Глава 14 3 страница

Рис. 14.38. Изменение уровня океана для последних 65 млн лет и распределение несогласий (главных и второстепенных) в зависимости от изменений уровня (по П. Р. Вейлу). Шкала изменений уровня — в относительных единицах, циклы перерывов третьего порядка показаны штриховой линией

Важное значение, имеют и гляциоэвстатические регрессии. Во вре­мя таяния последнего позднеплейстоценового ледника, начавшегося 17 тыс. лет назад, уровень океана за 10 тыс. лет повысился с отметки 100 м почти до современного, а начиная с 6 тыс. лет назад до наших дней уровень повышался со скоростью 1-4 м за тысячи лет (рис. 14.39). Уровень океана может меняться в результате изменения температуры, солености и плотности воды. Например, глобальное повышение темпе­ратуры воды в приповерхностном слое на 4 °С вызовет подъем уровня океана за счет термического расширения на 1 м. Колебания плотности воды изменяют уровень океана не более чем на 10 м.

-100

Рис. 14.39. Изменение уровня моря за последние 40 тыс. лет (по Дж. Д. Хэнсому, 1988)

Изучение эвстатических колебаний имеет большое практические значение, т. к. нефтеносные отложения формировались во время вы­сокого стояния уровня океана, когда на обширных мелководьях на­капливались осадки, богатые органическим веществом за счет план­ктона.

В настоящее время благодаря большому количеству водомерных постов на побережьях Мирового океана установлено, что за последние 300 лет наблю­дались колебания уровня океана на 3-4 см каждые 33 года на фоне неуклон­ного повышения поверхности океана на 1 мм/год. Постепенно темп повыше­ния возрастал, достигнув 3 мм/год в период с 1924 по 1948 г., а после некоторого спада опять резко возрос и составляет в среднем 1,5-2 мм/год, что соответ­ствует увеличению водной массы океана, по данным Р. К. Клиге, на 543 км³ ежегодно. Этот процесс тесно связан с современным потеплением климата.

14.6. ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ В ОКЕАНАХ

В океанах и морях накапливаются исключительно разнообразные осадки, роль которых в формировании земной коры во все времена была чрезвычайно велика. Масса осадочного материала — около 3 млрд т — ежегодно поступает в океаны. Из этой массы 85-90 % выносится реч­ными системами, 7 % — льдами, 1 % — эоловыми процессами — пыле­выми бурями, 1-2 % дает подземный сток. При этом 80 % вещества представлено твердыми частицами разного размера и 20 % представля­ют собой растворенные вещества.

Роль биогенного осадконакопления еще совсем недавно явно не­дооценивалась. Сейчас установлено, что из всей массы осадков 50-65 % приходится на биогенный материал и ежегодно накаплива­ется -350 млрд т в пересчете на сухое вещество. Материал, растворен­ный в океанических водах, усваивается биосом, который фильтрует океанские воды. Всего полгода требуется для того, чтобы биос про­фильтровал через себя всю воду Мирового океана.

Накопление осадков в океанах контролируется разнообразными факторами, к которым относятся поступление материала с суши, кли­матическая зональность, характер течений, глубина бассейна, соленость, биопродуктивность поверхностных вод и др. Распределение осадочно­го материала в современных океанах весьма неравномерно. Имеются участки на дне, где мощность отложений нулевая в результате размы­ва, и вместе с тем на пассивных окраинах у континентального склона мощность осадков достигает 15 км. Средняя мощность осадочной тол­щи Мирового океана, по данным А. П. Лисицына, составляет 459 м. В пелагиали океанов не встречаются осадки мощностью более 1 км.

По происхождению различают океанические осадки следующих типов:

1. Терригенные, образующиеся за счет разрушения горных пород суши и последующего их сноса реками в океаны.

2. Биогенные, формирующиеся на океанском дне за счет отмерших организмов, главным образом их скелетов.

3. Хемогенные, связанные с выпадением из морской воды некото­рых химических элементов.

4. Вулканогенные, накапливающиеся в результате извержений как на самом океаническом дне, так и за счет тефры, приносимой ветрами после вулканических извержений на суше.

5. Полигенные, т. е. смешанные осадки разного происхождения.

Существующие в современных океанах физико-географические

обстановки, обусловленные глубиной и определяющие характер осад­конакопления, подразделяются на несколько типов (рис. 14.40 и 14.41).

Ложе океана

Континентальная окраина

Прибрежная Подножие зон| „ f Шельф t Континентальный континентального склон склона Меритовая зона Батиальная зона 7T7777T7T77777T7TT77777777T777T7777777TT

Абиссальная зона

Рис. 14.40. Области в океанах, отличающиеся разными условиями осадконакопления

Рис. 14.41. Схема вертикальной зональности Мирового океана

1. Литоральные, или прибрежные, осадки образуются в приливно- отливной и прибойной зонах.

2. Неритовые, или сублиторальные, осадки зоны шельфа (Nerita — моллюск, широко распространенный в этой зоне) до глубин 200, редко 500 м.

3. Батиальные осадки приурочены ко всем элементам континен­тального склона, включая его подножие.

4. Абиссальные осадки связаны с глубоководными котловинами океанов.

Это так называемая циркумконтиненталъная зональность, т. е. за­висимость осадконакопления от удаленности материков — главного по­ставщика обломочного (терригенного) материала. На характер накоп­ления также влияет мировая климатическая зональность толщи воды в океанах, определяемая рельефом дна, стратификацией воды по солено­сти, плотности и температуре. Все эти факторы, действующие одновре­менно, и контролируют современную картину накопления осадков в Мировом океане.

В прибрежной, млн литоральной, зоне, покрывающейся водой во время приливов, формируются осадки, непосредственно связанные с береговой зоной, в зависимости от строения которой они быстро изменяются по простиранию. Для этой зоны у приглубого берега характерны крупные глыбы, гравий, галька, валуны, разнозернистые пески. На отмелом бе­регу формируются песчаные и реже галечные пляжи. Если берега совсем низкие и затопляются высокими приливами, то образуются болотистые, заросшие травой равнины — марши — или илистые побережья — ватты. В тропиках на низменных берегах, затопляемых приливами, образуют­ся мангровые заросли, корни деревьев которых возвышаются на 1-2 м над дном.

В прибрежной зоне, подверженной деятельности волн, растения, как правило, обладают толстой корой, чтобы противостоять ударам.

В области шельфа, или сублиторали, т. е. до глубин 200 м, формиру­ются разнообразные терригенные, органические и другие осадки. Вы­нос материала реками — главный источник поступления терригенного материала в область шельфа, хотя какая-то его часть «проскакивает» шельф и сгружается уже на континентальном склоне. Около 93 % взве­шенных частиц речного стока и 40 % растворенных накапливаются на границе река — море, а также в эстуариях — в так называемых марги­нальных фильтрах, по выражению А. П. Лисицына. Детальные исследо­вания, проведенные на шельфе морей Северного Ледовитого океана Ин­ститутом океанологии РАН на судне «Дмитрий Менделеев» в 1993 г., показали, как распределяются терригенный материал и взвесь, выноси­мая реками (рис. 14.42). Действие маргинальных фильтров приводит к тому, что в морях господствуют не взвешенные, а растворенные фор­мы элементов (в отличие от рек), потребляемые планктоном и перево­димые с помощью этого механизма в биогенную взвесь. Последние ис­следования показали, что биогенного вещества в океане в 100 раз больше, чем терригенного, приносимого реками.

20 %о 115 %о 10%о; : i i: 4399 4400 44014402 4403 4404

5 %о 15 %о 0,5 %о I I I 44114405 4409 4408 J- I_____ I__ 1_

Рис. 14.42. Маргинальные фильтры р. Енисей (I) и Оби (II) (по А. П. Лисицыну, 2001): I — содержание взвеси на разрезе (мг/л) и положение седиментационных ловушек для инситных определений вертикальных потоков осадочного вещества: 1 — меньше 0,5; 2 — 0,5-1; 3 — 1—2,5; 4 — 2,5-5; 5 — более 5; 6 — горизонты уста­новки седиментационных ловушек; II — содержание взвеси на разрезе (мг/л) и положение седиментационных ловушек для инситных измерений вертикальных потоков осадочного вещества: 1 — менее 0,5; 2 — 0,5-1; 3 — 1-2,5; 4 — 2,5-5; 5 — более 5; 6 — горизонт установки седиментационных ловушек

В области маргинальных фильтров происходит весьма значитель­ное накопление осадочного материала, под весом которого земная кора прогибается. Следует отметить, что глобальные колебания уровня моря в недавнем геологическом прошлом переводили рыхлые отложения шельфа и маргинальных фильтров путем процесса лавинной (т. е. очень быстрой) седиментации к подножию континентального склона, что под­тверждается глубоководным бурением и геофизическими исследовани­ями. Многочисленные исследования А. П. Лисицына показали, что за пределы шельфов и маргинальных фильтров в океан проникает не бо­лее 2-16% элементов стока. Почти весь сносимый с суши материал оседает и улавливается этими участками (фильтрами), поэтому пре­жние представления о механическом разносе взвешенных в морской воде частиц, снесеных с суши, в настоящее время не находят подтверж­дения. Реальный вклад материала речного стока в осадконакопление в океане оказывается в 10 раз ниже, чем предполагалось раньше, и не превышает 1,5 млрд т в год. Следует отметить, что примерно такое же количество материала поступает в океаны за счет эолового и ледового разноса, но концентрируется соответственно в разных климатических аридных и полярных зонах.

Глубоководное терригенное осадконакопление обеспечивается за счет разноса материалов размыва суши. Главными процессами при этом, как уже говорилось, являются: транспортировка, отложение и переотложение. Терригенный материал поступает в океаны не только при помощи тече­ния рек, но и за счет таяния айсбергов и попадания на дно ледниковых отложений, содержащихся в айсберге, и разноса пылеватого материала эоловыми процессами. Материал, выносимый реками, как правило, сгру- живается на шельфе в сублиторальной или неритовой области и редко выносится в более глубоководные батиальные области континентального склона и тем более абиссальных котловин. Однако отложившийся на шель­фе материал может перемещаться в более глубоководные части океана за счет сползания осадков с бровки шельфа, лавинной седиментации и так называемых гравитационных потоков, которые возникают за счет дей­ствия силы тяжести. По выражению А. П. Лисицына, материковый склон Мирового океана — гигантская фабрика гравипотоков.

В настоящее время, по Г. В. Мидлтону и М. А. Хамптону, выделя­ются 4 типа гравитационнных потоков: 1) турбидные, 2) грязекамен- ные, 3) зерновые и 4) разжиженного осадка, среди которых наиболее распространен первый тип (рис. 14.43).

Турбидные потоки — это суспензия осадочного материала, отличаю­щаяся от окружающей воды большей плотностью, которая заставляет эту суспензию двигаться в виде потока при наличии даже незначительного уклона, и характеризующаяся сильной внутренней турбулентностью.

I

Общее иаэеение

Гревигециоиньм* осадочные потоки

Название айда

ТурбиднЫй поток

Зерновой поток

потока

Поток резжиженного оседке

Грязекамечммй поток

Турбулентность

Восходящие crjNm межгрену ляриой жидкости

Столкновения зерен

Действие связу­ющей массы (материала)

Дистшьмые турбидиты

Проксимальные турбидты

Переотложвнни е канггкмлерпы

\ Некоюр»ч флюкеозурбчдит*! -

Рис. 14.43. Классификация подводных гравитационных потоков (по G. V. Middleton, М. A. Hampton, 1976)

Механизм удержания частиц осадка

XГ

От ложами*

Турбидные потоки переносят огромные массы осадочного материала с мелководного шельфа в область континентального склона, его подно­жия и даже части абиссальных котловин. Турбидный поток возникает в результате оползания или срыва водонасыщенного, слабо консолиди­рованного осадка. Обладая плотностью в 1,03-1,3 г/см³, поток плотной и тяжелой суспензии начинает двигаться вниз по склону, при этом в его утолщенной фронтальной части развивается избыточное давление, вызванное несколько большей скоростью потока в его хвостовой части. Скорость движения турбидных потоков может достигать 90 км/ч, при этом на огромные расстояния переносится большой объем взвеси, дос­тигающей нескольких килограммов на кубический метр на расстояние в сотню километров и более (рис. 14.44).

Классическим примером был мутьевой поток, вызванный землетрясени­ем 19 ноября 1929 г. в районе Большой Ньюфаундлендской банки. Проло­женные в этом месте многочисленные телеграфные кабели из Америки в Европу рвались в определенной последовательности в течение более полусу­ток, что позволило вычислить скорость турбидного потока, составившую 40-55 км/ч В результате этого потока образовались осадки мощностью до 1 м на площади более чем 100 тыс. км², а расстояние, которое прошел поток, оценивается в 720 км. Все это было установлено благодаря исследованиям американских океанологов Б. Хизена и М. Юинга.

Турбидные потоки возникают в результате землетрясений, вызываю­щих оползание илов; понижения уровня моря; возникновения гравита­ционной неустойчивости илов при накоплении их на склоне и достиже-

Окружающая 1 ЖИДКОСТЬ 1 (плогмостьр) \	Средняя скорость
1 и~ \ J	8 д fo +fj	tfl	dS
Погруженная МИД кос гь (зоне смешения)
Нижний nOTOK.f толщина d. плотность р + 1	Концентрация N суспензии	s \ Склон zCJl Ш/гиг
....... "" "'/У'*

I

\ \

\ л

t, /

/

о

/

у

Хвостовая честь j Тело потоке		\ Шейная | Головная часть
I		часть j j
		Л
--------- — "/""/////у;////////////;/;;;//, ///Л.

г

Рис. 14.44. Гидравлика турбидных потоков по лабораторным экспериментам в лотках. А. Волна турбидного потока, наблюдавшаяся в горизонтальном канале после спуска суспензии из шлюзовой камеры в одном его конце. Скорость головной части потока V зависит от толщины головной части (d₂), разности плотностей суспензии в турбидном потоке и воды над ним (Др), плотности воды р и ускорения силы тяжести g. Б. Стационарный однородный турбидный поток вниз по склону g. Средняя ско­рость потока и зависит от толщины потока d, разности плотностей, сил трения на границе с дном (f_o) и с вышележащей водой (f₍). В. Характер движений внутри и вокруг головной части турбидного потока. Г. Схема расчленения турбидного потока на головную часть, тело и хвостовую часть (по G. V. Middleton, М. A. Hampton, 1976)

ния определенной мощности. Часто турбидные потоки тяготеют к подводным каньонам, прорезающим континентальный склон и являю­щимся продолжением речных долин. Турбидные потоки образуют у под­ножия континентального склона огромные подводные конусы выноса, или фены, распространяющиеся и в область абиссальных котловин.

Из турбидных суспензионных потоков образуются осадочные отло­жения, называемые турбидитами, игравшие исключительно важную роль в геологическом прошлом и образующие мощные ритмично пост­роенные так называемые флишевые толщи пород, широко развитые на пассивных континентальных окраинах (рис. 18 на цветной вклейке).

Наиболее важным свойством турбидитов является их градационная слоистость, образующаяся при постепенном осаждении из суспензии сначала крупных частиц, а затем все более и более мелких, вплоть до глинистых размером 0,01 мм (рис. 14.45). Таким образом формируется цикл Боума, или ритм (рис. 14.46). При новом турбидном потоке цикл повторяется, и так может происходить сотни тысяч раз, в результате чего образуется флишевая толща пород с многократно повторяющими­ся ритмами.

3 4 Рис. 14.45. Образование градационной слоистости во флишевых отложениях. 1 — турбидный поток в движении, частицы разного размера взвешены в нем; 2 — поток остановился, и начали опускаться более крупные частицы; 3 — в верхней части потока еще держится глинистая «муть»; 4 — потом осаждается и она. Образуется один ритм

Среди турбидитов различают проксимальные, относительно грубые, об­разовавшиеся недалеко от источника возникновения потока, и дистальные, отложившиеся дальше всего от источника и поэтому более тонкие. Полный ритм, или цикл, Боума может характеризоваться выпадением из разреза каких-либо его членов вследствие местных размывов. Турбидные потоки

	£ S		Подразделения цикла Боума	Интерпретация
"д		[ С 1	Е	Межтурбидитный (обычно аргиллит)	Пелагическая седиментация или тонкозернистые отложения турбидного потока малой плотности
	+	D	Верхний параллельнослойчатый	???
ЩШш	г к Е	BJ -5 ей в о h	С	Знаки ряби, волнистая или конволютная слойчатость	Нижняя часть режима нижнего течения
				В	Плоскопараллельнаи слойчатость	Режим верхнего течения, плоский пласт
Ш ПО Л* Ж Я J,-* ^ о» о*' Z»:о% чр-..v шш^ш.		| * Р 01 С	* г в о F. о CD С >. г а	А	Массивный, градационный	? Режим верхнего течения, быстрое отложение, пль/аун (?)

Рис. 14.46. Идеализированная последовательность слоев турбидита, часто именуемая циклом Боума (от А. Боума, впервые установившего его связь с турбидным потоком). Справа дана интерпретация режима потока (по G. V. Middleton, М. A. Hampton, 1976)

могут выносить в пределы абиссальных котловин обломки мелководных бентосных организмов. Быстрое движение турбидных потоков оказывает эродирующее действие на дно, прорезая каньон и вынося из них материал. Турбидные потоки, как движущаяся водная масса в воде, подвержены дей­ствию сил Кориолиса, отклоняясь от своего первоначального направления. Существуют огромные каньоны, например Жемчуг и Прибылова в Беринговом море, одни из крупнейших в мире, которые врезались во время низкого стояния уровня океана в позднем кайнозое, а потом вновь запол­нялись осадками.

Грязекаменные потоки представляют собой плотную массу различ­ных по размеру частиц, насыщенных водой, поддерживаемую в плаву­чем состоянии за счет высокой плотности потока, напоминающего сель на суше. Считается, что глинистые минералы в воде, образуя раствор, поддерживают массу за счет сил сцепления и не дают опуститься на дно крупным частицам, в том числе размером с гальку и даже валун. Грязекаменные потоки обычно развиваются вдоль подножий конти­нентального склона, например в Атлантике у Африканского континен­тального склона.

Зерновые потоки возникают при течении песка по склонам или в подводных каньонах, причем подвижность зерновой массы обеспечива­ется давлением зерен друг на друга, что не дает возможности им осаж­даться, и зерна находятся во взвешенном состоянии. Песчаный матери­ал при этом волочится вниз по склону и быстро оседает, когда зерновой поток прекращает свое движение.

Поток разжиженного осадка возникает в случае прохождения воды через еще не консолидированный осадок, при этом он сам становится вязкой жидкостью. В случае с песчаным осадком норовое давление на­чинает превышать вес столба воды — гидростатическое давление, каж­дое зерно поддерживается поровым давлением воды как бы во взве­шенном состоянии и вся масса получает возможность двигаться при минимальном уклоне. Как только поровое давление уменьшается, по­ток разжиженного осадка сразу прекращает свое движение.

Глубоководные осадки, развитые в пределах абиссальных котло­вин, глубже 4 тыс. м, представлены главным образом красными и коричневыми пелагическими глинами, окрашенными оксидами желе­за. Эти тонкие полигенные осадки состоят не только из глинистых минералов эолового происхождения, но и из очень мелких зерен по­левых шпатов, кварца, пироксенов, метеоритной пыли, вулканичес­ких частиц, а также обломков костей рыб, зубов, мельчайших марган­цевых конкреций и монтмориллонитовых глин. Красные океанические глины накапливаются очень медленно, около 1 мм за 1000 лет, а их генезис связан как с выносом глинистых минералов с суши и переот­ложением их в океане, так и с образованием глинистых минералов за счет соединений кремния и алюминия и их взаимодействия в морс­кой воде.

Вулканогенные осадки образуются за счет вулканических изверже­ний на океанском дне (аутигенные осадки); за счет переотложения ра­нее сформировавшихся вулканогенных образований и путем осажде­ния вулканических пеплов и туфов, выброшенных при эксплозивных извержениях вулканов на суше.

Эксплозивные извержения вулканов на островных дугах и актив­ных континентальных окраинах вносят весомый вклад в океанские осад­ки, поставляя в них тефру. В глубоководных осадках присутствует в основном вулканический пепел — мельчайшие частицы стекла, кото­рые при мощных извержениях способны выпадать на огромных про­странствах земного шара, как, например, при взрыве вулкана Кракатау в Зондском проливе в 1883 г., когда пепел, выброшенный в стратосферу, находился в ней три года, вызывая эффект серебристых облаков. До 20 % вулканогенного материала находится в современных осадках Ти­хого и Атлантического океанов, связанных с несколькими сотнями ак-

Рис. 14.47. Глобальное распределение сульфидных рудных отложений на глубоко­водных гидротермальных полях. 1 — впадина Атлантис II в Красном море; 2 — Лаки Страйк (САХ); 3 - Брокен Спур (САХ); 4 - ТАГ (САХ); 5 - Снейк Пит (САХ); 6 — г. Магик (хр. Эксплорер); 7-8 — хр. Эндевер; 9 — Осевой вулкан (хр. Хуан де Фука); 10 — Клефт (хр. Хуан де Фука); 11 — Клифф (хр. Горда); 12 — Неска и Сеска (трог Эсканаба, хр. Горда); 13 — Гуаймас (Калифорнийский залив); 14 — 21° с. ш. (ВТП); 15 - 11-13° с. ш. (ВТП); 16 - Вентура (ВТП); 17 - 86° з. д. (Галапагосский центр спрединга); 18 — г. Макдональд; 19 — г. Лойхи (Гавайи); 20 — бассейн Лау; 21 — северный бассейн Фиджи; 22 — западный бассейн Вудларк; 23 — бассейн Манус; 24 — Алиса (Марианский трог); 25 — Джада (трог Окинава); 26 — вулкан Пийпа; 27 — Сонне (Центральный Индийский хребет)

каменной соли миоценового возраста. Во впадину поступают гидро­термальные растворы в объеме до 3 тыс. м^[7]/ч, а их температура на выходе оценивается более чем в +300 °С. В течение года в осадках накапливается до 1500 т железа и 27 т марганца. Гидротермальные растворы представляют собой морские воды, проникшие в базальты, профильтрованные сквозь них, нагретые и вышедшие на поверхность океанического дна рифта в виде горячих, уже рудоносных растворов.

I

Рис. 14.48. Строение «черного курильщика» — современной «фабрики руды» на дне океана (I). Разные типы «курильщиков» (по А. П. Лисицыну и др., 1990) (II). (III) Галапагосский рифт. Цепочки крупных двустворок Caliptogenos вблизи трещин у «черных курильщиков», из которых просачивается разбавленный гидротермальный раствор (по данным Л. Лобье)

ш

Гидротермальные постройки имеют вид холмов или башен высотой в несколько десятков метров, на вершинах которых возвышаются трубооб- разные постройки высотой 3-5 м, напоминающие печные трубы (рис. 14.48). Из них выходят гидротермальные струи черного или белого цве­тов, за что эти сооружения получили наименование курильщиков. На их вершине находятся отверстия, напоминающие кратеры, из которых под­нимается густая взвесь из рудных компонентов. На поверхности конусо­видных башен, сложенных плотным шлакоподобным материалом, наблю­даются, как наросты на березе, термофильные бактериальные маты, скопления различных бактерий, прикрепленных к субстрату, а также группы своеобразных организмов — гигантских погонофор, вестиментифер — Riftia pachyptila, напоминающих крупные и длинные, более 1,5 м, трубки.

Черный «дым» (взвесь)

Труба или «камин»f Т = 350°С "k "••■^^Бактериальные маты Рудная сульфидная постройка ( Крупные двустворки

Это есть не что иное, как большие трубчатые черви, верхняя часть которых окрашена в ярко-красный цвет, так называемый султан, а сама трубка обладает перламутрово-белой окраской. Вокруг построек неред­ко в изобилии раскиданы матово-белые, очень крупные, до 25 см в длину, раковины двустворчатых моллюсков — калиптогенов (Calyptogena magnifica), а также кольчатый червь (Alvinella pompejana), названный помпейским, потому что он непрерывно посыпается, как пеплом, час­тицами серы из курильщиков.

Черная взвесь «курильщиков» содержит в основном Fe²⁺, FeS, Mn²⁺, а белая — Mn, Не, СН₄, Fe. Когда эти взвеси выходят из трубы, они разносятся в виде шлейфа на большое расстояние от места появления, формируя тем самым поле металлоносных осадков (рис. 14.49, рис. 20 на цветной вклейке).

Рис. 14.49. Разрез верхней части «черного курильщика». «Черный дым» — взвесь сульфидов Fe, Си, Zn — возникает при охлаждении гидротермального раствора. Передовой край постройки сложен белым ангидритом, образующимся при контакте морской воды с горячим гидротермальным раствором. В дальнейшем ангидрит замещается сульфидами металлов. 1 — «черный дым»; 2 — зона нарастания ангидри­та; 3 — включения ангидрита; 4 — полиметаллические сульфиды; 5 — гидротермаль­ный флюид с температурой около 400 °С; 6 — боковое отверстие «курильщика»

Происхождение подводных гидротермальных систем связано с вза­имодействием океанской воды и базальтов дна, нри котором в воду переходит много химических элементов, содержащихся в базальтах и газах, при этом сами базальты также изменяются, претерпевая мета­морфизм. Проникшая по трещинам в глубокие горизонты донных ба­зальтов вода нагревается от тепла магматических очагов, существую­щих под рифтовыми зонами океанов. Удивительно, но весь объем океанских вод на Земле прокачивается через гидротермальные систе­мы всего за 3 млн лет.