <10 70 <200
3 31,5 19,1 440 230 17 520 29 <100 290
4 35,1 18,0 390 80 15 610 <10 <100 <200
5 27,7 12,0 900 140 18 570 106 <100 <200
6 26,9 13,4 480 50 15 520 41 <100 <200
7 31,4 14,1 . 350 <30 21 550 105 <100 <200
8 30,8 13,6 580 <30 17 620 60 <100 <200
9 27,0 12,9 750 <30 19 520 44 <100 <200
10 28,4 12,7 640 <30 <30 580 31 <100 160
11 31,1 15,5 640 <30 16 670 8 80 <200
12 31,5 14,8 660 <30 20 710 51 <100 <200
Положение проб в образце см. на рис.20

В основной части построгпси
“Спайр”, представляющей зрелую гид-
ротермальную трубу, основньши мине-
ральньши фазами являются халькопи-
рит, другие медьсодержащие сульфиды,
ггирит, ангидрит. Во внешней части
трубы определен также арагонит.
Соотношение этих минеральных фаз
дало возможность установить следую-
щую последовательность их отложения
[Duckworth е! а1.‚ 1995]:
ангидрит —› халькопирит —› бор-
нит —› днгенит —› ковеллин —› пи-
рит —› ангидрит —› арагонит.
Образцы основной части постройпси
Васпс Нест характеризуются массивной
текстурой, сложены тошсозернистой
массой. Они представлены сульфида-ш-
ми отложеъшями медной и цинковой
специализации. Причем соотношение
медьсодержацшх и хшнксодержатцих
сульфидов изменяется точно так же,
как и в других постройках (табл. 10,
рис. 22). Чаще всего от центра каналов,
по которьш перемещается рудоносный
флюид, в гидротермальном веществе
33KOHOMCPHO yMCHbIU3C'TCH содержание Pnc.21. Опробование образцов основной части
меди И возрастает содержание цинка. nu1po1‘epMaJn.Hoiinoc1'poi7|ImBX 16
Однако в некоторых случаях не наблю- 3334—“°”°P °"H“““i 4- 5› 5“Н°М°Ра ПР°5
дается столь направлел-Шого изменения
соотношения этих металлов.
Частъ исследованных построек имеет цоколь. Однако опробован цоколь только
у построгпси ВХ 16. Он представляет собой усеченный конус, сложенный обломка-
ми сульфидов. Для отложений характерны массивные и полосчатые текстуры.
Мшаеральный состав этих отложеншй сходен с составом отложешипй других частей
построгпси. Сульфиш-тьхе минералы представлены ггиритом, ггирротином, сфалери-
том, халькопиритом. Из нерудных мш-хералов тшитроким распространением
пользуется опал. В полосчатых образцах, сформировавшихся вокруг каналов, по
которьгм переносился рудоносный флюид, в отлшчие от аналогичных образований
других частей постройки, наблюдается от центра к перифергш уменьшение
цинксодержащих и увешитчение медьсодержащих сульфидов (табл. 11, рис. 23). -
Поверхность дна вокруг некоторых построек покрыта металлоносньши осад-
ками, включаюцшми обломки сульфидов размером до 5 см в поперечнике. Халько-
ггирит, изокубанит, пирротин, ангидрит и гтирит — основные минеральные фазы,
слагающие эти обломки [Duckworth е: а1.‚ 1995]. Эти обломки несомненно являются
продуктами разрушения построек.
3434-4
3434-5
ф.
3434-6
J

3425-2
V 3425-3
O 5 см
ц ‘ 3425 - 5
3428- 1
O 5 он
Т
‘D
Pnc.22. Опробование образцов основной части Рис.23. Опробование образцов цоколя
гидротермальной постройки Васпс Нест пщрогермацлъной постройки BX 16
3426, 3434 — номера станций; 1, 2 — номера проб 3425 — номер станции; 2, 3, 5 — номера проб
Таблица 9
Химический состав гидротермальных отложений основной части постройки ВХ 16
N9.N9 ММ % 10'4 %
образцов проб Fe I Cu I Zn Pb I Ni I Со I Mn I Ti I Ba
3434-4 1 33,1 2,5 13,4 78 15 76 170 160 <200
2 23,4 1,7 29,5 460 9 62 200 80 <200
3 27,2 0,2 25,5 1620 15 3 390 200 330
4 40,4 <0,02 0,7 810 22 — 520 <100 330
3434—5 1 24,9 1,4 5,1 280 13 — 230 <100 410
2 29,4 0,4 19,0 470 20 13 480 110 <200
3 28,8 0,3 21,4 960 15 19 440 120 390
4 35,5 0,07 2,8 1190 13 — 980 <100 200
3434—6 1 38,7 1,2 9,6 15 16 14 61 100 110
2 38,7 0,6 10,8 49 31 — 80 120 330
3 44,5 0,7 0,006 24 16 31 <10 <100 <200
4 47,0 0,4 <0,002 30 17 — <10 <100 360
5 51,2 0,5 <0,002 28 6 94 <10 <100 500
6 51,3 0,4 0,09 <30 <5 87 15 <100 <200
Положение проб в образце см. на рис.21

Таблица 10
Химический состав гидротермальных отложений основной части постройки Васпс Нест
N9J\@ NAM: % 10“ %
образцов проб Fe I Cu I Zn Pb I Ni I Co I Mn I Ti I Ba
3426-2 1 35,9 24,2 1,0 <30 14 1690 19 54 660
2 39,5 19,3 2,4 <30 16 1700 <10 72 500
3 17,3 1,3 37,2 540 8 230 200 260 100
3434-1 1 45,8 1,6 3,1 <30 33 96 _79 <100 290
2 35,6 0,6 14,9 91 21 31 208 140 700
3 42,7 0,2 6,5 220 25 42 125 <100 350
4 43,4 1,0 4,8 <30 18 78 63 <100 670
5 47,3 0,8 2,1 <30 32 306 32 <100 <200
3426-1 1 41,4 0,5 3,2 700 25 280 230 <100 200
2 26,4 0,1 26,7 2331 12 350 170 160 400
3 45,6 <0,02 0,8 3360 47 110 1650 <100 700
Положение проб см. на рис.22
Таблица 11
Химический состав гидротермального вещества цоколи постройки ВХ 16
мм ММ % 10"‘ %
образцов проб Fe I Cu I Zn I Pb I Ni I Со I Mn I Ti ‘L Ba
3425-2 1 41,7 <0,02 0,5 1090 31 — 350 84 <200
2 28,5 1,2 23,0 1240 16 29 210 290 660
3 47,4 4,9 0,7 <30 36 230 <10 140 `<200
4 48,8 3,8 0,5 <30 32 83 <10 90 <200
5 47,1 5,4 0,005 60 34 440 <10 140 200
3425-3 1 31,6 0,8 20,8 320 23 — 26 170 700
2 34,5 0,6 11,2 320 23 6 <10 140 630
3 34,7 0,3 3,0 560 18 8 270 <100 290
4 41,0 0,6 8,3 210 21 _ <10 160 <200
5 37,0 <0,02 3,9 1620 18 20 330 <100 270
3425-5 1 35,1 0,2 11,2 1040 23 — 340 <100 410
2 31,5 0,2 19,7 810 19 — 470 <100 220
2в 14,2 0,04 55,1 970 10 — 280 <100 160
3 28,2 0,5 25,1 880 5 — 340 <100 240
4 42,5 0,6 0,5 200 13 6 21 <100 450
5 39,1 0,4 7,4 280 13 90 160 180 <200
Положение проб см. на рис.23
В табл. 12 приведены средние хушичестше составы гидротермальных отложеъшй
разных элементов построек. Из анализа информашш, приведенной в данной
табшще, следует, что на гидротермальном поле Брокен Спур мы имеем дело с суль-
филными рудопроявлениятии цинковой и медно-цинковой спетшаэшзашш. При
этом пробы труб построек обогащены в большей степени медью, нежеш пробы
основной часги построек и цоколя. По-видимому, это связано с тем, что в первых в
большей степени отражается состав первичного рудоносного флюида. Образцы
основных частеи построек и цоколя получены с их поверхностей, удаленных от

основного канала, по которому перемещается первичный флюид. Их состав в
определенной степени отражает трансформашицо последнего при его мшрации от
основного канала к периферии постройпси. При этом горизонтально мшрирутотшите
гидротермальные фшоиды производят цементашцо постройки, заполняют
трещины, а также формируют подутшсообразные тела, о которых тшсалось ранее.
Таблица 12
Химический состав гибротермальных отложений поля Брокен Спур
Название Элементы % 104 %
посгройкн постройки
(количество
определений) Fe I Cu I Zn Pb I Ni I Co I Mn I Ti I Ba
Труба
Габриель Труба (3) 15,8 4,83 0,26 90 9 130 180 <10 70
Сарацын Труба (13) 26,9 8,43 4,65 70 13 170 220 80 310
Хед Основная часть (8) 33,3 17,3 0,16 140 19 510 60 20 110
Дракон Труба. (2) 49,7 1,64 0,002 20 17 430 1150 20 200
ВХ 16 Основная часть —
(Богданов юг нестойки (б) 39,7 0,12 5,22 1740 18 100 140 60 290
сайт) Основная часть —
северо-запад 36,7 0,75 8,50 430 15 30 250 70 2110
постройки Q4)
Цоколь (18) 38,5 1,26 8,00 530 23 53 160 100 290
Васпс Основная 38,4 5,55 8,41 600 23 480 300 60 410 '
Нест часть (12)
Среднее Труба (18) 27,6 7,08 3,40 70 13 190 310 60 260
Основная 37,0 5,40 6,31 620 19 270 210 60 260
часть (40)
Цоколь Q 8) 38,5 1,26 8,00 530 23 50 160 100 290
Все отложения
поля (76) 35,1 4,82 6,02 470 18 200 220 70 270
Для труб и основных частей построек отмечается закономерная смена mine-
рального и химического состава отложенгш от подводящего Гидротермальные
рудоносные фшоипы канала к периферии, фшссирующая на фоне сульфидов жестсза
уменьшение содержащая медьсодержащих и увеличение шппссодержштгих сульфи-
дов. В зональных образцах цоколя наблюдается обратная смена сульфидгньтх
мштеральных фаз.
4. Процессы формирования гидротермального поля
Материалы по рудопроявлениям поля Брокен Спур представляются исключи-
тельно ваяшьпии для пошшаъшя процессов формироваъшя гидротермальных
рудных залежей. Это поле является одшш из самых молодых из гидротермальных
полей рифтов Средшшо-Атланптческого хребта. Его возраст не более 1000 лет.

Ранее сообщалось, что наращивание рудной залежи происходит шпошчно.
Продолжительность одного шпата составляет около 10 тыс. лет. Соответственно в
пределах поля Брокен Спур мы имеем дело с самой начальной стадией первого
гидротермального шпата или с моментом начала рудоотложех-шя.
Все поле с многочисленными гидротермальными постройками занимает пло-
щадь около 10000 м3. Вспомним, что уже зрелая рудная залежь гидротермального
поля ТАГ (активная постройка) бьша сформирована в течение нескольких
гидротермальных шаклов за последние 40-50 тыс. лет. Эта построгпса имеет 200 м
в диаметре. Ее размеры превьплают площадь всего гидротермального поля Брокен
Спур. Если развитие этого гидротермального поля будет сходно с историей
формирования активной постройки гидротермального поля ТАГ, то в будущем
можно ожидать “слияния” отшсанных рудопроявлеътий в единую рудную залежь.
Высокие температуры разгружаюшихся рудоносных флюидов (более 350°С),
наличие наиболее высокотемпературных (для гидротермальных полей океанских
рифтов) гидротермальных сульфидных отложений медной спештализации, очень
низкие значения изотопного состава серы сульфидов (-0,8 — +2.4%o) [Duckworth
ct а1., 1995], соответствующие изотопному составу “ювенильной" серы, указывают
на то, что в данном районе поверхности дна достигает практически неизменньпй
первичный высокотемпературный флюид. Неоднородность состава гидротермаль-
ных отложений, отшсанная выше, является результатом трансформации первично-
го рудоносного флюида в пределах самой постройки.
На основании изучения гидротермальной постройки ВХ 16 удается реконст-
руировать историю ее формирования. Начальный этап несомненно относится к
формированию цоколя постройки. При этом сначала накапливадшсь сульфидные
отложения медной и медно-циъпсовой спешааэшзащш, соответствующие наиболее
высокотемпературным разностям отложений. Уменьшение со временем в составе
отложений содержания медьсодержащих сульфидов связано, по-виштмому, с тем,
что после самой начальной стадии отложения гидротермального вещества из пер-
вичного флюида непосредственно у устья источника начш-тается постепенное их
осаждение в поштоверхностньтх условиях в пределах подводящих каналов, а также
дифферет-щиация вещества флюида, соответствующая последовательности отложе-
ния минеральных фаз. На поверхности же дна формируются сульфидные отложе-
ния цинковой спещаатшзацрш. Этот процесс продолжается до полного
“залечивания" основных подводящих каналов. В результате это приводит к “mm-
ротермальному взрыву” - разрушению гидротермальной постройки и формирова-
нию новых подводящих каналов. Анализ морфологии исключительно твердых
обломков сульфидов цоколя подтверждает вывод о том, что они возншсли в резуль-
тате механического разрушения залежи. Присутствие более древних хрупких
базальтов со стекловатой коркой закашси в непосредственной близости от ггщро-
термальной постройки убеждает нас в том, что разрушение цоколя произошло не в
результате тектонических подвижек, а вследствие именно “гидротермального взры-
ва”. Это важно подчеркнуть, т.к. во многих гидротермальных полях обнаружи-
ваются гидротермальные постройки или их цоколи, сложенные аналогичными
сульфидными обломками, а рядом с некоторыми постройками в донных осадках
обнаружены горизонты отложеншй “каменных потоков”, которые, по-видимому,
образовались во время такого разрушен-пая гидротермальной залежи.

Гидротермальные флюиды после разрушен-пая цоколя пошпшаются по новым
каналам к поверхности и отлагают гидротермальное вещество в виде труб.
Причем, судя по результатам изучен-пая последовательности формироваъшя
минеральных фаз [Duckworth ct а1., 1995], на начальной стадтш эти трубы являются
преимущественно ангидритовыми. Затем происходил замещение ангидрита суль-
фидными минералами. Зональность вещества труб определяется, прежде всего,
характером взаимоотношештя первичного гидротермального рудоносного флюида
и окружающей придонной воды. Модель формироватшя труб достаточно подробно
отшсана [Haymon, 1983; Tivcy and McDuff, 1990]. Полная цементация вещества
стенок гидротермальной трубы практически прекращает ее наращивание. Даль-
нейшее растштреъше основной части построгпси происходит в том случае, coma
l"H,[[p0T6pMaJILI-ILIC растворы “находят” новьп71 канал в стенке постройпси или рядом
с ней. Обнаружение построгпси, в которой ее основная часть представлена подуш-
кообразнъпии сульфидными отложениями, сформировавцшмися в результате
горизонтального перемещеъшя рудоносных флюидов (постройка ВХ 16), как нам
представляется, подтверждает это претптоложение.
Выход на поверхность гидротермальных растворов в пределах даъшого гидро-
термального поля происходит через два Tuna образований: диффузоры (типа
пчелиных ульев) mm J_‘[CJ1]dZI(aTI-[BIC трубы (туша органных труб). Последтше часто
располагаются в верхней части диффузоров. На основах-Щи исследоваштя состава
вещества органных труб и сравнения его с составом основных частей гидротер-
мальных построек можно полагать, что они характеризуют собой начальную
стадию формирования тшшчньтх труб “черных курильтшипсов”. Их морфологичес-
кое отлшчие связано только с разным дебитом разтружающихся высокотемпера-
турных флюидов.
Что касается диффузора, то по представлениям Р. Дукворта и других [Duck-
worth ct а1., 1995], он формируется в условиях смешештя гидротермалъного флюида
с холодной придонной водой, которая прок-писает внутрь у его основаштя, а также
шитффузтш последней через его стенки навстречу гидротермальному раствору.

ГЛАВА [Ц
PI/ILIPOTEPMAJILHOEIHOJIE СНЕЙК пит
Высокотемпературное активное гидротермалъное поле Сне17п‹ Пит, если не
считать полей Красноморского рифта‚ явилось однши из первых, открытых в пре-
делах низкоспредингового хребта. Первые сведения о нем бьпш получены в резуль-
тате подводного фотографирования [Kong е: а1., 1985]. В 1985 г. в его пределах
было вьшолнено глубоководное бурение [Detrick е: а1., 1986; Honnorcz е: а1., 1990;
Казе е: а1., 1990]. Гидротермалъное поле также бьшо исследовано при погружении
ГОА "AJ1B1»IH” В 1986 г. [Karson and Brown, 1988; Thompson е: а1., 1988]. Детальное
картироваъше и исследоваъше гидротермальньпр построек поля было вьшолнено
в экспедиции Гидроснегпс в 1988 г. _на НИС “Надир” с использованием ГОА
"Наупш” [Gent е: а1., 1988; Мече] е: а1., 1989; Fouquct е: а1., 1993]. Комплексная
геолого-геофизическая съемка была проведена также НИС "Профессор Логачев”
в 1991—1992 гг. [Krasnov е: а1., 1995 а, Ь].
1. Геологическая позиция
Гидротермалънос поле Снейк Пит расположено в 30 км к югу от трансформно-
го разлома Кейн в пределах кругшого свода неовулкаъшческой (экструзивной)
зоны, в осевой части рифтовой долины (рис. 24). Рифтовая долина Ширштой
10-17 км, простирающаяся практически в меридиональном направлеъши (около
10° СВ), ограъшчена с запада и востока краевыми тектоническими уступами и це-
лой системой краевых гор [Dctrick е: а1., 1988].
Неовулкаъшческая зона представляет собой моптную ашсумулятивную вулкани-
ческую структуру (хребет), воздьпиающуюся примерно на 500 м над дном рифтовой
долины с восточной стороны и на 900 м с западной. Хребет увенчан невысокуши
20-30-метровыми вулканическими хошиами размером 0,5-1 км в поперечнике,
каждьпй из которых представляет собой небольшой центр извержеъшя. Склон
неовултсанического хребта террасирован, что вишшо связано с шпсдтичгяостью его
нараъшавания. Слагающие его шаллоу-лавы в х-шжней части слепса пргшорошены
пелагическими осадками. На вертшше холма развиты самые молодые вулканиты,
практически лшленные покрова осадков.

44°30` з.д.
Им
Рис.24. Упрощенная морфострутсгурнвя карта района тщотермштьного поля Cudhc Пит
(Fouquet е: а1.‚ 1993)
1 — трансформная зона Кейн; 2 — рифтовая долина; 3 — неовушсаническнй хребет; 4 — положение
гидротермального подл
Полагают [Зонешпайн и др.‚1992; Karson е: а1.‚ 1987], что под хребтом в районе
развития гидротермального поля Снегпс Пит матматическая ячегпса находится
в активной фазе роста вулканического свода.
В осевой части хребта присутствует трабен меридионального простирания
тлириной 100 м и глубиной 20 M на севере и, соответственно, 250 M и 100 M — на юге
[Mcvcl е: а1.‚ 1989; Gentc е: а1.‚ 1991]. Гидротермальные рудопроявления обнаруже-
ны либо в пределах этого трабена, либо в непосредственной близости от него, в
зоне развития тектонических нарушений, по-видимому, генешчески связанных с
процессами грабенообразоваъшя (рис. 25). Гидротермальное поле 400 м длиной и
125-250 M тлириной ориентировано в восточно-северо-восточном направлешш.
2. Морфология гидротермальных построек и их состав
При детальном картировантш дна в экспешацъш НИС “Профессор Логачев”
в пределах гидротермального поля Снейк Пит обнаружено восемнадцать актив-
ных и релшстовьтх гидротермальных построек [Krasnov е: а1.‚ 1995 а]. Три из них-

I V V V
V V ч �W�� ч
V ч ч
V V v
23°22‘12" с.ш.
ч O1
,»’2
А 3
А 4
ч 5
‘.-': 6
7
чч в
в 9
/1 1o
���� 11
‚И‘ 12
а В
.9ёгё„
23"22‘00"c.|u. V 1 2.00
ч
-h
44°57‘12“ ад. 44°57'os“ ад.
$1
""-2 [ТЮ ПТТЦ I-—"—'_|5 1-W-'6
Pnc.25. Схематические карта (1) и поперечный разрез (П) пядротермшъного поля Сиейк Hm (Krasnov
е! al., 1995 я)
На карте: 1 — обнажения массивных сульфидов; 2 — контуры гидротермальных построек; 3 — “черные
курильщшсн"; 4 — “белые курильщщси”; 5 — релшкговьже гидротермальные трубы; 6 — обломки массивных
сульфидов; 7 — метадшоносиьле осадки; 8 — базальты; 9 — бентические гидротермальные сообщества;
10 — верхняя бровка западной сгенки осевого грабена; 11 — подошва западной сгенки осевого грабена;
12 - небольшне уступы, обрамляющие с востока осевой грабен; 13 — места опробования и преобладающие
типы отложеннй: а — маркшит-пирнтовьте; б — борнит-халькопирнтовьхе; в — хшгькопирнт-пнритовьле;
г — пирротин-сфалернт-халькопирх-гговьпе; д - халькопирнт-сфалернт-пирнтовьпе; е — сфалернт-пнрнтовьпе;
ж — халькопирнт-сфалерит-пиритовые и маркшит-пнритовьхе; з — сфалернТ-пирнтовьхе н марказит-
пирнтовые; 14 — фрагменты гшдротермшгьньхх труб. На разрезе по линин А-А‘: 1 ~ масснвные сульфиды;
2 - металлоносньхе осадки; 3 — пиллоу-лавы; 4 — обломкн базальтов; 5 — обломки массивных сульфидов;
6 — гидротермальные трубы

I391:
1 ШШг з LTJ4 [I35
1 E2 3 4 1:15 Z5
Puc.26. Карта (I) н разрез (П) гидротермальиого поля Снейк lIn1'(Fouquet е! а|., 1993)
На карте: 1 — метадшоносные осадки; 2 — сульфидные постройки; 3 — нормальные сбросы; 4 — активные
“черные курильщшси” (сфалерит, пирнт, пирротин н иэокубаннт); 5 — реликтовые гидротермалъные трубы.
На ршрезе AB И В`С: 1 — пиллоу-лавы; 2 — богатые Zn отложения (пирит, сфалернт, пнрротин, иэокубанит);
3 — богатые Fe отложения (пирнт, маркшнт); 4 —- богатые Си отложения (пирнт, халькопирх-гт); 5 - богатые
Си отложения нгтокверков н центральных частей гштдротермалънькх труб (иэовубанит, халъкопирит; 6 —
нормальные сбросы
большие. Наибольшая — западная — активная построгпса (А) в диаметре у основа-
ния составляет 100 м, в высоту 50 м. Восточная постройпса (В) длиной 150м и
шарик-той 30-60 м возвышается над дном на 25 м. Третья, овальная, постройпса имеет
длшну 70 м, шарю-ту 50 м и высоту 30 м. Остальные гидротермальные постройпси
возвьплаются над дном на 5-10 м, а в диаметре не превышают 25 м. Следует
отметить, что даже самые большие построгпси гидротермального поля Снейпс Пит
существенно уступают по размерам активной постройте и тем более реликтовой

постройке Мир гидротермального поля ТАГ. Большие постройпси (рис. 26) имеют
цоколь, сложенный обломками массивных сульфидов. На вертшше цоколя —
многочисленные гидротермальные трубы высотой до 5 м и с температурой выхо-
душшх из них гидротермальных растворов до 330°С и диффузоры типа пчелиных
ульев диаметром не более 30 см, где определена температура выходяншх вод менее
70°С [Van Dover, 1995]. Вокруг таких построек поверхность дна покрыта также
сульфидными обломками, которые по аналоггш с образованиями гидротермально-
го поля ТАГ являются, по-вишшому, отложениями “каменных потоков”. Много-
численные небольшие конические постройпси непосредствеъшо возвьппаются над
базальтовым фундаментом. В пределах гидротермального поля поверхность дна
между гидротермальными постройками сложена вулканитами фундамента,
пршсрытого маломошньш прерывистым чехлом мегаллоносъльтх осадков.
По представлениям А. Фуке [Fpuquct ct al., 1993], Гидротермальные постройпси
поля Сне17п‹ Пит представляют собой сростшаеся воешшо шшивидуазтьътые более
мелкие гидротермальные тела, окружающие устья источъшков (см. рис. 26). Есзш
эти представления справедливы, то по морфолопш они заншиают промежуточное
положение между очень молодыми постро17п‹ами гидротермального поля Брокен
Спур и уже зрелыми гидротермальными постройками поля ТАГ. Кстати, и в воз-
растном отношении они заншиают промежуточное положение. Постройпш гидро-
термального поля Брокен Спур моложе 1000 лет. Активная гидротермальная
постройка поля ТАГ была сформирована на протяжении послешшх 40-50 тыс. лег.
Для гидротермального поля Снейк Пит максимальный возраст сульфидных отло-
женшй оценивается примерно в 4000 лег [Lalou ct al., 1993].
С.Г. Краснов с сотрудниками [Krasnov ct al., 1995 а] огшсали шесть основных
тштов сульфидных отложений в пределах гидротермального поля Снейк Пит:
1) халькоштрит-сфалерит-штритовьпй; 2) борнит-хазтькоштритовьтй; 3) гшрро-
тин-сфалерит-халтькогпитритовьлй; 4) сфалерит-шитритовый; 5) марказит-Штритовьлй
и 6) халькогШрит-штритовьлй.
Минеральный состав, а также соотношение минеральных компонентов в раз-
личных частях гидротермальных построек имеют существенные различия. Вьще-
ляются два тшта гидротермальных труб, венчающих Гидротермальные постройпси
(обогащенные медью и обогащенные цш-псом) [Fouquct ct al., 1993]. Оба типа
характеризуются четкой зональностью, выражающейся в изменении от центра
к периферии от относительно высокотемпературных минеральных комплексов
к низкотемпературным. В трубах, гидротермальный материал которых характери-
зуется обогащеъшостью медью, центральная часть сложена халькошигритом,
обогащенным гшрротином, и изокубанитом. Он сменяется гидротермальным мате-
риалом, состояппш из штрита и сфалерита в ассошаашш с рассеянным халькогш-
ритом в ангидритовой “матргще”. Внешняя часть трубы сложена марказитом
и мельниковитом.
Гидротермальный материал обогащеш-гых щппсом гидротермальных труб так-
же имеет коъщентрически зональное строение. Внутреншае части сложены идио-
морфньлми зернами гшрита, замещающего халькопирит. Дендриты сфалерита и
галенита, встречеш-гые во внутренней части, были осаждены в более поздние стадии
гидротермальной деятельности [Fouquct ct al., 1993]. Внетшше части труб сложены
пористым веществом, состоящим из сфалерита и гшрита. Количество включеъшй

халькогшрита в зернах сфалерита постепенно уменьшается от центра к периферии
труб. Пирит и марказит слагают самую внетшпою часть труб.
В пределах гидротермального поля выход на поверхность гидротермальных
растворов наблюдается не только из гидротермальных труб, но и диффузоров,
напоминающих пчешшые ульи. Материал их стенок пористъпй, через них гидро-
термальные растворы диффундируют в окружающие пространства. Главные мине-
ралы, слагающие вещество диффузоров, — Пирит, пирротгш, сфалерит, изокубанит
и легшдокрокит. Обнаружены дендриты марказита, ассоциирующего с гшритом.
Редки находки галенита и теннантита. Важно подчеркнуть отсутствие или при-
сутствие в незначительном количестве ашидрита.
Разшачия в строешш и минеральном составе этих двух элементов гидротер-
мальных построек (труб и диффузоров), а также характер взаимодействия гидро—
термальных флюидов с морской водой, определяющий минералогическую зональ-
ность этих элементов, можно найти на рис. 27 [Fouquct ct а1.‚ 1993].
Черный дым
лишил
Рнс.27. Схема, показывающая различия в шшералоптческой зональности отложений диффузора
и гидротермшшньлх труб (Fouquet е! а1.‚ 1993)
А — индивидуальная грифа-термальная труба, обычно построена из диффузоров (E) H Bep'I‘H](8JI1>HHX
труб (В). Pa — пирротин-сфалернт-шокубанх-гг; Ру - пирнт-сфалернт. Слой Po образуется после или в paym-
тате замещения (R) пирнтовьлх слоев

Таблица 13
Химический состав гидротермальных отложений поли Снейк Пит
хнмнчески‘ Гидротермальные трубы‘ диффУмРь"
элеменгы Обогвщеиные обогащенные Активные Неактивные
Си Zn
2 пробы 2 пробы 2 пробы 10 проб
Fe 36,6—39,8 30,5-39 4l,3—42.5 30,9-42,9
Zn 1,54-5,18 11,33-22,43 0,08-5,2 1 ,82-12,61
Cu 2,64—8,05 0,15-2,46 1,08-2,31 1,21—5,64
S 31,2-36,9 30,8—40,9 30,4-37.5 30,9-43,3
Si <0,25-9,7 1,1-2,5 <0,2 <0,2-5,3
А] ‹0‚3 ‹0‚3 <0‚3 <0,3
Са 1,9-7,2 <0,1 <0,l <0,1
Pb 144-596 705-2680 53-189 212-1340
Au 0,4-1,75 2,53—4,2 0,13-0,57 0,52-3,58
Ag 27-91 81-148 <10-17 29-132
Hg — — - —
Cd 61-210 478-893 <10-295 60-520
Mn <30—15O 65-1935 30-95 <30—l 10
Sb 0,7-1,9 4‚6-8‚1 0‚2-2,2 2,6-4,6
As 58-282 256-551 25-127 75-640
Со 155-248 <5-21 <5-400 <5—283
Ni <20 <20—30 <20 <20
Sn <10 12-32 <10-21 <10-31
Bi - — — —
Мо 21-25 36-38 32 24-52
Se 150-366 1-159 72-149 48-273
' Из Fouquet et 9.1., 1993
" из Krasnov е! а1., 1995 в
"' из Honnorez е! al., 1990
Три туша массивных сульфидных отложений обнаружены во внетшшх частях
гидротермальных построек. Пирит-марказитовые отложения пользуются наиболее
широким распространением в пределах гидротермальных построек. Первым по
времени формировал-пая является марказит. Идиоморфные кристаллы тшрита
и местами халькотшрита заполняют пространства между марказитовьпии образо-
ваниями. Пирротин и сфалерит присутствуют в виде незначительной примеси
в виде включений в кристаллах пирита. Последним по времени формирования
является опал, образугюппипй каемки вокруг зерен сульфидов. Часто обломки этих
отложений, а также богатых медью труб цементируются пиритом последующей
сташш гидротермальной активности.
Богатые цинком массивные сульфидные отложения обнаружены на вертшшах
некоторых построек по периферии активной зоны. Они формируют тшиты,
перекрывающие брекчированньпй цоколь. В их пределах выделяются слои, обога-
щеш-гые и обелнеш-гьле сфалеритом. Минеральньпй состав этих отложений подобен
составу вещества тшффузоров. За рашшми, более п-шзкотемпературътьши отложе-
т-шями пирита и марказита следует осажден-те сфалерита и халькопирита-изокуба-
п-шта. Тех-шантин и иорданит отлагаются в виде каемок вокруг зерен сфалерита.

Таблица 13 (окончание)
Массивные отложения‘ ШТОКВСРКОВЫС CPCJJJ-ICC Среднее
обогащенные обогащенные обогащенные отложения‘ содержанне” содержание”
Fe Zn Cu
3 пробы 3 пробы 2 пробы 2 пробы 152 пробы 1Цгроб
47‚3-48‚4 29‚2-40,0 34,8-35 28,5-37 33,6 37,23
0.13-0,21 0.25—18.5 0,11-0,23 0,08-0,38 4,59 4.65
0.03-0.08 0.27-5,52 22,42-24.89 27,33—28,37 9,03 10,16
42,9-49.1 24,9-44,6 39.1-42,6 30,2-34,8 36,56 36,01
<0,2-0,4 3.8-5.3 <0.2 <0,2-6,8 4,76 2,93
<0,3 <0,3 <0,3 <0.3 - _
0-0,1 0-0.3 <0,1 <0,1 0,05 0,06
127-323 169-1395 140-226 0-34 296 300
0‚02-1‚09 0,95-5,67 1‚21-1,56 0,06-0,36 1,77 0.6
<10-39 52-113 40-61 13-39 61,99 15,83
- - — — 16.1 -
<10-55 <10-657 <10—16 <10-22 175 221
37-640 40-220 <30 <30 132 —
0,3-0,8 0‚4-6‚9 1,1-1‚2 0-0,3 43 20
127-752 87-870 280-500 10-255 365 113
<5-7 <5-155 28-30 945-1250 273 644
<20 <20 <20 <20 - —
<10-25 28-53 84-92 <10-18 24 -
_ _ _ .. 2,9 _
34-123 39-118 129-187 43 41 —
2-21 6-222 5-140 410-527 - -
Hpncyrcmyrommi B незначительном количестве гшрротин, а затем местами и
марказит завершают последовательность отложения гидротермальных минералов.
Пробы обогащенных медью массивных сульфидов обнаружены на некоторых
гидротермальных постройках в виде фрагментов брекчироваш-[ого цоколя или
жильных выделеншй в базальтах. Первые сложены преимущественно гшритом
и халькошаритом, вторые - изокубанитом с небольшой примесью халькошарита.
Есдш содержание рудоформирую1ш1х химических элементов соответствует
соотношению основных минеральных фаз в гидротермальных отложеъшях, то
кох-щентрашш рассеят-шых элементов (табл. 13) определяется прежде всего содержа-
нием основных минеральных фаз - носителей химических элементов. Se, Со и в
меньшей степеъш Мо и Sn характеризуются повышенными кот-щентрашитши в обо-
гащенных Cu сульфидных отложениях. Наиболее высокие коъщентрашш Со и Se
обнаружены в обогащенных Cu I]1TOI<'.BCpKOBI>IX отложениях. Для обогащенных Zn
сульфидных отложеншй характерны повышенные содержания Cd, РЬ, Au, Ag, Sb
и частично As. _
Подобное сродство рассеяншях элементов с разньши тштами сульфидных от-
ложеншй ранее отмечалось и для друтих гидротермальных полей Срешлшо-
Атлантического хребта. Сходно и пространственное распределеъше разных тштов

гидротермальных отложеншй в пределах поля. Наиболее высокотемпературные
рудопроявления медной специадшзаттии развиваются в центральных частях
гидротермальных построек, во внутренних зонах гидротермальных труб. Важно
также отметить нашпие штокверковых, обогащенных медью отложений, воз-
можно, характеризующих подповерхностньте “коръш” гидротермальных построек.
Внешние части гидротермальных труб, а также материал, слагающий цоколь,
представлены рудопроявлениями штыковой спешаадшзашш. Сулъфидные отложе-
mm, сложенные преимущественно сулъфидами железа, являются основньши на
флангах гидротермальных построек.
При исследовашш соотношения минеральных фаз в гидротермальных отложе-
ниях отмечены многочисленные случаи многостадийности минералообразоваъшя,
процессы замещения одних минералов другими, процессы перекристаллизации,
обусловленные изменениями физшсо-хушических условий среды рудоотложения.
3. Последовательность формирования гидротермального
рудного тела
Если принять изложенные ранее представления о том, что развитие гидротер-
мальных процессов в рифтовых зонах океана происходит шакличио, с продол›ки-
телъностью шпала около 5-10 тыс. лет, то на основании данных С. Лалоу [Lalou
et а1., 1993] мы должны допустить, что исследованное гидротермальное поле Снейдпс
Пит бьшо сформировано менее чем за ошш гидротермальный цикл, которьпй
в настоящее время еще продолжается. В отличие от более юных гидротермальных
образований гидротермального поля Брокен Спур с возрастом менее 1000 лет, где
оъш представлены неболъплши одтишочньши постройками, здесь рудные залежи
представляют протяженные тела, образованные сросшимися воешишо шщивидуалтъ-
ньпии построгпсами.
Исследования взаимосвязи состава и свойств гидротермальных отложений
с морфологией поверхности океанского дна позволит: А. Фуке [Fouquet et а1., 1993]
высказать предположение, что в пределах гидротермального поля Снейк Пит
имедш место по крат/шей мере два высокотемпературных эшитзода гидротермальной
мштерадшзацтиш.
Первьпй этпитзод 2000-4000 лет назад бьш связан с ранней стадией тектошитческих
нарушений базальтового фундамента неовушсаьшческой зоны и формирования осе-
вого грабена. Штокверковые сульфидные отложения, а также обломки сульфидов
цоколя, относящиеся к этому этшзоду, датируются возрастом 3500-2500 лет назад.
Второй высокотемпературный этшзод начался 80 лет назад после завершения
формирования грабена и продолжается до настоящего времени. Возраст сульфи-
дов, относящихся к этому эшазоду, составляет менее 26 лет.
Три основных процесса рассматриваются в качестве объяснения мштеральной
и химической зональности гидротермальных отложений поля [Fouquet et а1., 1993]:

1) Первичное осаждение вещества из гидротермальных растворов на фронте
встречи с холодной придонной океанской водой;
2) Вьпцелачивание химических элементов пошпамшохшшися высокотемпе-
ратурнъши растворами из более древних подповерхностътьлх гидротермальных от-
ложеншй и их переотложение в поверхностной части гидротермальной постройщи;
3) Замещеъше поверхностных сульфидных отложешй штыковой спешаадшзашш
более высокотемпературными сульфидами медной спешаадшзащш, перекристалли-
зация сульфидов железа с увеличением температуры гидротермальных растворов.
Многостадийшость рудоотложения, сопровождающаяся изменением физгшо-
хушических характеристик гидротермального раствора, метаморфизация ранее
сформированной рудной залежи, процессы переотложения химических элементов в
пределах гидротермальной постройки характеризуют уже зрелые рудные залежи,
которые обнаружены в пределах гидротермального поля Снейк Пит.

ГЛАВА IV
ГИДРОТЕРМАЛЬНОЕ ПОЛЕ 14° 45' с. ш.
В 1993-1994 гг. в 35 милях к югу от трансформного разлома 15° 20` с. ш. в экс-
пешими на НИС “Профессор Логачев” бьшо открыто новое активное гидротер-
мальное поле. Его существование предполагали и ранее по аномалиям метана и
маргах-ща в придонных водах [Klinkhammer е: а1.‚ 1985; Bougault е: а1.‚ 1993 а, Ь;
Charlou and Donval, 1993]. Образования, подобные сульфидньш отложениям, быт:
сфотографированы на 14° 54` с. ш. у подножья восточной стенки рифтовой долины
[Eberhart е: а1„ 1988].
Первые пробы гидротермальных рудопроявлений, включая сульфиды, на Сре-
шито-Атлантическом хребте к югу от трансформного разлома 15° 20` с. ш. были
получены в 1990-1991 гг. в 9 рейсе НИС “Антарес”, проведенном Объединенньш
Институтом геологии, геофизики и мштералогии СО РАН (Новосибирск) совмест-
но с Одесским Г осударственньтм Уъшверситетом, а затем в 1992 г. в 15 рейсе НИС
“Академик Ншсолай Страхов” [Геологические исследования..., 1991; Шарапов,
Акимцев, 1993]. Однако приоритет открытия нового гидротермального поля
Срединно-Атлантттческого хребта на 14° 45` с. ш. с активньпии высокотемператур-
нъши источниками, несомненно, прштадлежит НПО “Севморгеолоптя” (г. Саш‹т-
Петербург). В экспедшлиш 1993-1994 гг. на НИС “Профессор Логачев” это поле
бьшо закартировано и с его поверхности были подняты образцы гидротермальных
отложешай, в том числе и массивные сульфиды [Batuyev е: а1.‚ 1994].
1. Геологическая позиция
Гидротермальное поле нахотштся на восточном краевом уступе рифтовой
долины (рис. 28). В районе развития гидротермальных рудопроявлет-шй рифт
Срешшно-Атлантического хребта имеет асимметричное строение. Нормальный
западный склон рифтовой долги-ты образован системой сбросовых уступов
[по-виггимому, дшстрическими сбросами], сложенных базальтами. Восточный склон
значительно круче. Он представляет собой приподнятый блок океанской коры, в
пределах которого на поверхность выведены глубинные кристаллические породы
(габброиды). Гидротермальное поле расположено на склоне этого прштоднятого

блока, обращенном в сторону рифтовой долины. СлаГаюЩИе склон породы в
области развития гидротермальных образований — в разной степени серпентини-
зированные ультраосновные породы (гарцбургиты, шароксеъштът, серпентшшты)
[Геологические иоследования..., 1991; Krasnov е: а1., 1995 а, Ь]. Во многих образцах
видны явные признаки деформашай и расслат-Щованностъ пород. Встречены
тштичньте тектоштческие брекчшит, в которых обломки размером до 3 см заключены
в перетертую серпентштитовую “матрицу”.
45°ЗО` 45°50‘
1 5°1О`
Разрез I - II
3 В
Глубина. м
4000
14°40`
1 Ёг III E4
E15 is I:|7
Рис.28. Геологическое строение поля 14° 45` с. ш.
1 — рифтовая долина; 2 — трансформньпй разлом 15° 20` с. ш.; 3 — ось спрединга; 4 — нормальные
сбросовые уступы; 5 — вертикальные глубинные разломы; 6 — масснв серпентинизированньтх ультрабази-
тов; 7 — активное гидротермальное поле. Разрез 1-11: 1 — рыхлые осадки, 2 - зкструзивньте базальты,
3 - серпентинизированньхе ультрабазиты, 4 — верительные глубинные разломы; 5 — активное гидротер-
мальное поле
По-виднмому, на грангще между поднятьш блоком и участком ненарушенной
океанской коры рифтовой ДОЛИНЫ находится протрузия серпентшпиггов. Формиро-
вание такого аномального склона рифтовой долины огшсано ранее [Zonenshaen
е: а1., 1989]. Вертшсаттьнътй подъем блока океанской коры связывается с разуплот-
нением ультраосновных пород низов океанской коры и верхов мантии в результате
серпентинизащш. Он сопровождается протрузионньш внедрением по системе
разломов “пластичных” серпентинитов. Вьптоложенные участки аномального скло-
на пршсрыты чехлом рыхлых карбонатных осадков тошциной до 2,5 м.

2. Строение гидротермального поля
Основная информация о строешш гидротермального поля 14° 45` с. ш. Срешш-
но-Атлантического хребта была получена при картировашш данной площади с
помощью буксируемой телевизионной установки [Krasnov е: а1., 1995 а, Ь].
Обнаружено ошшнашдать гидротермальных сульфидных построек и две зоны, в
которых из-под осадков обнажаются грубообломочные сульфидные отложения
(рис. 29). С помощью телеуправляемого дночерпатедхя отобраны пробы массивных
сульфидов. В 1995 г. в рейсе НИС “Академшс Мстислав Келдъпп” в области разви-
тия самой крупной гидротермальной постройки бьшо ВЬШОШ-[СНО два погружения
ГОА “Мир”, зондироваъше водной толщи комплексом “Розетт” и опробоваъше
' ДОННЫХ ОСВДКОВ.
14°45.3‘ с.ш.
AAA?
з
IE4
5
в
ШЬ
Ша
E9
ЕЕ 10 .
45,0‘
Е] 11 ч 44°5a.a‘ ад. 53.7‘ 58,6‘
Puc.29. Г идротермадтьные отложения поля 14° 45` с. ш. (Krasnov е! al., 1995 а)
1 — основные и ультраосновные породы; 2 — обломки магматических пород; 3 — карбонатные осадки;
4 — сульфидные посгрохТпси; 5 — сульфндсодержаише осадки; 6 — низкотемпературные гидротермалъные
отложения; 7 — высокотемпературные Гидротермальные источникн; 8 —- низкотемпературные гидротер-
мальные источники; 9 - бентосные гидротермалъные сообщества; 10 — места отбора проб; I] — места
подводного фотографирования
45‚2`

Самая большая гидротермальная постро17п<а овальной формы 200 м длиной,
125 м ширштой и до 20 м высотой протягивается вверх по склону в юго-восточном
направлешш с глубины 3010 м до 2930 M (рис. 30). Склон в районе гидротермаль-
ной постройпси резко меняет уклон — от 5-10° (в наиболее глубокой части) И до 30°‚
по-видимому, фиксируя надшчие глубинного разлома рифтового простирания в
зоне перегиба склона.
C3 Юв Рис.30. Основная гидротермальиая
залежь поля 14° 45` с. ш.
2920 -
I — cepneH'mHm1.1; 2 — габброущы;
З — гидротермадпная залежь; 4 — створки
2940 ' моллюсков; 5 — положение разлома;
6 — “черные курильщщи”; 7 — места
2950 - опробования; 8 — номера проб
2980 —
3000 -
3020 —
I I I I I
0 50 100 150 200м
E112 4 EEI5 1:16 1:17 File
Основная часть постро17пси неактивна. Гидротермальные отложения перекрыты
маломощньш (от еддишщ до первых десятков сантиметров) прерывистьш чехлом
серых рыхлых карбонатных осадков с многочисленньши обломками кристалличе-
ских пород размером до 5 см. На поверхности осадков часты находки явно
переотложенных зеленых атакамитовых обломков размером до 3-5 см.
Окрашенная в черньпй цвет поверхность гидротермальной залежи в перифершй-
ной части представлена либо шштообразътьши, лшбо ступенчатьши (террасовид-
ньлии) образованиями. В направлентш к осевой части построгпси характер ее
поверхности постепенно меняется. Основнъши морфологическими образованиями
становятся холмшш, а также конические и шарообразные обособления высотой
до 10-15 см. Часто встречаются небольшие (до 5 см), но протяженные (до 50-70 см)
валообразные построгпси, простираютшаеся вниз по склону. Чернъпй цвет обна-
жаюшимся породам придает тонкая (2-3 мм) пленка оксшидроксидов Мп И Fe.
Пленка покрывает пестроокрашенные преимущественно кремнисто-железистьте
отложения с прожишсами и включениями кирпичного (оксигидрокситтьт Fe) и зеле-
ного (нонтронит) цвета.
В осевой части постройпси на глубинах 3005, 2960 и 2940 м обнаружены три
активных гидротермальных зоны до 10 м в диаметре. На их периферии набшода-
ются выходы теплых прозрачных мерцающих вод (shimmering waters). Ha по-
верхности дна в области их развития обнаружены многочисленные конические
бурые посгрогпси mm обособления в форме оленьих рогов высотой 10-15 см. Важно
подчеркнуть, что почти все эти формы являются не вертшсально стоятшши,

а несколько наклонены в разных направлениях. По составу они кремнисто-железис-
тые. Между этими постройками набшодаются выровненные осадками пространст-
ва. Осадки имеют коричневато-серую, местами кирпично-красную окраску.
По данньш химического анализа они могут быть отнесены к металлоносньш
осадкам (более 10% Fe Ha бескарбонатное вещество) [Лисицьш и др.‚ 1976].
В центре активных гидротермальных зон набшодаются выходы высокотемпе-
ратурных растворов с густой черной взвесью (высокотемпературные “черные
курилыштки”). Обследованные “черные курилыпики” (их количество составляет
три-четыре в пределах каждой зоны) могут быть разделены на два тшта. На
глубинах 3005 и 2960 м высокотемпературные растворы с черной взвесью выходят
на поверхность дна либо в пределах небольтшитх ворошсообразных понижений
рельефа, либо из неболышитх, как правило, наклоненных, сложенных сульфидами
труб длиной менее 1 м. Гидротермальные растворы с черной взвесью не поштима-
ются вверх, а перемещаются донньши течениями горизонтально на глубине
гидротермального источншса mm даже опускаются вниз по склону в виде стеля-
ншхся “дьпиов” (“черные курильщики” первого типа). Непосредственные замеры
солености воды вблизи этих курильщиков (первичный фшоид сильно смещан
с окружающими придонньпии водами) показали величину 36,24%u при фоновых
значениях 35,04%о. "Черные курилыпики” второго тшта, обнаруженные на мини-
мальной глубшяе 2940 м, являются классическими для океанских рифтов. Выход
высокотемпературных гидротермальных растворов в них происходит в верхних
частях вертикально стоящих столбообразных сульфидных построек высотой око-
ло 3 м и диаметром 0‚5-О,8 м. Выходятшате воды обладают высокой “плавучестью”
и устремляются вверх (всплывающие "дьшы”).
3. Состав гидротермальных отложений
Таким образом, в пределах гидротермальной постройщи поля 14° 45` с. ш.
Среднюю-Атлантического хребта устанавливается латеральная зональность, сход-
ная с той, которая ранее бьша ошитсана для залежей других полей. В центральной
части постройки высокотемпературные "черные курильшпси” окружены сульфид-
ньпии отложениями. В зоне теплых прозрачных мерцающих вод и на периферии
залежи основньпии гидротермальньши отложениями являются кремнисто-железис-
тые, местами перекрытые тонкой пленкой Ре-Мп-оксшидроксидов.
Наиболее характерньши текстурами сульфидных отложений являются ноздре-
ватые и кот-щентрически зональньте. Ноздреватая текстура обусловлена значитель-
ньш числом пор и каналов. концентрическая зональность развивается вокруг
флюидоподводятттих каналов. Она проявляется в том, что эллштсовиттньте, округлые
Шш неправильной формы отверстия, по-видимому, служившие фшоидоподводятци-
ми каналами, заполнены аморфньпи кремнеземом и- сфалеритом. Реже встречаются
марказит и халькопирит [Богданов и др.‚ 1997 а, б].
В тех случаях, когда эти каналы сохраняются открытьши, на их стенках при-
сутствуют корки сфалерита. Мощность таких корок составляет 1-3 мм, оъш

характеризуются почковидной текстурой. В некоторых образцах наблюдадшсь
мелкие каналы, полностью запечатанные халъкопиритом. Каналы, как правило,
окружены тонкой (2-5 мм) зоной, сложенной халькогшритом, изокубанитом и
сфалеритом. Иногда такие каемки, окружающие серию мелких каналов, сливаются
и образуют второе кольцо вокруг более крупных каналов или дугообразные
“прожилки" или “пятна”. Следующая зона — основная масса сульфидной построй-
ки — состоит из сфалерита, халькошитрита, марказита и гшрита. Изредка в ней
наблюдались решипсты шитрротина. В некоторых образцах основная масса приобре-
тает элементы пятнистой текстуры. Она обусловлена тем, что вокруг очень мелких
пор образуются кольца, сложенные халькошигритом и изокубаъштом. В одном об-
разце обнаружены элементы прожишсовой текстуры, выраженной в том, что сфа-
лерит-марказитовьгй прожилок пересекает мелко- и среднезернистъпй агрегаты
сфалерита, халькошарита и изокубанита. Необычная коъщентрически-зональная
текстура набшодалась в обр. 3454-1. В нем зона, прилегающая к каналу, состоит из
халькошарита, а внешняя часть образца, являющаяся поверхностью постройки,
сложена борнитом и ковеллином.
Очевидно, что выделенные зоны обладают некоторьпии чертами сходства мине-
рального состава (во всех max присутствуют сфалерит и халъкошигрит), но и раз-
личиями. Изокубанит практически приурочен к зоне, окаймляющей канал, а мар-
казит и борнит в ней не встречены. Помимо этого, мштералы, слагаюгшае описан-
ные зоны, различаются размерами зерен и их морфологией. Для основной массы
Наиболее типична тонкозерниетая структура (менее 50 мкм), тогда как вбдшзи
канала размеры зерен увеличиваются и достигают нескольких миллиметров. Для
минералов, слагающих основную массу построек, нередки колломорфные,
сферодштовые, дендритовишгьте и почковигшые формы. Исключение составляет
лишь шарротин, наблюдавшийся в виде пластинок. Среднезернистые аллотрио-
морфнозернистые структуры обычт-пэт для зон, окаймляющих каналы Шш мелкие
поры, а также агрегаты шарита и марказита, которые набшодалшсь в виде гнезд
в тонкозеръшстой массе.
В составе сульфидных отложений определены следуюгшае минералы (ряд соот-
ветствует их частоте встречаем ости): халькошигрит (несколько генераций), сфалерит
(несколько генераций), пирит и марказит (несколько генераций), изокубаъшт, бор-
нит, шарр отин, ‚дигеъшт.
Вьшолненные Н. С. Бортнтшовьш детальные исследоваъшя текстурно-
структурных особенностей мштералтъных агрегатов и мштералов, размеров и мор-
фологии зерен, распределеъшя их относительно флюидподводятцих каналов и пор
[Богданов и др., 1997 а, б] позволит»: огшсатъ последовательность и мехаъшзм
мштералообразоваъшя.
Наиболее рашппи сульфидом, отлагавшимся в сульфидной постройте, является
Шгрротин. Хорошо образованные пластинчатые зерна пирротина служат свиде-
тельством того, что кристаллизация мш-[ерала происходила из высокотемператур-
ных растворов в условиях резкого термического градиента. Отложение шарротина
происходит, вероятно, вследствие быстрого охлаждения гидротермалъного флюида
(Т>30О°С), поднимающегося вдоль подводящего канала, при смешешш с холод-
ной морской водой (~ 3°C). Его кристашшзашш происходит в самом фшоиде и
частично он выносится им из открытьтх каналов в постройке в окружающие воды

("черные ДЬПИЬП”). Вдоль канала из-за разницы температур подштмающегося
флюида и окружающей холодной воды возшпсал термический градиент, способст-
вующий тому, что этот минерал кристаллизовался в виде хорошо образованных
пластических кристаллов.
Следующими по времеьш образования являются тонкозернистые сфалерит-
марказит-шарит-халькогтиритовьле агрегаты. Эти мштеральные агрегаты, характе-
ризующиеся дендритовиштъпии, колломорфньши структурами, отлагались из силь-
но пересьпценных растворов. Их пересьпцение могло произойти вследствие
смешения горячего флюида с холош-юй морской водой. Возможно, что при отло-
жении этой ассоциации указаннЬпЙ механизм трал не только просто физическую
роль, то есть охлаждал флюид, но и имел химическое влияние на мш-хералоотложе-
ние, так как отложение дисульфидов железа происходит в более окислительных
условиях, чем моносульфида железа. Окисление флюида произошло вследствие
взаимодействия его с морской водой, содержащей ионы 5041’. Об окислительной
обстановке при отложении этой минеральной ассошиташш свидетельствует опреде-
ленное нами ьшзкое содержание железа в сфалерите [Богданов и др., 1997 а, б].
У. Грехэм с соавторами [Graham et а1., 1988] высказали гштотезу об относительно
медленном смешении фшоида с морской водой, вследствие чего в системе происхо-
дило возншсновение подшсуттьфиштьтх ионов пша I-I2Sz, необходимых ДЛЯ кристал-
шпации марказита [Murowchick and Bames, 1986].
Необходимо обратить внимание, что отшсаьтный мехаъшзм является не единст-
венньш, вызывающши образование мштералов в этом тште руд. Заметную роль
начинает играть взаимодействие флюида с ранее отложивтшитмся шарротином. Бла-
годаря этому, произошло образование части марказита, замешающего пирротон
и нарастающего на него.
Отложение описываемой минеральной ассоштащти происходило при более
низких температурах, чем ранней шарротинсодержащей. Согласно эксперимен-
тальным исследованиям, марказит отлагается ниже 24О°С [Murowchjck and Bames,
1986]. Относительная низкотемпературность растворов является причиной того,
что сульфиды меди в этой ассошаации играют подчиненную роль. Как показали
термодинамические расчеты, медь предпочтительнее переносится в высокотемпера-
турных растворах, тогда как цинк может транспортироваться флюидом, темпе-
ратура которого ниже 3ОО°С [Ohmoto ct а1., 1983]. Низкое содержание меди в этом
фшоиде может быть объяснено тем, что основное количество этого металла
отложилось в более глубоких частях минералобразующей системы, а поверхност-
ных частей достиг низкотемпературный фшоид c низкой концентрацией меди.
Следующая по времени отложен-пая минеральная ассоциация состоит главньм
образом из относительно крупнозернистых сульфидов меди и железа и сфалерита.
Структурные соотношеъшя минералов свидетельствуют о том, что эти минеральные
агрегаты большей частью образовались путем взаимодействия с ранее отло_жив-
шимися минералами. Мы полагаем, что основную роль в формировании этих
мтишералов получил реакционный мехаъшзм, названный в литературе “халькопи-
ритовой болезнью” [Вапоп and Bethke, I987].
Минеральная ассоциашая, содержащая сульфиды меди и железа, кристаллизо-
валась при более высоких температурах, чем более ранняя сфалерит-марказит-
халькошитритовая. Как уже отмечалось выше, высокотемпературные флюиды

необходимы для переноса больших концентраштй меди. Изокубанит вместе
с промежуточным твердым раствором в системе Cu-Fe-S рассматриваются как
высокотемпературные образования. Экспериментально установлено, что изокуба-
нит кристаллизуется вьпле 210°. Минералы, такие как талнахит, мойхукит И хей-
нокит‚ составы которых располагаются в области промежуточного твердого
раствора, претерпевают сложные превращенная в шчтервале температур от 186° до
530°С [Carbi, 1973], a промежуточный твердый раствор устойчив в системе Cu-Fe-S
вплоть до температуры 300°С. Обнаружение решетчатых структур срастаъшя
изокубанита и халькопирита позволяет высказать прештоложение, что в постро17п<е
МОГЛО ПРОИСХОДИТЬ ОТЛОЖСЪШС ГОМОГСННОГО ПРОМСЖУТОЧНОГО ТВСРДОГО РЗСТВОРЗ,
которьпй потом распадался на изокубанит и халькопирит. Разложение его
происходило при температурах, превышающих 210°С, причем достаточно быстро,
так как сохранилась кубическая мошафшсатхия CuFeS3. Мы полагаем, что темпера-
туры образования этой ассоциации были выше 300-350°С. Отложеъше ее происхо-
дило в более восстановительной обстановке: свидетельство этому — повьпление
железистости в сфалерите, окаймлятощем изокубанит и халькошигрит.
Это не значит, что поъшзилась активность кислорода шт сероводорода. Из-
вестно, что железистость сфалерита (в ассошташш с шитритом) есть функция темпе-
ратуры FS2 И F02. Следует помнить, что повышение температуры при постоянной
FS2 вызовет кристаллизацшо сфалерита с большей концентрацией железа.
Борнит-шагешатовая и сфалерит-марказитовая ассоциашш — Наиболее поздние
в соответствии с наблюдавшимися структурными соотношениями. Непосредствен-
ные взаимоотношения обоих минеральных агрегатов не наблюдались, поэтому
относительный возраст этих ассошитацшй не вполне ясен.
Мы полагаем, что боршат-дтигенитовая зона формируется близко по времени
с халькопирит-изокубанитовой И представляет собой фациальную изменчивость
вследствие градиента температуры и F02 no направлению от флюидоподводящето
канала к стенкам постройки. По мере удаления от канала происходит окисление
и снижение температуры минералообразования из-за смешения с проншсающей
в постройку морской водой.
Следует отметить, что энтедральный шигрит, встречеш-тьтй в постройке, также
мог сформироваться одновременно с образованием медных руд. Этот минерал
возъпш при перекристаллизации раннего марказита. Обычно такое превращение
происходит при температурах вьпле 240°С [Murowchick and Bames, 1986].
Наиболее поздней минеральной ассоштацией является сфалерит-марказитовая
и запечатъпзаюшая флюиднодводятшае каналы. Появление марказита вновь ука-
зывает на снижение температуры, а крайне низкая концентратшя железа в сфалери-
те (ттшично 1-4 мас. %) указывает на возрастание окислительных условий мгшера-
лообразования.
В табл. 14 приведены результаты исследованы? хшиического состава гидротер-
мальных отложений, в том числе и сульфиш-шх [Богданов и др., 1997 а, б]. Послед-
ние характеризуются явно выраженной медной специализацией. Содержание меди
изменяется от 8,3 до 35,5%, среднее — 28,6%, тогда как концентрация шишка х-шже: от
менее 0,01 до 18,7%, при среднем значении 7,85%. Только в двух образцах из восьми
содержание цинка превышает концентрацию меди. Содержание железа меняется от
15,8 до 36,2%, при среднем значении 28,6%. При сопоставлении состава сульфидных

Таблица 14
Химический состав гидротермальных образований поля 14° 45` с. ш.
Харакгеристшш Fe I Cu I Zn Mn I Pb I As I Ni I Co
‘у: Г/Т
Кремннсто-железнстые отложения (4 образца)
Минимальное содержание 3,47 0,18 0,028 680 <20 <100 46 160
Максимальное содержание 36,0 0,62 0,071 17100 63 <100 58 600
Среднее содержание 16,0 0,44 0,56 6353 28 < 00 53 360
Сульфиды (8 образцов)
Минимальное содержание 15,8 8,3 0,01 27 < 100 170 <20 240
Максимальное содержание 36,2 35,5 18,70 660 500 580 <20 1960
Среднее содержание 28,6 23,1 7,85 179 220 389 <20 778
Черная взвесь рядом с черным курштъщтшом первого типа (ош-ха проба)
16,0 1.83 0,049 3900 47 <100 70 210
Смесь измененных сульфидов н измененных железо-кремннсто-сшпшатньтх отложений (4 образца)
Минимальное содержание 1 1.2 0,24 0,10 740 <20 <100 60` 180
Максимальное содержание 19,5 1,88 0,20 3250 <20 <100 65 280
Среднее содержание 14,8 0,75 0,13 1570 <20 <100 63 240
Желсзо-марганцевая корка (1 образец)
25,0 3,35 0,61 50000 1240 490 250 2060
Сульфидньле рудопроявления других гидротермальных полей САХ (среддннй состав)
Брокен Спур (76 проб) 35,1 4,82 6,02 223 468 - 18 200
(Bogdanov е! а1., 1995 с)
ТАГ 30,25 1,62 1,29 350 446 68 38 104
(Степанова, Краснов, 1992)
Снейк Пит (8 образцов) 36,2 12,0 6,7 7300 — 113 157 600
(Ноппоге2 е1а1., 1990)
24° 30` C-U-L 17,55 16,2 4,06 260 262 62 45 16
(Степанова, Краснов, 1988)
отложений гидротермального поля 14° 45` с. ш. и других полей Срединно-Атлан-
тического хребта (см. табл. 14, рис. 31) выясняется существенная обогащенностъ
первых относительно вторьтх медью, шшком, барием, кобальтом и мьштыжом
и обедненностъ свш-щом, марганцем и никелем. Характеръще для сульфидных
рудопроявлений столь высокие концентрашш кобальта в других гидротермалышлх
полях Среднюю-Атлантического хребта встречаются только в составе одш-ючных
сульфидных кристаллов, прежде всего, в гшрите.
Кремнисто-железистъпе отложения данного гидротермального поля отличаются
обогащенностъю медью и кобальтом (в среднем 0,44% и 360 ppm), B значительных
количествах может присутствовать в них кальций.
Железо-марганцевая грщротерм альная корка на кремнисто-железистътх отложе-
ниях шест исключительно высокие для подобных образований содержания целого

Таблица 14 (окончание)
511А1 Ti Ca Balsrlcrlv PTSJ_CO2
% г/т % г/т %
Кремиисго железистые отпоження (4 образца)
6,2 0,1 <100 0,7 <200 120 12 59 0,08 0,12 <0,4
16,7 0,87 390 26,7 210 400 15 190 0,52 0,25 2,6
11,3 0,36 162 9,3 <200 283 14 109 0,24 0,18 1,4
Сульфиды (8 образцов)
— <200 — <200 <|0 - - - - _ <о_4
_ <200 — 8750 15 - — — — - <0‚4
— <200 — 1650 <|0 - - — _ _ <о‚4
Черная взвесь рядом с чериым курштъпиипсом первого типа (om-1a проба)
7,7 2,21 970 27.9 490 720 45 360 0,41 1,22 18,7
Смесь измененных сульфидов и измененных железо кремннсго-сшппсатных отложений (4 образца)
14,6 0,69 270 0,14 <200 78 24 79 0,06 0,04 <0,4
20,1 1,53 520 0,45 <200 200 60 170 0,16 0,11 <0‚4
17,3 1,19 410 0,28 <200 135 42 115 0,09 0,08 <0‚4
Жепезо-марганцевая корка (1 образец)
- - 61 о — 2500 520 зв 7оо - - _
Сулъфиш-цые рудопроявлеиия других гидротермальных полей CAX (среш-шй состав)
- - 53 - 286 - - - - — —
— — — в7о - - 15 - - - -
- - - 173 - - - - - - -
- - - 530 _ - 23 — — . — —
ряда элементов: Си (3,35°/о), Zn (0,61°/o), Co (2060 ppm), Pb (1240 ppm), V (700 ppm)
И А5 (490 ppm). Эти величш-гьт значительно превосходят соответствующие содержа-
ния в гидротермальных корках Тихого океана (1-3200 ррт, 9-1070 ррт, 1-1000 ppm,
1-670 ppm, 5-470 ppm, 2-180 ppm, по Г. Н. Батургшу [1993]. Содержащая Со, РЬ и As
в корке близки к соответствующим величштам для гидротермальных корок,
образовавшихся вблизи серпентинитового массива поэшгона ТАГ (1910-2420 ppm,
436-700 ppm, 329-463 ррт, сводка Г. А. Черкашева и др., [1985]. По содержаниям
Си, Zn и Fe рассматриваемая корка шиеет промежуточный состав между сульфид-
ными образованиями и кремнисто-железистыми отложениями (рис. 32). Содержа-
ния Mn, Pb, V, Со, Ni, Cr И Ти в корке максималъньт среди этих трех тштов отло-
жений. При этом высокие содержания Мп, РЬ и V, BPIIII/IMO, обусловлены низкотем-
пературностью корки; Со, Ti И Ni — геохимическим сродством этих элементов
с гидроксидами Fe И Mn.

K _ I
- — - 1
_ „т“ _ 2 .
10‘ _ цц-ц - 3
Ё ---- - 4
г-
_ _ _ __ _ 5
_ 0�A� . n п
зх Ё’ ".
1()\ ё Ч \ , ’ ���� �
= �D.� ‚ь /` `|0�
_ ,l ._, ‘х ��;� \_ г:
_ I‘ д ;”/ ll ‘I’. ‘ 1’ ��N�
_ '-_ �B� �6'� -... ‚у‘ :
I д ��0� ‘I ‚и!
I. ll /.. u"! -,'
10-1 _ '-‘ ll’ x Ё I
: о д ‘. _'
Fe CuZnBa CoAsPb MnTINl Cr
Pm:.31. Сопоставление нормированных по среднему составу сульфидов гидротермального поля
14° 45` с. ш. н среш-шх содержащий химических элсменгов в гидротермальных сульфидах других полей
Срединио-Атлаитического хребта
1 — поле |4° 45‘ c. ш.; 2-5 - другие поля Атлантического хребта: 2 — Брокен Спур, 3 — TAT‘. 4 — CHeI7uc
Пит, 5 — 24° 30‘ c. Ш.
На основании даштых по хшиическому составу гидротермальных образований
поля 14° 45` с. ш. Срешшно-Атланппеского хребта можно проследить дифферен-
циашпо химических элементов. Дифференциация может быть наглядно видна при
использовашш геохимического репера. В нашем случае в качестве такого репера
лучше всего использовать железо-главный гидротермальный элемент хшиического
состава всех указанных гидротермальных отложешипй. Для расчета коэффшшентов
дифференциащш элементов и железа средние содержания элементов во всех тушах
образований были отнесены к содержаниям железа. После этого полученные
величины отношеншй были нормированы по вештчгшам отношений в сульфидах.
Есзш в каком-либо образовал-им коэффшшент ‚пифференциаллш больше елинущьт,
то это означает, что по сравнению с сульфидами в данном образовании элемент
концентрируется относительно железа, ест»: меньше — элемент разубоэшгвается
относительно железа. Результаты расчета коэффициентов приведены на рис. 33.

10’ :
5 — - 1
I — -2
- --- - 3
- ��b� .4
��c� ��c� - 5
10' : ' .
E '. " ' " - в
I '-. "' ' 7
_ '_ - 8
_ .'. - . - 9
Е к .-’
I L �?� _//
10 : ж" \_s\ А
3 \.“\."-. \""1"“""-.
I Ж .\
_ ‘ т‘ ‚ "I,<
— ‘X ‘ъ /:
10“ 5 " �H@�
F
C
10.I E
10" I +
Cu Zn
Рис.32. Сопоставление нормированных по среднему составу фоновых донных осадков
1 - котловина Зеленого мыса; 2 — среш-хие содержания химических элементов в исследованных гидро-
термальных сульфидах; 3 — хфемнисго-желеэисгьце отложения; 4 - смесь измененных сульфидов и unmeasu-
ных кремнием-железистых отложений; 5 — металлоиосные осадки; 6 — иеметаллоносные осадки; 7- железо-
марганцевая корка; 8- "черные дымы” гидротермального поля 14" 45` с. ш.; 9- металлоносные осадки гид-
ротермального поля ТАГ
Содержание элементов в осалжах — в пересчете на бескарбонатное бескремнистое вещество
При переходе от высокотемпературных сульфидов к смеси измененных сульфи-
дов и измененных среднетемпературньлх кремнисто-железистых отложении, а затем
к среднетемпературньцм кремнисто-железистьш образованиям ведшчшчы коэффшш-
ентов тшфферешшашш всех рассматриваемых элементов за исключением марганца,
уменьшаются и становятся меньше единицы. При этом степень разубоживания
элементов относительно железа возрастает в ряду: Со—›(Ва, Pb)—>Cu-—>Zn.
Для кобальта разуболсивашае минимально, и можно сказать, что он почти не
отделяется от железа. Для других элементов ряда разубоясиваъхие велико (на
порядок и более). Здесь очевидно отчетливое тяготеъше элементов к высокотемпе-
ратурным фазам, в наибольшей степени выраженное у меди и шшка, коъщентри-
рующихся в гидротермальных сульфидах.

10'
_.
°..
IIIIITITF l7_|‘ll|||I
10°
Коэффициент дифференциации
||||||||| I lfllllll |
1 О’:
Рнс.33. Коэффициенты днфферешшашш хиъшчеышх элементов в гидротермальных образованиях при
понижении температуры-их формировании (первая nocJle}1nna1'eJ'n.Hoc1'|.)H при увеличении расстояния от вь|-
сокотештературного тдротермальиого источншса (вторая последовательность)
Первая последовательность: высокотемпературные массивные сульфиды (1), смесь измененных суль-
фидов и измененных кремнисго-железисгьлх отложений (2). среднегемпературиьле кремнием-железистые
отложения (3), низкотемпературная железо-марганцевая корка (4). Вторая последовательность:
высокотемпературные сульфиды (1), гидротермальная взвесь “черного курштъщика" (5), гипротермальиое
вещество металлоносных осадков (6)
При переходе от среднетемпературных отложений к низкотемпературной желе-
зо-маргах-щевой корке коэффициенты дифференциации элементов возрастают, а у
кобальта и свшща даже превосходят едишщу. Это скорее всего обусловлено очень
большой сорбшаонной емкостью железо-маргах-щевого сорбента.
Поведение маргах-ща при переходе от высокотемпературных к среднегемпера-
турным отложениям прямо противоположно поведению других элементов. Он
накапливается относительно железа и шиеет коэффициенты лифференциащш боль-
ше единшты, монотошю возрастающие по мере понижения температуры рудоотло-
жения. При переходе к низкотемпературной железо-марганцевой корке этот про-
цесс прогрессирует, и марганец не только концентрируется сам, но и способствует
кох-щентрировашпо других химических элементов.

Важно подчеркнуть, что как и сульфидные отложения, так и средне- и низко-
температурные образования гидротермального поля 14° 45` c.- 1.11. Срединно-Атлан-
тического хребта резко отличаются по содержанию малых элементов от аналогич-
ных отложений других гидротермальных полей Атлантического океана. Среди них
особенно важна обогащенность их Со, Ni и Сг.
Неожндаштьши представляются даштые изотогшого состава серы в сульфидах
данного гидротермального поля (табл. 15) [Богданов и др., 1997 а, б]. Величины 345
сульфидов оказались равными +3,8%o — +l3,8%o. Измереш-гые ранее величины для
сульфидов других гидротермальных полей Срешшно-Атлантнческого хребта
следующие:
— для Брокен Спур — -0,8%o — +2,4%o [Duckworth е: а1., 1995];
— для Сне17п< Пит — +1,2%о — +2,8%o [Kasc ct а1., 1990];
— для ТАГ — -I-4,1%n~ +5,8%o [Лейн и др.‚ 1993 а, б];
Таблица 15
Изотопный состав серы в сульфидах гидротермального поля 14° 45` с. ш.
Номер Номер Минерал 53‘ S, %o Прнмечанне
станции образца (СТД)
3453 7 сфалернт +11,0 почковиш-пый, со стенок пусготкн
7 сульфиды +10,2 мешшзерннстые агрегаты
8 халькопнрнг +12,3 уштощенные тфнсгалдьх, нарастающие на пирит
8 пнрнт +9,2 массивный на границе с каймой нз халькопирита
8 сфалерит +9,2 дендритовнш-пьпй нз пустот
9 халькопнрит +9,6 кайма вокруг канала
I0 пирит +5,5 из массивной руды
10 сфапернт +5.5 113 массивной руды
3454 1—а халькопнрит +9,3 верхуипса трубы, зона вблизи канала
1-б халъкопнрит +12,7 верхушка трубы, зона на границе с борнитом
1 борнит +13‚8 внешняя зона образца
1—(б) борнит + 13,7 внешняя зона образца
1-1 халькопнрит +5,2 середина трубы, зона вблизн канала
1-2 халькопнрнт +5,2 середина трубы, зона вблизи канала
1-3 - халькопнрит +5,0 низ трубы, зона вблизи канала
1-4 халькопнрнт +5‚8 низ трубы, на контакте с борнитом
1-5 халькопнрнт +6,5 середина трубы, внешняя зона, заполняет
канал-"парази-г” n
3 хапькопнрнт +3.8 кайма вокруг канала
3-1 сульфиды +4‚0 мелкозернистые агрегаты
3-2 сульфиды +0,7 мелкозернистые агрегаты
3-3 сфалерит +5,0 по=п‹овн,п:ный на пусготкн
3-4 халькопнрит +5‚6 кайма вокруг канала
3-5 сфалернт +3‚4 погшовидный из пусготкн
4-а халькопнрнт +8,5 кайма вокруг канала
4-б сфалернт +9,5 пошсовнлдный, со стенок канала
4—в сфалерит +6,7 дехщрнтовиш-пьхй, со стенок пусготкн
ВЫП/ГЧИПБЁ изотогп-юго состава серы в сульфидах Мировой рифтовой системы
также лежат в пределах +3%о — +5%o, изредка понижаясь до +2%о или повьппаясь до
+7%о. Только в спредиълговьпх зонах задуговых бассейнов наблюдаются более

значительные колебания: от -5%n до +l0%n [Бортников, Лисицын, 1995; Бортнтшов
и др., 1993; Легш и др., 1993 а, б; Шадлун и др., 1991].
Вопрос о том, почему изотогшый состав серы сульфидов дагшого района резко
отличен от состава сульфидов Мировой рифтовой системы, но сходен с аналогич-
ными величинами в рифтовых зонах задуговых бассейнов, пока не разрегшш.
Однако, отметим одно обстоятешштво, которое возможно имеет генетический
смысл. Формирование рудоносного гидротермального флюида всех исследованных
ранее гидротермальных полей происходит в реакционной зоне в кровле магматиче-
ской камеры. Многоканальное сейсмопрофидшрование позвошшо определить на
9° с. ш. Восточно-Тихоокеанского поднятия кровлю магматической камеры на
глубине 1,5-2 км [Негтоп е: а1., 1980; Herron, 1982; Hale et а1., 1982]. Аналогичные
Даш-тыс были получены по районам 12° и 22° с. ш. Восточно-Тихоокеанского подня-
тия [McClain and Lewis, 1980; Lewis, 1982; Lewis and Garmany, 1982]. B 3a,I[y1‘0BOM
6acce171He Лау глубина кровли магматической камеры превьплает 3 км [Collier and
Sinha, 1990, 1992]. В троге Окинава она равна 3,5 км [Yamano е: а1., 1989].
Мы полагаем, о чем будет написано далее, что реакционная зона в исследованном
районе находится также на сравнительно больших глубгишах (более 4 км).
4. ГВОЛОГИЧВСКЯЯ ИСТОРИЯ Г ИДРОТЭРМЯЛЬНОГО рудоотложения
Одновременно с подводными геологическими исследоваьшями гидротермаль-
ной постройки с ГОА “Мир" у ее подножья ударной грунтовой трубкой большого
диаметра весом около 1000 кг бьша получена колонка донных осадков длиной
241 м (14° 45, 02` с. ш., 44° 58, 70‘ з. д.‚ глубина 2980 м).
В колошсе выделяются два слоя, разделенных резкой границей (рис. 34). Верх-
ние 46 см сложены существенно карбонатным (содержание СаСОз 69,7-78‚7°/о)
песком. По ранее принятой классификащш [Лисицын и др., 1976] этот песок может
быть отнесен к металлоносньш осадкам (содержание железа в пересчете на абио-
генное вещество в нем превышает 10%). карбонатный материал представлен в ос-
новном раковшчами планктоштых форамшшфер. Рудное вещество сложено агре-
гатами оксигидроксидов железа. В отдельных пробах под микроскопом обнаруже-
ны единичные кристаллы и агрегаты сульфидов.
Нижншй горизонт (46—241 см) представлен карбонатными (53‚2-61‚2°/о СаСОз)
пелитовыми илами со значительной примесью песка. В карбонатной части осадка
обнаружены кокколиты и раковинки фораминифер.
По всей колошсе рассеяны угловатые и полуокатанные обломки кристалличе-
ских пород (реже моллюсков) с размерами в поперечншсе до 3 см. Наибольшие
содержания обломков обнаружены на горизонте 15-20 см (более 10%, максимально
25,8% от веса осадка).
В составе осадков колонки тонкодисперсъгые мгшеральг пртшадлежат к трем
генетическим группам: ауШгегшо-гидротермазтьной, терригеъшой И эдафогенной.
К первой можно отнести Ре-монтморидшонит и нонтроьшт (повьппештые соде-
ржания их в верхнем слое, особенно на горизонте 20-30 см), ко второй — часть

монтмориллонита (смектит), смешанослойнътй монтмориллонит-илдшт и Каолинит,
из неглинистьтх — кварц. Эдафогештая грутша представлена серпентином и,
возможнщ хлоритом, содержание которых увеличивается вниз по колонке.
При анатшзе песчано-авлевритовой фракции осадков пробы были разделены
тяжелой жидкостью с удельным весом 2,9 г/см3. Основная частъ материала
(96‚5-99,34%) представлена легкгпии минералами. Подавляющая частъ частрщ лег-
кой подфратшуш приходится на биотенньтй кащцит. Среди абиогешчтых минералов
легкой подфракшш резко преобладает серпентин, содержание которого в некото-
рых пробах достшает 48,1%. Широко развиты также частицы хлорита (0-6,6°/о).
Содержание вулкаштческого стекла в пробах легкой подфратшми составляет
0,8-7‚7%. Указанные вьппе абиогеш-тые частгщы являются эдафогенными. Среди
терршенных минералов преобладает кварц (0‚3-5,3% легкой подфратцпиш).
I ll Ill
CL 3452 Возраст, тыс. лет
О 20 4-0 БО ВО 10О%0 5 10 15 20
о ' ‚ ‚ д . .\ _|_ .
д 10-
50
20‘ ‘Ъ
?
10° г в 6 а 30- р
40
150 Т
‘~. НЕСОГЛАСИЕ
50- — ~————-..—-
zoo � 7�
во. ‘+
‘ж’ 7о- �IU�
см
Гл. и о
п п 1 2 3 4
Рис.34. ‚Цитологический (I) H rpal-IyJInMe'rpn-Iec|mii'(II) составы н возраст (III) дою-шк осадков
колошси 3452
1 — металлоносный (более |0% Fe в пересчете иа БКВ), силъиокарбонатньпй (более 70% СаСз) песок;
2 - карбонатный (50—70% СаСО3) осадок; 3 - слабокарбона-гньпй (25-50% СаСО3) осадок; 4 — обломки
кристаллических пород; а — фракция <0‚001 мм; б — фракция 0‚001—0‚01 мм; в — фракция 0,01—0,1 мм;
г — фракция 1—2‚5 мм; д — фракция >2,5 мм `
Мштеральл тяжелой подфратшдии песчано-алевритовой фракции представлены
ромбическши пироксеном (l6,5-44,8"/o от тяжелой подфрашлш), моноклинным
пироксеном (7,5-18,5"/o), чертями рудньгми (l,8-41,5"/o), oKcm1mpoKc1maMH Fe
(3,8-37,6"/o). Среди других минералов идентифицированы роговая обмаш‹а
(2,2-14,9"/o), alcrm-IoJmT-TpeMoJm'r (0,2-9.3%). B единичных зернах встречены также
оштвшт, апатит, барит. '

Dr ‘I l '
ё
О, 1 | ТГ |
о
“L
о к
°I I I I й
а /—
iif
91 | I I Tl’
o
N
gi/\ \_,.$_,_
0| I | I TI’
в
в
дп1
°| I I TI I
In
б
°I I l TI ‘F
In
*./\
vi \_ _,__
OI | I I I
§1-
О
| |
50 100 150 200 250
Глубина, см
Рис.35. Измените экзотического состава сухого вещества донных осадков по ддшне калоша! 3452
(в пересчете на беекарбонатное веществ — БКВ)
Содержание от SiO2 до Сц даны в %, содержания от Zn до V ДВНЫ в г/т

Соотношение почти всех указанных вьш1е минералов в осадках вдоль колонки
меняется незакономерно. Исключение составляют оксигидроксиды Ре, содержание
которых в осадках верхнего слоя колоъпси (0-46 см)_в 2-3 раза вьш1е по сравнению
с низлежащими осадками, а также серпенппъ-существеъшо (в 2-3 раза) обогащаю-
{ЦИЙ осадки нижней части колонки.
__ Среди угловатых и полуокатанных обломков, рассеянных в осадках вдоль всей
колонки, определены габбро-нориты (95%) и серпентштиты (5%). Важно отметить
наличие деформаций, а затем катаклаза круштых зерен породообразуюншх мине-
ралов с образованием зон дробления. Они связаны с тциапиризмом уже сформиро-
ваъшой породы.
По даъшым химического анализа осадки колошси 3452, и особеъшо ее верхней
части, являются высококарбонатньтми. Поскольку СаСОз является разбавителем
для всех исследованных химических элементов (кроме Зг), их содержания были
пересчитаны на бескарбонатное вещество (рис. 35). В осадках всех опробованных
горизонтов колоъпси содержания кремния более, чем в 3,55 раза превосходят содер-
жания алюминия (3,55 — средняя величина отношетшя Si/A1 13 фоновых пелагических
осадках близлежащей котловины Зеленого мыса). Это указывает на присутствие
в осадках избыточного кремнезема. Практическое отсутствие в осадках биогеъшого
опала и очень низкое содержание терригенного кварца может свидетельствовать
о надшчии в донных осадках гидротермального кремнезема (SiO2=). Его содержание
в бескарбонатном веществе осадка по нашим расчетам равно 3‚2-15,8%,- причем
максимальные значения характерны для осадков верхнего слоя (0-46 см).
Верхний слой колоъпси сложен осадками, содержанпши более 10% железа, т.е.
металлоносными. Однако их метатшоносность сравнительно невелика. Помимо
железа эти осадки обогащены относительно неметатшоносных осадков нижнего
слоя колонки Мп, S, Р, Сорг, Ва, Си, Zn, Pb, Co, V, a также $102. Содержания А1, Ti,
Cr 11 Ni 13 НИХ меньше, чем в неметаллоносньтх осадках нижнего слоя колонки.
Несмотря на то, что по содержанию железа металлоносътьте осадки колошси 3452
близки к металлоносътьлм осадкам пошпона ТАГ [Гордеев и др.‚ 1993], их отштчает
более высокое содержание Со, Ni и Ст, т.е. химических элементов, обогащаютшитх
ультраосновные породы [Виноградов, 1962; Turekian and Wedepohl, 1961].
Следует также отметить высокие содержания хрома и никеля и в неметаллонос-
ных осадках нижнего слоя колонки, обусловленные тем, что в литогенном веществе
этих осадков значительна примесь глубинного эдафогеъшого материала. В неме-
таллоносных осадках, очевидно, также гтмеется небольшая примесь гидротермаль-
ного рудного вещества. Они несколько обогащены относительно пелагических
осадков S, Cu, Со и Ре, т.е. элементами, наиболее характерными для массивных
гидротермальных образований поля 14° 45` с. Ш.
Результаты исследований химического состава донных осадков колонки 3452,
пересчитанные на бескарбонатное вещество, были подвергнуты факторному
анализу с варимаксным вращением факторной матршты. Четыре выделеъшых
фактора объясняют 91,9% дисперсии (рис. 36).
На первый фактор с тшсперсией 62,9% велшш положительные нагрузки Ре, Mn,
S, P, Сорт, Си, Zn, Co, V 11 Ba. Ni, Ti 11 Cr имеют на фактор отртшательньте нагрузки.
Особеъшо значительна отрицательная нагрузка Ст. Нагрузки А1 и SiO2= близки
к нулю. Главной причиной изменения химического состава бескарбонатного

вещества, очевидно, является взаимоотношение компонентов, накопивцшхся
в осадках под воздействием гидротермалъного процесса (накопление гидротер-
мальных компонентов; компонентов, сорбированных гидротермалъным веществом
из океанской воды; компонентов, связат-птых с оргат-питческим веществом, накопле-
ние которого в осадках вблизи гидротермальных источншсов, инициирующих
развитие жизни, усиливается), и литогешчого материала ультраосновното состава.
Второй фактор титмеет гораздо меньшую шитсперсшо (16,2%). Значительную
положительную нагрузку на него имеет SiOz=, заметньт относительно невысокие
положительные нагрузки Fe, Cu, Zn, Pb, Co, Ni И Ва. А1 и Ti имеют значительные
отртищательньте нагрузки. Фактор, видимо, отражает (хотя и небольшое) влияние
на состав осадков взаиморазбавления гидротермального вещества и литотенного
материала (материала пелагического фона и эдафогешчого материала основного
состава).
Фактор 1 (62,9%)
1.0
0.5-
„ _П:тщ ПППППД П ПП
' Ё |
43.5 I
-1-D 1% I ‘т’ I I I I ‘If Т TI’ I I I Т | |
Фактор 2 (16.2%)
1,0
0.5- П
o.o ._, ,_‚
-О.5 —
‘110 ‘I? I I I I I I I I I IPT | | | |
_ Фактор 3 (7,В%)
1.04
0.5
Я�� ППП ППпппГ т-‚ЩПП
-0‚5 '
'1.° I I I I Г т т т I I I7 I ‘lifi I I’
Фактор 4 (5‚О%)
1.0
0.5- П
0.0 ц] l_lCl '—_| L_l ;I [_[ |:|’r1 I_[ Ы Ш
„д. “Tl
‘1ID ‘P I I I I Г I I ITI I I I I I I
Si0,FaMnAl‘FSPC,,,CuZnF‘bNiCoCrVBa
Рис.36. Нагрузки химических элементов иа факторы, контролирующие вариашш химического состава
бескарбоиатного вещества доштых осадков колонки 3452
. Дисперсия третьего фактора — 7,8%. Положительные нагрузки на него имеют
S102‘. Ре, Mn. S. P, Copr, Cu, Zn, Pb, Co V И Ва, что, вероятно, указывает на не-
I(0TOpyI0 РОЛЬ НИЗКОТСМПСРЗТУРЪЕЫХ ГИДРОТСРМЗЗГЬНЫХ MPIHCPBJIOB B КЗЧССТВС

носителей указанных хшаических элементов. Это подтверждается исследованием
состава Fe-Mn корок и кремнисто-железистьтх отложеншй гидротермального поля
14° 45 ` с. ш.
Небольшая дисперсия четвертого фактора — 5,0%, с положительной нагрузкой
на него Сг и отрицательными — Zn и Ва, подтверждает предположение о присутст-
mm в осадках небольшого количества барита (с таим часто ассошшрует Zn), для
которого обогащенный хромом ультраосновной материал является разбавителем.
Высокие скорости осадконакопления и значительное содержание в исследуемых
донных осадках биогенного CaC03 (39,4-78,7"/o)-noznomutn использовать для их
датирования радиоуглеродньпй метод в модифнкшлш, применяемой в ИО РАН
[КутЩов, 1986]. Результаты определен-пая возраста донных осадков приведены на
рис. 34. Их анализ позволяет сделать несколько заключешипй:
а) с резкой, выделеъшой шатологически, грашщей между представленными
в колонке двумя слоями донных осадков совпадает и возрастная транъща между
вюрмом и голоценом;
б) между голоценовыми и вюрмслситии осадками имеется несогласие, обус-
ловленное либо размывом ранее сформировавтшитхся осашсов, либо перерьтвом
в осадконакоплении продолжитещностью около 10 тыс. лет;
в) в формировании голоценовых осадков, сложенных карбонатными песками,
в некоторые временные интервалы существенное участие прш-пшал более древний
карбонатньпйпереотложенньпй материал;
г) по натшш оценкам, скорость осадконакопления в вюрме составляла 7 см
в 1000 лет, а в голоцене — 9 см в 1000 лет;
д) гидротермальная активность началась по крайней мере 25-30 тыс. лет назад
и резко усилилась на рубеже между вюрмом и голоценом.
Перед обсуждением этих материалов с точки зреъшя геолопитческой истории
гидротермального рудоотложех-шя на поле 14° 45` с. ш. представляется ваэкньш
отметить следующее. У подножья гидротермальной постройки получена колоъша
донных осадков дшшой 241 см. Конструкция используемой при этом грунтовой
трубки большого диаметра и применеъшая технология пробоотбора позволяют
в аналогичных по составу и физическим свойствам осадках получать значительно
более длинные колонки (до 4-6 м). Можно полагать, что в дашчом случае грунтовая
трубка прошла весь осадочньпй чехол и остановилась, встрегивцтись с твердым
субстратом. Исходя из определенных нами средних скоростей осадконакоп-
ления, можно предполагать, что максимальньпй возраст осадков даю-того района
составляет 25-30 тыс. лет. До этого времени было завершено формирование во-
сточного краевого уступа рифтовой зоны, где и находится гидротермальное поле
14° 45 ` с. ш.
Состав литогеъшых минеральных фаз донных осадков и, прежде всего, эдафо-
генных компонентов, может свидетельствовать о характере пород фундамента,
окружающих гидротермальное поле. Серпентин является главным минералом
грубозерниегьхх фракций осадка и указывает на присутствие в районе обнажений
серпенппштов шитбо серпентшшзированътьтх глубинных пород. Содержание серпен-
тина в донных осадках уменьшается от подошвы к кровле осадочного разреза,
что, по-вишшому, связано с постепенным захоронением твердого фундаменте: рых-
лыми осадками.

Вторым важным эдафогенттьтм компонентом донных осадков являются продук-
ты разрушения габброидов, которые рассеяны в осадках вдоль всей колол-пси.
Содержание материала других пород океанской коры, в частности базальтов,
очень мало. Исходя из этих материалов, а также анализа морфолопш рельефа и
результатов драгирования дна, надо полагать, что в Даш-том районе формирование
восточного склона рифтовой долины бьшо сходно с описанным происхождением
аномального восточного склона гидротермального поля ТАГ на 26° с. ш. Средин-
но-Атлантического хребта [Zonenshain et al., 1989]. B результате серпентш-шзашш
ультраосновных пород низов коры и верхов мантгш и их разуплотнения произош-
ло вертшсальное воздымание крутшого блока океанской коры. На поверхность дна
бьиш выведены глубинные кристашшческие породы и, в частности, габброиды.
Между этим блоком и рифтовой долиной вдоль системы разломов произошло
протрузионное внедрение серпентш-Штов, слагающих краевой уступ рифтовой
долины. Продукты разрушения этих пород мы также находим в донных осадках.
Из результатов изучения минерального и химического состава донных осадков
следует, что следы гидротермальных проявленшй фшссируются вдоль всей колонки.
По этой причине можно утверждать, что гидротермальная активность в районе
исследовал-пая имела место на протяжении по крайней мере последних 25-30 тыс.
лет. Последние определения возраста самих гидротермальных отложеншй радио-
изотошшми методами [Lalou ct al., 1996] дали величины 60-10 тыс. лет. Эти
материалы четко не фшссируют шпотитшости рудоотложения.
Это обстоятельство также не характерно для развития гидротермального про-
цесса в пределах осевых частей рифтов низкоспрешптговьтх хребтов.
По данным датирования отложеъшй гидротермальных построек и колонок
донных осадков, получештых в пределах осевых частей рифтов, устанавливается
определенная цшсштчность в 5-10 тыс. лет, при которой шииты гидротермальной
активности чередуются с шипслами, в течение которых полностью прекращается
гидротермальная деятельность [Богданов, 1992 б].
Резкое усиление гидротермальной деятельности произошло на рубеже между
вюрмом и голоценом. Следует отметить, что усиление гидротермальной активно-
сти сопровождалось резкой шттенсифшсатшей динамшси придонных вод. Зна-
чительные колшчества тонкого осадочного материала выносились из области
осадконакопления донными течениями. На поверхности дна накашшвадшсъ
преимуществеъшо пески.
Исследованная колонка получена в непосредственной близости от активных
гидротермальных источников. Обычно выходящие на поверхность высокотемпера-
турные (до 300‘_’C и более) гидротермальные растворы при турбулентном переме-
штвангш включают в поток значительные массы придонной воды. Возможно, этим
механизмом можно объяснить и усиление их шшамшси. Надо полагать, что
сравнительно низкое содержание “гидротермальных” химических элементов в
металлоносных осадках (что необычно для донных отложеншй, расположенных в
непосредственной близости от гидротермальных высокотемпературных источни-
ков) связано с вьп-юсом тоъших фракцшй, слагающих основную массу гидротер-
МЗЛЪНОГО ОСЗДОЧЁНОГО материала, ИЗ области ОСВДКОНЗКОПЛСШШ ИНТСНСРГВНЪЕМИ
ДОННЫМИ ТСЧСНИЯМИ.

5. Процессы формирования гидротермального поля
исследованное гидротермальное поле по своему положению в пределах рифта,
составу вмещающих пород и гидротермальных отложений отличается от анало-
гичных полей Средушно-Атлантического хребта. Известные к настоящему времени
гидротермальные рудопроявления океанских рифтов связываются с осевой гидро-
термальной системой, в которой рудоносные флюиды формируются при взаимо-
действии океанских вод с излившимися базальтами или долеритами дайковой
сергш в кровле магматической камеры на глубине 1‚5-3,5 км от поверхности дна.
За пределами возможного развития осевой магматической камеры в условиях
краевого тектонического уступа рифтовой долины в исследованном районе
океанская вода, по-вишшому, прошакает на значительную глубину до низов коры —
верхов мантии, где участвует в процессах серпентинизашш ультраосновных пород.
То, что при серпентинизашш ультрабазитов в океане участвует океанская вода,
является в настоящее время неоспоримым фактом. Возможная глубшча прошила-юве-
ния океанской воды в кору в рифтовых зонах океана подсчитана теоретически
[Сорохтин‚ 1979]. Она определяется условием равенства давления вьллележащих
пород, слагающих стенки трелшдн, и предела прочности этих же пород на скалыва-
ние. Эта глубина оказалась равной 4,5 км. На глубшчах 4,5-5 км от поверхности
дна гидростатическое давлеъше может достигать 700-800 бар. При этих давлениях
Для шаркулирующих океанских вод не запретны температуры до 500°С. Серпенти-
низация, как процесс реакшш перидотита с водой, идет при температуре 400-500°С
и давлении 1 кбар [Macdonald and Jyfe, 1985; Seyfried and Dibble, 1980].
Возможность существовашш наряду с осевой, также глубшп-юй [тиркулязтион-
ной системы в рифтовых зонах низкоспретсинговьхх хребтов предполагалась и ранее
[Копа ет а1., 1987; Лисштын идр., 1990].
Термобарогеохимические исследования флюидных включений в минералах
пород данного региона [Сшионов, Милоснов, 1996] позволили установить, что
здесь развита активная гидротермальная шгркулятшоъп-хая система со следующими
параметрами: температура от 230-250°С и до 320-405°С; давление — до 510-960 бар.
Столь высокие давления достигаются только при существовании глубинной
циркуляциош-хой системы. Концентрации солей в растворах, судя по результатам
изучения флюидных включеншй, явно резко превьллают соленость океанской воды,
достигая 8-18 масс. % до 38-48 масс. %, приближаясь фактически к рассолам. Это -
несомненное доказательство обогащения раствора дшбо в результате серпентини-
зашш (остаточный раствор), либо при фазовой сепарации флюида при подъеме.
Образующиеся во внеосевой гидротермально щтркуляционной системе первич-
ные рудоносные флюиды должны отличаться от флюидов осевой щтркуляшлоьяной
системы более высокой температурой, соленостью и иметь иной химический состав.
В химическом составе таких флюидов мы должны ожидать резкое обогащение
хизиическгши элементами, присутствующими в сравнительно повьллет-п-гьтх содер-
жаниях в ультрабазитах: хромом, ншселем, возможно кобальтом, что подтверждено
экспериментальными работами по взаимодействию нагретой воды с ультраоснов-
ными породами [Seyfried and Dibble, 1980; J anecky and Seyfried, 1986].

-1 37-
zoj -
— 35- Соленость
9 16- _‚ —
д; Ё
3 - е as _„
ш 8
д з:
Ф 12‘ щ '
'= I:
5 о
д - ° ан
в- _
- ;д_ Температура
4- — ����
_ 32:? Н.”
П} I I I I I
13.00 15.20 1340
Время
io.oo т б
J
8.00 -
Температура. °С
5- an
З 8
1 I
4
2.00
32.00 33.00 34.00 35.00 36.00 37.00
Соленость. %о
Рие.37. Индикаторы подповерхностного векипания гидротермалъного раствора. Неоднородность
солености растворов н гидротермальных струях в индивидуальном источнике поля 14° 45' е. ш.
а — записи Т° и S%o при движении у дна ГОА "Мир" вблизи “черного курильщика”;
6 — ТЗ-зависимоггт: поле 1 — гидротврмальиые растворы с соленосгью ниже, чем океанская вода, поле 2 —
гкдро-гермальиые растворы с сопеностью выше, чем океанская вода

В осевой гидротермальной шаркуляционной системе, в которой реактшош-тая
камера находится на глубине 1,5-3,5 км от поверхности дна, первичньп`7т гидротер-
мальный флюид чаще всего достигает поверхности мало измененным. Его раз-
грузка начинается на фронтальной зоне встречи с холодной придонной океанской
водой. Флюид глубинной циркуляционной системы, пересекающий всю океанскую
кору, испытывает значительное изменение гидростатического давления, которое,
по-витпамому, вызывает его неоднократную фазовую сепарацию. Наличие двух
типов "черных курильтцшсов” в пределах исследованного поля указывает на то, что
последняя фазовая сепарация гидротермального раствора происходит в подно-
верхностных горизонтах коры. В результате гидротермальные растворы "черных
курильщшюв" первого Inna отличаются более высокой соленостью по сравнению
с гидротермальными растворами “черных курштьтшипсов” второго ниша. Более
убедительъште подтверждения этого процесса получены в результате непосредс-
твенных измерений термохалинньтх характеристшс придонных вод в пределах
активного поля “курильщшюв” первого типа с помощью стандартной СТД-
системы "МАРК-1ПВ” фирмы “Neil Brown Instrument System” (США). Измереъшя,
соответствеъшо, проводились He HCl'IOCpCJICTBCI-II-I0 в устье высокотемпературного
источншса, а на его перифершит, где гидротермальшэпй флюид уже в значительной
степени разбавлен придонной водой. На рис. 37 видно, что с увеэшчением темпера-
туры относительно фоновой (увеличением “вклада” гидротермального раствора
в анализируемую воду) соленость либо увеличивается, либо умеъшшается относи-
тельно фоновой величины. Иными словами, наблюдается чередование выхода на
поверхность дна струй гидротермального раствора, обогащеъшого либо обештен-
ного солями относительно фоновых значений. Следует заметить, что данные изме-
ретшя стандартным прибором однозначно свидетельствуют о вскштании раствора
в потптоверхностных горизонтах океанской коры, но не пршош-тьт для определения
параметров этого процесса. Необходима разработка специальных приборов.
Фазовая сепарация, как и вскипание раствора, должна приводить к изменению
его физшсо-химических характеристик, а соответственно, пресыщению и частичной
разгрузке содержащихся в нем химических элементов, формированию вкраплеъшой
или Штокверковой минерализации. Присутствие во вмещающих породах района
исследований гидротермального пентландтита, обогащенного кобальтом
[Геологические исследования..., 1991], вероятно, подтверждает представление о том,
что пошшмающшйся к поверхности дна гидротермальный флюид He только теряет
часть металлов по пути миграции, но при этом происходит и их ‚дифферет-пшатшя.
В результате этой дифферешшаттии состав достигающего поверхности остаточного
гидротермального раствора приближается к тому, которьпй мы фшссируем и в по-
верхностных растворах осевой шаркуляционной системы. Иными словами, на пути
миграции трансформация первичного гидротермального флюида приводит к тому,
что разгружающиеся при близких Р-Т условиях гидротермальные растворы разной
природы имеют довольно близкий состав. И тем He менее выявлеш-тое отличие
состава и свойств гидротермальных отложенш7т поля 14° 45` с. ш. от аналогичных
образований других гидротермальных полей Сретшнно-Атлантического хребта
позволяет говорить о специфшсе гидротермального процесса в исследованном
регионе.

ГЛАВА V
ДРУГИЕ НАХОДКИ РУДОПРОЯВЛЕЪП/Ш В РИФТАХ
СРЕДП/ПгШО-АТЛАНТИЧЕСКОГО ХРЕБТА
В данный раздел включены гидротермальные поля, по которым информация
о рудопроявлениях в научной литературе пока довольно ограничена. О природе
этих полей пока можно сделать только предварительшяе затсттюченгтя. Нет
сомнения, что некоторые из них, особенно открытые недавно поля к юго-западу от
Азорской горячей точки, могут оказаться одними из наиболее актившэтх рудопро-
изводятшчх полей Атлантического океана. Эти поля в настоятлее время интенсивно
исследуются. Открытое в 1987-1988 гг. в экспедициях на НИС “Геолог Ферсман” на
24° 30` с. ш. новое гидротермальное поле требует дополнительных исследований,
особенно с использованием глубоководных обитаемых аппаратов, ибо до конца не
понятно их геологическое положение. Несомненный интерес представляют
обнаруженные в трансформных разломах гидротермальньте сульфидные рудопро-
явления. Но и они, к сожалению, нуждаются в более детальных исследованиях.
1. Гидротермальное поле 24° 30` с. ш.
Открытие этого гидротермального поля связано с региональными геолого-гео-
физическими исследованиями в 3-м и 5-м рейсах НИС “Геолог Ферсман” в 1987-
1988 гг. в осевой части Срединно-Атлантттческого хребта между 23° и 26° с. Ш.
Район характеризуется сложным и резко расчлененным рельефом дна
[Зоненшайн и др., 1992; Zoncnshain ct а1.‚ 1989]. В рифтовой долтше, находящейся
на глубине 4500-4900 м и имеющей Щирш-ту 5-8 км, в осевой части четко выделяется
экструзивная зона в виде серии изолированных вулкашитческих гор (рис. 38).
С севера на юг уровень вершин вулканических гор понижается с 4100-4200 до
4500—4600 м. Оддновремеш-то относительно высокий, до 500 м, вулканический хребет
сменяется невысокими вулканическими постройками. Узкие Шшейттьте депрессии
рифтового простирания обнаружены на вершине экструзивной зоны. При погру-
жении ГОА “Мир” было вЬШош-тено пересечение экструзивной зоны на тшароте
24° 30` с. ш. Здесь нтирина экструзивной зоны составляет 4 км с относительными
превьллениями около 300 м (рис. 39). На вершине обнаружена расселтша глубиной
100 м. Она отвечает ранее описанной осевой депрессии.

4Е°30` ад. 4Б°ОО' з.д.
25°0О` с.ш.
45°30` з.д.
О 20км
\_1__|
Ё 1 2 з
7 9
5
ф“
§‘\\\\\\ \\\
I
Рие.38. Структура рифтовой зоиы Срединно-Атлантического хребта (24—25° е. ш.) и положение выхо-
дов плутоиических пород и проявлений гидротермальной деятельности
1 — разрывные нарушеиия в рельефе дна, ограничивающие рифтовую долину; 2 — контуры наиболее
глубоких (-4000 M) nnamin в пределах рифтовой долины; 3 — зоиы наиболее глубоких горизонтальных
пэадиентов аномального магинтното поля; 4 - пэаницы учаспсов рифтовой зоны, различающихся по
мощности магиггтоактивиото слоя коры и характеру АМП;5 — выходы плутонических пород; 6 — учаспси
распространения гидротермальноизмаиенньтх пород; 7 — проявления гидротермальной деятельности:
а — обломки массивных руд “чериых курильщиков", б — то же, каарцево-пиртгговьтх пильных руд,
в — происилпсово-вкршшениая сульфштная минерализация. г — сульфиды в тяжелой фракции донных
осадков; 8 — ‚гшнии геологических разрезов; 9 — котггуры детального пошатоиа 5-го рейса НИС "Геолог
Ферсман”
Лавы, формирующие экструзивную зону, не являются молодыми. Их стеклова-
тая корка закатпси разрушена, замещена палагонитом и покрыта плел-той Fe-Mn-
окситидроксидов. Слой рыхлых карбонатных осадков до 50 см толщиной покрыва-
er ByJl](aHI/ITLI экструзивной зоны. Многочисленные трещины, гьяры и нормальные
сбросы нарушают сплошность вулканического фундамента, что также свидетельст-
вует o сравнительно древнем возрасте вулканитов._ По оценке Л.П.Зоненшайна
с соавторами [1992], последнее извержение закончилось более 10000 лет назад.
Экструзивная зона находится в данном районе в тектошгтческой фазе с преоблада-
НИСМ РЗСТЯЖСШШ И J.ICC'l'py](l.[H}{ ByJ]](aHlrFlCC](O["O СООРУЖЕНИЯ 663 C0O'I'B6’I‘C’l'By'IOI_[[C["0

наращивания новой океанской коры. Это отвечает отмирающей магматической
ячейке в данном районе, а соответственно, отсутствию осевой шгркупятшоъшои
гидротермальной системы, гидротермальной активности.
I Ё V�� �v�� J” mu”? :‘_:m
4/)>>§ fr o ////./,~;\« ‚ @/��
о ’/(’ г з \ V’ Й
р‘ <5 \/\ �&�� 0 J 23.
/F; М к: < ,2.
J ‚ \ %/FM ДА <f“/// ‘ P���
‘д "” 4 Щёёдч ‘Na’//(6 к rm.
W шум ����
4s"21‘ 19' 17' 15‘ 13‘ 11‘ 09‘ OT
4500 +
4600"
поп _ р
Рис.39. Строение внутреннего рифта по дашшм детального геоморфолоппеского картирования (1 и 11),
погружения ио ГОА “Мир” (111)
Положение маршрута погружения показано на карте (1) (по Л.П. Зоиеншайну и др., 1992)
II: 1 — более молодые лавы, 2 — более древние лавы

Рифтовая долшна ограъшчена краевыми уступами одинаковой формы по обоим
бортам. Они поднимаются над краевыми депрессиями более чем на 2000 м. Оба
склона являются “аномальными”, шпленньши заметных сбросовых уступов.
Кривотшнейная форма склонов, которые прорезаны узкими подводными каньона-
ми, а также плавный переход склонов к ложу краевых депрессий рифтовой дошишы
указывают на большое вшаянгте процессов массового сброса обломочного (эдафо-
генного) материала Bum no склону.
По данным драгировок на восточном краевом уступе рифтовой дотшны обна-
ружены выходы кристалтшческих пород базит-ультрабазитового состава, в том
числе и серпентинитов, которые по мнению А. И. Трухалева с соавторами [1993]
имеют протрузионную природу. Большинство находок гидротермальных сульфид-
ных образований приурочено именно к протрузиям (рис. 40). Здесь же выявлены
достаточно обширные ореолы гидротермально-изменеъптьтх пород (базальтов,
габброидов, ультрабазитов). При Детальных подводных геологических исследова-
ниях с применением глубоководных обитаемых агшаратов [Gente ct al., 1996]
обнаружено три реликтовых гидротермальных постройки, одна из них расположе-
на на краевом уступе, с которого ранее драгированы перидотиты.
По условиям залегаъшя гидротермальных рудопроявленшй огшсываемые поля
сходны с гидротермальным полем 14° 45` с. ш. Срединно-Атлантического хребта.
В пределах исследованных полей встречены следующие типы гидротермальных
отложеншй: массивные сульфидные руды, низкотемпературные опал-смектитовые
образования с сульфидной вкрапленностью, маломощные гшритовые и гшрротино-
вые прожилки в аногарцбургитах, прожилково-вкрапленное оруденеъше в базаль-
тах PI марганцевые натеки [Трухалев и др.‚ 1993].
Массивные сульфидные руды. При драгировантш поднято несколько образцов
массивных сульфидов размером от 1 до 8 см, представляющих собой фрагменты
флтоидопоттводящих труб, часто залеченных. Образцы характеризуются концен-
трическизональной текстурой. От зоны к зоне толщиной от 2 до 5 мм существенно
меняется мшчеральный состав гидротермальных отложешпй.
Самая внутренняя зона 1 — мономинеральная — опаловая, почти шппенная
сульфидной вкрапленности (табл. 16). Опал частично раскристалтшзован в хадще-
дон. На стенке флюидлодводящего канала — снежно-белый опал в виде тончайтшитх
моховидньтх образований.
В зоне 2 преобладает опал с мелкозеръшстой до тонкозернистой вкрапленно-
стью халькопирита, реже сфалерита. Встречается сравнительно крупнозернистый
борнит, интенсивно замешенньпй ковеллином.
В зоне 3 наблюдаются дендриты и ксеноморфные образоват-Шя, сложенные
графическими срастаниями халькогшрита и сульфида manna, почти повсеместно
инкрустированные прозрачным опалом. В халькогшрите обнаруживаются редкие
крупные вростки сфалерита, количество которых увеличивается к центру образца
паратшельно с возрастаьшем тошцины опаловых покровов на сульфидах.
Зона 4 представлена массивным идтаоморфьпэш халькопиритом. Во внеш-
ней части зоны часты находки сложных срасташпй халькошигрита с борнитом.
По борниту развиваются ковеллтш и оксшидроксиды железа. Поровые простран-
ства между кристатшами халькошитрита заполнены оксшидроксидами железа
и атакамитом.

"I
а |'|II
“ll
О 5KM
12%;
4 5 6
E78
AT.. HT
6 .-
н - н _/~

„ж
Рие.40. Условия залегания гидротермальных рудопроявлений в рифтовой зоие Срединно-
Атлантического хребта иа 24-25‘ е. ш. (Трухалев и др., 1993)
На картах: 1 - современные осадки; 2 — пшшоу-базалътьп рифтовой зоны Средиино-Атладггического
хребта: а - афировые, б — оливин-плагнопорфировьхе; 3 — серпеитингггы, серпентииизнрованные
перидотнты, габбро и мвгагаббро; 4 — учасгкн распросгранения гидротермалъноизмененньхх пород; 5 —
проявления сульфидной минерализации: а — обломки массивных руд “черных курштъщиков", б - то же,
яшдтьных кварцево-сульфиштьпх руд, в - вкрапленная и проясилково-вкрахшениая минерализация, г —
сульфиды в осадках; 6 — предполагаемые разрывные нарушения: а — выделяемые по материалам
гидромагнгггной съемки, б — батиметрнн и геологическим данным; более рельефно показаны разломы,
ограничивающие с востока рифтовую долину; 7 — изобаты; 8 — станции драгирования 5-го рейса НИС
"Геолог Ферсман" и их номера. На разршах (положение см. на рнс. 38): 1 — современные осадки (показаны
вне масштаба); 2 — пшшоу-базальты рифтовой зоны: а — афнровые, б — порфнровые; 3 - породы габбро-
пиродотгггового комплекса; 4 ~ проявления сульфидной минерализации: а - обломки кварцево-
сульфидных яшдтьньтх руд, б — сущфирш в тяжелой фракции донных осашюв; 5 — разрывные нарушения; б
— напряженность аномального магнгггного поля (кривая Ta); Цифры — номер станции драгирования 5-го
рейса НИС "Геолог Ферсман"
Таблица 16
Строение и минеральный состав гидротермальных отложений в концентрически-зональных
образцах (по зонам 1-5 от флюидоподводящего канала к периферии)
(по A.I/I.’I]>yxaJIeny и др., 1993)
Зоны
Компоненты 1 2 3 4 5
Внутренняя Опаловая с Графических массивного Внешняя
опаловая сульфидами срасганий халькопирита
Основные, Опал Опал Халъкопирт Халъкопирит Опал
25% Окисигидр ок-
сиды Fe
Втор осгепен- Халък опирггг Сф алерт Халъкопнрггг
ные, 10-25% Опал
Редкие, менее Халцедон Сф алерт Опал Атакамггг
10% Борнггг Атакамггг
Ковеллин Окиситидро-
ксидьх Fe
Акцессорные Сф алергп‘ Марказит Борнт Мельииковнт-
Халъкопнрггг Ковешшн пирит
Окисигидр окси- Марказит
ды Fe Ковеллин
Борнггг
Структур ы Колломорф ная Деидрггговая Графическая Массивиая Коллом орфная
Почковидная Инкрусгацн- Дендрггговая Интерсгициои- Сферошгговая
ониая Ишсрусгациоиная ная Петельчатая
Тоикодиспер- Краевых
сная каем ок

Химический состав гидротермальных отложений поля 24° 30‘ c. Ill.
(no A.I/I.TpyxaJ_1Eny И др., 1993)
Таблица 1 7
Тип отложений
Химический Массивные Проясилтсово-вкрапленное оруденение Низкотемпературные
элемент сульфитшые отложения
руды Вкрапленные Кварцевые проясилкн Опал-смек- Марган-
тггтовые с цевые
сущфилсьт в с пнрггтом, с пирггтом, судтьфитшой
измененном халъкопи- хштькопирггтом, вкраплен-
базащте ритом сфалерггтом ностью
8 проб 1 проба 2 пробы 2 пробы 2 пробы 1 проба
% Fe* 19,1 11,1 26 22,7 1,8 0,3
Cu 20,2 0,01 0,7 0,7 0,3 —
-Zn . 3,6 0,01 0,02 2,4 0,06 0,002
10-4% Pb 204 <10 <10" <10 <10 <10
Mn 256 1650 <1З5 <250 215 423500
Ti <100 4450 1700 1290 <100 3000
V <5 150 <5 <20,5 <5 94
Мо 5,6 <7 <7 <7 <7 66
Y <6 29,5 12 <10 <6 <6
Sr 100 <100 340 <500 <l00 610
Ga <5 11 <5 <5 <5 22
Со 20,2 63 18,5 20 22 400
Ni" 63.2 115 32,5 . 39 22,5 500
Sc 2 22,5 <6 <6 1 10
Сг 27,7 170 42,5 <30 7 100
--2г 696,1 57 26,5 <33 285,5 510
. Ва 401,7 .<100 <100 <100 184,5 <100
As 50,2 — — — 16 —
Sb 6,8 — — — 1,6 —
Rb, 53,9 — — — 24,5 -
Cs 1.4 — — — 0,4 —
1-If 2.8 — - - 1,95 —
_ Та _ 0,12 - _ _ 0,13 —
Th 0,74 - _ _ 0,24 —
U 3,35 — — — 0,87 —
Ga 6,78 — — — 2,62 —
Sm 1,49 — _ _ 0,34 —
Еи 1,0 — _ _ 0,56 —
ТЬ 0,29 — — — 0,13 —
Yb 0,6 — _ _ 0,17 —
Методы анашва: Fe-Mn — атомная абсорбция; Pb-Ga — количественный спектральный; Co-Yb — нейтрон-
но-актнвацнонньтй для масснвных сульфидных и опал-смектитовьтх образованнй; для остальных —
спектралъный
Внешняя наружная зона сложена массивным опалом и оксигицроксидами желе-
за, образующшии как колломорфные вьщеления, так и псевдоморфазы и каймы
замещеъшя халъкошарита. В едшшчных случаях наблюдаются сферолшы мглы-ш-
ковит-гшрита, дендриты марказита и колломорфные образования атакамита.

По данным химического состава массивные сульфиш-гьте руды (табл. 17) могут
быть отнесены к рудам медной специализащш. Содержат-пае меди в шах колеблется
от 13 до 27% при среднем значет-паи 19,1°/о. А.И.Трухалев с сотрудниками [1993]
отмечают также, что обычно подобные, обогащенные медью пробы содержат не
более 3% Цинка в пересчете на рудное вещество. В исследованных же образцах
количество цинка составляет 5-10°/о (в пересчете на рудное вещество). Этим оша
близки к рудопроявлешаям гидротермального поля 14° 45` с. ш. Срединно-Атлан-
тического хребта, кстати, характеризующиьася сходным геологическим положени-
ем. По содержанию других химических элементов даьптые руды являются „тиглачны-
ми для рифтов Срединно-Атлантттческого хребта. Исследоватеша на основании
микрозондового анашаза сфалеритов отмечают их маложелезистьтй состав (от 3 до
4,3 ат. %), которьтй довольно редко встречается в известных океанских сульфидных
рудопроявлениях [Lafitte and Maury, 1983]. А. И. Трухалев с соавторами [1993]
полагают, что подобные свойства сульфидных фаз, а также их однородность могут
служить указанием на переотложештый характер вещества.
Прояшлково-вкрапленная минерализация. При драгированита краевого уступа
рифтовой дошаны среди разнообразного каменного материала обнаружены
многочисленные обломки пород размером около 1-2 см с сульфидной минерализа-
цией. Она представлена как метасоматической вкрапленностью в хлоритизирован-
шах и окварцованъшх базальтах, так и кварц-сульфидными прожилками в разных
породах океанской коры, в том числе и в изменештых апогарцбургитах.
В нацело переработанных участках базальта, превращенного в кварц-
хлоритовый метасоматит, равномерно рассеянная сульфидная вкрапленность
(до 20%) представлена мешсими кристаллами шарита, реже (доли %) халькопирита
и сфалерита. Кварцевые прожилки и шанзы с сульфидами характеризуются
изменчивой мощностью, но не более 3 см. Кроме кварца в шах встречешя эшадот
и цеолиты. Сульфиды в прожилках и линзах рассеяны неравномерно, местами
могут составлять до 70% от гидротермального материала. Резко преобладающим
сульфидным минералом является шарит. XBJHDKOIIPIPHT распространен довольно
широко, но в незначительных концентрациях. Сфалерит встречен только в от-
дельных образцах. Установлена последовательность отложения гидротермального
материала:
кварц первой генерацша, шарит —› халькопирит —› сфалерит —› кварц второй
генерашаи.
В сильно измененном апогарцбургите, в котором крупнокристадтяпаческшй
Шароксен нацело замещен хлоритом, отмечается мельчайшая пылеобразная
вкрапленность шарита, а также его более крупные выделеъпая в прожилках, запол-
ненных смектитом. В последа-пах обнаружены также кристаллы топстотабшатчатого
пирротина.
Пиритовый характер прожилково-вкрапленной минерашазашаи определяет
сравшательно высокие содержащая железа (см. табл. 17). Медь и mum B значимых
количествах встречешя только в отдельных кварцевых прожилках. Но и в них оша
не достшают тех содержаний, которые определены в массивных сульфидных рудах.
Среди малых элементов следует отметить низкие содержащая свшща по сравнению
с массивными сульфидными рудами и высокие — титана.

Низкотемпературные гидротермальные образования. В дражном материале
встречено несколько образцов мелкообломочной брекчии базальта и серпентинита
с опал-смектитовьтм цементом. Опал обычно содержит небольшое количество
рассеянных кристаллов халькопирита и пирита. Сульфиды сильно окислены, что
приводит к обильному распространению скопленшй атакомита. Среди основных
гидротермальных металлов в‘ этих отложет-шях резко преобладает железо. Везшчи-
ны отношения в них Fe:Cu:Zn равны 1:0‚1:0,03‚ в то врем-я как в массивных
сульфидных рудах они составляют 1:1,1:0,2 (см. табл. 17). Концентрации кобальта,
маргат-ща и титана в этих отложеъшях и массившях сульфидных рудах сопостави-
мы, а других элементов, особенно свиъща, значительно т-шже в первом типе
отложеъшй по сравненшо со вторым. '
Мартанцевая мштерадшзаттия обнаружена в виде пленок и дендритов окислов
марганца на поверхности, а также в виде обособлений в многочисленных третшшах
обломков сильно брекчированных серпентинитов с гладкими зеркалами скольже-
mm. Довольно часто дендритами обрастают игольчатые кристаллы арагонита.
Минералы маргаъща могут быть отнесены к 10А фазе. Общее количество окислов
марганца в породе может достигать 20%.
По данным химического аншшза низкотемпературные гидротермалыше обра-
зования содержат 42,4% маргат-ща при очеш› т-шзком (0,29%) содержат-Паш железа
(см. табл. 17). В химическом составе отмечаются типичные для аналогичных
гидротермальных образованшй незначительные содержания больтшшства химиче-
ских элементов. Они тем более малы по сравнению с железомарганцевой коркой
гидротермального поля 14° 45` с. ш. Средиьшо-Атланттитческого хребта, но в 2 раза
содержат больше нупселя и в 5 раз — титана.
Рудопроявлеьшя гидротермального поля 24° 30` с. ш. Срешшно-Атлантического
хребта, с одной сторошя, сходны с гидротермальными отложениями осевых частей
рифта, образующимися в результате деятельности осевой циркулшшонной
системы, а с другой, — напоминают рудопроявления гидротермального поля
14° 45` с. ш. Средиъшо-Атланттитческого хребта. Они залегают в области развития
серпентинитовьтх протрузшй. Основной вопрос, которьпй требует разрешештя при
дальнейтшитх исследованиях — являлись ли рудоформирующие растворы остаточ-
щтми после серпентшшзаттии ультрабазитов низов коры — верхов мантии, либо они
бызш восходящими ветвями осевых циркуляционных гидротермалышх систем. Их
приуроченностъ к аномальному склону рифтовой системы связана с тем, что рудо-
носные гидротермальные растворы использоватш при подъеме в качестве подводя-
щих каналов глубшп-тые разломы, сформироваш-пле на границе между рифтовой
долтшой и краевым тектоническтиш уступом. Такая связь просматривается для
релшстовых сульфидных отложений у подошвы аномального склона рифтовой
дошаны в гидротермальном поле ТАГ.
По наштш представлениям, в данном районе вушсаническая активность, фор-
мирующая новую океаническую кору, прекратилась примерно 10.000 лег назад.
Экструзивная зона находится в стадуш тектонической деструкции, которая, по
нашим представлениям, не сопровождается гидротермальной деятельностью. По
этой причине мы должны полагать, что, если обнаруженные в данном районе
рудопроявлет-шя связаны с осевой циркуляционной системой, они являются
решпстовьтми.

2. Гидротермальные образования трансформного разлома
Кейн
Обнаружение зеленокаменно изменеш-Щх брекчий, сцементированных кварцем
и содержащих сульфиды аномального состава, в пределах трансформного разлома
Кейн [Delaney et al., 1987], BO-HCPBLIX, l'IOIL'I'BCpIl1/IJIO перспективность поисков
гидротермальшлх сульфидных рудопроявлений в пределах трансформных разло-
мов, o чем неоднократно говорилось в научной литературе [Bonatti et а1., 1976;
Rona et al., 1987], a ВО-ВТОРЫХ, стимушаровало поиск иных механизмов рудоформи-
рования, нежели прш-тятьтх среди спешаатшстов.
Указанные гидротермальные отложения были обнаружешэт в зоне пересечения
спредингового хребта с трансформшлм разломом Кейн, на восточном склоне
поднятия внутреннего угла (рис. 41). От-ш были получены сначала при драгирова-
mm, a затем при погружении на ГОА “Alvin” [Delaney et al., 1987]. Нижнюю часть
склона этого поднятия слагают перидотиты, габбро, диабазьт, зеленокаменно изме-
ненные породы и мегабазальты, а верхнюю часть — свежие и вьгветрелые базальты
[Karson and Dick, 1983].
20‘ 1o‘ 45° з.д. so‘ ю
J I ’ 1
‚ г; 3 i
\-- Щ; м; з ъ. `}��
ёё so‘
��_� v ‘ Ё
1 в ‘ft I ENEEE49
2 |Z7 " pt^� rt ௖� 20'
3 в I г) Н; M:v 3/‘1/
4 Ш 9 �S� 0s�� VV/I I
5 А ю J J/(°7° “у Vv Л 2з°1о*
Рис.41. Структурная карта района MARK (по Л.П. Зонеишайтту)
1 — неовушсаническал зона; 2 — поднятия мельче 2000 м; 3 - впадины глубже 4000 м; 4 — нодащньдй
бассейн; 5 - поперечные полпнятия; 6 - сбросы; 7 - сдвиги; 8 — скважины глубоководного бурения; 9 — гид-
ротермальиое поле Снейк Hm‘; 10 — гидротермальные рудопроявления трансформного разлома Кейн .

Наибольший интерес с точки зрения гидротермальной Деятельности представ-
лают брекчии, полученные как при драгированшит с глубшш около 4000 м, так и
ПРИЛОГРУЖСШШХ на ГОА “Алвин” с глубины 2585 м (рис. 42). Брекчии представля-
ют собой зеленокаменно изменеш-пле фрагменты пород, сцементироваштьте квар-
цем. Фрагменты состоят из кварца, хлорита и сульфидов. Содержание кварца от
объема брекчии составляет около 80%.
23°40`
2З°З0`
2000 —
2500
Глубина. м
3000
Рис.42. Нахождение гидротермальных рудопропвлеъшй н трансформном разломе Кейн (Delaney
е! а1., 1987) '
А — карта района исследований, АА‘ — полоса драгирования склона горы; а — маршрут погружения
ГОА “Алвнн". На верхней вршке — положение района нсследований, на нижией — тоъпсами показаны
эпицентры землетрясений. Б - маршрут погружения ГОА ”Алвин". Цифрами (1-6) указан состав
полученных образцов: 1 —- габбро, местами метаморфизованное (амфиболитовал фация); 2 — днабазы
(зеленокаменнал фацил метаморфизма); 3 — гидротермалънал брекчия (базалът); 4 — диабазьк (зеленокамен-
ная фация), частично милонитизированньхе; 5 - базальтовая брекчия; 6 — выветрезтый Базальт

В соответствии с интерпреташаей авторов, интенсивное изменение фрагментов
пород и цементация связаны с миграшаей гидротермальных растворов. При этом
в некоторых брекчиях в кварцевой матррще обнаружены окатаьптые и хорошо
сортированные фрагменты, что позвошшо определить скорость движения гидро-
термальных растворов, исходя из гидравлической крупности этих фрагментов,
более 100 см/сек. Определенная таким образом скорость движения гидротермаль-
ных растворов не противоречит непосредствешшм измерениям скорости истечения
высокотемпературных гидротермальных растворов в рифтовых зонах океана (от
нескольких десятков сантиметров до нескольких метров в секунду) [Lowell and
Germanovich, 1994].
Исследование химического состава основных гидротермальных фаз этих отло-
жений позволило обнаружитъ некоторые их аномалии по сравненшо с аналогич-
ными образованиями океанских рифтов. Болышшство хлоритов резко обогащено
железом (FeO=20,76-40,65"/o) И обеднено магнием (MgO=3,24-19,89°/o) no сравнению
с типичными хлоритами подводных метабазальтов [Humphris and Thompson, 1978]
(рис. 43). Эксперименты показадш, что на начальных стадиях взатшодействия
морской воды с базальтами формируется богатая магнием минеральная фаза [Mottl
and Holland, 1978; Bischoff and Seyfried, 1978]. Однако при мшрашш через породу
гидротермального раствора, обедненного магъшем и обогащенного железом,
образуются богатые железом хлоритьт [Mott1, 1983 a, b].
Puc.43. Положеъше хлоритон зеленокамешшх
брекчий района траисфоршюго разлома Кейн
(Delaney ct а1.‚ 1987) на диаграмме A.lz03—Fe0—Mg0
1 — ршущтатът анализа хлоритов из района
Кейн; 2 — хлоргггы других районов (I-Iumphris and
Thompson, I978)
Пожалуй, наиболее необычен химиче-
.‚д‚‚;.‚___ �-�� скии состав сульфидов и оксигидрокси-
_ ‚ дов Fe (табл. 18). Являются ли оксигид-
о 2 роксиды продуктами окисления первич-
\/ х; V 4L А; Н; д; V
Feo vac НЫХ сульфидов, или om отложены в ъшз-
котемпературную гидротермальную ста-
дию — не установлено. Важно подчеркнуть искшочителтьно высокое содержаъше
в этих гидротермальных минеральшэтх фазах кобальта (до почти 4%), что обычно
не обнаруживается в исследоваш-шх гидротермальных отложениях осевых гидро-
термальных циркуляционных систем.
На основах-Шт исследования жидких вкшочений в кварце Д. Делани с соавтора-
ми [Delaney et а1.‚ 1987] полагают, что данные брекчтаи были сформированы под
влиянием гидротермального раствора, температура которого составляла примерно
300°С, а соленость превьплала по крайней мере в 3-4 раза соленость окружающей
океанской воды. Авторами предлагается несколько механизмов формирования
столь необычной гидротермальной системы:

1. Гидратация океанской коры, в результате которой остаточньпй флюид обо-
гащаегся растворенными компонентами, соленость его существенно повышается;
2. Ретроградные изменеъшя твердых фаз океанской коры И, как следствие, обо-
гащение флюида целым рядом компонентов, которые могли бы повысить его
соленость;
3. Двухфазное разделение поднимающегося флюида, что могло бы привести к
обогащению растворенными компонентами более плотных фаз.
Таблица 18
Химический состав сульфидов и оксигидроксидов железа в брекчиях
(данные микроанализа отдельных зерен) (по Delaney et а1., 1987)
Элемент, Пирит Хштькопирит Оксид 0K0Pll'HJ1p0KCH.El:bI Fe
% 1 2 3 4 5 6 7
S 56,58 55,09 55,76 33,94 33,25 FeO 69,84 71,00
Fe 42,74 40,77 43.93 30,70 29,90 MnO _ 0,00 0,00
Cu 0,10 0,00 0,00 34,88 35,52 Cu2O 7,40 0,61
Ni 0,00 0,10 0,00 0,00 0,00 Nio 0,04 0,01
Co 0,32 3,81 0,25 0,18 0,55 СоО 0,13 3,89
Сумма 99,59 99,47 99,94 99,70 99,21 Сумма 77,41 75,51
Вернемся к геологическому положеншо обнаруженных гидротермальных про-
явлений. Они находятся на восточном склоне “поднятия внутреннего угла”, где
кристаллические породы, в том числе и ультрабазитьт ъшзов коры — верхов мантии,
выведены в верхьше уровни коры. Широкое развитие серпентинизироваштьтх
ультраосновных пород в ущельях трансформных разломов позвошшо исследовате-
лям предположить, что, во-первых, серпентинизашитя происходит в результате про-
шиткновения океанской воды до мантийшях перидотитов и их взаимодействия, а во-
вторых, разуплотнение пород при серпентинизации может явиться главшям
механизмом вертикального подъема крупных блоков океанской коры [Bonatt1,
1976; Frans1s, 1981; Macdonald and Fyfc, 1985]. Наличие в данном районе аномально
тонкой океанской коры [Detrick and Purdy, 1980], сильное ее раздроблеъше [K'arson
and Dnck, 1983] создают благоприятные возможности для прошипсновеъшя воды до
перидотитов.
Если поток океанской воды мал относительно процесса гидраташш пород,
серпентинизашш ультрабазитов, могут формироваться высокосоленьте остаточные
растворы [Fyfe and Lonsdalc, 1981] со значительшлми содержаниями металлов.
Обнаружение аномалий б3Не и Мп в придоштых водах в зонах пересечения
рифтовых зон с трансформными разломами, где присутствуют серпентинизирован-
ные ультрабазиты, как будто подтверждает генетическую связь серпентинизации и
гидротермальшях растворов [Klmkhammer ct а1., 1985; Rona ct а1., 1984, 1987;
С11ат1ои and Donval, 1993]. По-видимому, механизм формирования гидротер-
мальных отложений здесь сходен с тем, что огшсано для гидротермального поля
14° 45` с. щ. Среднюю-Атлантического хребта.

3. Гидротермальные поля вблизи Азорской точки
тройного сочленения
В 1992 г. после открытия нового гидротермалъного поля Лаки Страгпс
[Langmuir and FAZAR Scientific Team, 1993 а, Ь, с] начашитсь систематические
геологические, геохимические и биологические исследовал-пая рифта Срешшно-
Атлантического хребта между 37° и 39° с. ш.
Изучение содержаний индикаторных химических элементов в придот-шых водах
[Charlou and FAZAR Scientific Team, 1993 а, Ь; Klinkhammer et а1., 1993] показало
перспективность поисков новых активных высокотемпературных источников в
пределах данного отрезка спрешп-нового хребта.
Данный отрезок (рис. 44) разбит на несколько сегментовддпшой 15-80 км не-
трансформными нарушен-нитями [Needham H.D et а1., 1992; Langmuir and FAZAR
Scientific Team, 1993 а, Ь, с; Detrick et а1., 1995]. Для сегментов характерны симмет-
ричные рифт-ы с хорошо выраженными рифтовьгми долинами. Однако, при при-
ближенъш к точке тройного сочленения вблизи Азорской горячей точки глубшта
внутреннего рифта уменьшается, практически пропадает рифтовая долина. Общая
скоростъ спредиша к северу и югу от точки тро17шого сочленения слегка различна.
Она составляет 22 мм/год поперек трат-пиццы между Северо-Американской и
Африканской штитами с азимутом 11О° и 24 мм/год поперек грангщы между
Северо-Американской и Евразшйской шштами с азимутом 1ОО° [Detrick et а1., 1995].
35“ 30° 25° з.д.
40°
О
I АЗОРЫ
35° е.ш.
Рие.44. Положеиие гидротермальных полей в рифтовых зоиах Срединно-Атлантичеекого хребта
вблизи Азорского тройного сочленения

Лаки Страйк. Гидротермальное поле Лаки Страйк расположено в рифтовой
долине в точке с координатами 37° 18` с. ш. и на глубине 1600-1700 м [Langmuir and
FAZAR Scientific_Team, 1993 а, Ь, с] в пределах сегмента спредиъгового хребта
между 37°00` с. ш. и 37° 35` с. ш. Рифтовая долина в данном районе шиеет ширину
15 км и глубш-ту до 950 м [Fouqu е: е: а1., 1994]. Центральная его частъ занята
вушсаном длиной 13 км, тшариной 7 км и высотой 430 км, разделенным трогом
меридионального простирания. Западная частъ вушсана представляет собой узкш71
вал, в то время как восточная — полукруглая, с тремя вулканическими конусами на
вершине. Гидротерматьное поле расположено в депрессии между этими тремя
конусами. В центральной части депрессии находится лавовое озеро диаметром
300 м и глубиной 6 м. Лавовое озеро заполняют очень молодые низкопористые
лавы, в то время как конические постройку! слагаются более древними, сильно
пористыми вулканическими брекчиями.
Активные гидротермальные источники окружают лавовое озеро, причем боль-
шая их частъ находится на западной стороне. Большое количество реликтовых
сульфидных отложений занимает около 80% площади лавового озера. OH}! не обра-
зуют отдельные гидротермальъпле постройтш, а формируют единую зону сульфид-
ных отложен-пай вокруг депресстш, центр которой занят лавовым озером. Макси-
мальные измеренные температуры турбулентных струй горячих растворов из "чер-
ных курилыцшсов" составляют 292-333°С [Humphris and Lucky Strike Team, 1993].
Химическупй состав гидротермальных растворов данного поля в сравнешш с други-
ми полями океанских рифтов шиеет сходные характеристшси [Colodner et al., 1993].
С активными высокотемпературными гидротерм альными источниками связаны
отложения ашидрита, обогащенные баритом и сульфидами железа и плед-пса, в то
время как с низкотемпературными диффузными потоками — отложения аморфного
кремнезема [Fouquet е: а1., 1994]. Неактивные решипстовые постройку: включают
богатые железом и медью массивные сульфиды и необычньпй тшт отложений,
получивтшай название гидротермальных шпат, толщиной до 10 м. Эти плиты
сложены слоистыми образованиями, состав которых от места к месту сильно изме-
няется. Эти отложения включают брекчию массивных сульфидов, сцементирован-
ную кремнеземом, вулканическую брекчию, сцементированную и местами замещен-
ную кремнеземом и сульфидамидсремнеземом иокситидроксидами Fe или оксигид-
роксидами Fe и Mn.
Исследователями подчеркивается [Humphris and Lucky Strike Team, 1993], что
молошэте сульфидные отложения обычно располагаются на поверхности более
древъшх, более выветрелых и окремненньтх брекчий. По-вишшому, более древъше
отложеъшя формируют цоколь, сложеъшьпй брекчиями, напоминаютшктй цоколь
ранее описанных гидротермальных построек на гидротермальных полях ТАГ
и Брокен Спур. Можно предположить, ‘ITO’ данное гидротермальное поле бьшо
сформировано в течеъше нескольких гидротермальных шаклов.
Гидротермацъное поле Менец Гвен. Онобьшо открыто в пределах рифта к
северу, от сегмента Лаки Страйк (37° 35` — 38° с. ш.]. Этот отрезок спредиъиового
хребта находится в непосредственной близости к точке тройшого сочленеъшя. На
его морфологию оказывает существенное вдшяъше Азорская горячая точка. Здесь
практически отсутствует осевая рифтовая долина. Вдоль оси хребта на протяжении
всего сегмента достаточно четко выделяется зона развития относительно свежих

вушсанических лав, шпленных осадочного покрова. Однако главной структурой
является вушсан 700 м высотой и 17 км диаметром, расположеннъпй в центральной
части сегмента. На вершине этого вушсана находится меридионально вытянутъпй
осевой грабен шпаной 6 км, цгиршгой 2 км и глубиной 300 м. Этот грабен открыт
с северной и южной стороны и поэтому вряд ли является просто вытянутой каль-
дерой. В северной части этого грабена расположен молодой вушсан высотой 120 м
и диаметром 600 м.
Новое активное гидротермальное поле открыто у вершины молодого вушсана
на дне грабена. Оно занимает площадь в 200 м? на глубшчах между 871 и 847 м.
Наиболее высокая замеренная температура гидротермального раствора в этом
поле равна 281°С [Fouquet е: а1., 1994]. Гидротермальные трубы высотой менее 5 м
пошггшатотся непосредственно над свежими базальтовыми подутшсами. Вокруг
этих построек развиты небольшие гидротермальъпле образования, приуроченные
к высокотемпературным диффузным источникам, сложенные баритом. При более
низких температурах формируются кремнистые Шшткообразньте тела, содержащие
сульфиды.
Причины различий состава и свойств падротермальъплх образований располо-
женных практически рядом двух гидротермальных полей [Лаки Страйпс и Менец
Гвен] необходимо искать в разшигчиях их пшсометрического залегат-шя. Гидротер-
мальное поле Лаки Стра17п‹ находится на глубине примерно 1700 м, поле Менец
Гвен — 840 м. Измеренные максшиадгьъпле температуры выходящих на поверхность
гидротермальных растворов бзшзки к точкам кипения океанской воды на соот-
ветствующих глубинах: Лаки Страёпс — 324°С (измереъшая температура) и 356°С
(точка гсипеъшя) [Bischoff and Rosenbaucr, 1985]; Менец Гвен — 281°С (измеренная
температура) и 305°С (точка гашения) [Bischoff and Rosenbauer, 1985]. Величина рН
растворов на этих гидротермальных полях соответственно равна 3‚8-4,5 и 4,2-4,8.
При сравнении состава гидротермальных растворов этих полей и других исследо-
ванных полей океанских рифтов установлено, что первые характеризуются более
низкой хлорностью, низким содержанием Н2$, ьшзкой коштентрашаей металлов
и обогащенностъю газами. Эта аномальностъ состава гидротермальных растворов
в большей степени проявлена на более мелководном гидротермальном ‘поле Менец
Гвен, нежели на поле Лаки Страйпс. Полагают [Fouquet et а1., 1994], что это связано
с подповерхностным вскипанием поднимаюгшахся гидротермальных растворов
и обусловленной им трансформацией состава и свойств первичного флюида.

ГЛАВА VI
ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗМЕЩЕНИЯ
РУДОПРОЯВЛЕЪП/[И И ПОЦЕССЫ ФОРЬ/П/[РОВАЪШЯ
РУДНОИ ЗАЛЕЖИ
1. Тектонический контроль гидротермального
рудоформирования в океанском рифте
Все описанные выше гидротермальные рудопроявлеъшя приурочены к рифтам
ъшзкоспредиттгового Срединно-Атлантического хребта. В океанских рифтах блоки
океанской литосферы, называемые литосферньтми плитами, расходятся в стороны,
освобождая место для внедрения магматических расплавов, поднимающихся
к поверхности и формирующих новую океанскую кору. Все океанские рифты
образованы ош-тими и теми же структурными элементами, хотя их морфология
изменяется в зависшиости от скорости раздвижеъшя литосферных шшт [Монин
и др., 1985]. _
В пределах рифта выделяется центральная тектоническая и вушсанически ак-
тивная часть ьшариной до 20-30 км, за пределами которой господствует тектониче-
скш7т режим, проявляющийся лишь в постепенном потружентш шттосферной плиты
в соответствии с ее “старением”. Тектоническая зона включает в себя внутренний
рифт (или рифтовую долину), в котором преобладает чистое растяжение, и сбро-
совые ступени, где на фоне растяжения происходят вертикальные перемещения от-
дельных блоков.
Как правило, в центральной части рифтовой долины располагается неширокая
(первые comm метров) неовушсаническая mm экструзивная зона, в пределах
которой и происходит нарацлжваъше океанской коры.
Рифтовая долина в пределах низкоспредгптгового хребта, каким является Сре-
шишт-ю-Атлантическшй хребет, обрамлена краевыми уступами двух типов. Наиболее
распространенные “нормальные” устугпя образованы системой сбросовых ступе-
ней, формирование которых связано, по-видимому, с листрическгши сбросами.
Второй ‘rpm — “аномальные” уступы, — которьпй встречается дискретно вдоль
простирания рифта, образован крушшми вертшсадтьными воздьшат-пипии блоков
океанской коры, сопровождающимися часто протрузионным выведением на
поверхность серпентинитов, и генетически связан, по нацшм представлениям, с ра-
зуплотнением пород низов коры — верхов мантии при серпентшчизашш ультраба-
зитов [Зонешпайн и др., 1992; Zonenshain е: а1., 1989]. При этом, как правило,
“аномальные” уступы на 1-2 км вьпце поднимаются над рифтовой долиной, нежели
“нормальные” уступы.

В продольном направлении установлена определенная сегментация рифта.
Центр спрелинга разделен трансформными разломами на отдельные ячейки длиной
от нескольких десятков до нескольких сотен километров [Balard and Francheteau,
1982; Crane, 1985; Schouten et а1.‚ 1985]. Для наших исследований важно подчерк-
нуть, что трансформные разломы являются главными районами развития сер-
пентинитовьтх протрузий в пределах хребтов, вытянутых вдоль трансформных
разломов.
В настоящее время многими исследователями принято, что эти хребты возни-
кают как “поднятия внутрених углов“ и отодвигаются от узлов пересечения спре-
динговьтх хребтов с трансформньтми разломами [ARCYANA, 1975; OTTER, 1983;
Karson and Dick, 1983]. Более тонкая и более охлажденная кора и сильное раздроб-
ление коры вблизи пересечения спредит-новьтх хребтов с трансформными разлома-
ми создают благоприятные условия для проникновения океанской воды на
болъпше глубины и участия в серпентинизашш ультрабазитов низов океанской
коры — верхов мантии.
В пределах каждой индивидуальной ячейки, заключенной между разломами,
присутствуют один шт несколько пртшоднятьтх участков или сводов, возвьплаю-
щихся над осевой частью рифта на 50-600 м и более. Максимальные высоты этих
сводов приближаются к высотам рифтовых гор и хребтов на “нормальных"
склонах рифтовой Долины.
Своды представляют собой конструктивные вушсанические посгройпси, многие
из которых термически активны и практически являются поверхностными
выражениями положения поштоверхностных коровых магматических камер.
Формирование этих сводов происходит Циклично. Циклы вушсат-Шческой активно-
сти сменяются авултсаштческими шпслами. Продолжительностъ циклов составляет
5-10 тыс. лет. Эта цикличность формирования неовушсанического хребта, возмож-
но, отражается в террасированности его склонов, которая достаточно четко (pluc-
сируется в районе гидротермального поля Сне17п< Пит. К авултсаштческим циклам
местами приурочена гидротермальная активность, которая начш-тается сразу после
завершения очередного вушсанического цикла и формирования на поверхности
вулканического сооружения вдоль осевых трогов mm кальдер. Мы полагаем, что
это связано с частичным опустошением магматической камеры и, как следствие,
разрушением ее кровли.
Наращивание вушсанического свода продолжается до тех пор, пока его поверх-
ность не достигнет уровня астеносферного “зеркала” [Мотшн и др., 1985]. Поэтому
высота и размеры неовушсанического рельефа являются показателями эволюции
экструзивной зоны. Время полного “созревания” вушсаъшческого свода mm
ByJ1](aHIrI‘18CI(0I7I'Cl)a3bI равно О,25-0,5 мш-т. лет [Gente, 1987]. После этого завершается
конструктивная фаза, исчезает пот-гостью внутрикоровая магматическая камера
и начШ-тается разрушение неовулканического хребта за счет сбросообразоваъшя и,
в первую очередь, за счет появления осевой трещины. Если принять такие пред-
ставления, то следует согласиться, что рельеф “нормальных” склонов рифта форми-
руется в результате простого включения неовулканического хребта в склон в ре-
зультате сбросо- и трабенообразования внутреннего рифта [Gente, 1987].
Два основных Inna гидротермальных отложений встречены в пределах рифтов
Срединно-Атлантического хребта. Первый тип приурочен к внутреннему рифту,

к его неовушсанической зоне, к сводам, фиксирующими положение коровой
магматической камеры (рис. 45). В этом отношешш отметим некоторые общие
положения о тектоническом контроле пространственного размещения гидротер-
мальных рудопроявлеъшй этого первого пища:
— большинство гидротермальных рудопроявленш71 расположено в пределах
неовулкат-Шческой зоны, тяготеет к участкам, сложенным: молодыми вулканитами;
— гидротермальные поля тяготеют к вушсаътическим сводам, воздымаю1ци1ися
над окружающими пространствами в пределах неовушсанической зоны (правило
“дьшовой трубы” — длительно существующая гидротермальная шаркулшшоъшая
система формируется при разности гидростатического давления у поверхности дна:
на участках, где рассеят-шые нисходшцие потоки холодной океанской воды уходят в
кору, и над вертшшами сводов, где концентрированный высокотемпературный
раствор выходит из коры на поверхность дна);
— гидротермальные рудопроявления и активные гидротермальные источники
чаще всего размещаются на тех участках дна, сложенных молодыми вулканитами,
где их сплошность нарушена тектоническими подвижками.
. _- ��m� p]�� S
29 = г, p��� S
3 1o „у �X�� S
411 _ /////
REV“ 12
6 Шт 0;
ЁЬ [E14 Ma"""" �û�
ZI15 ' ೨�
Г
Г
Рие.45. Модегш формирования гидротермальных рудоносных фтоидов в рифтах низкоспредингового
хребта
1 - осадки; 2 — пиллоу-лавьх; 3 - дайки; 4 - изотропиое габбро; 5 - расслоенное габбро; 6 - кумулятив-
иые серии; 7 - серпентиииты; 8 — пикриты; 9 — оливиновые толеиты; 10 — конвекция в магматической
камере; 11 - реакционная зона; 12 — направления проншсновения океанской воды; 13 — направление
подъема РУДОНОСНОГО I‘H1IP0T9PMaJ11aH0I‘0 флюида; 14 — вкрагшенная и иггокверковая минершшзация;
15 — поверхностные гидротермальные отложения

В соответствша с шлошчностью развития гидротермальъплх процессов следует
ожидать, что в пределах неовушсаъшческой зоны гидротермальные отложеъшя
будут захоронеъпл новыми порциями вулканического материала (рис. 46).
‘Зеркало’ асгеносферы
„м цидд Вупк. цикл ‘
Г т,
2
Ж э
ВУПКАРМЧЕСКАЯ ФАЗА
Гидра-га м. цикл Буди. цикл 2 ЁУПК- ЦИКЛ TWIPOT
kg? F
‘ Вупк. цикл
ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ФАЗА
Рис.46. Цикдшчность гидротермального рудоотложения в пределах иеовудпсалшческой зоны океанского
рифта
1 — массивные сульфидные залежи, сформировавшиеся на поверхносш дна; 2 — подповерхносгньхе
"корни" гидротермальных залежей; 3 — молодые вушсаииты
В этой связи требуются некоторые дополнительные соображения относительно
аномального залегания сульфидных гидротермальных построек (активных и рели-
ктовых) на гидротермальном поле ТАГ. Данное поле также находится на поверх-
ности вушсаъшческого свода, возвьплающегося более чем на 400 м относительно

расположенных к северу и югу от него участков внутреннего рифта, однако не на
современной оси спрединга, а пршиерно в 2,4 км к востоку от нее и пршиерно в 1 км
от основания краевого уступа. Вушсаъшзм в данном районе не фиксируется осевой
трещгшой, как в других изученных центрах спрединга, а рассеян по всей рифтовой
долине, что фиксируется наличием здесь многочисленных вушсанических куполов
[Rona е: а1., 1993 Ь]. Нам представляется, что в данном районе в настоящее время
завершается вулканическая фаза, в течение которой сформировался мощньпй
вушсанический свод. Рассеянный вушсаъшзм и связанные с ним многочисленные
небольшие вулканические купола, по-видимому, являются маркерами этой сташиш
развития спрединга. Возможно, с этим связана и нестабильность оси спрединга,
и ее общее смещение к западу, отмеченное при растшафровке результатов гидро-
магнитной сьемтси данного района [Копа and Gray, 1980; Аплонов, Попов, 1990;
Аплонов и др., 1992]. _
Второй тшт гидротермальных отложенш7т в настоящее время достаточно хоро-
шо задокументирован только на 14° 45` с. ш. Срединно-Атлантического хребта.
Пространственно он приурочен к склонам “аномального” краевого уступа. Фор-
мирование этого склона связано с вертикальным воздьтманием круш-тых блоков
океанской коры, часто сопровождаемьтм протрузиоъшым вьтведением серпентини-
тов. Полагают [Зонешлайн и др., 1992; Zonenshain е: а1., 1989], что образование
“аномальъплх” краевых уступов связано с разуплотнением подстилающих кору
пород в результате прошгпсновешитя на большие глубшты океанских вод (за
пределами развития осевых магматических камер, припятствуюцтих этому прошит-
новению) и их участия в серпентинизашш ультрабазитов низов океанской коры —
верхов мантша. Остаточные после серпентшшзашш воды трансформируются
в специфичные по составу и свойствам рудоносные флюиды. Существоваъше
гидротермальной активности в области развития серпентшштовьтх массивов
и возможной ее связи с процессами серпентшшзашш неоднократно отмечались ис-
следователями [Rona е: а1, 1987, 1992; Charlou е: а1., 1991; С11ат1ои and Donval, 1993;
Bougault е: а1., 1993]. По-видимому, активное гидротермальное поле 14° 45` с. ш.
Среднюю-Атлантического хребта и метит область выхода на поверхность таких
рудоносъплх гидротермальъплх флюидов. Однако, мы должны также полагать
тшитрокое развитие аналогичных полей не только на “аномальных” краевых
уступах, но также в пределах трансформных разломов. Обнаружет-шые гидротер-
мальные проявления аномального состава в разломе Кейн, по-витшмому, следует
отнести к аналогичным образованиям.
2. Гидротермальные рУдопроявления, связанные с осевыми
гидротермальными циркуляционными системами
Формирование рудоносных флюидов и их трансформация
при миграции
В настоящее время среди исследователей, активно изучающих современные
ГИДРОТСРМЗШЪЕЫС ПРОЦСССЫ на ОКСЗНСКОМ III-I6, ПРЗКТИЧССКИ ПОЛНОСТЬЮ прекращены
споры о природе гидротермальных рудоносных флюидов. Признается, что они

формируются в результате взаимодействия океанских вод с породами океанской
коры в кровле магматической камеры. Океанские воды по системе многочисленьплх
открытых трещин проникают в океанскую кору и нагреваются. Несомненно, при
любом повьплении температуры возможно формирование локальных конвек-
тивных струй. Однако это не может создать мощную устойчивую циркуляштонную
гидротермальную систему. Какие же условия необходимы для ее формирования?
1. Наличие мощного нагревателя в виде близповерхностной магматической
камеры с температурой 1200°С. Она препятствует прошпсновению океанской воды
в глубокие части коры. Океанская вода, опускающаяся по системе открытых
трещин, в кровле магматической камеры нагревается до близкритических темпера-
тур, что приводит к резкому увеличению ее удельного объема. Вода приобретает
высокую “плавучесть" и устремляется к поверхности дна. На ее смену поставляются
новые поршни океанской воды. Иными словами, основным движителем гидротер-
мальной циркуляционной системы является ее нагрев в кровле магматической
камеры до близкртттических температур.
2. Для функционирования этой системы необходимо нашитчие трещин в океан-
ской коре. Опускание воды осуществляется по системе открытых треьшш, шитроко
развитых в рифтовой зоне океана (гьяры, формирующиеся в результате раздвиже-
ния литосферных шпат, и разломы краевых уступов рифтовых дошш). Восходящие
струи циркуляционной системы обычно развиваются вдоль разломов, образую-
щихся над магматической камерой после вушсанических цшслов в результате
частичного опустошения камер и проседаъшя кровли (осевые троги, вушсах-шческие
кальдеры). Соединяюшие эти верттипсалтьт-[ьте струи глубинные горизонтальные
потоки обеспечиваются зоной трещиноватости пород, которая формируется глав-
ным образом при кристаллизащш и остывании магматического расплава в преде-
лах камеры [Hyndman et a1., 1976]. При этом образуется фронт трещтшоватости,
который митрирует по мере остываьшя очага.
3. Устойчивая Циркуляционная гидротермальная система формируется тогда,
когда существует разность давлений между зоной ухода с поверхности в кору
океанской воды и зоной выхода на поверхность дна высокотемпературных
гидротермальных растворов (правило “дымовой трубы"). Океанские воды в боль-
цшнстве случаев уходят в кору по системе гьяров в пределах депрессий краевых
рифтовых долин (рассеянный поток). Подъем гидротермальных растворов обычно
происходит на вершш-тах вушсанических сводов экструзивной зоны (концентриро-
ват-шый поток).
Натретые до близкритических температур в кровле магматического очага
(до 400°С и более) океанские воды взаимодействуют с породами океанской коры.
В реакционной зоне осевых частей рифтов открытого океана с водой взаимодейст-
вуют главным образом изливлштеся базальты, долериты дагпсовой серп/ш, значи-
тельно реже габброиды. При этом породы испытывают зеленокаменные метамор-
фические преобразовал-пая. Тот факт, что метаморфизм пород океанского дна
протекает при взаимодействии их с океанскими водами, подтвержден как результа-
тами их лабораторного исследования [$роопег, 1976; Spooner ct а1., 1977;
Мие1епЬас115 and Clayton, 1972; Stakes and O'Neil, 1977, 1982; Fridrichsen and Hoer—
nes, 1979], так и экспериментальными данными [Hajash, 1975; Mottl and Holland,
1978; Seyfried and Blschoff, 1981]. Ha основании лабораторных экспериментов,

а также непосредственного изучения метаморфических пород океанского дна бьша
создана модель, описывающая состав вторичных мшчералов зеленокамел-шо изме-
ненных пород [Mottl, 1983 а, Ь], причем она охватывает ьшипрокшй диапазон соот-
ношеъпипй взаимодействующих океанских вод и пород от 1 до 125. В природных
условиях по геохимическим оценкам вештчина отношения океанская вода/порода
равна 0‚7-4,2 [Edmond е: а1., 1979 а, Ь; Edmond, 1980].
При взаимодействии с породами океанская вода из слабо щелочной натршй-
магний-хлоридио-судтьфатной трансформируется в кислую восстановительную
натрий-калъцшЙ-хлориш-туто. Часть химических элементов и соединений теряется
океанской водой, а часть, в том числе металлы, переходит в растворенное состоя-
ние. Первые измерения состава и свойств высокотемпературных растворов, полу-
ченных на 21° с. ш. Восточно-Тихоокеанского поднятия [Edmond е: а1., 1982] пока-
зали большое их сходство с растворами, полученными в экспериментах высокотем-
пературного взаимодействия океанских вод с породами океанической коры [Bis-
choff and Dickson, 1975; Mottl and Holland, 1978, 1979; Seyfried and Bischoff, 1981].
Надо полагать, что в открытом океане трансформация океанских вод в гидро-
термальный флюид происходит повсеместно при взаимодействии океанской воды с
мало изменяющимися в латеральном направлении базальтами при пршиерно
сходных РТ-условиях. Поэтому трушчо ожидать существент-пях латеральных
неоднородностей первичного рудоносного флюида. Используя информацию о
составе первичного рудоносного флюида полученную при анализе гидротермаль-
ного раствора 21° с. ш. Восточно-тихоокеанского поднятия, можно определить, как
меняется состав океанской воды при ее трансформашш в гидротермальный флюид
(рис. 47). На рисунке приведен ряд хшиических элементов и соединеншй, над ко-
торыми показана величина отношения их концентрацшй в гидротермальном
флюиде и океанской воде. В этом ряду Mg, SO42‘ и U образуют труппу элементов
и соединеншй, которые при высокотемпературном взаимодействии океанской воды
и пород коры переходят в твердую фазу: Sr, Na И С1 практически не изменяют своей
концентрашш, остаются инертными при этих взаимодействиях. Все остальные
исследованные химические элементы обогащают гидротермальный флюид относи-
тельно океанской воды. Металлы, роль которых в формировашш отложений
гидротермальных полей наибольшая (Си, Zn, Fe, Mn, Pb), присутствуют в высо-
котемпературных флюидах в количествах, в 103-107 раз превышающих кох-щентра-
mm их в океанской воде.
На рис. 48 приведеъпл все известные к настошцему времени Даш-пне по составу
гидротермальных растворов океанских рифтов‚ систематизирован-Еще Е. Г. Гурви-
чем. Здесь показаны концентрашш растворов, не измерент-пяе в пробах, а пересчи-
танные, что обусловлено тем, что при отборе проб из источншса с помощью
подводных аппаратов трудно получить чистьпЙ флюид, чаще он смешан в разных
пропоршаях с придонной океанской водой. Экспериментальные работы показали,
что при взаимодействии океанской воды с породами коры при температуре >150°С
магний полностью извлекается из раствора [Bischoff and Dickson,l975; Seyfried
and Bischoff, 1979]. Поэтому для расчета используется измеренная концентрация
магния в отобранной пробе, при сравнении которой с кох-щентрацией элемента
в океанской воде определяется вклад послетшей в исследуемую пробу и, соответ-
ственно, вносится поправка в изменение состава первичного фшоида при смешении

О 1 4
(Mg. u.so.=) ——— (Sr. cu, Na. B) Ca — к —
1о 20
—As—Yb—Er Rb—se Dy—Li——
4o 1оо 4оо
—— Gd — Nd—- Sm — (cu. sn, Al) г Ва
10’
Be
Eu—-Ag cu——co—zn——
1o‘ 10' 10’
—— H’— Pb— Fe ——Mn — H,s
Pm.-17. Степень трансформациям океанской воды в падротермшпьиый фшоид в реакционной зоне осевой.
щцркулпшош-пой гидротермальной системы
Над рядом химических элементов и соединений — величины отношения концешрацнй в гидротер-
мальном фшоиде н океанской воде -
107 �`3� . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..
10| ��� . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ‚ . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..
105 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . �� � . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..
10‘ . . . . . . . ..
103 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . . .. ' . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..
102 . . . . . . . . . . . ..|.../ . . . . . . . .. о ‹ . . . . . . . . . . . . . . . . . , . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..
10 _ _ . . . _ _ _ . . . . . _ . . . . �L�� . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . _ . . . . . . . . . . . . . _ . . ..
Океанская вода
-5
L
оТ
L
IlIIIIIIl—llI||II1‘I—Il1‘IIIIl
I I I
IMFoPhZnmlCoAl ВОН S CdLaCoNdSlI'IEuGdDyErYbBaURbAlCoK Sf B Brfl NnUSO.Ml
гнала. Величины отношений кошдеъпрщпсй химических элементов в первичшом Пщротермалъном
фшоиде (end member) рифггов рязшшчных центров спреднш-а и океанской воде (вьшолнеио Е.Г. Гурвичем)
1 — Восточно-Тихоокеанское пошиггие; 2 — Срёшнно-Атлантический хребет; 3 - задуговые бассейны;
4 — впадина Гуаймас Кшшфорнийского зшшва I

с придонной океанской водой. Здесь важно подчеркнуть, что первичные гидротер-
мальные флюиды Восточно-Тихоокеанского поштятия и Срединно-Атлантнче-
ского хребта пршчшптиазтьно He 0TJ'IH"=l}[MLI. Наблюдаются различия, главным
образом, между составом гидротермальных флюидов рифтов открытого океана
и рифтов задуговых бассегшов и молодого рифта Калифорнийского залива (впа-
дьша Гуаймас). Разбор этих различий He входит в задачу данной книги. Частично
он вьшоштялся в работах Ю.А.Богданова [1996]‚ К.Г.МуравЬева [1996] н других
исследователей.
Тем не менее и в составе гидротермальных флюидов рифтов открытого океана
была установлена некоторая изменчивость, которая требует определенных
объяснений.
Можно выделить два этапа в эволюшти гидротермальной системы:
1 - взаимодействие нагретой воды с породами коры, формироваъше ру-
доносного гидротермального флюида; 2 — мшрация раствора к поверхности дна,
его преобразование по пути митрашиш. Натурные исследования состава гидротер-
мальных растворов на поверхности дна далеко He всегда могут дать представление
о том, каков был состав первичного гидротермального флюида. В большинстве
случаев этот раствор существенно изменяется при миграции в океанской коре,
а также в пределах поверхностной гидротермальной постройки. Главную информа-
цию о первичной природе гидротермального флюида пока дают эксперименталь-
ные работы, а также термодинамическое моделирование. Из анализа информации
о положенгш реакшаонной зоны под осевьши частями рифтов Срединно-Атлан-
тического хребта, составе изменяющихся пород, составе флюидов и гидротермаль-
ных построек следует, что в исследованном регионе трудно ожидать существеъшых
латеральных неоднородностей состава и свойств первичного гидротермального
флюида. И тем He менее выявленные различия состава и свойств гидротермальных
растворов требуют He оставлять без вшигмания и вероятность формирования неод-
нородностей состава первичных гидротермальных флюидов в реакциош-тьтх зонах
разных районов Срешшно-Атлантического хребта.
Взаимодействие нагретой океанской воды с породами коры, формирование рудо-
носного гидротермального флюида. Неоднородности состава флюида могут быть
связаны с:
1 — глубиной положения реакционной зоны, т.е. с РТ-условиями;
2 — составом участвующих в реакшш пород коры;
3 — временем пребывания океанской воды в гидротермальной циркуляционной
системе, а соответственно, отношением объемов участвующих в реакции воды и по-
роды (отношением вода/порода).
Болышигнство исследователей [Bowers et а1., 1988; Von Ватт, 1990; Seyfried
et а1., 1991] полагают, что состав первичного гидротермального флюида, форми-
рующегося при высокотемпературном взаимодействии океанской воды и пород
океанской коры, при низкой величине отношения объемов вода/порода находится
в химическом равновесии с составом минеральных ассоциаций зеленокаменной
фации метаморфизма. Эти условия как будто выдерживаются в пределах реакци-
онных зон рифта Срединно-Атлантттческого хребта. Однако He следует забывать,
что процесс взаимодействия океанской воды с породами коры He является одноакт-
_НЫМ, а, как ПРЗВИЛО, растянут ПО ВРЕМЕНИ. В 'pCaKIII'II'I y‘iaCTByIOT как СВЕЖИЕ, так

и выветрешле (при низкотемпературх-шх процессах) и уже частично изменент-ше при
высокотемпературном взаимодействии породы. На основании использования
целого ряда геохимических индикаторов (содержания некоторых щелочных и
редко-земельных элементов, изотопного состава бора и др.) было показано
[Сатре11 е: а1., 1988; Palmer and Edmond, 1989; James е: а1., 1995 а, Ь], что в пределах
низкоспредннгового хребта (Среднюю-Атлантического хребта) по сравнеш/по с вь1-
сокоспрединговым в реакпиоъшых процессах в большей степени участвуют уже
“выветрельте” вулканиты, нежели свежие. Несомненно также изменение во времени
соотношения химических элементов во флюиде долгоживущей циркуляционной
системы [Гричук‚ 1992, 1996; Краснов, 1992] в связи с разной их подвижностью,
а соответственно, и со степенью проработки вушсанитов в реакциошчой зоне.
Однако, по нашему мнению, эти причины неоднородности слабо реализуются
в неодинаковости состава гидротермальных отложений рифтов Срединно-
Атлантического хребта. В знагштельно большей степени неоднородность состава
гидротермальных растворов, разтружающихся в осевой части рифтов САХ,
связана с процессами трансформации первичного гидротермального флюида при
его миграшш от реакционной зоны к поверхности дна.
Преобразование флюида при его мшрашш через океанскую кору. По крайней
мере, две главные причины, по-видимому, надежно установлен-ш исследователями
гидротермальных процессов в Атлантическом океане. Первая причина — это
влияние глубины океана, а соответственно, гидростатического давления на состав
выходящих на поверхность гидротермальных флюидов. Правильнее было бы
сказать, что этой причиной является разность давленшй на глубинах реакционной
зоны и области выхода на поверхность растворов. Ранее при интерпретащш
неоднородности содержания С1 в гидротермальных растворах рифтов Тихого
океана предлагалось несколько ггшотез, включаютшах и мехаъшзмы гидратации
пород коры, и фазовой сепарации гидротермальных флюидов, перевод солей в
твердую фазу в результате взаимодействия океанская вода—порода и их последую-
щее возможное возвращение в раствор и т.д. [Von Ватт, 1990]. С точки зрения
гидротермального рудогенеза выяснение причин этих неоднородностей имеет
особое значение. Во-первых, именно хлориды играют главную роль в коьщентриро-
вании и переносе металлов в гидротермальных растворах, во-вторых, от того,
каким образом происходит формирование неоднородности концентрат/Ш С1
в гидротермальных растворах, часто зависит интерпреташш неоднородности
состава и свойств формируюцшхся гидротермальных рудопроявлений, а также
возможный прогноз присутствия поштоверхностньтх залежей.
Все перегшсленные вьппе гипотезы не являются универсальными. Однако для
интерпретации неоднородности состава гидротермальных растворов в рифтах
Атлантического океана чаще других используются представления о фазовой сепа-
рации. Действительно, при подъеме и уменьшении гидростатического давления
высокотемпературные гидротермальные флюиды, находящиеся в близкритическом
состоянии в реакционной зоне, на определеъшых глубш-тах достигают критической
точки.
При давлениях ниже критического для океанской воды, отвечаюцшх глубинам
менее 3 км, сепарация может происходить путем кипения. При более высоких
давлениях достижение водой критического состояния сопровождается отделением

от нее небольшого количества плотного высокомш-терализованного флюида [Гри-
чук, 1992; Bischoff and Rosenbauer, 1987].
В пределах глубоководных гидротермальных полей ТАГ, Снегпс Пит и Брокен
Спур, находящихся на глубинах более 3000 м, пожалуй, некоторое влшяние фазовой
сепарации на состав гидротермальных флюидов сказалось в пределах поля Брокен
Спур [James е: а1., 1995 а, Ь]. Однако оно достаточно четко проявилось в пределах
мелководных гидротермальных полей Лаки Стра17п< (глубш-та 1700 м) и Менец Гвен
(глубина 840 м). Следует, прежде всего, отмеппъ, что температуры выходящих на
поверхность гидротермальных вод в пределах этих полей ниже, чем в пределах
более глубоководных гидротермальных полей и блшзки к точкам кипеъшя океан-
ских вод на соответствуюцшх глубинах:
Лаки Страгпс — 324°С и 356° (точка кипения);
Менец Гвен — 281°С и 305°С (точка кипештя).
Существенно отдшчен и их химический состав, при этом коъщентрашш химиче-
ских элементов, B том гшсле и металлов, сульфида серы меньше на втором поле по
сравнешпо с первьш [Fouquet е: а1., 1994]. Наоборот, объем газов в этих растворах
в 3-5 раз больше по сравненшо с флюидами гидротермального поля ТАГ. Исследо-
ватетш гидротермальных растворов этих мелководных гидротермальных полей
пршпли к выводу о наличущ фазовой сепарации в пределах океанской коры и ее
определяющем влиянии на состав растворов и, что для нас наиболее важно, на
содержат-те металлов [Fouquet е: а1., 1994].
Таблица 19
Состав и свойства гидротермальных растворов гидротермального поля ТАГ по материалам
измерений в 1990 г. (Edmond е: а1., 1995) и модель формирования гидротермального раствора
' “белого курильщика” ('I‘ivey е: а1., 1995)
Параметры "Черный “Белый курильщик" ` Модельные
курильщик” результаты"
Температура_°С 306-366 273-301 290
рН (лабораторные измерения, 23°С) 3,35 <3 <3 2,84
pH (in situ расчетное) 4,4 3,75 3,53
Mg (mM) 0 0 7,4 7,4
$1(ОН)4 (гпМ) 20,75 19,1 16,4 17,84
H2S (mM) 2,5—3,5 (3,68)* 0,5 0,43 0,77
С1(гпМ) 636 623 623
Na (mM) 544 533 533
К(тМ) 17,1 17,1 16,13 16,13
Са (mM) 30,8 27 24,65 25,02
Fe (дм) 120-150 (24o)* 3 2,6 56,4
Zn (PM) 46 зоо-400 2444 44 344
СО: (pac1-3.) (mM) 6 6 5,465 5,465
Hz (pacra.) (mM) 0,05 1,56 1,275 1,275
* Концентрации после "растворения" халькопирита до достижения насыщения (эти величины использова-
шсь для модельных расчетов)
"* Предполагаемое смешение 86% флюида "черного курильщшш" с 14% океанской воды шпос растворение
сфалерита для увеличения концентрации Zn до измеренных величин, следующее за осаждением
0,15 ммопъ /кг халькопирита, 1,2 ммоль /кг пирита и 2,9 ммопъ /кг аигидрита при 290°С (сфалерит —
иедосыщенне). В колонке “Белый куридтьщшс": в правой части — измеренные величины, в левой - везтичииь:
в “энд-мембере" (принцип расчета описан в тексте)

Вторая причш-та неоднородности состава и свойств гидротермалы-шх флюидов,
достигающих поверхности океанского дна, которая достаточно уверенно зафикси-
рована в пределах гидротермальных полей рифтов Срежьте-Атлантического
хребта — это смешение первичного гидротермального флюида с придоъшыми холод-
ными водами, проъшкаютцими по трещинам в подповерхностнъте горизонты океан-
ской коры. При исследовании активного гидротермального поля ТАГ мы предло-
ложили [Лисштын и др., 1989, 1990], что латеральная зональность минерального
и химического состава отложений активной гидротермальной постройки связана
с тем, что в центральной ее части (зона “черх-шх курштьтшшов”) поверхности дна
достигает мало изменеъшый первичиьпй гидротермальный флюид, а по периферии —
более холодный, в разной степени смешаъшьтй с придош-юй водой раствор.
ДжЭдмонд с сотрудниками [Edmond е: а1., 1995] вьшолнили серию определений
состава и свойств гидротермальных растворов в устьях черт-них и белых курилыпи-
ков активного гидротермального поля ТАГ (табл. 19) и установили, что гидротер-
малы-шй флюид “белого курштьтшша” формируется в результате подловерхностно-
го (в пределах “корней” рудной залежи) смешения флюида “черного курильщика” и
океанской придонной воды, проъпипсаютшитх в тело залежи по многогшслетпшш
трещинам. По предложенной в работе [Tivey et а1., 1995] модели для обеспечения
измеренного состава гидротермальных флюидов “белого курильщика” необходимо
смешение 86% флюида “черного курильщика” и 14% океанской воды. При этом
происходит охлаждение раствора, осаждение части хзшических элементов (в част-
ности, формирование халькопирита, штрита и ангидрита). Одновремешю часть
ранее осажденного сфалерита растворяется в гидротермальном растворе, что при-
водит к увелшчешпо коьщентрашш Zn в растворе относительно флюида “черного
курильшитса” примерно на порядок.
Формирование рудной залежи
Исходя из особенностей формирования и эволюшш гидротермального рудо-
носного флюида, можно полагать, что все разнообразие гидротермальных рудных
залежей осевых частей рифтов связано в большей степени с трансформацией
первичного рудоносного фшоида, нежели с неоднородностью последнего. Если
это предположение верно, то мы должны в этом случае учитывать два процесса
трансформашш: смешение флюида с придонной океанской водой и фазовую
сепарацию.
Во флюидах больцшнсгво металлов присутствует в хлориш-штх комплексах,
устойчивых в довольно широком диапазоне физико-хзшических условий. Разруше-
ние этих комплексов и формирование сульфидов в результате взаимодействия ио-
нов металлов и сульфид-иона начинается в области встрегш флюида с холодной
придош-юй океанской водой, характеризующейся сильноокисзтитеттьньши свойства-
ми. Эти условия формирования выдерживаются в том случае, когда первичньпй
гидротермалы-пшй флюид, являясь практически неизмеЬп-шш (гидротермальные поля
ТАГ и Снейк Пит) mm мало изменеъшьтм при фазовой сепарацгш (гидротермальное
поле Брокен Спур), достигает поверхности дна или самых прршоверхностных гори-
зонтов дна. Последнее следует подчеркнуть, ибо в определеш-шх условиях океан-
ские воды могут проникать по трещинам в вушсаъшческом фундаменте в подпо-
верхностные горизонты, где находится область встрегш флюида c океанской водой.

Изучение зональности распределения минерального и химического состава
гидротермальных образований построек, материалы по определет-шю температур
их отложения [Лисицьш и др., 1990] позволили построить схему последовательно-
сти выпадения твердых фаз из гидротермального флюида в соответствтш c
изменением его температуры, обусловленным степет-шю смешения с придонной
океанской водой (рис. 49) [Богданов, 1992 а, 1996].
I и ш IV v
1*’co 100% E 1 2 з 4 5 6 7 в э 1p*1Jo‘1o*1q‘1p"19°1c_r1p'%
rsw
Z9
�1� “M
350 -
Pfl¢.49. 33|!fl¢l|MOC'l‘b мъшерального И ХИМИЧЕСКОГО cncrana l"lI,1Il)|)‘I’e]JM!l.Jll-I-II>lX ОТЛОЖЕНИЙ OT СТЕПЕНИ
смешения первичного фшоида с океанской водой в рудоформирутощем гидротеромальном растворе
1 — температура раствора, Т°С; 11 - соотношение первичный флюъш/океанская вода: 1 — первичный
флюид, 2 — океанская вода; 111 — специализация гидротермальных отложений: 1 — медная, 2 — цннтсовая,
3 — сульфидсодержащая кремннсто-сульфатная, 4 — ноьпронитовая, 5 - Ре-окисная, 6 — Мп-окисная;
IV — содержание основных минеральных фаз: 1 — Мп-окснгидроксишл, 2 — Ре-окснгидроксидьт, 3 - нон-
троьпп, 4 — аморфный кремнезем, 5 - Ва (н Са) суп'ьфать|‚ 6 — сульфиты цнт-ша, 7 - супъфиды свинца,
8 — сульфиты меди, 9 — сульфиды железа; V - содержание мегазшов в гидротермальных отложениях
В составе сульфидных отложений, наряду с повсеместно присутствующими
сульфидами железа, в более высокотемпературных разностях обнаруживаются
сульфиды мешит, реже цинка (рудопроявлеьшя медной специатшзашти). В более
низкотемпературных разностях они сменяются преимущественно сульфндами
цинка и железа (рудопроявления штнковой спетшадшзашш). При поьшжении
температуры в составе гидротермальных отложеъшй важную роль начш-тают
шрать нерудньте минералы (сульфаты, Кремнезем, кальцит и др.). В них сульфиды
присутствуют в; рассеянном виде. При дальнейшем понижеъши температуры
раствора среди формИРУЮЦШхся отложений восстановленные фашш сменяются
окислеш-тьтми. Граничные фациальньте условия обычно фиксируются отложениями
нонтроьшта. Основт-шши рудньтми минералами окисленных фаций являются оксиды

и гидроксиды железа и марганца. При этом последние пространственно разделен-ш.
Первыми в описываемом ряду осаждаются окисные минералы железа, а последними
— маргаьща.
Концентрация в рудопроявлениях химических элементов, которые не образуют
самостоятельных минеральных фаз mm минеральные фазы которых не являются
породообразуютшши, в этой схеме последовательности осаждения закономерно
изменяются в зависимости от физико-хутмических условий среды, а также содержа-
mm (для рассеянных элементов) минералов-носителей.
Этот ряд последовательности вьшадения из раствора гидротермального веще-
ства часто фиксируется в латеральной смене отложений в пределах индивидуально-
го гидротермального поля, в котором зона встречи первичного рудоносного
фшоида и придонной океанской воды (а соответственно, и начало разгрузки)
находится на поверхности океанского дна. Однако, в целом ряде случаев, особенно
когда гидротермальное поле приурочено к области развития раздроблеъшого вул-
каъшческого фундамента, эта зона встречи может находиться под поверхностью
дна. В таком случае самые начальные высокотемпературные звенья описаъшого
выше ряда гидротермальных отложеншй формируются в подповерхностных гори-
зонтах океанской коры. На поверхности же мы встречаемся только с отложениями
средне- и низкотемпературной части ряда. При миграшш флюидов через подно-
верхностные залежи развиваются процессы ремобилизацгти химических элементов
и переотложения их в поверхностной части рудной залежи. Обнаруженные в
последнее время аномально высокие коъщентрашиш серебра и золота в сульфидных
рудопроявлениях цинковой спешитазшзащш и сульфидно-баритовых отложениях,
по-виднмому, связаны с этими процессами.
Сопоставим эту общую тенденцию изменения состава и свойств гидротер-
мальных отложений в соответствии со степенью смешения флюида с океанской
водой с конкретными характеристиками рудных залежей осевых частей рифтов
Срешип-гно-Атлантического хребта (гидротермальных полей ТАГ, Снегпс Пит и Бро-
кен Спур). При этом нам необходимо учитывать два обстоятельства: первое — это
их разная зрелость, второе — возраст этих построек:
Брокен Спур — менее 1000 лет;
Снейпс Пит — около 4000 лет;
ТАГ (активная построгпса) — более 50 000лет.
Приведенный вьпле ряд гидротермальных сульфидных залежей по степеъш их
зрелости полшостью подтверждается даъшыми по изотопному составу сульфидов.
Согласно В.Шенксу и В.Сейфриду [Shanks and Seyfried, 1987], формирующийся
в реакционной зоне первичный рудоносньпй флюид имеет изотопньпй состав серы
(6348), равный +1%u. Наблюдающееся в гидротермалы-шх сульфидах утяжеление
изотопного состава серы относительно серы первичного фтпоида связывается
с вовлечением в сульфидное рудообразование изотопно-тяжелой серы морской
воды. В результате термодинамического моделирования Д.В.Гричуку и Н.М.Заири
[1992] удалось показать постепенное утяжеление изотопного состава серы по мере
“созревал-тия" гидротермальной рудоформирующей системы. Самое юное в приве-
денном выше ряду гидротермальное поле Брокен Спур (менее 1000 лет) характери-
зуется изотопным составом серы сульфидов, равт-шм -0,8%о — +2,4%о [Duckworth
е: а1.‚ 1995]. Для сульфидов поля Снейк Пит (около 4000 лет) определен следующий

изотопный состав серы: +1,2%u — +2,8%o [Kase е: а1.‚ 1990]. И наконец, самая
“зрелая”, еще активная, гидротермальная постройка поля ТАГ (более 50 000 лет)
включает сульфиды с изотопньш составом серы, равным +4,1%о — +5,89’оо [Лейн
идр., 1993 а, Ь].
Ранее мы отмечали, что гидротермальное рудоотложение шаклично: гидротер-
мальные шипслы чередуются с шипслами вулканическими, когда гидротермальная
Деятельность практически прекращается. Продолжительность шипслов 5-10 тыс. лет.
Таким образом, постройпси первых двух гидротермальных полей были сформиро-
ваны в течение еще не завершенного одного цикла. Активная гидротермальная
постройка ТАГ (как впрочем и редшктовые постройпси у восточного краевого
уступа) пережили несколько шитклов.
Наиболее молодое гидротермальное поле Брокен Спур, площадь которого
значительно меньше, чем латеральные размеры активной постройки ТАГ, вклю-
чает несколько ошшочных построек. Часть из них — это конические и столбообраз-
ные сооружения, находящиеся непосредственно на поверхности базальтового
фундамента. Они представляют собой гидротермальные трубы. Другие построт7пси
имеют цоколь, сложенньп?! обломками сульфидных образований, на которых
располагаются более молодые гидротермальные трубы. По-вишитмому, последние
постро17п<и более зрелые. Сначала выходящие на поверхность гидротермальные
флюиды “строят” столбообразные (трубообразные) сооружения.
Опубликовано несколько моделей формирования гидротермальной трубы
[Haymon, 1983; Goldfarb е: a1., 1983; Tivey and Delaney, 1986; Graham е: a1., 1988;
Koskj е: а1., 1988; Tivey and McDuff, 1990; Von Ватт 1995]. В зоне встречи интен-
сивно истекающего гидротермального флюида с придонной океанской водой труд-
но ожидать пространственной зональности осаждения разнотемпературных мине-
ральных фаз. Большинство исследователей полагают, что рост трубы начинается с
формирования ангидритовой обологпси в результате нагрева окружающей океан-
ской воды до температуры более 130°С. Данная пористая оболочка ограничивает
обмен между океанской водой и гидротермальньпи флюидом. Однако встречная
миграция по порам стенки океанской воды и гидротермального флюида определяет
концентрическую зональность распределения твердых минеральных фаз, отра-
жающую степень смешения океанской воды и флюида и, соответственно, темпера-
туру. Зональное распределение минеральных фаз в трубе — от наиболее высокотем-
пературных в центральной части к низкотемпературным на периферии. Процессы
перекристаллизации, замещения ранее отложешчых минералов и, в частности,
ангидрита — очень характерные явлеъшя мшчералообразоваъшя в пределах трубы.
В основном наращивание материала гидротермальной трубы происходит
вовнутрь. При этом пропускная способность канала постепенно уменьшается,
и поднимающийся к поверхности дна флюид частично начинает мигрировать по
трещинам в постройте, наращивая ее в результате отложения гидротермального
вещества в горизонтальном направленшит.
В одних случаях это реализуется в формировануш рудных плит, корок, зале-
гающих непосредственно на поверхности вулканитов. Такой механизм формирова-
mm ПЛИТ огшсан нами для реликтовой залежи на севере бассейн-та Лау (юго-запад-
ная часть Тихого океана) [Лисштьш и др., 1992]. Релшктовая построгпса аналогич-
ной морфологии встречена на восточном уступе осевого трога неовулканической

зоны на гидротермальном поле Брокен Спур [Bogdanov ct al., 1995 с]. Вероятно,
также были сформировал-ш шштообразные сульфидные отложения центральной
части активной постройпси поля ТАГ, окружающей зону “черных курштьщтшов”.
Причем в последнем случае последовательность отложения гидротермального
вещества, по-видимому, сходна с тем, что наблюдается при формировании гидро-
термальных труб. На первом этапе на поверхности митрирующего вдоль дна
флюида формируется ангидритовая корка, под которой отлагаются сульфиды.
Такой плитообразный аълидритовьпй покров сохраняется на активной постройке
ТАГ до настоящего времени. На поверхности штитообразньтх сульфидных
отложений релшстовых построек он не сохранился в связи с шттенсивьтьш раство-
рением ашидрита в холодной океанской воде.
В других случаях при частичной закупорке основного канала гидротермаль-
ньп`7т флюид, вырывающийся из трещин, образует пустотелые подутшсообразные те-
ла с небольшими горизонтально ориентированньши гидротермальньпии трубами.
Открытая нами новая гидротермальная постройка поля Брокен Спур именно та-
ким образом наращивается в горизонтальном направлении [Bogdanov е: а1.‚ 1995 с].
Полная закупорка каналов мшрации гидротермальных флюидов приводит
к тому, что происходит “гидротермальный взрыв”, в результате которого массив-
ные отложения разрушаются на отдельные блоки. Формируются новые каналы
гидротермальных растворов. На раздробленном цоколе начинают надстраиваться
Новые гидротермальные трубы. На гидротермальном поле Брокен Спур встречено
несколько и таких гидротермальных построек. '
Естш в первом случае первичный гидротермальный флюид достшаег поверх-
ности дна практически мало измештвшимся, и на поверхности в зоне смешения
с придоъшой водой начш-таегся рудонакопление, то при ншштпиш раздробленного
цоколя это смешение начинается в пределах последнего. Хтшичесшай состав
сульфидных отложеншй одной из построек поля Брокен Спур (ВХ 16) показал
(табл. 20), что сульфиды вновь надстраивающихся труб по сравнет-шю с сульфида-
ми раздробленного цоколя обеднены медью и щитком и обогащены свит-Щом, что,
вероятно, связано с днфферешшашитей металлов во флюиде, пересекающем цоколь.
Таблица 20
Химический состав сульфидных отложений гидротермальной постройки ВХ 16
поля Брокен Спур
Части постройки Fe I Cu I Zn Pb I Mn I Ti I Ni I Со | Ва
(в скобках — чнсло проб) % 10-4 %
Гидре-термальная труба (б) 39,7 0,12 5,22 1740 140 65 18 97 286
Раздробленный цоколь (18) 38,5 1,26 8,00 528 160 103 23 53 290
Эти гидротермальные постройки возникли за менее чем 1000 лет, т.е. значи-
тельно менее чем за 1 гидротермалы-шй ШПСЛ. Общие запасы сульфидов в пределах
поля оценены в 100 000 тонн [Nesbitt and Murton, 1995 а, Ь]. В пределах гидротер-
мального поля Брокен Спур более 99% вьшостшого флюидами гидротермального
вещества рассеивается придонт-плми водами и не участвует в формировании массив-
ных залежей. Менее 1% гидротермального вещества переходит в залежь.

Д. Конверсе [Converse et al., 1984] для гидротермалы-шх полей Тихого океана
определил величшту рассеяния гидротермального вещества за пределы приустьевой
рудной залежи в 97%. Тем не менее, скорость наращивания рудной залежи ока-
залась достаточно высокой. По даннъш непосредственных замеров, вьшолненньтх
при повторных посещениях построек глубоководньтми обитаемьтми аппаратами с
интервалом в 14 месяцев, Гидротермальные трубы выросли на 2-6 м (рис. 50). Расчет
количества металлов, осаждаемых в пределах гидротермального поля (10 постро-
ек), был выполшен несколькими способами, давшими совершенно разные величины
(от 103 до 5-105 тонн в год). С нашей точки зрения, первая величш-та кажется более
правдоподобной.
Более зрелое гидротермальное поле Снейк Пит отличается от поля Брокен Спур
тем, что индивидуальные гидротермальные постройки здесь занимают уже суще-
ственно большие площади и сливаются в ema-
ную сульфидную залежь (см. рис. 26). Только
на отраничеъп-тьтх площадях гидротермально- АПВИН
го поля сохраняются участки, где на поверх- Е ИЮНЬ 1993
ности обнажаются вулканиты фундамента. ч- '
Общие запасы сульфидных отложеншй оце-
шитваются в 3000-8000 тыс. м3 или 1,2-
3,2 MJIH.T [Karson and Brown, 1988; Krasnov
е: а1.‚ 1995 а]. При этом в пределах индивиду-
альных построек наблюдается достаточно
четкая латеральная зональность. От центра
построек к периферии гидротермалы-пяе
отложения закономерно изменяются от более
высокотемпературных к низкотемператур- сентябрь 1994
т-шш. При этом в одних постройпсах осе-
вые части занимают высокотемпературные
"черные курштьттпипси”, в других — более
низкотемпературные ' "белые курштьтшпси".
Исследоватетш этого гидротермального поля
[Fouquet et а1.‚ 1993] полагают, что в
формировангш неоднородности состава
и свойств рудной залежи, по-вишшому,
Рие.50. Зарисовка верцпшы гидротермальной
поп-ройъш Сарацьш Хед поля Брокен Спур (Nesbitt and
Murton, 1995 а). Изменение структур за 15-меспчъшй
срок между набтодешшми
1 — ГОА "Алвин" (июнь 1993 г.); 11 — ГОА “Мир”
. (сентябрь 1994 г.). Буквами А и Б отмечено положение
отдельных элементов, относительно которых рекон-
струировано изменение сульфидных труб. Первичное
положение маркера М (а). При втором посещении
обнаружено его перемещение (б). 1 — сульфидеая
залежь, сформированная до 1-го посещения; 2 — залежь.
нарощениая после 1-го посещения

участвуют процессы выщелачивания химических элементов пошпишаюцлшися
высокотемпературными растворами из более древних подповерхностньтх гидро-
термальных отложений и их переотложение в поверхностной части гидротер-
мальных построек, а также процессы перекристаллизации ранее сформированных
отложешилй.
Все это несомнет-п-ю является свидетельством наличия подповерхностньтх
“корней” рудной залежи в отличие от гидротермальных образовашт поля Брокен
Спур. Неоднократное чередование стадий наращивания гидротермальных
отложений и стадий полной закупорки подводных каналов и “гидротермальных
взрывов", приводящих к раздроблет-шю не только массивной залежи, но и подсти-
лающих ее вулканитов, привошшо к прошакновешпо в подповерхностньте горизон-
ты океанских вод, а соответственно, и формированию там зоны встречи подни-
мающегося к поверхности гидротермального флюида с придонной океанской
водой. При этом степень смешет-шя их в пределах шчдивидуалтьньхх построек бьша
неодинаковой. В осевых частях флюид досгшал поверхности дна практически
неизмененным ("черные курильщшси”) или мало измененным (“белые курштьцги-
ки”). Однако к периферии постройки интенсивность подноверхностного смешения
флюида с океанской водой возрастала, что приводите к формированию указанной
вьлле латеральной зональности минерального и химического состава поверхност-
ных гидротермальных отложех-шй. Соответственно, в подповерхностнътх горизон-
тах мы должны ожидать формироваъшя “корней” рудной залежи, при котором
выдерживалась бы последовательность осаждения минеральных фаз в соответствии
со степенью смешеъшя первичного флюида с океанской водой.
В результате многостадитйшости развития гидротермального рудоотложения
высокотемпературные гидротермальные растворы частично извлекали сравъш-
тельно легко растворимые соединения из ранее сформированных подповерхност-
ных рудных залежей и обогащали ими поверхностные гидротермальные отложе-
ния. Одновременно цшроко развивались процессы перекристаллизашщ, замещеьшя
ранее образованных минеральных фаз.
“Зрелые” сульфидные залежи гидротермального поля ТАГ, в отличие от ранее
отшсанных, были сформированы на протяжентш нескольких гидротермальных
штклов. Индивидуальные постройки по площади соизмеримы и даже превьплают
размеры полей Брокен Спур и Снейк Пит, в пределах которых присутствует
несколько значительно меньших гидротермальных образовантт. По-витшмому,
здесь можно говорить о едином эволюьшот-п-том ряде гидротермальных залежей. На
начальных этапах на гидротермальном поле появляются многочисленные мелкие
постройки (поле Брокен Спур — возраст менее 1000 лет), их разрастаъше и пос-
тепенное “слшяъше” шчдивидуальньтх построек (поле Снейк Пит - возраст 4000 лет)
и наращивание рудной залежи, превращение ее в единую гидротермальную
постройку (поле ТАГ — возраст более 50 000 лет). Рудные залежи гшдивицуалтьътьтх
построек гидротермального поля ТАГ оцениваются в 4-10 млн. т [Humphris ct al.,
1995; Богданов и др., 1993].
Несомненно, начальные стадии формирования рудной залежи на гидро-
термальном поле ТАГ несколько отштчаются от того, что происходило на
ранее описанных гидротермальных полях в связи с различиями строения вулкани-
ческих фундаментов. На гидротермальных полях Брокен Спур и Снейк Пит,

расположенных в пределах неовулканической зоны, выходы гидротермальных
рудоносных флюидов наблюдаются в области практически нераздробленного
базальтового фундамента. Здесь подводящими для гидротермального флюида
каналами служили разломы, возншсшие в результате формирования вдоль осевых
трогов (см. оттисанньте ранее). По ним первичньпй гидротермальный флюид мог
достигатъ поверхности Ш-та практически неизмененньш. В пределах поля ТАГ
гидротермальньте постройки образовались либо на поверхности интенсивно
раздробленного фундамента, тшбо в пределах осьпш, сложенной обломками
вулканитов [Лисицын и др., 1989, 1990]. Соответственно, с самых начальных стадий
придонная океанская вода могла проншсать в подповерхностные горизонты.
Изучение колонок металлоносных осадков, полученных непосредственно у под-
ножья гидротермальных построек поля ТАГ [Лисицьш и др., 1989, 1990; Богданов
и др., 1993] позволило огщсать эволюцию гидротермального раствора, достигаю-
щего поверхности дна. При этом не. следует забывать, что устойчивая гид-
ротермальная Циркуляционная система формируется в том случае, когда в реак-
ционной зоне первичный рудоносный флюид достигает близкритических темпера-
тур. На начальной стадии формируются ъшзкотемпературные железо-марганцевые
гидротермальные отложеъшя, что указывает на то, что в подповерхностньтх
условиях произошла встреча первичного высокотемпературного флюида с океан-
ской водой и значительная часть химических элементов перешла в твердую фазу.
Соответственно, уже на начальной стадтш стали формироваться подповерхностные
гидротермальньте залежи. В результате значительная часть пространства между
обломками вулканитов раздробленного фундамента была заполнена гидротер-
мальньтм материалом. Уменьшение порового пространства приводило, с одной
стороны, к уменьшению потока придонных вод в подповерхностные горизонты, а с
другой, — к резкому увеличению дебита гидротермальных растворов. Скорость
истечения раствора возрастает до десятка метров в секунду [Лисицын и др., 1990]
и его состав приближается к малоизмененному первичному гидротермальному
флюид)’-
Наряду с руш-хьтм веществом. поставляемом в донные осадки из разгружающе-
гося флюида, на поверхность дна вьшосится значительное количество минералов
зеленокаменной фашш метаморфизма пород вулканического фундамента. Широ-
кое развитие процессов метаморфического преобразования вулканитов в подпо-
верхностных горизонтах гидротермальных полей также является спецификой
развития гидротермальных процессов в условиях раздробленного фундамента.
Пожалуй, только эти начальные стадтш становлет-Щя гидротермальной залежи
отличают гидротермальное поле ТАГ от полей Брокен Спур и Снейк Пит. После-
дующее многостадийное развитие гидротермального руштого процесса, по-ви-
димому, имеет сходные черты на всех указанных гидротермальных полях рифтов
Средтп-тно-Атлантического хребта.
Главный вопрос, возншсаютшт при восстановлении эволюционного ряда
формирования руш-той залежи, заключается в том, можно ли ожидать, что в
будущем молодые гидротермальные поля превратятся в столь крутые постройки,
какие мы встречаем на гидротермальном поле ТАГ и которые представят интерес
для “практической геологии”. Соответственно, где следует искать “зрелые”
гидротермальные постройки?

Ранее отмечалось, что геологическое положение гидротермальных полей Бро-
кен Спур, Снейк Пит и ТАГ существенно различно. Два первых поля находятся на
вершине неовулканического хребта. Здесь циклы наращивания гидротермальной
залежи сменяются вулканическими цшслами с периодами 5-10 тыс. лет. Формиро-
вание рудной залежи поля Брокен Спур только началось. Становление залежи
Снейк Пит заканчивается (см. рис. 46). Существует большая вероятность того, что
во время вулканического цшсла она будет погребена под вулканитами. Гидротер-
мальное поле ТАГ находится на осевом вулканическом своде, вертшша которого,
по натшм представлеъшям, достигла уровня свободного стоят-Щя астеносферы
[Монин и др., 1985]. Вулканическая фаза, включающая вулканические и гидротер-
мальные циклы, завершается. Вулканизм имеет рассеянный характер, приводятшай
к образованию небольших вулканических куполов. Центр спрешшта, где концен-
трируются вулканические процессы наращиваъшя новой океанской коры, перемес-
тился к западу. Соответственно, созданы благоприятные условия для шштельного
формирования рудной залежи. За вулканической фазой последует шштельная
тектоническая, при которой в данном районе прекратится как вулканическая, так и
гидротермальная активность. Таким образом, в пределах гидротермального поля
ТАГ мы имеем дело с максимально возможными для рифта ъшзкоспрединтового
хребта размерами массивных рудных залежей такого тшта (5-10 млн. тот-ш).
До сих пор мы говорили только о гидротермальных отложениях самих постро-
ек. Однако вокруг “зрелых" построек часто присутствуют грубозеръшстьте несор-
тированные отложения, сложенные обломками сульфидных построек, которые
являются продуктами “каменных" потоков [Лисгщьш и др., 1990; Bogdanov ct а1.‚
1995 Ь; Mills, 1995]. Они состоят из смеси разнотемпературных гидротермальных
образоваъшй, “сцементированных” главным образом алевритово-пелитовьш мате-
риалом, сложенным оксигидроксидами Fe и кристаллами сульфидов, реже аморф-
ньтм кремнеземом. По нашему мнению, они являются аналогами обломковидньтх
сульфидных обособлений в осадочно-вулканических комплексах древних колчедан-
ных месторождений [Масленников‚ 1991].
B осадочном разрезе, а также по латератш наблюдается смена этих отложений
алевритовьтми и песчаными тонкослоистьтми осадками турбинных потоков. В их
составе в разных пропорциях присутствуют как сульфидные минералы, так и
оксигидроксиды железа, нонтрошигг, аморфный кремнезем. Эти два типа металло-
носных отложений сформировались в результате горизонтального переноса про-
дуктов разрушения гидротермальной постройки, а также переотложет-шя песков и
алевритов, накапливающихся на ее поверхности. По-видимому, такое переотложе-
ние гидротермального материала происходит эшитзотшчно и связано по времени
с процессами разрушения массивных отложений при "гидротермальных взрывах”
и формироваъшя раздробленных цоколей построек (см. ранее). Мощность этих
отложений непосредственно у подошвы гидротермальных построек составляет
первые метры и резко уменьшается при удалении от max. Ореолы развития этих
отложеъшй не превышают 500 м. С точки зрения “практической геологии" эти
отложения являются частью гидротермальной залежи.
Окружающие их нормальные металлоносные осадки, формируютштеся по ме-
ханизму "частшта за частицей”, “метят" ореолы рассеяз-шя гидротермаль-
ного осадочного материала. Эти металлоносные осадки в рифтах Срединно-

Атлантического хребта в больштшстве случаев маломощны. “Гидротермальные”
компоненты сильно “разбавлены" нормальным пелагическим осадочным материа-
лом и не представляют какого тшбо интереса для “практической геологии”.
Несколько отлштшо протекает гидротермальный рудогенез на мелководных
участках рифтовых зон (вблшзи Азорского тройного сочленет-шя), где происхо-
дит фазовая сепарация гидротермального флюида в подповерхностньтх условиях.
Исследование состава и свойств гидротермальных растворов в пределах полей
этого района подтвердило ншшчие такой сепарашщ. Соответственно, мы должны
ожидать в подловерхностньтх условиях коьщентрироват-шя металлов в высокосоле-
ной фазе, а газов — в ъшзкосоленой, что и показали исследовал-пая гидротермальных
растворов. Этот процесс фазовой сепарашщ несомненно должен сопровождаться
формированием подповерхностноЙ рудной залежи, по соотношеъптю основных
рудоформируюЩих металлов (Fe, Cu, Zn, Pb и др.) мало отличающихся от того, что
характерно для поверхностных сульфидных залежей.
С. Г. Краснов [1987] постарался теоретически показать минимальные глубины
формироваъшя колчеданных руд на дне океана, учтя возможные процессы фазовой
сепарашш и, прежде всего, вскипаъшя высокотемпературного флюида при его
подъеме к поверхности и достижеъшя при определенных гидростатических давле-
ъшях критической точки. Основой расчета послужила кривая зависимости
температуры кипения океанской воды от давлет-шя. Используя информацию о тем-
пературе формирования сульфидных минералов в современных океанских гидро-
термальных отложет-шях, он заключил, что для сульфидов меди “критическая”
глубина образования с большой вероятностью превьплает 1000 м, близка к 1500 м,
а для сульфидов цинка — около 500 м.
Судя по данньтм состава и свойств гидротермальных растворов полей вблизи
Азорской точки тройного сочленеъшя, процессы разгрузки гидротермального
осадочного материала начинаются на большей глубине, чем 1500 м, что свидетель-
ствует о начале фазовой сепарации флюида при более высоких давлеъшях, чем
указано С. Г. Красновым. Находки же пошшеташшческих гидротермальных
отложеъшй на меньших глубинах, чем предсказывается из теоретических построе-
шипй, могут указывать на то, что при высоких скоростях истечет-пая гидротермаль-
ного флюида (до нескольких метров в секунду) часть рудного материала может
“проскакивать” (в пересьтщенном растворе или во взвеси) глубину теоретического
рудоотложет-шя [Краснов, 1987].
В принципе, под мелководными гидротермальными полями, аналогичными
полям Азорской точки тройного сочленения, мы должны ожидать подповерхност-
ные сульфидные залежи (вкрапленные и штокверковые рудопроявления), объемы
которых должны не уступать поверхностным гидротермальным залежам, форми-
руюьшшся в течение одинакового промежутка времеъш, а, возможно, даже
существенно превышать их, ибо в данных условиях эффективность (коэффициент
полезного действия) рудоотложения гидротермальной шитркулятшоьтной системы
значительно выше. Напомним, что при формироваъпш массивной сульфидной
залежи на поверхности дна 97-99% гидротермального материала, поставляемого
гидротермальными растворами из океанской коры на поверхность дна, рассеивает-
ся за пределы гидротермальных полей [Converse et а1., 1984; Nesbitt and Murton,
1995 а, Ь].

3. Гидротермальные отложения аномальных краевых
уступов рифтовой долины
Несмотря на то, что в научной литературе неоднократно (см. ранее) говорилось
о развитии гидротермальных процессов, сопряженных с серпенпшизаттией ультра-
основных пород ъшзов коры — верхов манттш, предсказывалось наличие глубшшой
гидротермальной шаркуляциот-п-той системы, возможность непосредственно
говорить о рудоносности этих аномальных гидротермальных проявлеъшй предста-
вилась только после открытия актвного гидротермального поля с сульфидными
залежами на 14° 45 ` с. ш. Средшшо-Атлантттческого хребта.
В разделе, огшсываюшем это аномальное гидротермальное поле, мы уже гшсаша
о природе гидротермальных флюидов и их возможной трансформашш при подъеме
к поверхности в результате фазовой сепарашш, а соответственно, вероятности
формироваъшя вкрапленной и штокверковой мштерализашти в океанской коре.
Было также отмечено, что гидротермальная деятельность в данном районе
началась около 60 тыс. лет назад и непрерывно продолжается до настоящего
времени в отштчие от шшлического ее развития в осевых частях океанских рифтов.
За это время на поверхности дна сформировалось несколько неболььшах гидротер-
мальных построек, наибольшая из которых содержит около 205 000 м3 сульфидов
[Krasnov ct а1., 1995 а] или около 0,8 млн. т гидротермального вещества. Таким
образом, по объемам эта построгпса существенно уступает “зрелым" построгпсам
осевых частей рифтов. Однако не следует забывать, что под ней в океанской коре
должны существовать штокверковые и вкрапленные рудопроявлеъшя, о масштабах
которых мы не имеем ьшкаких сведеъпипй.
Аналогичный характер развития гидротермального Процесса, по нашему мне-
нию, имеет место в рифте на 24° 30`, в трансформном разломе Кейн, а также на
восточном склоне краевого уступа гидротермального поля ТАГ (низкотемпе-
ратурные гидротермальные отложения, см. огшсаъше этих полей). Этот "mm
гидротермальных проявлений не является уъпипсалтьътьтм, а столь же тштроко развит в
пределах рифтов Средш-п-то-Атлантического хребта. По крайней мере, по расчетам
теплового баланса в пределах океанских рифтов осевые гидротермальные Imp-
куляциоштьте системы оказывают вшшше не более чем на 30% тепловых потоков
по сравнению с более чем 70%, связанными с гидротермальными системами
флангов рифта [Stein and Stein, 1994; Mottl and Wheat, 1994]. Как будет видно далее,
это подтверждается и наличием очень специфичных по составу придонных вод
в областях развития процессов серпентизашш.

ГЛАВА VII
CDOPNII/IPOBAHI/IE ОРЕОЛОВ РАССЕЯЪШЯ
ГИДРОТЕРМАЛЬНОГО ВЕЩЕСТВА, ИХ ИЗУЧЕШ/[Е
ДЛЯ ПОИСКОВ МАССИВНЫХ РУДОПРОЯВЛЕНРШ
Как уже отмечалось, гидротермальные системы Срешп-тно-Атлантического
хребта обладают очень низкой эффективностью (коэффгщиентом полезного
действия) с точки зрения формирования массивных рудопроявлешипй. По подсчетам
Р. Несбита и Б. Мартона [Nesbitt and Ml1I1.0I1, 1995 а, Ь], в пределах гидротермаль-
ного поля Брокен Спур из выходящего на поверхность дна с высокотемпературны-
ми гидротермальными растворами гидротермального осадочного материала менее
1% участвует в формировании приустьевой рудной залежи. Более 99% рассеивается
рудньгми водами. Для гидротермальных полей Тихого океана эти величины
определены равными 3% и 97% соответственно [Converse ct а1.‚ 1984]. Следует отме-
тить, что эффективность гидротермальной циркулятшонной системы резко повы-
шается в отдельных частях Мировой рифтовой системы, когда активный рифт
перекрыт толщей осадков, либо в рифтовых впадинах, содержащих высокоминера-
лизованный придонный рассол [Богданов, 1996]. Однако в Атлантическом океане
такие специфические участки рифтов отсутствуют.
Латеральные размеры массивных залежей колеблются в довольно птироких
пределах, однако не превышают первых сотен метров. Поиск залежей таких раз-
меров на океанском дне сопряжен с огромными трудностями. Однако он су1пест-
венно упрощается при картироват-ши ореолов рассеяния гидротермального
материала, которые могут достигать нескольких десятков и сотен, до первых
тысяч, километров от источшитка.
Значительная масса поступающего из гидротермальных источников вещества
либо образует взвесь, частично осаждаясь на океанское дно, тшбо длительное время
сохраняется в форме растворов и газов и донными течеъшями разносится на
огромные расстояния, теряет связь с источником, “обезшгчивается" и включается
в океанский круговорот [Биогеохгшия океана, 1983]. Аномальные по составу
и свойствам придонные воды в областях возможной гидротермальной активности,
а также металлоносные осадки непосредственно указывают на вероятность присут-
ствия на океанском дне гидротермальных источников и часто сопутствующих им
массивных гидротермальных залежей. Находки несовременных металлоносных
осадков могут свидетельствовать о нашиттпш реликтовых гидротермальных постро-
ек с возрастом, соответствуюцпш возрасту этих осадков.

1. Гидротермальный факел (плюм)
Одним из широко распространенных методов поиска современных активных
гидротермальных источншюв океанских рифтов является поиск физических
и химических аномалий в придонных водах, гидротермального факела (шпома).
Механизм формирования факела связан с тем, что в придонные слои океанской
воды поставляется высокотемпературный (до 400°С) гидротермальный раствор,
обладающий положительной “плавучестью”. Он пошштиается вверх в виде турбу-
лентной струи со скоростью выхода на поверхность в пределах источнгша от
нескольких десятков сантиметров до первого десятка метров в секунду [Лисицьш
и др., 1990; Rona ct а1., 1993 Ь; Lowell and Gcrmanovich, 1994]. Дебит гидротермаль-
ных вод в отдельных гидротермальных трубах обычно находится в пределах от
1 до 100 л/сек [Лисицьп-т, 1993]. Однако некоторые крупные построгпси имеют
в верхней части несколько (до первых десятков) таких труб. Пошпишаютштеся
растворы на своем пути вовлекают окружающие воды, смешиваются с ними
[Тернер‚ 1977]. При этом температура струи перемештваемьтх вод с высотой
уменьшается, плотность вод увеличивается, что приводит к уменьшению подъем-
ной силы, а соответственно, скорости подъема. В результате на определенной
высоте от источника плотности сметшитваемых и окружающих вод сравниваются, и
подъем прекращается. Всплывающая часть факела переходит в нейтральную,
которая затем растекается в горизонтальном направлентш под действием движу-
щихся вод. Высота положетшя нейтральной части факела над океанским дном
зависит от мощности источника и стратификации окружающей воды. В океане она
достигает нескольких сотен метров.
Нейтральная часть факела, воды которой перемещаются под действием тече-
ний, при удалешш от источника постепенно теряет свойственные ей термохаштн-
ные характеристики в результате продолжающегося смещения с окружающей
водой и разрушается. Форма этой аномальной водной массы зависит от структуры
придонных течений, плотностной стратификащш окружающей среды, топографии
дна в районе гидротермального поля [Корчагин, Гордеев, 1992]. В районе гидро-
термального поля ТАГ нейтральный шпом, формирующшйся в результате истече-
ния гидротермальных флюидов в пределах рифтовой долины, не пошпшается вьпле
бровки ограничивающих ее краевых уступов, прижимается к восточной стенке и
вытягивается вдоль нее в соответствш с простираштем рифта (рис. 51) [Тамбиев,
Корчагин, 1992]. Размеры нейтрального факела в данх-том районе равны: длина —
около 10 км, птирш-та — 1,5-2 км, тошцшта — 150-200 м.
В оттшчие от гидротермального поля ТАГ, гидротермальный факел на гидро-
термальном поле Брокен Спур имеет изометрическую форму в связи с тем, что он
находится под втшянием приливных течет-пай, меняющих направлеьше и скорость
дважды в сутки (рис. 52) [Lukashin ct а1., 1995]._
Ранее было показано, что при формировашш гидротермального факела хими-
ческие элементы, поставляемые флюидами, последовательно переходят в твердую
фазу, испытывая при этом определенную тщифферештиащпо. Лшль непосредствет-п-ю

26°10' с.ш.
Зд-
55‘ 55' 53' 51‘ 49‘ 47‘ 45*
Рие.51. Изолинии максимального (относительно фона) превышешш “мутности” воды в районе высоко-
температурного гшгротермштьного нсточшпса полн ТАГ (Т амбиев, Корчатн, 1992)
Изобаты — в сотнях метров
ОТ
8
//
д’
if
‘т \
П \
щ" \_„\‚5”
gull "
PHL52. Положение гидротермального факела (шпома) по нефеломпрнчеепсши данным (Lukashin
е! а1., 1995)
изолинии в относительных единицах интенсивности рассеяния света. 1 — разрез 3335; 2 — разрез 3342;
3 - разрез 3347; 4 — разрез 3350; 5 — профшги, выпошченные в английской экспедиции НИС "Чарльз
Дарвнн"-77; 6 — ось неовулканической зоны

у устья источнгша формируются мш-теразтьньте фазы, которые могут нести инфор-
мацию о составе и свойствах гидротермального флюида. Большш-тство из этих фаз
не досгшают нейтральной части факела, придонными течет-паями отш выносятся за
пределы всштьтвающей части факела и осаждаются на поверхность шта вблизи
источника. Потеря основных компонентов гидротермалъного вещества железа и
маргаьща в пределах всштывающего плтома оценивается в 30-50% [Rudnicki, 1990;
Rudniclci and Elderficld, 1993]. Гидротермальное вещество при переходе от всплы-
вающего плтома к нейтральному настошако меняет свой состав (рис. 53), что пра-
ктически уже не может характеризовать состав и свойства первичного гидротер-
мального флюида. Основной ш-тформацией, содержащейся в нейтральной части
факела, является то, что его наштчие указывает на присутствие на океанском ште
активного высокотемпературного источшипса;
(Элемент / Ре) I (элемент / Ре е первич-юи флюида)
Рие.53. ‘Трансформация состава гидтротермштьиого вещества при его миграции в придонных водах
Содержание металлов в величинах отношения к Fe. Величины иорматтизованы по отношению к пер-
вичному гидротермальному фтпот-иду (по В. Г. Гурвичу)
В нейтральный факел переводится тшарокая гамма химических элементов
в форме взвесей, растворов и газов. Однако, как показали многочисленные
исследования факелов, наиболее показательными для его идентификашш и атта-
ратурно доступными для массовых рутинных опредепештй оказались прозрачность
воды, содержание в ней марганца, метана. Использование этих маркеров позволи-
ло обнаружить в рифте Срешшно-Атлантического хребта все ошасанные ранее

активные Гидротермальные поля. Интенсивное использование методов изучения
физшсо-химических характериетшс придонных вод в пределах рифта Средшшо-
Атлантического хребта между 11° и 40° с. ш. (отрезок пршиерно в 2500 км)
позволило обнаружить одно гидротермальное поле на каждые 175 км этого отрезка
[Gcnnan е: а1., 1995]. В части районов с аномальным составом придонных вод уже
обнаружены гидротермальные проявления. В других районах необходима оргаъш-
зация специальных поисковых работ.
При изучении содержат-пая маргаьща и метана в придонных водах было уста-
новлено наличие двух тштов аномалшй, в которых соотношение этих компонентов
существенно разштчается (рис. 54). Если первый тшт пространственно приурочен
к центральной части рифта‚
формируется в связи с разви-
тием осевой гидротермальной
тшркуляциоьтной системы, то
второй тип тяготеет к транс-
формным разломам, а также к
районам, где в краевых текто-
нических уступах обнаружи-
ваются серпентиниты [Charlou
е: а1., 1991, 1993 а, b; Bougault
ct а1., 1993]. Для аномалий вто-
рого тшта характерны очень
высокие коъщентрашш раство-
ТАГ
200
РСННОГО метана И НИЗКИЕ: — CH‘ (Hn/,1)
маргаьща. Полагают, что вы-
СОКИС I(0H1ICH’I‘paI.I,H'ld paCTBO- Pnc.54. Соотношение содержатшй Мп и СН4 в гидтротер-
ренного метана в придонных матпы-тьтх шлемах полей 13° c. Ш. Восточно-Тихоокеанского
океанских водах связаны с поднятия и ТАГ (1 пш) и 15° с. ш. Средние-Атлантического
Процессами серпентинизашш хребта (2 1'u11)(Charlou е: а1., 1991)
при взаимодействии ультраба-
зитов ъшзов океанской коры — верхов мантии с океанской водой.
Находки таких аномалий не обязательно являются указателями присутствия
на поверхности дна гидротермальных залежей. С большей долей вероятности они
могут указывать на присутствие вкрапленных и штокверковых рудопроявлений
в океанской коре.
Очень спетшфичен состав придонных вод, связанных с гидротермальной ак-
тивностью в мешсоводных районах рифтов Атлантического хребта. В этих районах
высокотемпературные растворы в потшоверхностных условиях испытывают фазо-
вую сепарацию на высокосоленые, обогащеьшые металлами и низкосоленые воды,
относительно обедненные метатшами и обогащенные газами.
В пределах Среднюю-Атлантического хребта пока достаточно детально изу-
чено два таких района: Азорская зона Тройного сочленения [Fouquct е: а1., 1994;
Klinkhammcr ct а1., 1995] и гидротермальное поле Стегшахошт на хребте Рейкьянес
[German ct а1., 1994; Palmer е: а1., 1995]. Находки описанных исследователями
аномалшй указывают на вероятное присутствие в подповерхностньтх условиях
вкрапленных и штокверковых рудопроявлеьпай.

2. Металлоносные осадки
Четыре типа металлоносных осадков встречено в пределах гидротермальных
полей. Первый тип осадков состоит главным образом из несортированного
грубозернистого материала, сложенного продуктами разрушения гидротермаль-
ных построек. Он формируется в результате переотложения гидротермального
вещества в виде “каменных потоков" у подошвы построек в периоды “гидро-
термальных взрывов" (см. ранее). В их составе присутствуют обломки как высоко-
температурных сульфидных, так и низкотемпературных (окситидр оксиды Ре и Mn,
нонтронит, аморфньп?! кремнезем и др.) гидротермальных отложеътий Часто эти
облошси “цементируются” тошсозернистым материалом, состоя1штм из оксигид-
роксидов Ре, сульфидов.
Второй тип металлоносных осадков представлен тошсим переслаиванием сор-
тированных песчаных и алевритовых прослоев, сложеш-тых сульфидами, оксшид-
роксидами Ре и Mn И нонтронитом. Они являются отложеъшями суспензионных
потоков, основной осадочный материал которых представлен как продуктами
разрушения гидротермальной постройки, так и осадками, первично накошшшилии-
ся на поверхности гидротермальной постройки. Формирование суспензионных
потоков по времени, по-видимому, совпадает с отложениями “камешшх потоков”.
Эти два типа металлоносных осадков возъшкают в результате горизонтального
переноса гидротермального материала, его переотложения. Ореольл развития этих
отложех-шй не превышают первых сотен метров от гидротермальъьпх построек.
Третий и четвертый тшьл металлоносных осадков образуются в результате
седименташш по механизму “частгща за частицей”. Источником гидротермального
вещества этих осадков являются взвеси, формирующиеся в пределах гидротермаль-
ного факела. Их различия связаны с последовательностью формирования взвешен-
max фаз гидротермального осадочного материала. В непосредственной бшихзости от
высокотемпературного гидротермального источника в зоне смешения флюида с
придоъп-юй океанской водой, формируются взвеси, по составу бшихзкие массивным
залежам. В условиях "черных курильщиков” в составе взвеси наряду с оксшидрок-
сидами Ре присутствуют сульфиды (халькопирит, гшрротин, пирит, сульфиды Zn,
марказит), силикаты Ре и Са, кремнезем, сульфаты: ангидрит, гипс, барит, графит
[Campbell and Edmond, 1986; Campbell, 1991; Лисицын, 1993]. По-видимому, этот
взвешенный материал в силу высокой гидравлической крупности не пошшмается
высоко над устьем источшпса, а разносится донными течениями и осаждается у
устья (ореолы рассеяния его не превышают 1000 м) (рис. 55). Выше по вертшсалш
над действующим источншсом этот материал сменяется в основном гидроокисъьтми
минералами железа и марганца, которые могут пош-пшаться до нейтрального
плюма и в нем рассеиваться на огромные расстояния. Присутствие гидротермаль-
ного материала в пелагических осадках Тихого океана фиксируется достаточно
четко на расстоянии в несколько тысяч километров. В соответствии с этим, третий
и четвертый тихьт металлоносных осадков могут быть назвать: первично сульфид-
ными и оксшидроксидньши.

Иэопишическая
Рис. 55. Зональность гидротермаль-
ного вещества в гидротермальном шиоме
н мегаллоносных осадках
1 — преимущественно сульфиды
» (пирггг, пирротин, сфалериг, халькопи-
риг); 2 — сульфаты, аморфный кремнезем,
редкие сулъфидьц’ 3 - оксигидроксиды
железа и марганца; 4 — грубозернисгые
��b� =::========= продукты разрушения гидротермальной
постройки; 5 — сулъфидсодержащие (во
миогих случаях окисленные) мегаллонос-
иые осадки; 6 - "нормальные" метал-
лоносные осадки (оксигилдроксиды железа
и марганца — основные гидротермальные
компоненты); 7 — направлеиие донных
течений
Трстшй тип мегаллоносных осадков, в котором в составе гидротермального
осадочного материала преобладали ища составляли значительную часть сульфид-
ные минералы, распространен локально. Так как скорости накоплеъшя этих
осадков не превьппают‚ как правило, нескольких сантиметров в 1000 лег, а сохран-
ность тонкодисперсньтх сульфидов в агрессивной океанской воде измеряется
годами [Feely et а1., 1987], то соответственно первично осажденные гидротермаль-
ные сульфиды преобразуются в окислеъпгые фазы. Основъшми мгп-геральньши фор-
мами гидротермального осадочного вещества этих осадков становятся окситидрок-
сиды железа, которые удерживают в сорбироваг-шом состоянии целую гамму
“гидротермальшях” элементов, первично обогащающих доъпгые осадки. Высокие
концентрации в этих осадках меди и цинка (до 1-2%), специфический состав редких
земель позволяют распознать этот тип мегаллоносных осадков как первично-
сульфиш-гый.
Латерально эти осадки сменяются тшшчъгыми МСТЗЛЛОНОСНЬШИ осадками
четвертого туша, представленными смесью пелагического осадочного материала
(преобладающую компоненты осадков) и “гидротермальных” компонентов, основ-
НЬПИИ минеральными фазами которых являются оксшидроксидьг Fe и Mn. ЭТИ
отложения по прш-1ятой нами методике [Лисицьш и др., 1976] выделяются среди
пелагических осадков по содержанию основного гидротермального элемента желе-
за (более 10% Fe Ha абиогенное вещество). Основная масса гидротермашзного
осадочного материала формируется в пределах восходящей части гидротермально-
го факела, переходит в его нейтральную часть и рассеивается на огромные рассто-
яния, постепенно осаждаясь на дно.
Средняя гшигрина области распространеъшя этого типа мегаллоносных осадков
в юго-восточной части Тихого океана, где они достигают наибольшего развития,
составляет более 2000 км, а максимальная — около 3500 км [Лисгщьш и др.‚ 1990].
Важно подчеркнуть, что при столь длительной транспортировке океанских
минералов железа и марганца, являющихся прекрасными сорбентами, а также их
продолжительном залегании на поверхности дна в незахороненном состоянии (ско-
рости осадконакоплешш в таких районах составляют от первых миллиметров до

нескольких сантиметров в 1000 лет) происходит активнъпй перевод большой гаммы
химических элементов из океанской воды, их концентрироваьше. Сведения об
интенсивности этого процесса можно найти в работе [Богданов и др.‚ 1979].
Наличие этих двух тштов металлоносных осадков является прямым указанием
на присутствие в Даш-том районе высокотемпературных гидротермальных источни-
ков. Латеральная изменчивость областей накопления в Доьптых осадках гидротер-
мального осадочного материала может указать на положение высокотемператур-
ного I‘I4L1poTepMaJ1LHor0 источника и сопряженных с ним массивьпих гидротермаль-
ных рудопр оявлений.
Металлоносные осадки имеют исключительную информативность для органи-
зашш поиска релшстовых гидротермальных построек. Примером такого испогшзо-
вания информации о несовремеъп-тых металлоносных осадках являются исследова-
ния Е. Г. Гурвичем (в печати) кернов глубоководного бурения, получеъшых в
районе Восточно-Тихоокеанского поднятия. Карты-схемы скоростей накоплеъшя
основного элемента гидротермагшного осадочного материала, вьптолнеьптые для
конкретных интервалов геологического времени, позволитш автору прогнозиро-
вать положение решактовых гидротермальных источников и, соответственно,
связанных с ними массивных гидротермальных отложений (рис. 56).
3. Районы, перспективные для поиска гидротермальных
рудопроявлений в рифтах Срединно-Атлантического хребта
На основании уже полученной ш-тформацгш о гидротермащных проявлен-пых
рифтов Срешгнно-Атлантического хребта, а также теоретических представлеъшй
может быть составлена схема размещения разных типов гидротермальных залежей
(рис. 57). К отшсашаъш ранее районам следует отнести еще четыре. Один из них
открыт в 1987 г. в южной части хребта Мона (71° 57` с. ш.‚ 0° 48‚5` з. д., глуби/ша
2600-2660 M) [Schwab ct а1., 1992, шгт. Van Dover, 1995]. Здесь обнаружен и четко
выраженньпй гидротермальный факел, небольшая температурная аномалия, метал-
лоносные осадки и необычно высокая численность губок. Проведенные в районе
72° с. ш. на хребте Мона геофизические исследования [Geli ct а1., 1994], во-первых,
подтвердили наличие активных спрединговых ячеек под топографическими
поднятиями в пределах внутреннего рифта, во-вторых, позволилш установить
наличие в пределах океанской коры тела ьшзкой плотности, которое, возможно,
соответствует магматической камере.
Второй район нами открыт в июне 1995 г. в экспедишш НИС “Академик
Мстислав Келдыш” на 73° 24` с. Ш. и 07° 20` в. д. Здесь, обрамленньпй краевыми
уступами высотой 900-1400 M Bnyrpemmfi рифт шириной 16 км формируют узкие
(около 4 км) краевые депресии, глуби/ша которых достшает 3200 M, и расположен-
ная в центральной части неовулканическая или экструзивная зона, которая
представлена валообразной аккумулятивной вулканической структурой, подни-
мающейся примерно на 600 M над краевыми депрессиями. Ширшча вулканического
поднятия у подошвы составляет 8 км (рис. 58).

(а) 11.5-9.6 млн лет (б) 9,585 млн лат (в) 8.5-7‚5 млн лет
I I L
10° _ разлом _
Кпиппертон
разлом Сикейрос
(д) 6‚5-5‚5 млн лет
(е) 5‚5-4,5 млн лет
-1о°
�.� ````` �W)� o°
_ ....... _. 5,
,
*2
4
(л) О‚5-0 млн лет
`�'� ‘ |-�
Ф
Ч
‘О
Е!
|:]в
C-:1
‘L
Q

а
Рис.56. Распределение скоростей накоплешш пщротермального железа (Fe.-) B осадках района исследо-
ваиия в ходе геологического времени (а-л) и относительная вероятность ветречаемости (в случае
сохранности) в районе исследования погребенных гидротермальных образований, сформировавшихся на оси
ВТП в течение последних 11,5 млн. лет (м) (Гурвич, в печати)
1-5 — Fe, (Mr. cur? B 1000 лег): 1 - <2‚5‚ 2 - 2,5—5,3‚ 3 — 5-10, 4 — 10-25, 5 — >25; 6 — учаспсн интенсивной
гидротермальной деятельности на оси ВТП; 7 — учасп‹и менее интенсивной гидротермальной деятельности
на оси ВТП; 8 — на рис. а-л - палеоположения точек бурения, на рис. м — папеоположеиия точек бурения
вдолъ обратных траекторий их перемещения через каждый миллион лет; 9 — положение и номера сганций
бурения; 10, 11 — реконструированное современное положение погребенных гидротермальных образова-
ний: 10 — всгречаемосгь более вероятна, 11 — всгречаемостъ менее вероятна
во" з.д. 40“ 20“ o" 1о’вд
If ВО“ с.ш.
дддв.
QLK
60°
40°
20°
10"
1:11 IZI2 [Ila [E4
Рис.57. Положение устаиовлешдьпх и предполагаемых пщротермальных рудопроявлелшй в -рифтах
Средшшо-Атлантического хребта
Высокотемпературные рудопроявления, связанные с осевой гидротермальной циркуляционной
системой, залегающие на поверхности дна (1‚2): 1 - усгановленные, 2 — предполагаемые; 3 — то же,
залегающие в подповерхностных горизонтах океанской коры (предполагаемые); 4 — гидротермальиые
рудопроявления, связанные с глубинной гидротермальной циркуляционной сиспгмой

з: .m::mo.5omn_
тю 8 ты. ом щ г о _. щ о
Г _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ — _
‚цв ‚чётко ..q_a ‚Ковка
.=._‚о ‚юощгюь Э о ‚Б 3.2
M
ш M
а ш
в M
ш т. ш
ил ш ш т
ы ш в
а в ш
ш mxon umznsgahoxm ш
H
B ‚А ы
ш ч
п п ..
О
ш ‘вни9Аи_|

ее
Рис.58. Эхолотный профиль через рифт хребта Моиа
На врезке — положение исследованного района (показано задпггым кружком). Границы литосферных
шшт: 1 — дивергентные; 2 - конвергентные; 3 - трансформные
Вершш-шая часть эксгрузнвной зоны нсключъггетгьно неровная, сформирован-
ная многочнслешшмн вулканическими центрами (рис. 59). На вершине закартиро-
вана пошсовообразная кальдера, открывающаяся в западном направпешш. Размер
калъдерьх в поперечшпсе — около 2 км. Кальдера обрамлена системой вертикальных
уступов общей высотой до 200 м.
73°25`
Ё
7°12 Ф 15' 20 25‘ зо
A_°.'i5’.‘_1 1 H+H+H+ 2 'r-r-r'I 3
1 2
Рие.59. Рельеф вершины осевого вулканического поднятия
1 - маршруты ГОА “Мир", номера станций. положение мест отбора проб н нх номера, (сгрешсамн
показаны меггга посадки н вспльпня ГОА); 2 — трещины отрыва (гьяры); 3 — стек-ша кальдерьх. Изобаты в
метрах

При зоншаровашш придонных вод с помощью СТД датчшсов и нефепомегра
бьшо установлено надшчие четко вьгражешшх гидротермальных факелов (рис. 60),
однозначно свидетельствующих о наличшп в районе неовушсаъгической зоны актив-
ных высокотемпературных источников.
Ьоо ч
35,060
|
-0,880
I
700-
35,056
l
-0.900
I
Температура
Соленость. %o
35,048 35.052
I I l
Температура. “С
-0, -0,920
I l l
ё Нефегы Ё
1 |
73'Z3.Z4' l:.u.I.
07°Z1,72 в.д
соленость
Нефапы
300-
ч‘-
200-
ё
9" 10° I I I I I I I I
1600 1600 2000 2200 2400
Глубина, м
Рис.60. Верппсяльное зондирование гидрофизичеасих характеристик и мутности на ст. 3573-5. Глубпша
диа — 2608 м
При изучении колонок донных осадков, полученных в одной из краевых де-
прессий, было обнаружено обогащение этих осадков относительно фоновых
металлами (Fe, Mn, Zn, Cu, Со и Ni) B 1,3-2 раза.

Вьшолнеъптьхе два спуска ГОА “Мир” в кальдеру к сожаленшо не позвошипш
обнаружить каких-либо признаков гидротермальной активности. По-вишшому,
Гидротермальные источники находятся в верхней части неовушсашгческой зоны за
пределами кальдеры.
Третшй район бьш обнаружен на хребте Рейкьянес. В осевой рифтовой зоне
хребта между 58° 16` и 58° 34` с. ш. при комплексных геологических исследованиях,
в том числе с пршиенетшем ПОА “Пайсис"‚ бьши обнаружены Гидротермальные
железо-маргаъщевые корки, а также донные осадки, обогащенные железом, медью и
цишсом относительно фоновых в нескогшко раз [Альмухамедов и др., 1990].
Несколько позже на полшоне между 59° 44` и 59° 55` с. ш. обнаружены признаки
решиштовой гидротермальной деятельности [Johnson ct al., in press].
‘-Ie113epn.n71 район гидротермальной активности бьш обнаружен в северной
части хребта Рейкьянес (63° с. ш.‚ глубуша 250 м). Этот район получил название
Стейшахолл. Зафиксирован гидротермальный плюм, в котором резко повышены
содержащая метана, водорода и маргашда [Palmer е: а1., 1995]. Надшчие газовых
пузырьков над гидротермальным полем, по-вишшому, связан с повьцпешшм
потоком CO2 из океанской коры [German et al., 1994]. Надо полагать, что на этом
поле находятся подповерхноспще Гидротермальные залежи.

ГЛАВА VIII
_ РУДОНОСНОСТЬ РИФТОВ
СРЕДИННО-АТЛАНТИЧЕСКОГО ХРЕБТА
_ В приведенной вьппе схеме распределения гидротермальных проявлен-пай приве-
дена информация только для тех регионов, где уже обнаружены mm с большой
вероятностью будут обнаружены гидротермальные залежи. Однако вьптолненные
исследования химического состава придоъптых вод с целью поисков гидротермаль-
ных факелов показали, что между 11° и 40° с. ш. (отрезок хребта длтшой в 2500 км)
присутствует, по край/шей мере, одно гидротермальное поле на каждые 175 км
[German et а1., 1995]. Далеко не все эти поля на поверхности океанского дна могут
содержать высокотемпературные рудные залежи, как к примеру Ьшзкотемператур-
ные отложения восточного краевого уступа гидротермального поля ТАГ. Однако,
исходя из наших представлений, существоватше устойчивой гидротермальной
циркуляционной системы возможно в том случае, если в реакшиюнной зоне
первичный гидротермальный флюид достшает близкритических температур, т.е.
около 400°С шш более (в зависимости от глубины положения зоны). Соответствен-
но, в этом случае первичнъпй флюид является РУДОНОСЪШГМ. Как мы видели, он
может разгружаться как в приповерхностных условиях и на поверхности дна, так
и в океанской коре.
Каковы возможные размеры этих гидротермальных залежей? Для поверхност-
ных залежей осевой гидротермальной циркуляционной системы в настоящее время
оценка размеров может быть вьптолнена более определенно. Оша оказываются
значительно меньше, нежели можно ожидать из потоков гидротермального
вещества, определеъшых при анализе состава и свойств гидротермальных фшоидов.
Едштичньпй тишачттьтй гидротермальный источтшк диаметром в 20 см, через кото-
pm‘?! истекает флюид, содержащий 100 - 10-4 % металлов, со скоростью примерно до
5 см/сек [Converse et а1., 1984], может продуцировать 250 тонн металлических
сульфидов в год. Средних размеров гидротермальное поле может men до 100
таких источников. За одтш год в пределах такого поля может накошиттъся около
30 тыс. т сульфидов (в основном Ре$2) вместе с несколькими миллионами тоьш
несулъфштньтх фаз (в основном ат-цидрит, кремнезем и барит) [Scott, 1987]. Как мы
видели ранее, только 1-3% вещества, вьшосшиого гидротермальными флюидами,
участвуют в формировании массивных залежей. Основная масса гидротермального
осадочного материала рассеивается доъптьтми течениями [Converse et а1., 1984;
Nesbitt and Murton, 1995]. По P331-IBFM оценкам сулъфидньте залежи детально

изученных гидротермальных полей рифтов Срединно-Атлантгигческого хребта
равны:
— Брокен Спур (продолжительности, “жизъш” — менее 1000 лет) — 0,1 млн. т
[Nesbitt and Murton, 1995 а, Ь];
— Снейк Пит (около 4000 лет) — 1,2-3,2 млн. т [Karson and Brown, 1988; Krasnov
et al., 1995];
— ТАГ активная постройка (более 50 000 лет) — около 4 млн. T [I-Iumphris et al.,
1995], реликтовая постройка Мир (около 100 000 лет) — около 10 млн. T [Богданов
и др., 1994].
Исходя из этих материалов можно рассчитать скорость наращивал-пая массив-
ных гидротермальных залежей: Брокен Спур — более 100 т/год; Снейк Пит — 300-
800 т/год; активная и решактовая постройки поля ТАГ — около 100 т/год. В соот-
ветствии с описаш-гой ранее шшпгчностью, наращивание гидротермальных
построек поля ТАГ происходушо на протяжешш пршиерно половины времени их
формироваъшя. Соответственно, скорость наращивал-пая их должна быть оценена
в 200 т/год. Есзш прш-гять указанные вьпле расчеты о кодшчестве гидротермального
вещества, поставляемого флюидами в гидротермальном поле средних размеров, за
30 000 тонн, то получим, что в массивных гидротермальных залежах задерживается
0‚3-3% от этого вещества. Сравьшм эту вешигчш-гу с приведенными ранее расчетами —
1-3% [Converse ct al., 1984; Nesbitt and Murton, 1995 a, b].
Развитие гидротермальных процессов и формирование гидротермальных
залежей характеризуется определенной шшпгчностъю. С интервалом пршиерно
в 5-10 тыс. лет шигклы гидротермальной активности сменяются шпагами, в течение
которых проявляется вулканическая деятельность, а гидротермальная — практиче-
ски прекращается. Если гидротермальные отложения накапливаются в пределах
неовушсанической зоны, а это наиболее типично для локадшзашш гидротермаль-
ных процессов, то существует высокая вероятность того, что каждая ин-
дивидуальная гидротермальная залежь может наращиваться только в течение
одного гидротермального цикла. Затем она будет захоронена под толщей вулкани-
тов. Исходя из приведенных вьпле величшч продолжительности гидротермального
цикла (5-10 тьгс. лет) и интенсивности наратшгваъшя рудной залежи (200-800 т/год),
можно ожидать, что максимально возможный размер залежи в пределах неовушса-
ШЛЧССКОЙ зоны будет равен 1-8 млн. тонн.
Надо полагать, что несколько большие по размеру залежи могут формиро-
ваться за пределами неовулкаъшческой зоны, что и наблюдается на гидротермаль-
ном поле ТАГ. Открытая нами реликтовая гидротермальная постройка Мир [Rona
et al., 1993 а; Богданов и др., 1994] вкшочает в себя около 10 млн. т гидротермаль-
ного вещества. Мы полагаем, что в аналогичных геологических ситуациях могут
формироваться значительно большие рудные тела, ибо в отличие от построек
неовулканических зон, здесь нараппигваъше рудной залежи может продолжаться в
течение нескольких гидротермальных циклов (дзштельность формирования
реликтовой гидротермальной постройки составляет около 100 000 лет). Мы свя-
зываем это с тем, что в данном регионе осевой вулканическшй свод своей вершиной
достш" положет-шя “зеркала астеносферы" [Монин и др., 1985]. Здесь завершается
вулканическая фаза, вушсанизм формирует только небольшие купола, рассеянные
по всему своду, а Центр спрешшга испытал "перескок" за пределы свода, на запад.

Морфоструктурный аналшз ъшзкоспрешппового хребта, вьшолненный
Р. Дженте [Gcntc, 1987], позволил установить, что в развитии его рифтов можно
вьщегшть две фазы. В первую Вулканическую фазу происходит формирование
вулканического свода. Затем вулканическая фаза прекращается и начинается
тектоническая фаза. Продолжительность обеих фаз равна 0‚7-1 мш-п. лет. На
тектоническую фазу приходится 0,5-0,75 мш-т. лет, на Вулканическую — 0‚25-0,5 мш-ц.
лет. Есдгш эти представления верны, то вероятность формирования больших рудных
залежей‚аналогичных залежам гидротермального поля ТАГ, на конкретном
отрезке рифта может происходить толъко один раз (в кох-ще вулканической фазы)
в 0,7-1 млн. лет.
Для суждения о составе гидротермальных залежей данного типа на океанском
дне мы располагаем в настоящее время многочисленной штформашитей о составе
и свойствах их поверхностных частей, скудными данными о внутреннем строешиш,
полученными при глубоководном бурешш, а также сведениями о строении древних
аналогов этих образований, присутствующих на континентах в офиодштовьтх
поясах.
пелагические осадки или
СПОР” "”::::: вулканокпасгитыосгровнщдуг
V Уч V
v v Bynlraumecmi рафвз:
1_ v v пинту-лавы, масшвныв пав
слой: Vv “у потоки, Брнчии
2' Jlluafiaau
д, дайкоеого
3- шишками
д; 3_ Fe-Mn опасные отложения
_ (металлами-пне осадки)
Слои 3 Г Г
4_ Г -Массивные сульфиды
I’ Г F3567” _ Суггьфидэсая штоперпсовая
|' минерализация
мохо ' ' ' ' Основные или
—— - ультраошоеныв
кумупяты
п: I ‘\
S / _
Ё ё ”- Плвгиограниг
E Угьтраоеишныв . \\
текгонитн г г г
Г Г г Г аббт
Рис. 61. Положеъше гидротермаш-шх отложений в пределах коры (Kaski, 1987)
Слева — генерадшзованньхй офиошповьлй разрез и соответствие слоев разреза сейсмическим горизон-
там; справа — увеличенная часть разреза коры, показывающая положение гидротермальных образований
в офиолитовом разрезе
Пршщипиашэная схема положения гидротермальных отложений в офиолито-
вом разрезе показана на рис. 61 [Koski, 1987]. Судя по материалам глубоководного
бурения скв. 504 на фланге Коста-Риканского рифта в восточной части Тихого
океана [Alt ct al., 1986; Shipboard Scientific Рапу, 1988], основная реакционная зона,

в пределах которой может происходить формирование рудоносного гидротер-
мального флюида, находится в основном в пределах самой нижней части базальто-
вого слоя и дагпсового комплекса, над магматической камерой, положение которой
фршсируется образованием интрузивных габброидов. Здесь породы испытывают
зеленокаменное перерождение при температурах до 250-35 0°С.
Сами массивные сульфиш-тьте залежи, как и сопутствуют/те им металлоноснъле
осадки, располагаются в пределах тошци экструзивных базальтов. Под гшми
присутствует сульфидная штокверковая минершшзашш верхов слоя параллельных
днабазовых даек и экструзивных базальтов, фиксируя положеьше подводящих
каналов от реакшитонной зоны к рудному телу. Пршиерами таких залежей, образо-
ваьше которых связано с зонами спрешшга, являются месторождет-шя Кипра
[Constantinou and Govctt, 1972], Массива Trodos [So1omon, 1976], Ньюфаундленда
[Swindcn and Kean, 1984, mar. Ковш, 1987], гидротермальных месторождешипй
Южного Урала и некоторых других районов Россгш [Придотшые гидротермаль-
ные...‚ 1988; Г усев и др., 1995]. Эти гидротермальные отложетщя Fe-Cu-Zn сульфид-
ной минершшзашш обычно сходны с теми, что мы наблюдаем в осевых частях
современных рифтовых долин Среднюю-Атлантического хребта.
Мы уже отмечалш, что в том случае, coma первичный гидротермальный флюид
при подъеме к поверхности дна не испытывает существенной фазовой сепарации,
то в принципе он формирует бдшзкие по составу гидротермальные рудопроявления.
Это связано с тем, что первичные рудоносные высокотемпературные флюиды
образуются при взашиодействгш одинаковых по составу веществ (океанская вода
и базальты САХ) при притиерно бдшзких Р-Т-условиях. Причем основная разгрузка
гидротермального вещества из первичного флюида начтишается при встрече его
с холодной придонной водой, характеризующейся сштьт-шми окисдштельными
свойствами.
Мы ранее показалш, что минеральный и химическшй состав формирующихся
отложешт определяется степенью смешет-шя первичного флюида с океанской
водой. Неоднородность же состава и свойств поверхностьпях гидротермальных
залежей во многом определяется положением зоны встречи (начала рудоотложе-
ъшя): непосредственно на поверхности дна mm B подповерхностньтх горизонтах. По
нашши представлеьшям, в рифтах Срешпшо-Атлшпического хребта в наибольшей
степеьш первичному рудоносному флюиду отвечают молодые сульфидньте залежи
гидротермального поля Брокен Спур. В более зрелых постройпсах гидротермалььшх
полей Снейк Пит и ТАГ только в осевых их частях неизменех-п-тые гидротермальные
флюиды могут достигать поверхности дна, хотя на некоторых постройках (поле
Снейпс Пит) и этого не происходит. По перифергш построек наблюдаются ис-
течеьшя более низкотемпературных растворов, уже испытавших трансформацию
первичного флюида в результате смешения с океанской водой в подповерхностъшх
условиях. В результате в верхней части океанской коры формируются “корни”
поверхностной залежи, сложенные более высокотемпературными, по сравненшо
с поверхностными отложеъшями, мгшеральньши фазами.
И конечно, для “зрешэтх” гидротермальных построек существеъшое значеьше
имеют процессы переотложеьшя целого ряда метатшов (Zn, Pb, Ag, Au и др.)
из “корневых" частей к поверхности, процессы вторичного обогащеьшя рядом
металлов поверхностных частей.

В данном случае мы рассматривали»: Гидротермальные постройки, которые
формируются на поверхности океанского дна. Однако, как мы видели ранее, при
малых глубш-лах океана поверхности дна достигают Гидротермальные растворы,
сильно трансформированные в результате фазовой сепарации Первичного флюида.
В результате этого процесса значительное кошитчество гидротермального вещества,
в том числе металлы, несомненно перешшит в твердую фазу, формируя вкрапленные
mm штокверковые рудопроявления. При этом эффективность гидротермальной
рудоформирующей системы, или ее коэффициент полезного действия несомненно
должен быть значительно вьпле, нежедш в условиях выхода гидротермальных рудо-
носных флюидов на поверхность океанского дна. Поэтому мы вправе ожидать в
этой ситуации значительно больишх по размеру рудных залежей в океанской коре.
К сожаленшо, мы практически ничего не знаем о масштабе рудопроявлений в
случае формировал-пая руд глубинной гидротермальной штркулятшонной системой.
На гидротермальном поле 14° 45` с. ш. поверхностная часть самой крупной рудной
залежи, формирующаяся непрерывно по крайней мере на протяженшт 30 тыс. лет,
шиеет запасы около 205 000 M3 или примерно 800 тыс. тонн [Krasnov ct а1.‚ 1995 а].
Какова потеря гидротермального вещества при фазовой сепарации первичного
гидротермального флюида при миграции через океанскую кору, и каков состав
формирующейся при этом вкраплеш-той и штокверковой минератшзащш, сказать
трудно. Важно подчеркнуть, что в данном случае мы встречаемся с искшочительно
ъшзкой скоростью наращивания поверхностной рудной залежи (около 13 т в год).
Вспомним, что в осевых частях рифтов она равна 200-800 т в год.
Bum выделенный нами новый тхш глубиш-той шаркуляционной гидротермаль-
ной системы действительно имеет место, то в ряд формирующихся при ее деятель-
ности рудопроявлешпй должны быть включены и отложет-шя, происхождение ана-
логов которых на контш-хентах трактуется совершенно с других позшлай. Известно,
что знаменитые Кемпирсайские хромитовые месторождения на Южном Урале
были сформированы в результате кох-щентрирования рассеянного в ультрабазитах
хрома при серпентинизацигт [Овчит-п-пшов, 1989]. Вьшосимое формирующимся при
этом флюидом вещество совместно с рудными компонентами может фиксироваться
частично в океанской коре как в виде некоторых типов скарноидных руд [Ковалев,
Леонех-псо, 1995], так и в форме гидротермальной вкрапленной и штокверковой
сульфидной минерализашш. Мы уже отмечатш, что при осаждении гидротермаль-
ного вещества из поднимающегося к поверхности флюида происходит его
диффереициашиш. В частности, об этом свидетельствуют находки во вмещающих
кристаллических породах гидротермального высококобальтового пентландита.
В связи с этим обнаруженные на континентах некоторые гидротермальные
месторождения ншселя, кобальта и меди в габброидах и ультрабазитах [Рудные
месторождения СССР, 1978; Митчелл, Гарсон, 1984], возможно, связаны с подобной
глубинной гидротермальной шхркуляштонной системой.
Данный тип рудопроявленшй, по-видтшому, имеет достаточно цшрокое рас-
пространение. Аномальные краевые уступы рифтовых долин и трансформные
разломы ЯВЛШОТСЯ ПСРСПСКТИВНЪШИ районами ДЛЯ ПОИСКОВ НОВЫХ РУДОПРОЯВЛСНИЙ
ЭТОГО туша.

3AKJ]IO‘-IEI-II/IE
B последние годы с открытием нескольких высокотемпературных гидротер-
мальных рудопроявлеътшй в рифтах Срелшшо-Атлантического хребта исследование
гидротермального рудогенеза этой структуры резко активизировалось. Каждая
новая экспедшпш в районы рифтов не только открывает новые, пока неизвестные
гидротермальные поля, но и приносит новую научную ш-тформацито, которая часто
не укладывается в разработанные ранее схемы штркулятшоттньтх гидротермальных
систем спредхшговых хребтов, их рудогенеза.
I Уже вьшолшенные исследования следует оценивать с двух позишипй. С точки
зретшя “практической геолопш” они позвошши обнаружить гидротермальные
залежи, по размеру и концентрашш полезных компонентов сопоставимые с место-
рождениями континентов, которые в настоящее время усилеш-то разрабатываются.
Однако океанские рудопроявления пока не могут рассматриваться в качестве
источников минерального сырья по той причине, что подводная их разработка тре-
бует значительно болытшх фш-тансовьтх затрат, нежели разработка на континен-
тах. Кроме того, до настоящего времеъш не решены проблемы экологической
безопасности подводных разработок. Но несомнеш-ю, что океанские рудопроявле-
шиш явятся рудами будущего. К этому следует добавить, что уже сейчас можно
достатогшо обосновано говорить о существеш-юм увешитчешиш потенциальной рудо-
носности океанской коры по сравнению с существуютшами представлеъшями. Мы
находимся в Настоящее время на пороге ее кардинальной переоценки.
Однако со значительно болььшш шттересом в настоящее время воспринимают-
ся результаты исследованшй гидротермальных рудопроявленшй океанского дна для
создаъшя моделей гидротермального рудонакопления. Океан является природной
лабораторией для изучения процессов мобилизашш рудных компонентов, их
митрашш и отложения, для выяснения связей процессов формирования рудных
залежей с геошшамшсой, вулканизмом и осашсонакоплетшем. Исследования в оке-
ане шрают неоценимую роль в создании теории гидротермального рудогенеза.
Каковы же те основные положения, вытекающие из изучения гидротермальных
рудопроявленшй Срединно-Атлантического хребта, которые должны учитываться
при создантиш этой теоргш?
1. Формировашите гидротермальных рудоносных флюидов связано, прежде
всего, с трансформацией океанской воды при взаимодействгш с породами при
высоких температурах. Масштабы гидротермальной шаркуляшш в океанской коре
огромны Вся вода Мирового океана прокачивается через гидротермалъную

систему, проходит стадию гидротермального флюида за 3-8 млн. лет, т.е. с геоло-
гической точки зрения мгновенно [Лисштьпъ 1981].
2. В пределах рифтов низкоспрединоговьтх хребтов существуют по крайней
мере два туша гидротермальных штркулязшоътньтх систем (осевая и глубинная).
Исследовак-шя теплового реэкима океанских рифтов показывают, что осевая гидро-
термальная штркуляштонная система составляет менее 30% общей шаркуляшш оке-
анских вод в коре океанских рифтов, что может косвенно указывать на соотноше-
ние рудопроявлешпй, связанных с этими двумя типами тшркулязтиок-п-гьтх систем.
3. Представлет-шя об осевой гидротермальной шаркуляштонной системе осно-
ваны на том, что в пределах неовулкаъшческой зоны рифта низкоспредингового
хребта присутствуют дискретные внутршсор овые Магматические камеры, представ-
ляюнгие собой нагреватели, заставляющие шаркулировать океанские воды внутри
океанской коры. Над магматической камерой нагретая до бтшзкритических темпе-
ратур океанская вода взаимодействует с экструзивньпми базальтами или долерита-
ми дайковой серии, вызывая, с одной стороны, зеленокамеш-юе перерождеъше перв-
ичт-гых пород, а с другой, превращаясь в рудоносный флюид. Вклад ювенильных
флюидов в этом процессе ничтожен. Участие мантийного вещества при формиро-
вант»: высокотемпературных рудоносных флюидов в данном случае понимается,
как извлечение его океанской водой из вулканитов, являющихся производными
мантшйного материала.
4. Главные неоднородности состава и свойств гидротермальных образований
осевой гидротермальной шаркуляциош-хой системы рифтов Средшшо-Атлантиче-
ского хребта обусловлены, прежде всего, неодинаковой трансформацией первично-
го гидротермального флюида бдшзкого состава при миграции от реакциош-хой
зоны к поверхности дна. Отмечаются также неоднородности веществеш-хого со-
става разных гидротермальных залежей, связанные с процессами переотложения
некоторых химических элементов из их подповерхностньтх частей к поверхности.
Сущесгвеш-то в меньшей степени проявлена неоднородность состава и свойств’
гидротермальных залежей, связаш-тая с различиями условшй формирования первич-
ного гидротермального флюида. Эги разшитчия фиксируются только на основашш
тонких геохимических исследований, в частности, изотопных.
5. Изучение гштенсивности и последовательности наращивах-шя рудного веще-
ства, шпшичности этого процесса, показало, что в пределах неовулканической
зоны их размеры в принцгше не должны превьплать первых мшдшонов тонн.
. Гигантские же залежи, достшаюцгие объемов в 10 млн. т и более, могут формиро-
ваться только при особых условиях (см. раздел о гидротермальных рудопроявлени-
ях гидротермального поля ТАГ). По Натшш представлениям, основанным на зако-
номерностях локализашш рудных тел, частота встречаемости гшантских рудных
залежей примерно на два порядка уступает частоте встречаемости рудопроявленшй
неовулкаъшческой зоны рифта.
6. Из общетеоретических рассуждеъшй, а также из анализа сохраш-хости зале-
жей на океанском дне [Богданов и др.‚ 1992 б] следует, что большое котшчество
рудопроявленшй осевой системы присутствует в пределах океанской коры в захоро-
ненном состошпш в тошце экструзивньтх базальтов.
7. Гидротермальные рудопроявления, связаш-гые с глубинной системой шарку-
ляшш, по масштабам и разнообразию существенно превосходят гидротермальные

рудопроявления осевых гидротермальных систем. Происхождеъше гидротермаль-
ных рудоносных флюидов обусловлено процессами серпентшшзации ультраоснов-
ных пород низов океанской коры — верхов мантгш. Состав флюидов при этом
должен отшитчаться от флюидов осевой гидротермальной циркуляштош-той системы
более высокой температурой, соленостью, физико-химическими характеристиками.
8. Древъше отложет-шя этого типа в отличие от рудопроявлешипй осевых Imp-
куляштонньтх систем Должны быть захоронены океанскшии осадками, а не вул-
как-штамп.
9. В число рудопроявленшй этой глубинной гидротермальной шаркуляттионной
системы следует включать залежи, формирующиеся при серпентинизашш пород,
рассеяш-гую и вкрапленную гидротермальную минерализашпо в породах океанской
коры, поверхностные залежи.
В данной кнтпе описаны только те гидротермальные проявлеъшя рифтов Сре-
шип-пчо-Атлантттческого хребта, которые уже были обнаружены в результате
детальных геолого-химических исследовашт. Некоторые районы, в которых
гидротермальная активность зафиксирована при исследовании хиьпш придонных
вод, требуют организации спешиталънътх геологических исследований для поисков
рудопроявлеъпипй на океанском дне. Однако в Атлантическом океане существуют
участки рифтов огромной протяжеш-тости, на которых до настоящего времени
практически Шпсаких работ по рудогенезу проведено не было. Это прежде всего
относится к южной части Атлантического океана. При этом следует подчеркнуть,
что такой поиск требует оргаъшзашш спешальнь1х исследовашт. Отщт океаноло-
гических работ убедительно показал, что в обычных геолого-геофизических
экспедшлтях в районы океанских рифтов, не преследующих специальных задач по
поиску гидротермальных проявлешпй, обнаружение последхшх возможно только
случайно. Исходя же из уже полученных материалов, в океанских рифтах, где
происходит наращивание океанской коры в результате вулкаъшческих процессов,
несомнеш-ю, должны присутствовать гидротермальные отложения.
При организашш поисков гидротермальных рудопроявлеъпш в рифтах спре-
дингового хребта мы прежде всего должны ошараться на уже сформировавшиеся
представления о тектоническом контроле гидротермального рудоформирования
в океанских рифтах. Важнейшее поисковое значеъше имеют ареолы рассеяния
гидротермального материала, ибо их размеры в сотни и тысячи раз превьплают
размеры массивных руш-тых залежей. Для активных гидротермальных источников
это — гидротермальные факелы и современные металлоносные осадки. Поиск
решипстовых залежей можно выполнять с помощью картирования металлоносных
осадков соответствующего возраста.
Визуализация массивных гидротермальных залежей, производимая обычно
с помощью буксируемых телевизионз-шх и фотоустановок, подготавшитвает объект
для детальных исследованшй с борта подводных обитаемых агшаратов или с ис-
пользованием спещаальных роботов.
Современные методы исследовашипй гидротермальных рудопроявленшй в боль-
тшшстве случаев позволяют получить ш-хформашпо о составе и свойствах поверх-
ностных частей. Глубоководное бурение для трехмерного изучения рудных залежей
делает только первые шаги. В даш-том случае речь идет только о тех рудопроявле-
ниях осевых гидротермальных шаркуляциош-щх систем, которые присутствуют на

поверхности дна. Однако значительно большее кошигчество рудных тел должно
присутствовать в океане в погребеш-гом состоянтш в составе тошш экструзивных
базальтов. К их поиску в силу технических сложностей океанографическая наука
еще не приступала.
Организагшя поиска гидротермальных рудопроявленшй, сформировавшихся
при глубинной гидротермальной шаркуляшти, требует разработки иной методоло-
гической основы, нежели организация поисков осевых гидротермальных рудопро-
явленшй. До настоящего времени все находки гидротермальных полей Даш-того
типа можно считать сделанными в большей степешиг случайно. Вьшош-геш-гое нами
обособлешиге даш-гого Inna гидротермальных рудопроявлений в новый тшт,
предварительные выводы о его генетической принадлежности позволяют уже в нас-
тоящее время наметить некоторые пришллшальные подходы к разработке методов
поиска новых залежей. Эти залежи должны быть приурочены либо к аномальным
краевым тектошигческши уступам океанского рифта низкоспрешип-псового хребта,
шигбо к трансформным разломам. Активные гидротермальные поля могут быть
приурочены к областям, где в придош-щх водах фиксируются геохимические анома-
таи, существенно отличные от тех, которые наблюдаются в пределах рифтовых
долин (связанные с осевыми циркуляционными системами). Далеко не обязательно
на поверхности дна в этом случае наблюдается разгрузка высокотемпературных
гидротермальных растворов. Иногда она может фшссироваться в виде отложений
ъшзкотемпературных железо-маргаьщевых образованшй, как на восточном краевом
уступе гидротермального поля ТАГ. Однако и в данном случае мы можем говорить
о развитии гидротермального процесса, который, по всей вероятности, сопровож-
дается рудной минерализацией B пределах океанской Коры в виде рассеянных
штокверковых рудопроявленшй.
Так как формирование рудопроявлеъшй данного тшта сопровождается круп-
ными тектоническими подвижками блоков океанской коры, можно ожидать при-
сутствия в таких районах обнажешш рудопроявлений, сформированных в пределах
коры. Организация поиска таких обнажеъшй в пришлите возможна. Однако она
сопряжена с целым рядом технологических сложностей, огромными финансовыми
затратами.
Следует подчеркнуть необходимость совместного исследования рудопроявле-
ний современного океана и их древшигх аналогов, обнажающихся в офиолитовых
поясах Земли. Такие исследования достаточно успешно вьшош-гены для рудопрояв-
лений, генетически связанных с осевыми гидротермальньгми циркуляционными си-
стемами. Значительно большее значение имеют совместные исследования рудопро-
явлений, формироваьше которых обусловлено налшчием глубинных гидротермаль-
ных шигркулятлгош-щх систем, ибо по нашим представлениям основная часть гидро-
термального вещества в данном случае фиксируется в пределах океанской коры.
Работы по изучению подводных гидротермальных рудопроявлений Мировым
научным сообществом успешно продолжаются. Новые сведения о подводных
гидротермальных процессах уже в настоящее время оказывают сильное влияние на
генетические представления геологов-руш-пипсов, работающих на континентальных
блоках Земшиг. Не менее важны оьш и для разработки приемов прогнозирования
орудененшй и их кошигчествеъп-гой оценки.

ЛИТЕРАТУРА
Альмухамедов А.И., Богданов Ю.А.‚ Кузьмин М.И., Сборщиков И.М., Хворова И.В.‚
Сагалевич А.М.‚ Аношин ГЁМ., Бартенева Л.И., Беляев И.И.‚ Бирюков СГЁ, Ка-
шинмкая И.В.‚ Комаров А.В., Купцов В.М.‚ Лисицина М.А., Лукашина М.П.,
Палкина А.М., Пальшин М.А., Подражанский А.Н.‚ Попов Э.А.‚ Попов В.А.‚
Римский-Корсаков Н.А., Руденко М.В.‚ Трухин В.И., Шртдно А.А. Рифтовая
зона хребта Рейкьянес: тектонгша, магматизм, условия осадконакопления. М.:
Наука, 1990. 236 с.
Аплонов В. С., Попов Э.А. Нестабильность спрединта в пространстве и во времени и
ее отражение в аномальном магнитном поле // Известия АН СССР. Сер. Физика
земли. 1990. Т. 6. С. 21-29.
Аплонов С.В., Бочарова Н.Ю‚, Попов Э.А. Аномальное магнитноеполе Средш-пяо-
Атлантического хребта на отрезке 23-26° с.ш. и его интерпретация // Гидро-
термальные образования средит-шого хребта Атлантического океана. М.: Нау-
ка, 1992. С. 44-67.
Батурин PH. Руды океана. М.: Наука, 1993. 303 с.
Биогеохимия океана (Pen; A.C.MOHl{H, A.1'[.JIncm_:bm). M.: Наука, 1983. 368 с.
Богданов Ю.А. Гидротермальные сульфидные рудопроявления океанского ддна. М.:
МГП "Геоинфоммарк", 1992 а. 56 с.
Богданов Ю.А. История и шпсличттость гидротермального рудообразовах-шя в
океане // Мегаллогеъгия совремеъшых и древних океанов. М.: НТК “Геоэ-
ксперт”, 1992 б. С. 45-51.
Богданов Ю.А. Гидротермальная сульфидная мтанератшзатшя в океанских рифтах
// Океанолошя. 1996. Т. 36, N9 2. C. 277-287.
Богданов Ю.А.‚ Лисиць1н А.П.‚ Мигдисов А.А., Смирнов В.И., Старостин В.И. О ге-
незисе мегаплоносных осадков // Металлоносные осадки юго-восточной части
Тихого океана. М.: Наука, 1979. С. 249-275.
Богданов Ю.А.‚ Сорохтин 0.1"., Зоненшайн Л.П.‚ Купцов В.М.‚ Лисицына Н.А.,
Подражанский А.М. Жепезо-маргах-щевые корки и котшрешш подводных гор
Тихого океана. М.: Наука. 1990. 229 с.
Богданов Ю.А., Лисицын А.П.‚ Муравьев КГЁ, Сагалевич А.М., Черкашов F.A.,
Злотник-Хоткевич Bf'., Кореннова НГ, Ерохин А.М., Сущевская Т.М., Бо-
чек Л.Ю. Высокотемпературные Гидротермальные постройки рифтовой Додшны
// Гидротермальные образования срединного хребта Атлантического океана.
М.: Наука, 1992 а. С. 125-154.

Богданов Ю.А., Лисицын А.П., Муравьев КГЁ, Серова В.В., Купцов В.М., Вага-
нов П.А.‚ Заири Н. М. Общие закономерности формирования гидротермальных
образовашипй // Гидротермальные образования Срединного хребта Атлантиче-
ского океана. М.: Наука, 1992 б. С. 172-189.
Богданов Ю.А., Горбунова З.Н., Серова В.В. Литолого-минералогическая харак-
теристтпса осадков // Гидротермальные системы и осадочные формации средш-х-
но-океанических хребтов Атлантшси. М.: Наука, 1993. С. 16-39.
Богданов Ю.А., Рона П.А.‚ Гурвич ЕЛ, Купцов В.М., Римский-Корсаков Н.А.‚
Сагалевич А.М.‚ Ханнингтон М.Д. Релгштовые сульфишше отложения пшро-
термального поля ТАГ, Средиз-шо-Атлантичесшт хребет (26° с.ш., 45° з.д.)
// Океанология. 1.994. Т. 34, M 3. C. 590-599.
Богданов Ю.А., Сагалевич А.М., Черняев Е.С.‚ Амадзе А.М.‚ Гурвич ЕЛ, Лука-
шин В.Н., Иванов PB, Пересыпкин В.И. Гидротермалъное поле 14°45' с.ш. Сре-
хищно-Атлантического хребта // Докл. АН. 1995 а. Т. 343, N9 3. C. 353-357.
Богданов Ю.А., Гурвич E.F., Лисицын А.П., Иванов ITB, I/IcaeeaA.E., КраснюкА.Д.
Новые колок-пси мегаллоносных осадков гидротермального поля ТАГ
(Средш-пчо-Атлантичесют хребет 26° с.ш., 45° з.д.), полученные в экспетшшш
БРАВЕКС/94 // Докл. АН. 1995 б. Т. 345, N2 2. C. 219-222.
Богданов Ю.А., Бортников Н.С., Викентьев И.В.‚ Гурвич ЕЁ, Сагалевич А.М.
Новый тип современных мгшерал-формирутоццих систем: черные курилышжпси
гидротермального поля на 14°45' с.ш., Средш-пчо-Атлантическгпй хребет // Гео-
логия рудных месторождений. 1997 а. Т. 39, N9 l. C. 68-90.
Богданов Ю.А., Г урвич ЕЛ, Лукашин В.Н. Геохимия рудопроявлеъшй гидротер-
мального поля 14°45' с.ш. Среднюю-Атлантического хребта // Геохимия, 1997 б,
N9 4. C. 413-422.
Богданова О.Ю., Горшков А.И. Минералогия низкотемпературных Fc- и Мп-обра-
зований // Гидротермальные образования срединного хребта Атлантического
океана. М.: Наука, 1992. С. 160-172.
Бортников Н.С., Лисицын А.П. Условия образования современных сулЬфиш-[ых
построек в зонах спрешшга задуговых Лау и Манус (Тихий океан) // Геология и
минеральные ресурсы Мирового океана. С.-П.: ВНИИОкеанология, 1995.
С. 158-173.
Бортников Н.С., Федоров Д. Т., Муравьев КГ Минеральный состав и условия
образования сульфидных построек бассейна Лау (юго-западная часть Тихого
океана) // Геология рудных месторождеъшй. 1993. Т. 35, N9 6. C. 528-544.
Виноградов А.П. Среднее содержание химических элементов в главных типах
изверженных пород земной коры // Геохимия. 1962. N9 7. C. 555-571.
Геологические исследования в центральной Атлантшсе (Ред.: В.В. Шарапов,
В.А. Сгшонов). Новосибирск: Изд-во ИГиГ, 1991. 192 с.
Гидротермальные образоваъшя Средиъп-пого хребта Атлантического океана (поле
ТАГ). Геология, геохимия, рудообразоваъше (Ред. А.П. Лхасштьлн). М.: Наука,
1992. 200 с.
Гордеев В.В., Богданов Ю.А., Гурвич E.F. Геохимия мегаллоносньпх осадков и
закономерности рассеяъшя гидротермального материала // Гидротермальные
системы и осадочт-ше формации Средупшо-океаъпигческих хребтов Атлантшси.
М.: Наука, 1993. С. 54-71.

Г ричук Д.В. Термодинамическая модель океанской гидротермальной системы
// Гидротермальные сульфидные руды и мегаллоносньте осадки океана. С-П.:
Недра, 1992. С. 67-74.
Г ричук Д.В. Рудные элементы в гидротермальной системе срединно-океаштческого
хребта // Геохимия. 1996. N9 7. C. 650-672.
Г ричук Д.В., Заири Н. М. Геохимия изотопов серы в океанском сульфидном
рудообразоваъши // Гидротермальные сульфидные руды и мегаллоносньте осад-
ки океана. С.-П.: Недра, 1992. С. 97-106.
Г урвич Е.Г. История гидротермальной активности на Восточно-Тихоокеанском
поднятии между 5° ю.ш. и 12° с.ш. за последние 17 млн. лег по данньш изучения
бурения 138 рейса ОДР // Океанолопитя, в печати.
Г урвич Е. Г. Реконструкция поздненеогеновой истории гидротермальной деятельно-
сти и рудонакоплет-Шя на ВТП между 5° ю.ш. и 12° с.ш. Докл. РАН, в печати.
Гусев ГЁС, Зайков В.В., Зайкова Е.В., Ковалев А.А., Леоненко Е.И.‚ Межелов-
ский Н.В.‚ Минц М.В., Рундквист Д.В. Основы мегаллогенического анализа при
геологическом картировашш. Мегаллогет-питя геодинамических обстановок
// М.: Роскомнедра, 1995. 4б8с.
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И.‚ Баранов E'.B., Шиловский ПЛ, Порошина И. М.
Рельеф, тектоника, магматизм // Гидротермальные образоват-питя срединного
хребта Атлантического океана М.: Наука, 1992. С. 12-44.
Ковалев А.А., Леоненко E.]/I.MeraJIJIore1-ma коротких систем спрединга в связи с
трансформньтми разломами (пул-апарт 6accc1‘«'11-IoB)// Основы мегаллогет-шческо-
го анализа при геологическом картироваъши. М.: Роскомнедра, 1995. С. 74-107.
Корчагин Н.Н., Г ордеев В.В. Физшсо-химические аномашш придонных вод в районе
гидротермального поля ТАГ // Гидротермальные образоват-ШЯ срединного
хребта Атлантического океана. М.: Наука, 1992. С. 97-103.
Красное Cf’. О мш-пшалтьной глубште формирования колчеданных руд на дне
океана // Докл. АН СССР. 1987. Т. 296, N9 5. С. 1188-1191.
Красное С.Г. Генезис гидротермальных рудных образований // Гидротермальные
сульфидные руды и мегаллоносные осадки океана. С-П.: Недра. 1992, С. 192-
204.
Купцов В.В. Изотогшая геохронология донных осадков океанов и морей. М.:
Наука, 1986. 271 с.
Купцов В. В. Геохронологические исследоват-ШЯ колонок осадков изотоштьтми
методами // Гидротермальные системы и осадочные формации срединно-
океаъшческих хребтов Атлантшси. М.: Наука, 1993. С. 50-54.
Лейн А.Ю. Г альченко В. Ф.‚ Павлова ГЁА., Пименов Н.В. Биогеохимические процессы
в районе активного гидротермального поля в рифтовой зоне ТАГ // Гидро-
термальные системы и осадочные формашш срединно-океаштческих хребтов
Атлантшси. М.: Наука, 1993 а. С. 113-146.
Лейн А.Ю., Ульянова Н.В.‚ Г ринченко В.А., Бибикова Е.В., Лисицын А.П. Munc-
ралого-геохимические особеъшости гидротермальных сульфидных руд бассейна
Манус (море Бисмарка) // Геохимия. 1993 б. М. 4. C. 524-537.
Лисицын А.П. Вклад эндогенного вещества в океанскую сешшенташпо // Литология
на новом этапе развития геологических знаншй. М.: Наука, 1981. С. 20-45.

Лисицын А.П. Гидротермальные системы Мирового океана — поставка эндогенного
вещества // Гидротермальные системы и осадочные формашш срединных океа-
нических хребтов Атлантики. М.: Наука, 1993. С. 147-245.
Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Мурдмаа И.О., Серова В.В., Зверинская И.Б.‚
ЛебедевА.И., Лукашин В.Н., Г ордеев В.В. Мегаллоносные осадки и их генезис
// Геолого-геофизические исследовах-шя в юго-западной части Тихого океана.
М.: Наука, 1976. С. 289-379.
Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Зоненшайн Л.П.‚ Кузьмин М.И., Сагалевич А.М.
Гидротермальные проявления Средшшо-Атлантического хребта на 2б° с.ш.
(гидротермальное поле ТАТ) // Изв АН СССР. Сер. геол. 1989. M 12. C. 3-20.
Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Гурвич Е.Г. Гидротермальные образования рифтовых
зон океана. М.: Наука, 1990. 256 с.
Лисицын А.П., Малахов О.Р., Богданов Ю.А., Сионе Соакан, Зоненшайн Л.П.‚
Гурвич Е.ГЁ, Муравьев КГЁ, Иванов PB. Гидротермальные образовах-Шя север-
ной части бассейна ЛАУ (Тихшй океан) // Изв. РАН. Сер. геол. 1992. N9 4. C. 5-
24.
Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Воробьев П.В., Гальченко В. Ф.‚ Гордеев В.В., Горбуно-
ва 3.Н., Гурвич ЕЛ, Купцов В.М., Леин А.Ю., Лукошина Н.П.‚ Павлова ГА,
Пименов Н.В., Серова В.В., Степанова T.B., Степанов М.А., Трухалев А.И.
Гидротермальные системы и осадочные формации срединно-океашгческих
хребтов Атлантики. М.: Наука, 1993. 256 с.
Масленников В.В. Проблемы генезиса обломшовишшх сульфидных обособлений в
осадочно-вулканогенньпх колчеданных месторождех-Шях // Продукты разруше-
х-Шя гидротермальных построек в колчеданоносных районах. Свердловск.: УРО
АН СССР, 1991. С. 3-28.
Митчелл А.‚ Гарсон М. Глобальная тектоническая позиция минеральных месторо-
ждений. М.: Мир, 1984. 496 с.
Монин А.С.‚ Богданов Ю.А., Зоненшайн 7.17., Кузьмин М.И., Лисицин А.П., Подра-
жанский А.М., Сагалевич А.М., Соро..тин О.ГЁ Подводные геологические иссле-
ДОВЕП-ШЯ с обитаемых аштаратов. М.: Наука, 1985. 230 с.
Муравьев КГ. Основные факторы гидротермального рудообразования в неовулка-
нических центрах Мирового океана // Мсгаллогешая древних и современных
океанов. Миасс: ИМгш УрО РАН, 1996. С. 21-28.
Овчинников Л.Н. Вода — основа рудообразования // Рудообразующие процессы и
системы (Ред: В.И. Смирнов). М.: Наука, 1989.-С. 35-49.
Придонные гидротермальные построгши колчеданоносных районов (Ред.:
В.А. Коротеев и В.В. Масленников). Свердловск: УРО АН СССР. 1988. 120 с.
Рудные месторождения СССР. Т. 2 (Pen; В.И. Смирнов). М.: Недра, 1978. 399 с.
Симонов В.А. Милоснов А.А. Физшсо-химические условия гидротермальных
процессов в Средшшо-Атланттгческом хребте (зона трансформного разлома
15°20' с.ш.) // Геохимия. 1996. N9 8. С. 1-7.
Сорохтин 0.1"’ . Тепловые потоки через средшшо-океанские хребты // Океанология:
Геофизшса океана. Геодинамшса. М.: Наука, 1979, С. 179-181.
Степанова T.B., Краснов С.Г. Хшиичесшипй состав руд // Гидротермальные сульфид-
ные руды и мсгаллоносньле осадки океана. С-П.: Недра, 1992. С. 79-88.

Тамбиев С.Б., Корчагин Cf’. Динамшса и структура гидрофизических аномалий в
придонных водах в районах ТАГ // Гидротермальные образования срединного
хребта Атлантического океана. М.: Наука, 1992. С. 84-92.
Тернер Дж. Эффекты плавучести в жидкостях. М.: Мир, 1977. 432 с.
Трухалев А.И.‚ Воробьев П.В., Степанова Т.В., Степанов М.А. Некоторые черты
тектоники и магматизма рифтовой зоны Срединно-Атлантъгческого хребта в
районе 24-25° с.ш. // Гидротермальные системы и осадочные формашш средин-
но-океанических хребтов Атлантики. М.: Наука, 1993. С. 72-112.
Черкашев ГЁА.‚ Краснов C.1"., Егиазаров EX. и др. Гидротермально-осадочньте и
Гидротермальные рудные образовашш в Мировом океане. М.: ВИЭМС, 1985.
67 с.
Шадлун T.H., Бортников Н. С.‚ Богданов Ю.А.‚ Туфар В.‚ Муравьев КГЁ, Гурвич ЕЛ,
Муравицкая ГН, Корина Е.А., Топа Т. Минеральный состав, текстуры и успо-
вия образования современных сульфидных руд в рифтовой зоне бассейна Ма-
нус // Геология рудных месторождений. 1991. Т. 34, N9 5. С. 3-22.
Шарапов В.Н.‚ Акимцев В.А. Рудопроявление горы Поспелова (Срединно-
Атлантический хребет). Новосибирск, 1993. (препр. Объед. каш-та геологии,
геофизики и мшаералогни СО РАН., N9 5). 26 с.
Alt J.C., Honnorez J., Laverne C. and Emmermann R. Alteration of a 1 lcm section
through the upper oceanic crust, DSDP Hole 504 В: The mineralogy, chemistry and
evolution of basalt — sea water interactions // Journ. of Geophys. Res. 1986. V. 91. "P.
10309-10335.
ARCYANA. Transform fault and rift valley from bathyscaph and diving saucer
// Science. 1975.V. 190. P. 108-116.
Ballard R.D. and Francheteau Y. The relationship between active sulfide deposition and
axial processes on the mid-ocean ridge // Маг. Тес1шо1. Soc. Y. 1982. V. 16, M 3.
Р. 8-22.
Barton H.E.-Jr., Bethke P.M. Chalopyrite disease in sphalerite: Pathology and epide-
milogy // Amer. Mineralogist. 1987. V. 172. P. 451-467.
Batuyev B.N., Krotov A.G., Markov V.F., Cherkashev G.A., Krasnov S. G. and дыши Y.D.
Massive sulfide deposits discovered at 14°45‘ N, Mid-Atlantic Ridge // BRIDGE
Newsletter. 1994. М: 6. P. 6-10.
Betzer R.R., Bolger G. ИЛ, Мс. Gregor B.A. and Rona P.A. The Mid-Atlantic Ridge and its
effect on the composition of particulate matter in the deep ocean // EOS. Amer.
Geoph. Union Transactions. 1974. N9 5. Р. 293.
Bischoff J. L. and Dickson F.W. Seawatter-basalt interaction at 200°C and 500 bars:
implications for origin of seafloor heavy-metal deposits and regulation of seawater
chemistry // Earth and Planet. Sci. Lett. 1975. V. 25. P. 385-397.
Bischojf J.L. and Rosenbauer R.J. An empirical equation of state for hydrothermal
seawater (3,2 persent NaC1) // Amer. Journ. of Sci. 1985. V. 285 P. 725-763.
Bischojf J.L. and Rosenbauer R.J. Phase separation in seafloor geothermal systems: an
experimental study of the effects on metal transport // Amer. Joum. of Sci. 1987.
V. 287. P. 953-978.
Bischoj]'J.L. and Seyfried ИЛЕ. Hydrothermal chemistry of seawater from 25 ° to 350°C
// Amer. Joum. of Sci. 1978. V. 278. P. 838-860.

Bogdanov Yu. A., Gurvich E.G., Lisitzin A.P., Muraviov K. G., Isaeva A.B., Ivanov G. V. and
Krasnyuk A.D. A newly discovered relict hydrothermal mound in the TAG
hydrothermal field, Mid-Atlantic Ridge, 26° N // BRIDGE Newsletter. 1995 а. N9 8.
Р.16-19.
Bogdanov Yu.A., Gurvich E.G., Lisitzin A.P., Isaeva A.B., Ivanov G. V. and KrasnyukA.D.
Metalliferous sediments cores collected during the BRAVEX/94 expedition
// BRIDGE Newsletter. 1995 b. М: 8. Р. 20-24.
Bogdanov Yu.A., Gurvich E.G., Lisitzin A.P., Muraviov K.G., Savostin L.A., Isaeva A.B.,
I vanov G. V. and Krasniuk A.D. Sulfides from the Broken Spur hydrothermal vent field
Mid-Atlantic Ridge, 29°10‘ N, 43°l0'W // BRIDGE Newsletter. 1995 с. N9 8.
P. 25-29.
Bonatti E. Serpentinite protrusions in the oceanic crust //Earth and Planet. Sci. Lett. 1976.
М: 32. Р. 107-113.
Bonatti E. Guerstein-Honnorez B.M., Honnorez J. and Stern G. Hydrothermal pyrite
concretions from the Romanche trench (Equatorial Atlantic): metallogenesis in
oceanic fracture zones // Earth and Planet Sci. Lett. 1976. V. 32, М: 1. Р. 21-37.
Bougault H., Charlon J.-L., Fouquet Y., Needham H.D. Vaslet N., Appriou P.,
Baptiste P.J., Rona P.A., Dmitriev L. and Silantiev S. Fast and slow spreading ridges:
Structure and hydrothermal activity ultramafic topographic highs, and CH 44 output
// Joum. of Geoph. Res. 1993 а. V. 98, M B6. P. 9643-9651.
Bougault H., .Charlou J.-L., Fouquet Y., Appriou P. and Jean-Bapiste P.
L'hydrotherma1isme oceanique // Societe Geologique de France Memoir. 1993 Ь.
V. 163. P. 99-112.
Bowers T.S., Campbell A.C., Measures C.I., Spivack A.J., Kahadem M. and Edmond J. M.
Chemical controls on the composition of vent fluids at 13 50 0-11 50 ON and
21 5o ON, East Pacific Rise // Joum. of Geoph. Res. 1988. V. 93. P. 4522-4536.
BRAVEX/94 Scientific Team. BRAVEX/94: a joint British-Russian expedition to the
Broken Spur (29° N) and TAG (26° N) hydrothermal vent sites on the Mid-Atlantic
Ridge // BRIDGE Newsletter. 1994. М: 7. Р. 6-9.
Butler J.B. and Nesbitl R. W. Hydrothermal sulphides from the Broken Spur vent field,
29° 10‘ N Mid-Atlantic ridge: preliminary observations // BRIDGE Newsletter. 1995.
N9 9. P. 24-28.
Campbell A.C. Mineralogy and chemistry of marine particles by synchrotron x-ray
spectroscopy and plasma-mass spectrometry // Marine particles: analysis and
characterization. Eds.: Hurd DC., Spencer D.W. Amer. Geoph. Union. Washington.
1991. P. 375-390. '
Campbell A.C. and Edmond J.M. Comparative geochernistries of plume particles from
21° N, Guaymas Basin and Mid-Atlantic Ridge // EOS, Amer. Geoph. Union
Transactions. 1986. V. 67, Мг 44. Р. 1022.
Campbell A.C., Palmer M.R., Klinklzammer G.P., Bowers T.S., Edmond J.M.,
Lawrence J.K., Casey J.F., Thomson G., Humphris S., Rona P. and Karson J.A.
Chemistry of hot springs on the Mid-Atlantic Ridge // Nature. 1988. V. 335. P. 514-
519.
Carbi L.J. New data on phase relations in the Cu-Fe-S system // Econ. Geol. 1973. V. 68.
P. 443-454.

Clzarlou J.-L., Bougaulr H., Appriou P., Невест T. and Rona P.A. // Different
TDM/CH 44 hydrothermal plume signatures: TAG site at 26° N and serpentenized
ultramafic diapir at 15°05‘ N on the Mid-Atlantic Ridge // Geochim. et Cosmochim.
Acta. 1991. V. 55. Р. 3209-3222.
Charlou J.-L. and Donval J.—P. Hydrothermal methane venting between 12° N and 26°
along the Mid-Atlantic Ridge // Joum. of Geoph. Res. 1993 а. V. 98, N9 B6. P. 9625-
9642.
Charlou J.L. and FAZAR Scientific Team // Seawater CH4 concentration over the Mid-
Atlantic Ridge from the Hayes F.Z. to the Azores Triple Junction // EOS. Amer.
Geoph. Union Transactions. 1993 Ь. V. 74 (16). P. 380.
Collier J.S. and Sinha M. C. Seismic images of a magma chamber beneath the Lau Basin
backarc spreading centre // Nature. 1990. V. 346. P. 646-648.
Collier J.S. and Sinha М. С. Seismic mapping of a magma chamber beneath the Valu Fa
Ridge. Lau Basin // Joum. Geoph. Res., 1992. V.97. P. 14031-14053.
Colodner D., Lin J., Von Damm K., Burrermore Д, Kozlowski R., Charlou J.-L., Don-
val J.P., Wilson C. and the Lucky Strike Team. Chemistry of Lucky Strike
hydrothermal fluids: initial results // EOS. Amer. Geoph. Union Transactions. 1993.
V. 74. P. 99.
Consrantinou G. and Goverr G.J.S. Genesis of sulphide deposits, ochre and umber of
Cyprus // Trans. Inst. Mining and Metallurgy. 1972. V. 81. P. 34-46.
Converse D.R., Holland H.D. and Edmond J. M. Flow rates in the axial hot springs of the
East Pacific Rise (2l° N): implications for the heat budget and the formation of
massive sulfide deposits // Earth and Planet. Sci. Letts. 1984. V. 69. P. 159-175.
Copley J.T.P. and Tyler P.A. Faunal distribution at Broken Spur vent field: recovery
revisited // Bridge Neusletter. 1995. N 9. P. 29-33.
Crane K. Distribution of geothermal fluids along the mid-ocean ridge: an overview // ВиЦ.
Soc. Wash. Bull. 1985. N9 6. P. 3-18.
Delaney J.R., Mock D.W. and Morrl M.J. Quartz-cemented breccias from the .Mid-
Atlantic Ridge: samples of a high-salinity hydrothermal upflow zone // Joum. of
Geoph. Res. 1987. V. 92, Мг В9. Р. 9192.
Derrick R.S. and Purdy G. M. Crustal structure of the Kane Fracture Zone from seismic
refraction studies // Joum. of Geoph. Res. 1980. V. 85. P. 3759-3777.
Derrick R.S., Honnorez J., Adamson А.С.‚ Brass G., Gillis K.M., Humphris S.E., Mevel C.,
Meyer P., Perersen N., Raurenschlein M., Shibara T., Sraudigel Н.‚ Jamamoto K. and
Wooldridge A.L. Drilling the Snake Pit hydrothermal sulfide deposit on the Mid-
Atlantic Ridge, lat 23°22'N// Geology. 1986. V. 14. P. 1004-1007.
Derrick R.C., Fox P.J.,Schulz N., Pockalny К, Kong L., Mayer L. and Ryan W.B.F.
Geologic and tectonic setting of the MARK area // Proceedings of the Ocean Drilling
Program, 106/109 Initial Reports. 1988. P. 15-22.
Derrick R.S., Needlza H.D. and Renard V. Gravity anomalies and crustal thickness
variations along the Mid-Atlantic Ridge between 33°N and 40°N // Joum. of
Geoph. Res. 1995. V. 100, N2 B3. P.3767-3787.

Duckworrh R.C., Knott R., Fallick A.E., Rickard D., Murton B.J. and Van Dover C.
Mineralogy and sulphur isotope geochemistry of the Broken Spur sulphides, 29° N
Mid-Atlantic Ridge // Hydrothermal Vents and Processes. Eds.: L.M. Parson, C.L.
Walker, R.D. Dixon.‘ Geol. Society Spec. Publication. London. 1995. N9 87.
Р. 175-189.
Eberhart G.L., Rona P.A. and Honnorez J. Geological controls of hydrothermal activity in
the Mid-Atlantic rift valley: tectonics and volcanics // Маг. Geoph. Res. 1988. V. 10.
Мг 3-4. Р. 253-259.
Edmond J.M. The chemistry of the 350°C hot springs on the East Pacific Rise // EOS.
Amer. Geoph. Union Transactions. 1980. V. 61. P. 992.
Edmond J. V., Measures C.J., Mangum B., Grant B., Sclater FIR, Collier К, Hudson A.,
Jorden L.J. and Corliss J.B. On the formation of metal-rich deposits at ridge crests
// Earth and Planet. Sci. Lett. 1979 а. V. 46, М: 1. Р. 19-30.
Edmond J.M., Measures C.J. and McDu]]'R.E. Ridge crest hydrothermal activity and the
balance of the major and minor elements in the ocean: the Galapagos data // Earth
and Planet. Sci. Lett. 1979. V. 46, М: 1. Р. 1-18.
Edmond J.M., Von Damm R.L., McDu]]’R.E. and Measures C.J. Chemistry of hot springs
on the East Pacific Rise and their стает dispersal /I Nature. 1982. V. 297. P. 187-
191.
Еатапа J.M., Campbell A.C., Palmer M.R. and German C.R. Geochemistry of
hydrothermal fluids from the Mid-Atlantic Ridge: TAG and MARK // ЕОЗ. Amer.
Geoph. Union Transactions. 1990. V. 71. P. I650-1651.
Edmond J.M., Campbell A.C., Palmer M.R., Klinkhammer G.P., German C.R..
Edmonds H.N., вплетем Н.‚ Thompson G. and Rona P. Time series studies of vent
fluids from the TAG and MARK sites (1986, 1990) Mid-Atlantic Ridge: a new
solution chemistry model and a mechanism for Cu/Zn zonation in massive sulphide
orebodies // Hydrothermal vents and Processes. Eds.: L.M. Parson. C.L. Walker.
D.P.Dixon. Geol. Society Spec. Publication. London. 1995. N9 87. P. 77-86.
Elderfield H., Klinkhammer G., Nelsen Г, Rona P. and Trefry J. Black smokers on the
Mid-Atlantic Ridge // ЕОЗ. Amer. Geoph. Union Transactions. 1985. V. 66. P. 40.
Feely R.A., Lewison M., Massoth J.J., Baldo J.R., Lowelle J. ИК, Byrne R.H., Von
Damm K. L. and Curl H. C. Comparison and dissolution of black smoker particulates
from active vents on the Juan de Fuca Ridge // Joum. Geoph. Res. 1987. V. 92,
M B11. P. 11347-11363.
Fransis T. G. Serpentinization faults and their role in the tectonics of slow-spreading ridges
// Joum. Geoph. Res. 1981. V. 86. P. 11616-11622.
Fridrichsen H. and Hoernes S. Oxiden and hydrogen isotope exchange reactions between
sea water and oceanic basalts from legs 51_ Пиона: 53 // Inital reports of the DSDP.
Wash (D.C.). US Gov. Print. Off.l979. V. 51/53. P. 1177-1182.
Fouquet Y., Wafik А.‚ СатЬап Р.‚ Mevel C., Meyer G. and Genre P. Tectonic setting and
mineralogical and geochemical zonation in the Snake Pit sulfide deposit (Mid-Atlantic
Ridge at 23° N) ll Econ. Geol. 1993. V. 88. P. 1018-2036.

Fouquet Y., Charlou J.-L., Costa J., Donval J.-P., Radford-Knoery J., Pelle H.,
Ondreas Н.‚ Lourenco N., Segonzac M. and Tyvey M. K. A detailed study of the Lucky
Strike hydrothermal site and discovery of a new hydrothermal site: Menez Gwen;
preliminary Results of the DIVA 1 cruise (5-29 may, 1994) //Inter Ridge News. 1994.
V. 3, М: 2. Р. 14-17.
Fyfe ИЛЬ’. and Lonsdale P. Ocean floor hydrothermal activity // The sea. V. 7. The
Oceanic Lithosphere, edited by C. Emiliani. New York: Wiley-Interscience. 1981.
Р. 339-362.
Geli L., Renard V. and Rommevaux C. Ocean crust formation processes at very slow
spreading centers: A model for the Mohns Ridge; near 72° N, based on magnetic,
gravity and seismic data // Joum. of Geoph. Res. 1994. V. B2. P. 2995-3013.
бете P. Etude morphostructural comparative de dorsales oceaniques a taux d'expansion
varies. These doct. Brest. 1987. 373 р.
Gente Р.‚ Mevel C., Auzende J.M., Cannat M., Donval J.P., Dubois J., Fouquet YT,
Grimaud D., Karson J.A., Segonzac M. and Stievenard M. Submersible study of the
Snake Pit hydrothermal area: first detailed mapping of a MAR black vent field
/I EOS. Ame; Geoph. Union Transactions, 1988. V. 69. P. 1498.
Genie Р.‚ Mevel С"; Auzende J.M., Karson J.A. and Fouquet Y. An example of recent
accretion on the Mid-Atlantic Ridge: The Snake Pit neovolcanic ridge (MARK area,
23°22‘ N) // Tectonophysics. 1991. V. 190. P. 1-29.
Genre P., Ceuleneer G., Dauteuil 0., Dyment J., Honsho C., Laverne C., Le Turdu C.,
Mitchell МС Ravilly M. and Thibaud R. On- and Off-axis Submersible investigations
on an highly magmaticsegment of the Mid-Atlantic Ridge (2l°40' N): the TAMMAR
cruise // Inter Ridge News. 1996. V. 5, M 2. P. 27-31.
German C.R., Briem J. and others. Hydrothermal activity on the Reykjanes Ridge: the
Steinaholl vent-field at 63°06‘ N // Earth and Planet. Sci. Lett. 1994. V. 121. P. 647-
654.
German C.R., Baker E. T. and Klinkhammer G. Regional setting of hydrothermal activity //
Hydrothermal vents and processes. Eds: L.M. Parson, C.L. Walker, D.P. Dixon.
Geol. Society Spec. Publication. London. 1995. Мг 87. Р. 3-15.
Golafarb M.S., Converse D.R., Holland H.D. and Edmond J. M. The genesis of hot spring
deposits on the East Pacific Rise, 2l°N // The Kuroko and related volcanogenic
massive sulfide deposits. Econ. Geol. Monograph. 1983. V. 5. P. 184-197.
Graham U. M., Bluth G.J. and Ohmoto H. Sulfide-sulfate chimneys on the East Pacific
Rise, 11° and 13° N latitudes. Part 1: mineralogy and paragenesis // Сап. Mineral.
1988. V. 26. Pt. 3. P. 487-504.
Hajash A. Hydrothermal processes along mid-ocean ridges: an experimental investigation
// Contrib. Miner. and Petrol. 1975. V. 53. P. 205-226.
Hale L.D., Morton C.J. and Sleep N.H. Reinterpretation of seismic reflection data over
East Pacific Rise // Joum. Geoph. Res. 1982. V. 87. P. 7707-7718.
Haymon R. Growth hystory of hydrothermal black smoker chimneys // Nature. 1983. V.
301. P. 695-698.
Herron Г]. Lava flow layer-East Pacific Rise // Geoph. Res. Lett. 1-982. V. 9. P. 17-20.
Herron T.J., Ехала P.L. and Buhl P. Magma chamber and mantle reflections, East Pacific
Rise // Geoph. Res. Lett. 1980. V. 7. P. 989-992.

Honnorez J., Mevel C. and Honnorez-Guerstein B. M. Mineralogy and chemistry of sulfide
deposits drilled from hydrothermal mound of the Snake Pit active field, MAR
// Proceedings. Ocean Drilling Program. 106/109. Scientific Results. 1990. P. 145-162.
Humphris S.E. and Thompson G. Hydrothermal alteraction of oceanic basalts by seawater
// Geochim. et Cosmochim. Acta. 1978. V. 42. P. 107-125.
Humphris S.E. and Lucky Strike Team. Composition o_f hydrothermal deposits at the
Lucky Strike vent field with other Mid-Ocean Ridge vent sites // ЕОЗ. Amer. Geoph.
Union Transactions. 1993. V. 74. P 100.
Humphris S.E.,Herzing P.M., Miller D.J., Alt J.C., Becker К, Brown D., Brugmann G.,
Chiba H., Fouquet Y., Gemmel J.B., Guerin G., Hannington M.D., Holm N. G.,
Honnorez J.J., Iturrino G.J., Knott К.‚ Ludwig R., Nakamura K., Petersen S.,
Reysenbach A.-L., Rona P.A., Smith S., Sturz A.A., Tivey M.K. and Zhao X. The
штата] structure of an active sea-floor massivesulphide deposit // Nature. 1995.
V. 377, N9 6551. P. 713-716.
Hyndman R.D., Herzen R.P., Crickson A.J. and Jolivet J. Heat flow measurement in deep
crustal holes on the Mid-Atlantic Ridge // Journ. Geoph. Res. 1976. V. 81, M 23.
Р. 4053-4060.
James R.H., Elderfield H. and Palmer M.R. The chemistry of hydrothermal fluids from
the Broken Spur site, 29° N Mid-Atlantic Ridge // Geochim. et Cosmochim. Acta.
1995 a. V. 59. P. 651-659.
James R.H., Elderfield H., Rudnicki M.D., German C.R., Palmer M.R., Chin C.,
Greaves M.J., Gurvich E.G., Klinkhammer G.P., Ludford E., Mills R.A., Thompson J.
and Williams A.C. Hydrothermal plumes at Broken Spur 29° N Mid-Atlantic Ridge:
chemical and physical characteristics // Hydrothermal vents and processes. Eds. L.M.
Parson, C.L. "Walker, R.D. Dixon. Geol. Society Spec. Publication. London. 1995 Ь.
N9 87. P. 97-110.
Janecky D.R. and Seyfried ИЛЕ. Hydrothermal serpentinization of peiidotite within the
oceanic crust: experimental investigation of mineralogy and major element chemistry
// Geochim. ст Cosmoch. Acta. 1986. V. 50. P. 1357-1378.
Jenkins W.J., Edmond J. M. and Corliss L.B. Excess 3He in the deep water over the Mid-
Atlantic Ridge at 26° N: Evidence of hydrothermal activity // Earth and Planet. Sci.
Lett. 1980. V. 49. P. 34-44.
Johnson L.E., Appelgate Е, Crane K. and Gurvich E.G. Reykjanes Ridge near 59°55‘ N:
Visual interpretations and geochemical variations // Journ. of Geoph. Res., in press.
Karson J.A. and Brown J.R. Geologic setting of the Snake Pit hydrothermal site, an active
vent field on the Mid-Atlantic Ridge // Маг. Geoph. Res. 1988. V. 10. P. 91-107.
Karson J.A. and Dick H.J.B. Tectonics of iidge-transform intersections at the Kane
Fracture Zone // Маг. Geoph. Res. 1983. V. 6. P. 51-98.
Karson J.A., Thompson G., Humphris S.E., Edmond J.M., Bryan W.B., Brown J.R.,
Winters A.T., Pockalny R.A., Casey J., Campbell A.C., Klinkhammer G., Palmer M.R.,
Kinzler R.J. and Sulanwska M. Along axis variations in sea floor spreading in the
MARK area // Nature. 1987. V. 328. P. 681-685.
Kase K, Yamamoto M. and Shibata Y. Copper—rich sulfide deposit near 23° N, Mid-
Atlantic Ridge: chemical composition, mineral chemistry and sulfur isotopes
// Proceedings Ocean Drilling Program. 106/109. Scientific Results. 1990. P. 163-177.

Klinkhammer G., Rona P., Gleaver M. and Elderfield H. Hydrothermal manganese plumes
in the Mid-Atlantic Ridge valley // Nature. 1985. V. 314. P. 727-731.
Klinkhammer G.P., Chin C.S. and Wilson C. Surveys of the FARA section of Mid-Atlantic
Ridge for hydrothermal activity during Fazar // EOS. Amer. Geoph. Union
Transaction. 1993. V. 74 (16). P. 380.
Klinkhammer G., Wilson С.‚ Chin C. and German C.R. Venting from the Mid-Atlantic
Ridge at 37° 17' N: the Lucky Strike hydrothermal site /I Hydrothermal vents and
processes. Eds.: L.M. Parson, C.L. Walker, R.D. Dixon. Geol. Society Spec.
Publication. London. 1995. М: 87. Р. 87-96.
Kong L.S.L., Ryan W.B.F., Mayer L., Derrick R., Fox P.L. and Manchester K. Bare-rock
drill site: ODP legs 106 and 109: Evidence for hydrothermal activity at 23° N on the
Mid-Atlantic Ridge // EOS. Amer. Geoph. Union Transactions. 1985. V. 66. P. 936.
Koski R.A. Sulfide deposits on the sea floor: geological models and resource perspective
based on studies in ophiolite sequences // Marine minerals. Eds.: P.G. Teleki. D Riedel
Publishing Company. 1987. P. 301-316.
Koski R.A., Shanks W.C.P, Bohrson ИЛА. and Oscarson R.L. The composition of massive
sulfide deposits from the sediment-covered floor of the Escanaba through Gorda
Ridge: implications for depositional processes // Can. Mineral. 1988. V. 26. P. 655-
673.
Krasnov S. G., Cherkashev G.A., Stepanova T. И, Batuyev B.N., Krotov A.G., Malin B. И,
Maslov M.N., Markov ИК, Poroshina J.M., Samovarov M.S., Ashadze A.M.,
Lazareva L.J. and Ermolayev J.K. Detailed geological studies of hydrothermal fields
in the North Atlantic // Hydrothermal Vents and Processes. Eds.: L.M. Parson, C.L.
Walker, R.D. Dixon. Geol. Society Spec. Publication. London. 1995 a. М: 87. Р. 43-
64.
Krasnov S. G., Poroshina J. M. and Cherkashev G.A. Geological setting of high-temperature
hydrothermal activity and massive sulfide formation on fast-and slow-spreading
ridges // Hydrothermal Vents and Processes. Eds.: L.M. Parson, C.L. Walker, R.D.
Dixon. Geol. Society Spec. Publication. London. 1995. Мг. 87. P. 17-32.
Lafitte M. and Maury R. The stachiometry of sulfides and its evolution: a chemical study
of pyrites, chalcopyrites and sphalerites from terrestrial and oceanic environments
// Earth and Planet. Sci. Lett. 1983. V. 64. P. 145-152.
Lalou С.‚ Thompson G., Arnold M., Brichet E., Drujfel E. and Rona P.A. Geochronology
of TAG and Snake Pit hydrothermal fields, Mid-Atlantic Ridge: Witness to a long
and cornlex hydrothermal history // Earth and Planet. Sci. Lett. 1990. V. 97. P. 113-
128.
Lalou C., Reyss J.L., Brichet Е.‚ Arnold M., Thompson G., Fouquet V. and Rona P. New
age data for Mid-Atlantic Ridge hydrothermal sites: TAG and Snake Pit chronology
revisited // Joum. of Geoph. Res.l993. V. 98. P. 9705-9713.
Lalou C., Reyss J.L., Brichet E., Rona P.A. and Thompson G. Hydrothermal activity on a
105-year scale at a slow-spreading ridge, TAG hydrothermal field, Mid-Atlantic
Ridge 26° N // 1оигп. Of Geoph. Res. 1995. V.100, М: В9. Р. 17855-17862.
Lalou C., Reyss J.L., Brichet Е.‚ Krasnov S., Szepanova T., Cherkashev G. and Markov V.
Initial chronology of a recently discovered hydrothermal field at 14°45‘ N, Mid
Atlantic Ridge // Earth and Planet. Sci. Lett., 1996. V. 144. P. 483-490.

Langmuir C.H. and FAZAR Scientific Team. Geological setting and characteristics of the
Lucky Strike vent field at 37° N 17‘ оп the Mid-Atlantic Ridge // EOS. Amer. Geoph.
Union Transactions. 1993 a. V. 74 (43). P. 99.
Langmuir C.H. and FAZAR Scientific Team. Intensive rock sampling of 16 ridge
sediments between 32° and 4l°N: Preliminary results from shipboard analysis
// EOS. Amer. Geoph. Union Transactions. 1993 b. V. 74 (16). P. 380.
Langmuir C.H. and FAZAR Scientific Team. Rock and water sampling of the Mid-
Atlantic Ridge from 32-41° N: Objectives and a New Vent Site // EOS. Amer. Geoph.
Union Transactions. 1993 с. V. 74 (16). Р. 380.
Lewis B. T.P. Constraints on the structure of the East Pacific Rise from gravity // Joum.
of Geoph. Res. 1982. V. 87. P. 8491-8500.
Lewis B. T.P. and Garmany J.D. Constraints on the structure of the East Pacific Rise
from seismic refraction data // Joum. of Geoph. Res. 1982. V. 87. P. 8417-8425.
Lowell R.P. and Germanovich L.N. On the temporal evolution of high-temperature
hydrothermal systems at ocean ridge crests // Joum. of Geoph. Res. 1994. V. 99,
М: В1.-Р. 565-675.
Lukashin V.N., шпат А.Р., Ivanov G. И, Kravtsov V.A. and Rusakov V. Yu. The southem
hydrothermal plume at- the Broken Spur vent field, 29° N (BRAVEX-94) // BRIDGE
Newsletter. 1995. V. 9. P. 20-23.
Macdonald A.H. and Fyfe ИЛЬ‘. Role of serpentinization in seafloor environment
/I Tectonophysics. 1985. V. 116. P. 113-135.
McClain К]. апа’ Lewis B. T.P. A seismic experiment at the East Pacific Rise // Mar.
Geol. 1980. V. 35. P. 147-170.
Metz S., Trefry J.H. and Nelsen T.A. History and geochemistry of a matalliferous
sediment core from the Mid-Atlantic Ridge at 26°N // Geochim. et Cosmochim.
Acta. 1988. V. 52. P. 2369-2378.
Mevel С., Auzende J., Cannot M., Donval J., Dubois J., Гвиане: Y., Genre Р., Grimaud D.,
Karson J.R., Segonzac M. and Stievenard H. La ride du Snake Pit (dorsale Medio-
Atlantique, 23°22‘ N): resultats preliminaries de la campagne HYDROSNAKE
// C.R. Acad Sci. Paris. 1989. V. 308. P. 545-552.
Mills R.A. Hydrothermal deposits and metalliferous sediments from TAG, 26° N Mid-
Atlantic Ridge // Hydrothermal Vents and Processes / Eds.: L.M. Parson,
C.L. Walker, D.P. Dixon. Geol. Society Spec. Publication. London. 1995. М: 87.
Р. 121-132.
Mottl M.J. Hydrothermal processes at seafloor spreading centers: seawater experimental
results // Hydrothermal processes at seafloor spreading centers. NY: Plenum press.
1983 a. P. 199-224.
Мол! М../. Metabasalts, axial hot springs and the structure of hydrothermal systems at
rnid-ocean ridges // Geol. Soc. Amer. Bull. 1983 b. V. 94. P. 161-180.
Моск! M.J. and Holland H.D. Chemical exchange during hydrothermal alteration of
basalt by seawater. 1. Experimental results for major and minor components of
seawater // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1978. V. 42. P. 1 103-1115.
Motzl М]. and Holland H.D. Chemical exchange during hydrothermal alteration of
basalt by seawater. 2. Experimental results for Fe, Mn, and sulfur species // Geochim.
е: Cosmochim. Acta. 1979. V. 43. P. 869-884.

Mott! M.J. and Wheat C. G. Hydrothermal circulation through mid-ocean ridge flanks:
fluxes of heat and magnesium // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1994. V. 58. P. 2225-
2237.
Muelenbachs K. and Clayton R.N. Oxyden isotopes of fresh and weathered submarine
basalts // Canad. Joum. Sci. 1972. V. 9. P. 172-184.
Murowchick J.B. and Barnes H.L. Marcasite precipitation from-hydrothermal solution
// Geochim. et Cosmohim. Acta. 1986. V. 50, N9 l2. P. 26l5-2629.
Murton B.J. RRS Charles Darwin Cruise 76, geological and geochemical investigation
between 27° N and 30° N of the Kane to Atlantis segment: the Mid-Atlantic Ridge
// JOSDL Cruise Report. 1993. N9 236. 34 р.
Мипоп B.J. and Van Dover C. Alvin dives on the Broken-Spur hydrothermal vent field at
29°10’ N on the Mid-Atlantic Ridge // BRIDGE Newsletters. 1993. V. 5. P. ll-14.
Murton B.J., Becker K., Briais А., Edge D., Hayward N., Klinkhammer G., Millard N.,
Mitchell J., Rouse J., Rudnicki M., Sayanagi K and Sloan H. Results of a systematic
approach to searching for hydrothermal activity on the Mid-Atlantic Ridge: the
discovery of the “Broken Spur” vent site // BRIDGE News. 1993. N9 4. P. 3-6.
Murton B.J., Klinkhammer G., Becker K, Briais А., Edge D., Hayward N., Millard N.,
Mitchell J., Rouse J., Rudnicki M., Sayanagi К, Sloan H. and Parson L.M. Direct
evidence for the distribution and occurrence of hydrothermal activity between 27° N-
30° N on the Mid-Atlantic Ridge // Earth and Planet. Sci. Lett. 1994. V. 125. P. ll9-
128.
Murton B.J., Van Dover C. and Southward E. Geological setting and ecology of the
Broken Spur hydrothermal vent field: 29°10’ N on the Mid-Atlantic Ridge
// Hydrothermal Vents and Processes. Eds.: L.M. Parson, C.L. Walker, R.D. Dixon.
Geol. Society Spec. Publication. London. 1995. Мг 87. Р. 33-41.
Needham H.D., Voisset M., Renard И, Bougault H., Dauteuil 0., Detrick R. and
Langmuir C. Structural and volcanic features of the Mid-Atlantic Rift Zone between
40° N and 33° N // EOS. Amer. Geoph. Union Transactions. 1992. V. 73 (43). P. 552.
Nesbitt R. W. The geology of the Broken Spur hydrothermal vent -site; a new look at an
old field // BRIDGE Newsletter. 1995. V. 8. P. 30-34.
Nesbitt R. W. and Murton B.J. Chimney growth rates and metal deposition at the Broken
Spur vent field, 29° N, MAR // BRIDGE Newsletter. 1995 a. V. 8. P. 35-37. -
Nesbitt R. W. and Murton B.J. Chimney growth rates and metal deposition at the Broken
Spur Vent Field, 29° N, MAR: a correction and further speculation // BRIDGE
Newletter. 1995 b. V. 9. P. 38-41.
Ohmoto H., Mizukami M., Drummond S.E., Eldridge C.E., Pisutha-Arnold V. and
Lenagh ГС. Chemical process of Kuroko formation // Есоп. Geol. 1983. Monogr. 5;
P. 570-604.
OTTER. The geology of Oceanographer transform: The ridge-transform inter-section
// Маг. Geoph. Res. 1983. V. 6. P. 109-141.
Palmer M.R. and Edmond J. M. Cesium and rubidium in submarine hydrothermal fluids:
Evidence for recycling of alkali elements // Earth and Planet. Sci. Lett. 1989. V. 95.
P. 8-14.

Ра1тег M.R., Ludford E.M., German СВ. and Lilley M.D. Dissolved methane and
hydrogen in the Steinaholl hydrothermal plume, 63° N Reykjanes Ridge
// Hydrothermal Vents and Processes. Eds.: L.M. Parson, C.L. Walker, R.D. Dixon.
Geol. Society Spec. Publication. London. 1995. Мг 87. Р. 111-120.
Rona P.A. Pattem of hydrothermal mineral deposition: Mid-Atlantic Ridge crest at
latitude 26° N // Mar. Geol. 1976. V. 21, Ш 4. P. M59-M66.
Rona P.A. Near-bottom water temperature anomalies: Mid-Atlantic Ridge crest at
latitude 26° N // Маг. Geol. 1978. V. 5, Не 4. Р. М59-М66.
Rona P.A. TAG Hydrothermal Field: Mid-Atlantic Ridge crest at latitude 26° N // Joum.
Geol. Soc. London. 1980. V. 137. P. 385-402.
Rona P.A. Hydrothermal mineralization at seafloor spreading centers // Earth-Science
Reviews. 1984. V. 20. P. 1-104.
Rona P.A. Black smokers and massive sulfides at the TAG hydrothermal field, Mid-
Atlantic Ridge, 26° N // EOS. Amer. Geoph. Union Transactions. 1985. V. 66. P. 936.
Rona P.A., McGregor B.A., Betzer P.R., Bolger G. W. and Krause D. C. Anomalous water
temperatures over Mid-Atlantic Ridge crest at 26° N // Deep Sea Res. 1975. V.22. P.
611-618.
Rona P.A. and Gray D. F. Structural behavior of fracture zones symmetric and asymmetric
about a spreading axis: Mid-Atlantic Ridge (latitude 23° N—27° N) // Geol. Soc. of
Amer. Bull. 1980. V. 91. P. 485-494.
Rona P.A., Bostrom К, Widenfalk L., Cronan D.S. and Jenkins ИК]. Asymmetric
hydrothermal activity and tectonics of the Mid-Atlantic Ridge, 11° to 26° N // EOS.
Amer. Geoph. Union Transaction. 1984 a. V. 65. P. 974.
Rona P.A., Thompson G., Мои! M.J., Karson J.A., Jenkins ИЛЬ, Graham D., Malette M.,
Von Damm K. and Edmond J. M. Hydrothermal activity at the TAG hydrothermal
field, Mid- Atlantic Ridgecrest at 26°N // Joum. of Geoph. Res. 1984 b. V. 89.
P. ll365-11377.
Rona P.A., Klinkhammer G., Nelsen ГА, Trefry J.H. and Elderfield H. Black smokers,
massive sulfides and vent biota at the Mid-Atlantic Ridge // Nature. 1986 a. V. 321.
P. 33-37.
Rona P.A., Pockalny R.A. and Thompson G. Geologic setting and heat transfer of black
smokers at TAG hydrothermal field, Mid-Atlantic Ridge, 26° N // EOS. Amer. Joum.
Union Transaction. 1986 b. V. 67. Мг 44. Р. 1021.
Rona P.A., I/Wdenfalk L. and Bostrom K. Seipentinized ultramafics and hydrothermal
activity at the Mid-Atlantic Ridge crest // Joum. of Geoph. Res. 1987. V. 81, N9 B2. P.
1417-1427. `
Rona P.A., Bougault H., Charlou J., Appriou P., Nelsen T.A., Trefry J.H., Eberhart G.L.,
Barone A. and Needham H.D. Hydrothemal circulation, seipentinization and
degassing at a rift valley-fracture zone intersection: Mid-Atlantic Ridge near 15° N,
45° W // Geology. 1992. V.20. P. 783-786.
Rona Р.А., Bogdanov Ju.A., Gurvich E.G., Rimski-Korsakov N.A., Sagalevitch A.M. and
Hannington M.D. Relict hydrothermal zones in the TAG hydrothermal field, Mid-
Atlantic Ridge, 26° N, 45° W // Joum. of Geoph. Res. 1993 a. V. 98. P. 9715-9730.

Rona P.A., Hannington М.Е., Ramon C.V., Thompson G., Tivey M.K., Humphris S.E.,
Lalou C. and Petersen S. Active and relict seafloor hydrothermal mineralization at the
TAG hydrothermal field, Mid-Atlantic Ridge // Есоп. Geol. 1993 Ь. V. 88. P. 1989-
2017.
Rudnicki M.D. Hydrothermal plumes at the Mid-Atlantic Ridge. Ph. D. dissertation.
Cambridge: St. Edmund's College. 1990. 114р.
Rudnicki M.D. and Elderfield M.D. А chemical model of the buoyant and neutrally
buoyant plume above the TAG vent field, 26 degrees N, Mid-Atlantic Ridge
// Geochim. et Cosmochim. Acta. 1993. V. 57. P. 2939-2957.
Schouten H., Klingord K.D. and Whitehead J.H. Segmentation of mid-ocean ridges
// Nature, 1985. V. 317, М: 6034. Р. 225-229.
Schwab WC., Uchupi E., Holcomb R.T. and Dawforth W. W. Geologic interpretation of
SeaMARC 1B and ARGOimager'y in the median valley of the 'Mohn's Ridge,
Norwegian Greenland Sea // Miscellaneus field studies. Map. MF-2197. US
Department of the Interior. US Geol. Survey. 1992(1rr»r'r. Van Dover. 1995)
Scott M.R., Scott R.B., Rona P.A., Билет L. W. and Nalwark A.J. Rapidly accumulating
manganese deposit from the median valley of the Mid-Atlantic Ridge // Geoph. Res.
Lett. 1974. V. 1. P. 355-358.
Scott S.D. Seafloor polymetallic sulfides: Scientific curiosities or mines of the future?
// Marine Minerals. Eds.: P.G. Teleki et а1. D. Riedel Publishing Company. 1987.
P. 277-300.
Seyfried ИЖЕ. and Bischoff J.L. Low temperature basalt alteration by seawater: an
experimental study at 70°C and 150°C // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1979. V. 43.
P. 1937-1947.
Seyfried WE. and Важно)?’ J.L. Experimental seawater-basalt interaction at 300°C, 500
bars chemical exchange secondary mineral formation and implication for the
transport of the heavy metals // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1981. V. 45, N9 2.
P. 135-147.
Seyfried ИЛЕ. and Dubble W.E. Seawater-peridotite interaction at 300°C and 500 bars:
implication for the origin of oceanic serpentinites // Geochim. et Cosmochim. Acta.
1980. V. 44. P. 309-321.
Seyfried W.E., Ding K. and Berndt M.E. Phase equlibria constraints on the chemistry of
hot spring fluids at mid—ocean ridges // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1991. V. 55.
P. 3559-3580.
Shanks ИКС. and Seyfried WE. Stable isotope studies of vent fluids and chimney
minerals. Southem Juan de Fuca Ridge: sodium metasomatism and seawater sulfate
reduction // Joum. of Geoph. Res. 1987. V. 32, Не B11. Р. 11387-11399.
Shearme S., Cronan D.S. and Rona P.A. Geochemistry of ' sediments from the TAG
hydrothermal field, MAR at latitude 26° N // Маг. Стео1. 1983. V. 51. P. 269-291.
Shiboard Scientific Party. Site 504: Costa Rica Rift // Becker K., Sakai H. et а1. Ргос.
ODP. Init. Repts (Pt A). 111. College Station TX (Ocean Drilling Program). 1988.
P. 35-251.
Solomon M. Volcanic massive sulfide deposits and their host rocks: a review and
explanation // Handbook of stratabound and stratiform ore deposits. V. 6. Ed.: K.N.
Wolf. Elsevier. Amsterdam. 1976. P. 20-54.

Spooner E.T.C. The strontium isotope composition of sea water and sea water-oceanic
crust interaction. Earth and Planet. Sci. Lett. 1976. V. 31. P. 16_7-174.
Spooner E. T.C., Charman H.J.. and Smewing J.D. Strontium isotopic contamination and
oxydation during ocean floor hydrothennal metamorphism of the ophiolitic rocks of
the Troodos massif, Cyprus // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1977. V. 41. P. 873-890.
Stakes D.S. and O'Neil J.R. Stable isotope composition of hydrothermal minerals from
altered rocks from the East Pacific Rise and Mid Atlantic Ridge // EOS. Amer.
Geoph. Union Transactions .1977. V. 58. P. 1151.
Stakes D.S. and O'Neil J.R. Mineralogy and stable isotope geochemistry of
hydrothermally altered oceanic rocks // Earth and Planet Sci. Lett. 1982. V. 57.
P. 285-304.
Stein C.A. and Stein S. Constraints on hydrothermal heat flux through the oceanic
lithosphere from global heat flow // Joum. of Geoph. Res. 1994. V. 99. P. 3081-3095.
Swinder H.S. and Kean B. Volcanogenic sulfide mineralization in the Newfoundland
central mobile belt // Mineral deposits of Mewfoundland — a 1984 perspective,
Newfoundland Depart. Mines and Energy. 1984. Rept. M» 84-3. P. 55-77.
Thompson G., Мои! M.J. and Rona P.A. Morphology, mineralogy and chemistry of
hydrothermal deposits from TAG area, 26° N, Mid-Atlantic Ridge // Chemical
Geology. 1985. V. 49. P. 243-257.
Thompson G., Humphris S.E., Schroeder В., Sulanowska M. and Rona P.A. Active vents
and massive sulfides at 26° N (TAG) and 23° N (Snake Pit) on the Mid-Atlantic
Ridge // Canadian Mineralogist. 1988. V. 26. P. 697-711.
Tivey M.K. and Delaney J.R. Growth of large sulfide structures on the Endeavour
segment of the Juan de Fuca Ridge // Earth and Planet. Sci. Lett. 1986. V. 77. P. 303-
. 317.
Tivey M.K and McDuffR.E. Mineral precipitation in the walls of black smoker chimneys:
quantitative model of transport and chemical reaction // Joum. of Geoph. Res. 1990.
V. 95, М» В8. 12617-12637.
Tivey M.K., Humphris 'S.E., Thompson G., Hannington M.D. and Rona P.A. Deducing
pattems of fluid flow and mixing within the active TAG hydrothermal mound using
mineralogical and geochemical data // Joum. of Geoph. Res. 1995. V. 100. P. 12527-
12555.
Turekian K.K. and Wedepohl K.N. Distribution of the elements in some major units of the
earth's crust // ВиП. Geol. Soc. of Amer. 1961. V. 72, Не 2. P. 175-190.
Van Dover C.L. Ecology of Mid-Atlantic Ridge hydrothermal vents // Hydrothermal
vents and Processes. Eds.: L.M. Parson, C.L. Walker, D.R. Dixon. Geol. Society
Spec. Publication. London. 1995. М 87. Р. 257-294.
Von Damm K.L. Seafloor hydrothermal activity: black smoker chemistry and chimneys
// Annu. Rev. Earth and Planet. Sci. 1990. V. 18. P. 173-204.
Weisburg S. A hot vent find in the Atlantic // Science News. 1985. V. 128, Мг 14. Р. 197.
Yamano M., Uyeda K. and Kinoshita M. Heat flow anomaly in the middle Okinawa
Trongh // Tectonophysics. 1989. V. 159, Не 3-4. Р. 207-318.
Zonenschain L.P., Kuzmin M.J., Lisitzin A.P., Bogdanov J.A. and Baranov B. V. Tectonics
of the Mid-Atlantic rift valley between the TAG and MARK areas (26—24° N):
evidence for vertical tectonism // Tectonophysics. 1989. V. 159. P. 1-23.