Procesos Hidrotermales, Naturaleza de los Fluidos Hidrotermales Submarinos y Anatomía de un Depósito de Sulfuro Marino

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La fuente de S reside tanto en el agua de mar como en las rocas máficas, mientras que los sumideros son proporcionados por la deposición de sulfatos (barita, anhidrita) y su precipitación como sulfuros. El S que está contenido en los fluidos descargados en el fondo marino deriva tanto del sulfato de agua de mar como de las rocas máficas. Las sísmicas de isótopos de azufre también son difíciles de interpretar porque los sulfatos de agua de mar contienen + 20% Isotopo34S y el S basáltico tiene 0% Isotopo34S. Durante la reducción de sulfato a sulfuro, el primer sulfuro formado tendrá valores cercanos a 0% de Isotopo34S, de manera que si el sulfato se reduce parcialmente, el Isotopo34S resultante tendrá un intervalo de 0 a + 20%. En general, las mediciones de isótopos S indican un rango de valores para Isotopo34S de entre + 1,7 y + 5,8% en muestras de sulfuro y entre + 0,5 y + 4,6% en el H2S de los fluidos hidrotérmicos del EPR (véase la figura 1.7), Con algunos de los S aportados por agua de mar y otros por las rocas máficas de la corteza oceánica. El S reducido es claramente importante para el transporte de metales, como se discute en el Capítulo 1. En cualquier caso, S se utiliza en la precipitación de sulfuros y sulfatos, que contribuyen a la formación de montículos y chimeneas.

Aparte de la circulación del agua de mar, los fluidos emanados de las cámaras de magma debajo de los centros de extensión también necesitan ser tomados en consideración. Yang y Scott (1996) mostraron evidencia de la presencia de fluidos magmáticos en las lavas de la cuenca del arco posterior del Manus, en la costa de Papúa Nueva Guinea, donde los sistemas hidrotermales del fondo marino están formando activamente, a unos 1700 m de profundidad de agua, depósitos de sulfuros polimetálicos (Campo de ventilación PACMANUS, Binns y Scott 1993). Las inclusiones de fusión de las lavas que albergan la mineralización de sulfuros, contienen vidrio de silicato, minerales y burbujas de gas, siendo el CO2 la principal fase volátil, que por analogía con el sistema volcánico subaeral probablemente derivaría de la desgasificación temprana del magma (Yang y Scott, 1996) . Además, las burbujas también contenían precipitados amorfos que tienen Cu, Zn, Ni, Fe, Na, S y Cl, probablemente como sulfuros y cloruros. Yang y Scott (1996) señalaron que el descubrimiento de esta fase volátil rica en metal sugiere el transporte de metales por fluidos magmáticos de alta temperatura, como se observa comúnmente en los volcanes subaeriales. Las inclusiones de fusión ricas en metal y CO2 atrapadas en los fenocristales proporcionan evidencia directa de estos fluidos magmáticos de alta temperatura que se separaron del magma mediante desgasificación.

Los autores también observaron que en comparación con los fluidos diluidos que se ventilan en el lecho marino de la subida del Pacífico Este a 218 N, las fases volátiles magmáticas del sistema PACMANUS tienen una concentración mucho mayor de metales. Por lo tanto, es probable que estos fluidos magmáticos sean los principales contribuyentes de metales, tales como Cu y Zn. De las fases volátiles (CO2, H2S, H2, CH4), el CO2 es quizás el gas disuelto más abundante en los efluentes hidrotermales submarinos. Se ha registrado una desgasificación intensa de CH4 a lo largo de la cresta del Atlántico medio en sitios donde está presente peridotita serpentinizada. El desarrollo de los fluidos CH4, C2H6 y H2 es el resultado de reacciones de serpentinición, como se describe en la Sección 7.5.2.3.1. Se han reportado varios sitios donde el CO2 se produce en estado líquido en sistemas hidrotérmicos submarinos. Uno de estos sitios, llamado Champagne, se encuentra en el arco de la isla de Mariana, a unos 1600 m de profundidad, cerca de la cumbre de un pequeño volcán llamado Eifuku (Lupton et al., 2006). Otro sitio se encuentra en el valle de Okinawa, donde se encontraron respiraderos que emiten gotitas líquidas de CO2 en varios sitios hidrotermales en la parte superior del Yonagumi Knoll IV (Konno et al., 2006).

Beaudoin et al. (2007) examinaron el presupuesto de minerales de las inclusiones de fusión en entornos de fondo marino (arco posterior, cordillera media y montes submarinos) y encontraron que elementos de mineral, como Pb y Cu, también pueden haber sido aportados por losas de subducción.

La geometría interna y la estructura profunda de un depósito de sulfuro hidrotérmico en el fondo marino, basado en el trabajo de Herzig y Hannington (1995) se muestra en la Fig. 7.7. Zierenberg et al. (1998) también proporcionaron información sobre la estructura interna de los depósitos de sulfuros en el fondo marino de la cuenca Juan de Fuca, lo que se presenta en la Sección 7.5.2.2. Humphris et al. (1995b) examinaron muestras de una serie de agujeros perforados en el campo hidrotérmico de TAG (ver Sección 7.5.2.3) a una profundidad de agua de 3650 m, donde la ventilación episódica de alta temperatura en los últimos 20 000 años ha construido un montículo de aproximadamente 200 M de diámetro. En la superficie del montículo la zonificación mineralógica refleja diferentes tipos de ventilación, con chimeneas calcopirita-anhidrita producidas por fluidos ricos en Cu 300 ° C y material dominado por esfalerita formado a través de

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Fig. 7.7 (A) Componentes de un sistema hidrotérmico de fondo marino; Véase el texto para más detalles, después de Herzig y Hannington (1995) y (B) grupos de fumarolas y montículos, después de Pirajno (1992).

La acción de los fumadores blancos que ventilan fluidos ricos en Zn a temperaturas de 260-300ºC. Diecisiete hoyos perforados en cinco ubicaciones de este TAG activo montículo permitió la reconstrucción detallada del sistema hidrotermal a profundidades de 125 m. La estructura interna del montículo consiste en cuatro zonas o lentes, de arriba a abajo: (1) brecha de pirita masiva clastosoportada en los 10-20 m superiores; (2) una zona rica en anhidritas discontinuas, constituida por al menos dos tipos de brechas, una brecha de pirita-anhidrita soportada por una matriz a unos 30 m por debajo del lecho marino (b.s.f.) y una brecha de pirita-sílice-anhidrita a aproximadamente 45 m b.s.f. A la base de la zona 2; (3) la tercera zona está representada por paredes profundamente silicificadas y brechas en la parte superior de la zona de flujo ascendente, por debajo del montículo hidrotérmico. Por debajo de 100 m b.s.f. La brecha de la roca caja se clasifica en el basalto hidrotermalmente alterado (clorita principalmente) y débilmente mineralizado (Zona 4).

El sistema hidrotérmico de fondo marino ilustrado en la Fig. 7.7 consiste en un montículo basal,