Вторичные изменения базальтов делятся на три глав­ных типа: подводное выветривание (гальмиролиз), локальные гидротермально-метасоматические и региональные метаморфические преобразо­вания.

Гальмиролиз представляет собой процесс воздействия соленой воды, кислорода и биоса на вещество базальтов. Ему в той или иной степени подвергнуты все породы, длительно экспонировавшиеся в контакте с мор­ской водой. Гальмиролиз захватывает контактирующую с водой зону тол­щиной от долей миллиметра до первых сантиметров, проникая в глубь пород по трещинкам. Наиболее интенсивно подвергаются выветриванию стекловатые участки пород. Это процесс гидратации и окисления, сопро­вождающийся образованием зеленоватых хлорофеитов и желтых палагонитов, желтых и оранжевых окисленных гидратизированных стекол, кото­рые затем превращаются в агрегат смешанослойных минералов, в первую очередь смектитов и селадонитов. Палагонитизация начинается уже при остывании излившейся магмы, т.е. практически синхронно с ее излиянием. Прекращается она при погребении породы под более молодыми базальтами или осадками. Интенсивность палагонитизации увеличивается в местах разгрузки гидротерм, где к ней присоединяется образование глауконитовых минералов, железокремнистых фаз и оксидов марганца. В этом случае имеет место смешанный, гидротермально-гальмиролитический тип преобразования пород. К тем же местам разгрузки гидротерм приурочены и гидротермальные преобразования, которые происходят при воздействии на породы низкотемпературных (не более 300-350°С) минерализованных растворов. Природа этих растворов смешанная, судя по изотопным дан­ным, преимущественно экзогенная, с примесью эндогенного компонента.

При гидротермальных процессах происходит гидролиз силикатов, со­провождающийся выщелачиванием щелочей и высокотемпературных оснований. Здесь имеют место сложные процессы, зависящие от темпе­ратуры растворов, открытости или закрытости системы, вариаций в щелочно-кислотной (рН) и окислительно-восстановительной (Еh) обстанов­ок. Наиболее низкотемпературны процессы глинизации с образованием различных смешанослойных глинистых минералов, особенно из группы смектита (сапонита, монтмориллонита и др.), хлоритов, железокремнис­тых фаз. В зависимости от окислительно-восстановительных условий же­лезо либо оседает в виде гидроокислов, либо выносится и рассеивается, определяя светлый цвет глин. Гальмиролитически измененные гидратированные стекла, особенно палагонитизированные и хлорофеитизированные, легче подвергаются гидротермальным преобразованиям.

При несколько более высоких температурах базальты изменяются в цеолитовой фации. Помимо разнообразных цеолитов в них присутствуют смешанослойные минералы, хлорит и калиевый полевой шпат, развиваю­щийся как по трещинам, так и по плагиоклазам. Измененные в цеолитовой фации базальты возникают локально в тех участках морского дна, где имеются положительные температурные аномалии, связанные с гидротер-мальной деятельностью. На этой стадии изменения в базальтах обычно со­храняются главные породообразующие минералы, за исключением оливи­на, наиболее интенсивно изменяется стекло. По мере повышения темпера­туры роль эндогенного компонента в гидротермальных растворах возрастает.

Региональные метаморфические преобразования захватывают как базальты, так и интрузивные породы океанической коры и относятся к зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фациям метаморфизма. Эти преоб­разования совершаются преимущественно под влиянием эндогенных флюидов. К зеленосланцевой фации относятся разнообразные породы от спилитов до типичных зеленых сланцев, что зависит от интенсивности стрессовых явлений. Характерной ассоциацией минералов являются хлорит-альбит-эпидот-актинолит-кальцит-кварц. Океанической земной коре свойственна определенная вялость преобразования основного плагиокла­за, который сохраняется в ассоциации с хлоритом и актинолитом, что, очевидно, связано с недостаточно высоким потенциалом Nа₂О и СО₂ во флюиде. Поэтому равновесная ассоциация перечисленных выше минера­лов обнаруживается преимущественно в зонах разломов, где фильтрация эндогенного флюида наиболее интенсивна и где они установлены в ниж­них частях второго и в третьем слоях океанической коры. Вместе с тем, необходимым условием проявления метаморфических реакций является повышенное давление и температура, которые, в условиях океанической коры, проявляются только в связи с крупными разломами.

Амфиболиты, образованные за счет базальтов и габброидов, извест­ные в третьем слое океанической коры, подняты преимущественно из зон глубоких трансформных разломов, что свидетельствует о достижении ус­ловий, соответствующих этой фации, лишь на глубинах третьего слоя. По данным С.А. Силантьева (1994), метагабброиды среди них резко преобла­дают над метабазальтами.

Отсутствие процесса альбитизации на поверхности океанического дна в верхней части океанической коры свидетельствует о метаморфической природе спилитов и отвергает гипотезу об их образовании за счет взаимо­действия базальтов с морской водой.

Рудообразование в океанах

Уже в раннюю смектитовую фа­цию преобразования базальтов в океане происходит вынос из них ряда компонентов. Этот процесс усиливается с возрастанием температуры и интенсивности гидротермальной циркуляции, что подтверждается экспе­риментальными данными по взаимодействию базальтов с морской водой, показавшими, что содержания Fe и Mn при температуре 200°С и давлении 500 бар увеличиваются в растворе более чем в 2000 раз. Если считать, что при мощности базальтового слоя 2,5 км ежегодно образуется до 9 км³ базальтов, то из них может удаляться (в млн. т): Fе - 117,5; Мn - 4,85; Р - 0,57; Ni - 0,9; Zn - 0,47; Сu - 0,29; Со - 0,16. Эти величины намного превышают объемы вещества, привносимые в океан в растворенном виде с континентов. Таким образом, не оставляет сомнения важная роль вещества океа­нической коры, поступающего в воды океана с гидротермальными раство­рами и имеющего смешанную экзо- и эндогенную природу.

Оруденение в океанах представлено сульфидными рудами, сходными по составу с колчеданными рудами на континентах, которые также связа­ны с поствулканической гидротермальной деятельностью на дне водоемов. Значительная масса вещества, вынесенного этими растворами в вос­ходящих ветвях гидротермальных систем, разгружается под дном и на его поверхности. Отложение рудного вещества происходит концентрирован­но, непосредственно вблизи выхода гидротермальных растворов на по­верхность дна (рудные столбы, или "курильщики", и штокверковые зале­жи на стенках подводящих трещин), либо оно рассеивается в гидротер­мальных "факелах" над рудными залежами. "Факелы", или "дымы", пред­ставляют собой обогащенную эндогенными рудными компонентами мор­скую воду. Придонные течения приводят к образованию ореолов рассея­ния этого вещества, которое концентрируется в осадках, приобретающих аномально высокие содержания рудных компонентов и получивших на­звание металлоносных.

Сульфидные месторождения образуются в гидротермальных полях, расположенных над тепловыми аномалиями преимущественно в рифтовых долинах или на их пересечениях трансформными разломами. Так, в осевой части ВТП в пределах вытянутого грабена на глубине 2600 м рас­положено 80 отдельных геотермальных полей. Рудные столбы в них име­ют вид пагод высотой до 20-50 м, с диаметром жерла 10-30 м. Время их жизни не превышает 20-30 лет. Характерна приуроченность к ним высо­котемпературного биоса (вестиментиферы и др.) (рис. 2.13). Максималь­ная температура курящихся над ними дымов ("факелов") не выше 300-400°С. В дымах взвесь достигает 300 мг/л (Сu - 8-9, Zn - 3-5, Fе - 20-30, Si - 20). На определенных стадиях в "факелы" поступает до 95-98% эндогенного вещества. Среднее гидротермальное поле выносит около 90 т меди и цинка в год. Главными мине­ралами выносимых сульфидов являются: халькопирит, пирротин, пирит, марказит, сфалерит и др. Нерудные сопутствующие минералы представ­лены ангидритом, графитом, баритом. На пути движения гидротерм ме­няются условия среды от высокотемпературных восстановительных, когда идет осаждение сульфидов, к низкотемпературным окислительным, когда в гидротермальном "факеле" образуются оксиды Fe и Mn, сопровождаемые сопутствующими элементами, которые концентрируются впоследствии в металлоносных осадках.                                     

Наиболее распространенным типом сульфидного оруденения в океа­нах является медно-цинковый с повышенным содержанием золота и сере­бра. Свинец играет резко подчиненную роль со средним отношением Pb/Cu+Zn = 1/100.

По существующим прогнозам в породах второго и третьего слоев океанической коры можно ожидать месторождения медноколчеданного и медно-никелевого типов, связанные с расслоенными базитовыми интрузивами третьего слоя. Однако, следует подчеркнуть, что в офиолитовых комплексах континентов неизвестно ни одного Cu-Ni месторождения, связанного с полосчатыми ультрамафит-мафитами. Поэтому прогнозы в отношении Cu-Ni сульфидного оруденения, по-видимому, являются неоправданными. К металлоносным относятся пелагические известковистые и глинистые осадки котловин, обогащенные гидроокислами железа и марганца, а также такими металлами, как свинец, цинк, молибден, никель, кобальт, медь и др.

Л Е К Ц И Я № 16

МАГМАТИЗМ ЗАДУГОВЫХ БАССЕЙНОВ И ПЕРИОКЕАНИЧЕСКИХ ЦЕНТРОВ СПРЕДИНГА

 (добавить петрографию)

Рифты Красного моря и Аденского залива относятся к особому типу спрединговых хребтов – это т.н. периокеанические (окраинноокеанических) хребты, переходяще в континентальные рифты. Для них характерны очень низкие скорости спрединга 1-2 см/год. Срединно-Индийский хребет к северу от тройного сочленения, переходит в хребет Шеба, являющийся центром спрединга в Аденском заливе и далее через рифты таджура, Афар, Данакильский, сочленяется с Красноморским и Эфиопским рифтами (рис.5.11). Афар является зоной тройного сочленения аденского, Красноморского и Эфиопского рифтов. Аденский и красноморский рифты имеют все признаки океанических медленноспрединговых рифтов: скорость спрединга в них 2.0 и 1.6 см/год, соответственно, в осевой зоне формируются типичные срединно-океанические базальты. Эфиопский рифт – типично внутриконтинентальный. Скорость растяжения в нём составляет 0.4 см/год, ратяжение в нём составляет 40 км, континентальная кора утонена на 10 км. В Эфиопском рифте преобладают кислые вулканиты и щелочные базальты и лишь в осевой зоне шириной 4-5 км, примыкающей к Афару и в самом Афаре, изливаются базальты переходного типа, отличающиеся от базальтов СОХ повышенным содержанием калия и редких литофильных элементов.

       Красноморский рифт прошёл длительную эволюцию в течение 40 млн.лет. На первом этапе, после образования сводового поднятия, этот рифт был аналогичен эфиопскому. На втором, после 25 млн.лет, когда начала формироваться система Восточно-африканских рифтов, центр интенсивного спрединга располагался в северо-восточном борту Красноморского рифта, где сформировался офиолитовый комплекс Тихама-Азир. Здесь в растягивающуюся континентальную кору внедрялись параллельные дайки и расслоенные габбровые тела. Между дайками сохранились сиалические блоки (скрины) которые частично переплавились и превратились в кислые дайки. Поэтому в дайках и реликтовых лавовых покровах наблюдается комбинация первичных базальтов, близких к MORB и вторичных кислых расплавов. 8-10 млн.лет назад континентальная кора в Красноморском рифте раскололась, начала формироваться океаническая кора, а ось спрединга заняла современное положение. В настоящее время в Красноморском рифте образуются типичные базальты MORB типа.

       Развитие рифтов и спрединговых центров Красного моря, Аденского залива и Эфиопского рифта наглядно показывает каким образом происходит переростание континентальных рифтов в океанические и как зарождаются океанические бассейны. Такого типа процессы привели к раскрытию Атлантического океана .