Механизмы формирования морских гидротермально-осадочных отложений: на примере четвертичных гидротермальных полей Срединно-Атлантического хребта и гидротермально-осадочных отложений среднего палеозоя Южного Урала тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.09, кандидат наук Русаков, Валерий Юрьевич

• Русаков, Валерий Юрьевич
• кандидат наук
• 2014

Оглавление диссертации кандидат наук Русаков, Валерий Юрьевич

ВВЕДЕНИЕ...................................................................................................4

ЧАСТЬ 1. ГИДРОТЕРМАЛЬНО-ОСАДОЧНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ СОВРЕМЕННЫХ ОКЕАНОВ (МЕТАЛЛОНОСНЫЕ И РУДОНОСНЫЕ ОСАДКИ)

Глава 1.1. Тектонический и термобарический контроль гидротермального рудоотложения в океане............................................................................................................9

1.1.1. Тектонический контроль...................................................................12

1.1.2. Термобарический контроль...............................................................18

1.1.3. Встречаемость гидротермальных полей и масса рудных тел......................22

1.1.4. О возможности формирования тяжелых рассолов...................................24

Глава 1.2. Источники макро- и микрометаллов в гидротермально-осадочных отложениях 30

1.2.1. Рудоносные гидротермальные растворы и металлоносные отложения.........31

1.2.2. Проксимальные и дистальные металлоносные осадки..............................36

Глава 1.3. Поставка и осаждение гидротермального железа в рифтовой долине Срединно-Атлантического хребта....................................................................................42

1.3.1. Современные методы исследования водных аномалий............................49

1.3.2. Сбор осаждающегося в водном столбе материала и регистрация течений.....53

1.3.3. Плюм в районе поля Брокен Спур (29° с.ш. САХ)...................................57

1.3.4. Плюм в районе поля ТАГ (26° с.ш. САХ)..............................................58

1.3.5. Результаты определения вертикальных потоков гидротермально-осадочного материала............................................................................................60

1.3.6. Поставка гидротермального железа.....................................................62

1.3.7. Осаждение железа...........................................................................63

Глава 1.4. Сравнительный анализ минерального и химического состава дымов "черных курильщиков"................................................................................................66

1.4.1. Поле Брокен Спур (постройка "Сарацин Хед").......................................72

1.4.2. Поле ТАГ (вершина холма "Активный")...............................................77

1.4.3. Формирование гидротермально-осадочного материала.............................78

1.4.4. Влияние метасоматических процессов внутри постройки на состав гидротермально-осадочного материала........................................................85

1.4.5. Роль гидротермально-осадочного материала в формировании рудного тела....86

1.4.6. Состав гидротермально-осадочного материала и циклы гидротермальной активности...........................................................................................86

1.4.7. Сравнительный анализ химического состава гидротермально-осадочного материала, гидротермальных растворов и толеитовых базальтов........................91

Глава 1.5. Гидролого-геохимические особенности гидротермальных плюмов...............95

1.5.1. Растворенные формы металлов в районе источников..............................98

1.5.2. Морфология плюмов...................................................................'....99

1.5.3. Растворенные и взвешенные формы металлов в нейтральных плюмах .......100

1.5.4. Мп и Fe.......................................................................................Ill

1.5.5. Влияние течений на морфологию плюмов............................................113

1.5.6. Коэффициенты дифференциации.......................................................114

1.5.7. Потоки и скорости накопления химических элементов в осадках...............116

Глава 1.6. История накопления металлоносных и рудоносных осадков гидротермального поля "Краснов" (16°38' с.ш. САХ)......................................................................119

1.6.1. Литология................................................................................. 135

1.6.2. Биостратиграфические комплексы планктонных фораминифер и абсолютная геохронология.....................................................................................139

1.6.3. Химический состав..................................................................... 141

1.6.4. Результаты изучения осадков под электронным сканирующим микроскопом 149

1.6.5. Макроэлементы............................................................................153

1.6.6. Корреляционные взаимоотношения между химическими элементами.........158

1.6.7. Нагрузки химических элементов на факторы, контролирующие химический состав.................................................................................................161

1.6.8. Основные события позднеплейстоцен-голоценовой истории седиментации в районе гидротермального поля "Краснов"...................................................165

Глава 1.7. Минералого-геохимическая зональность осадков рудного узла "Семенов" (13°31 ' -13°30' с.ш. САХ)..........................................................................................173

1.7.1. Литология и биостратиграфия..........................................................178

1.7.2. Геохимия и минеральные типы осадков..............................................184

1.7.3. Исследования осадков под микроскопом.......................................... 186

1.7.4. Формирование атакамита-СиСЬ-ЗСи(ОН)2.........................................190

1.7.5. Кластерный анализ........................................................................194

1.7.6. Принципиальная схема вертикального строения гидротермально-осадочного разреза...............................................................................................196

Глава 1.8. Минеральный состав пелитовой фракции осадков гидротермальных полей

"Краснов" и "Семенов"..................................................................................200

Глава 1.9. Редкоземельные элементы в металлоносных и рудоносных осадках.............208

1.9.1. Поле "Краснов".............................................................................212

1.9.2. Поле "Восточное" (Семенов-5).........................................................218

Глава 1.10. Верхнеплейстоцен-голоценовые осадки хребта Гаккеля...........................228

1.10.1. Гипотетическая литостратиграфическая модель..................................234

1.10.2. Зоны диагенеза............................................................................238

1.10.3. Химический состав.......................................................................239

1.10.4. Основные события позднеплейстоцен-голоценовой истории седиментации на хребте Гаккеля.....................................................................................247

1.10.5. Использование статистических методов для изучения химического состава осадков хребта Гаккеля...........................................................................251

ЧАСТЬ 2. ГИДРОТЕРМАЛЬНО-ОСАДОЧНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ ПАЛЕОУРАЛЬСКОГО ОКЕАНА

Глава 2.1. Реконструкция истории Палеоуральского океана, металлогенические зоны Урала и гидротермально-осадочные фации...................................................................263

2.1.1. Литолого-палеогеографическая и тектоническая реконструкции................263

2.1.2. Околорудные гидротермально-осадочные фации..................................273

Глава 2.2. Донные осадки Палеоуральского океана...............................................282

2.2.1. Кремненакопление........................................................................282

2.2.2. Карбонатонакопление....................................................................285

2.2.3. Органический углерод....................................................................288

Глава 2.3. Гидротермально-осадочные отложения колчеданных месторождений..........290

2.3.1. Геологическая позиция колчеданных месторождений............................291

2.3.2. Литология и минералого-химический состав рудокластических турбидитов 294

2.3.3. Механизмы седиментации и постседиментационные преобразования.........314

Глава 2.4. Гидротермально-осадочные месторождения марганца..............................328

2.4.1. Геологическая позиция марганцевых месторождений.............................331

2.4.2. Минералого-химический состав марганцеворудных отложений................338

2.4.3. Краткая история седиментации района исследований.............................344

2.4.4. Возможные механизмы формирования месторождений...........................346

2.4.5. Постседиментационные преобразования.............................................350

Глава 2.5. Модель формирования морских гидротермально-осадочных отложений

..................360

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.............................................................................................370

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ............................................................................... 373

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Механизмы формирования морских гидротермально-осадочных отложений: на примере четвертичных гидротермальных полей Срединно-Атлантического хребта и гидротермально-осадочных отложений среднего палеозоя Южного Урала»

ВВЕДЕНИЕ

Мировой океан, охватывающий около 70% поверхности Земли, представляет собой уникальное явление и дает основание рассматривать его в качестве самостоятельной внешней оболочки Земли (гидросферы), с присущими только ей гидрохимическими, гидрологическими, биологическими и геологическими свойствами.

Наиболее принципиальным и до сих пор дискуссионным остается вопрос о взаимодействии между гидросферой и литосферой. Практически все породы на поверхности нашей планеты подвергаются в той или иной степени воздействию гидросферы. В целом процессы трансформации пород океанической коры с участием водных растворов принято называть гидратацией океанической коры. Наиболее ярко процессы гидратации протекают в рифтовых зонах, опоясывающих весь Мировой океан. Установлено, что в этих зонах они тесно связаны с конвекцией морской воды сквозь трещиноватые вулканические породы океанского дна (гидротермальные конвекционные системы). Продукты гидротермальных процессов в виде серпентинизации, альбитизации и хлоритизации ультраосновных и основных пород океанского дна, а также офиолитовых поясов Земли имеют глобальную распространенность, нередко формируя обширные области, что указывает на их значимую роль в геологических процессах. Считается, что в рифтовых зонах воздействие гидротермальных систем может простираться вплоть до приповерхностных слоев мантии, что окончательно не изучено. Одним из результатов такого взаимодействия является формирование высокотемпературных рудоносных флюидов. Доминирующая роль таких флюидов на сегодняшний день установлена для регионального и постмагматического метаморфизмов. Разгружаясь на морском дне эти флюиды взаимодействуют с окружающими морскими водами, образуя специфическое по своему составу гидротермально-осадочное вещество, которое формирует рудоносные и металлоносные осадки внутри и за пределами гидротермальных полей. Специфический состав гидротермально-осадочных отложений и их последующая постседиментационная трансформация послужила основой выделения особой разновидности вулканогенно-осадочного литогенеза - гидротермально-осадочного.

В рамках представленной работы мы будем рассматривать все основные этапы формирования консолидированных отложений субмаринного гидротермально-осадочного генезиса:

- мобилизацию эндогенных химических элементов из океанской коры и их разгрузку в виде гидротермального флюида на морском дне,

- формирование дисперсного гидротермально-осадочного материала в результате взаимодействия этого флюида с океанской средой, а также его рассеивание океанскими течениями и осаждение на дно в виде металлоносных отложений,

- последующие диа-, ката- и метагенетические преобразования металлоносных отложений.

С накоплением новых знаний в этой области появилась возможность на новом уровне рассмотреть процессы формирования субмаринного гидротермально-осадочного вещества, особенности его осаждения и последующих постседиментационных преобразований в различных океанологических условиях.

Следует также отметить, что в настоящее время идет беспрецедентно активное изучение рифтовых зон Мирового океана вызванное, прежде всего, перспективностью промышленного освоения глубоководных полиметаллических сульфидов. С момента открытия в 1978 г. активных гидротермальных источников в Тихом океане с помощью глубоководного обитаемого аппарата "Алвин" прошло немногом более 30 лет. К началу второго тысячелетия морские исследователи знали уже о чуть более сотне гидротермальных полей, а спустя еще десять лет число открытий возросло до 450 и продолжает стремительно увеличиваться.

Благодаря расширению научных знаний в этой области к концу прошлого столетия совершенно очевидной стала прямая связь между гидротермальными процессами, колчеданными полиметаллическими рудами и околорудными гидротермально-осадочными породами в виде железистых силицитов и пелитолитов. Было установлено, что они образуют единые генетически связанные образования, отличающиеся в основном уровнем концентрации рудных элементов, а их минералогические и геохимические различия обусловлены разными условиями бассейна седиментации, направленностью диагенетических преобразований (в разных климатических и седиментологических обстановках диагенез реализуется по-разному), а также процессами ката- и метагенеза. Кроме того, было замечено, что геохимические ореолы вокруг колчеданных месторождений формируются как одновременно с отложением руд, в момент активности рудообразующей циркуляционной системы (сингенетические ореолы), так и после затухания ее активности и захоронения рудного тела под слоями осадочного или вулканогенно-осадочного материала (постгенетические ореолы) [Баранов, 1987]. Первые создают латеральную зональность гидротермально-осадочного разреза, а вторые, благодаря разной степени мобильности химических элементов, вертикальную.

Работа является результатом многолетних исследований автором металлоносных отложений, связанных с гидротермальными процессами, как современных гидротермальных полей Мирового океана, так и древних колчеданных и марганцевых месторождений континентов. Структурно она разделена на две части. Первая часть посвящена гидротермально-осадочным процессам в современном Мировом океане. Вторая часть описывает историю развития Палеоуральского океана и формирование палеозойских колчеданных и гидротермально-осадочных марганцевых месторождений.

В представленной работе автор использовал оригинальные материалы, полученные в морских экспедициях на борту НИС "Академик Мстислав Келдыш" (ИО РАН), НИС "Профессор Логачев" (ПМГРЭ) и научно-исследовательском ледоколе "Polarstern" (AWI, Германия), а также в экспедициях по Южному Уралу.

Процессы формирования, рассеивания и осаждения (седиментации) описываются на примере активных полей Срединно-Атлантического хребта: Брокен Спур (<1 тыс. лет) и ТАГ (-40-50 тыс. лет). История седиментации и последующие диагенетические трансформации металлоносных отложений, а также структура гидротерально-осадочных разрезов, рассматриваются на примере полей, прекративших в недавнем геологическом прошлом свою активность (поле "Краснов" (-119 тыс. лет) и поле "Восточное" рудного узела "Семенов" (возраст поля -124 тыс. лет)). Наибольший научный интерес в этом отношении, представляет собой рудный узел, поскольку он состоит не менее чем из пяти гидротермальных полей разного возраста (активных и неактивных), и по своей структуре напоминает палеозойские колчеданоносные палеогидротермальные поля. Последние, как правило, состоят из нескольких рудных тел. С открытием обширного ореола осадков поля "Восточное", включающих слои турбидитов, появилась возможность сравнить механизмы формирования подобных отложений с их древними аналогами, широко распространенными на колчеданных месторождениях. Кроме того, изучение рудо-перекрывающих карбонатных отложений, обогащенных атакамитом, дает возможность по-новому понять постседиментационное поведение меди, включая генезис малахитовых месторождений, тесно связанных с постседиментационными преобразованиями сульфидных руд.

Основные этапы формирования проксимальных и дистальных гидротермально-осадочных пород изучены на примере колчеданных (Молодежное, Яман-Касы, Сафьяновское) и гидротермально-осадочных марганцевых (Кызыл-Таш, Южно- и Северо-Файзулинское, Биккуловское, Кусимовское) месторождений Южного Урала.

Кроме того, во второй части приводятся литолого-палеогеографическая и тектоническая реконструкция истории Палеоуральского океана, с целью наиболее полного описания тесного взаимодействия между гидротермально-осадочным литогенезом и эволюцией бассейна седиментации.

Автору посчастливилось работать с выдающимися учеными в области морской геологии: академиком А.П. Лисицыным, д.г.-м.н. Ю.А. Богдановым и д.г.-м.н. Е.Г. Гурвичем, а также принять участие в ряде экспедиций в районы активных гидротермальных полей Атлантического океана под их руководством. Однако основным импульсом для написания представленной работы послужила монография Е.Г. Гурвича [1998] "Металлоносные осадки Мирового океана", которая была также опубликована и на английском языке: "Metalliferous Sediments of the World Ocean. Fundamental Theory of Deep-Sea Hydrothermal Sedimentation". Фактически монография стала отправной точкой в понимании единого механизма, объединяющего мобилизацию химических элементов из литосферы, их вынос в океан гидротермальными флюидами, взаимодействие флюидов с океанской средой и последующее захоронение продуктов этого взаимодействия в виде металлоносных осадков. Систематизации имеющейся информации, объединяющей в единый процесс накопление отложений на дне океанов и их последующую трансформацию в породы, способствовало участие автора в ряде экспедиций по Южному Уралу под руководством одного из наиболее авторитетных исследователей в этой области знаний д.г.-м.н. В.В. Масленникова. Результаты его исследований, изложенные в монографии "Литогенез и колчеданообразование" [Масленников, 2006], в значительной степени повлияли на содержание представленной работы.

Особо хочется отметить ведущую роль д.г.-м.н. М.А. Левитана. Под его чутким руководством сформировался круг моего научного мировоззрения и произошло мое становление как специалиста-литолога. Автор выражает глубокую благодарность

ученым, без которых не могла бы состояться эта работа: к.г.-м.н. В.В. Шилову (ПМГРЭ), д.г.-м.н. Б.Н. Рыженко (ГЕОХИ), к.г.-м.н. И.А. Рощиной (ГЕОХИ), к.г.-м.н. Т.Г. Кузьминой (ГЕОХИ), к.т.н. H.H. Кононковой (ГЕОХИ), A.M. Асавину (ГЕОХИ), д.г.-м.н. И.Ф. Габлиной (ГИН), к.г.-м.н. И.Г. Жукову (ИМ, УрО РАН) и доктору Яомин Янгу (Первый Океанографический Институт Китая).

Работа выполнена при финансовой поддержке российско-американской программы "Фундаментальные исследования и высшее образование" (ВИНЕ), грантов СКОР, Федерального агентства по образованию России, а также грантов РФФИ: 11-0500412 "Литогенез гидротермально-осадочных отложений на примере современных металлоносных и рудоносных осадков полей "Краснов" и "Семенов" (САХ), а также палеозойских дистальных рудокластических гпурбидитов медноколчеданного месторождения "Молодежное" (Южный Урал)", 11-05-91163 — совместный конкурс с ГФЕН "Объединенная изотопно-геохимическая модель океанского гидротермально-осадочного литогенеза, на примере ультранизкоспединговых хребта Гаккеля и Западно-Индийского хребта"; гранта Министерства образования и науки РФ соглашение № 8667.

ЧАСТЬ 1. ГИДРОТЕРМАЛЬНО-ОСАДОЧНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ СОВРЕМЕННЫХ ОКЕАНОВ (МЕТАЛЛОНОСНЫЕ И РУДОНОСНЫЕ ОСАДКИ)

Глава 1.1. Тектонический и термобарический контроль гидротермального рудоотложения в океане

К настоящему времени в Мировом океане открыто уже более 450 активных и реликтовых гидротермальных полей, включая поля в Красном и Средиземном морях. Часть из них показана на рис. 1.1.1 и 1.1.2. Около 50 % из их числа расположено в пределах срединно-океанических хребтов (СОХ) на дивергентных границах литосферных плит, около 22 % - связано с островодужным и заостроводужным спердингом вдоль конвергентных границ литосферных плит, и оставшиеся 18 % - с внутриплитовым вулканизмом. Некоторые поля содержат десятки миллионов тонн сульфидных руд с высокими содержаниями Си и а также наиболее ценными попутными компонентами, такими как Ag, Аи, Со, Мо и др. Существуют различные точки зрения на процессы, приводящие к формированию подобных скоплений. Однако почти все они сводятся к модели, основанной на конвекции морской воды через прогретую океаническую кору. В качестве источника тепла выступает магматическая камера, а в качестве проницаемой среды — трещиноватые магматические породы. Наличие источника тепла в этой системе определяет тесную взаимосвязь между метасоматическими процессами и вулканической активностью, которая в свою очередь контролирует пространственное распределение рудоформирующих гидротермальных систем в Мировом океане (тектономагматический или тектонический контроль). При этом тектоническая позиция сульфидных образований рифтовых зон и задуговых бассейнов сходна с тектонической позицией, в которых формировались многие древние колчеданные руды континентов. Распределение рудных построек на дне современных океанов показало, что не менее важным является батиметрическое положение рудообразующих систем, которое в значительной степени определяет физические свойства флюида (термобарический контроль). С накоплением информации о современных гидротермальных процессах появилась возможность на новом уровне оценить масштабы подобных проявлений в океане и провести более детальное сравнение с их аналогами на континентах (колчеданные месторождения). Эта глава посвящена выявлению наиболее общих закономерностей химического состава гидротермальных флюидов, распространению массивных сульфидных отложений на дне Мирового океана и граничным условиям

Рис. 1.1.1. Батиметрическая карта Мирового океана и расположение известных субмаринных гидротермальных полей: 1 - глобальная система срединно-океанических хребтов (дивергентные границы литосферных плит); 2 - система заостроводужного спрединга (конвергентные границы литосферных плит); 3 - зоны внутриплитового вулканизма ("горячие точки"), 4 - гидротермальные поля с отложениями глубоководных полиметаллических сульфидов (ГПС), 5 - наиболее изученные районы срединно-океанических хребтов и зон заостроводужного спрединга.

Рис. 1.1.2. Расположение гидротермальных полей в отдельных районах срединно-океанического хребта и зонах заостроводужного спрединга.

(а) - северо-восточная часть Тихого океана, хребты: Эксплорер, Эндевор, Хуан-де-Фука;

(б) - северная часть Восточно-Тихоокеанского поднятия;

(в) — южная часть Восточно-Тихоокеанского поднятия;

(г) - северная часть Срединно-Атлантического хребта: прямым шрифтом обозначены названия полей, расположенных в неовулканической зоне; наклонным шрифтом обозначены поля, расположенные на ультраосновных породах (по крайней мере, частично); поля, связанные с тектоническими разломами, подчеркнуты сплошной линией; (д) - система заостроводужного спрединга юго-западной части Тихого океана: море Бисмарка, котловина Вудларк, СевероФиджийская котловина, котловина Jlay.

рудоотложения; она охватывает информацию об известных современных гидротермальных проявлениях и рудах.

1.1.1. Тектонический контроль

Дискуссионным остается вопрос относительно частоты встречаемости гидротермальных полей в разных геодинамических обстановках и геохимической специализации гидротермальных растворов. Несмотря на то, что на сегодняшний день детально исследовано менее половины протяженности глобальной системы СОХ и рифтов заостроводужного спрединга, имеющиеся данные позволяют с определенной степенью достоверности выявить общую закономерность распределения гидротермальных проявлений в различных тектонических обстановках.

Дивергентные границы литосферных плит. До настоящего времени наиболее распространенной точкой зрения было предположение о том, что существует прямая зависимость между частотой гидротермальных проявлений и скоростью спрединга. Чем выше скорость спрединга, тем выше количество полей на единицу протяженности хребта [Baker, Hammond, 1992]. Последующие исследования [Baker, German, 2004] показали более тесную связь частоты встречаемости полей с магматическим бюджетом, нежели со скоростью спрединга, что позволило дополнительно включить в рассмотрение гидротермальные поля, связанные с внутриплитовым вулканизмом. Однако, роль тектонического и магматического контроля в распределении гидротерм продолжает вызывать споры, поскольку зависимость между этими величинами не носит прямолинейный характер (табл. 1.1.1, рис. 1.1.3). Из рис. 1.1.3 видно, что зависимость,

E"

с;

es

H

e

1.12 0.53 1.33 0.13 3.26 0.3 4.53 0.57 0.67 1.71 3.33 3.89 2.3

e»

4 E

O

e

2 -

(U

0 $

Рис. 1.1.3. Распределение гидротермальных полей в зависимости от скорости спрединга и магматического бюджета:

1 - магматический бюджет, км3/(млн.лет • км); 2 - полная скорость спрединга, мм/год; 3 - частота встречаемости, количество полей на 100 км СОХ.

Таблица 1.1.1. Характеристики некоторых металлогенических зон Мирового океана

Район Протяженность, хм Количество полей. N Встречаемость. К 100 км Полная скорость спрединга мм год Магматический бюджет. км^ (млнл-кы) Масса руды, млн т Рудоносность. млн.т 100 км

Низкоспрединсовые СОХ

Хребет Гаккеля 850 10 1.12 8.5 34 - -

ЗИХ 10"-24° в. л. 950 5 053 11.2 45 - -

3IDC 58° -66° s i 450 6 1.33 14 56

САХ 14°- 26° сш 1300 6 046 24 151 >7.1 0.55

САХ27°-30°с ш 330 1 0.3 24 151 0.1 0 03

САХ36°-38°сш. 230 7 3.26 23.9 151 >1 0.43

Высокоспрединсоеые СОХ

Хр Эксплорер - Х\ан-де-Фука 480 22 4.53 55 247 2.4 0.5

ЦИХ 1050 60 057 66 416 - -

BTTI15°- 18° с ш 350 6 1 71 86 542 - -

ВТП9°- 13°сш 300 10 3.33 101.4 639 056 018

ВТП 14°-19° юш. 540 21 3S9 145 914 - -

ВТП 27° - 32° ю ш. 610 14 2.3 148 932 - -

Рифты, заношенные осадками

Красноморский 1800 18 1 16 23 •90 >5

Бассейн Гуанмас - 3 - 56 - п-10

Зоны внутриплитового вулканизма

Хр Рейкянес 750 1 0 13 19 1 191 - -

Ц11Х 455 3 0.67 66 660 - -

Рифты задусовых бассейнов

Бассейн Манус 400 4 1 120 - - -

Бассейн Лау 18е -23° ю.ш. 640 5 0.78 80 - - -

Бассейн Вудлак 550 ■> 0.36 27-60 - - -

31IX - Западно-Пнднйский хреоет. ЦИХ - Центрально-Инлнйскнн хребет.

близкая к линейной, сохраняется лишь для низкоспрединговых хребтов (полная скорость спрединга <40 мм/год). Сравнительно высокая частота встречаемости гидротермальных проявлений отмечается на ультранизкоспрединговом хребте Гаккеля (в среднем 1.12 полей на 100 км протяженности хребта). Следует заметить, что о гидротермальных проявлениях хребта Гаккеля мы знаем только по результатам зондирования водных аномалий над ним. Здесь до сих пор пока не обнаружены ни черные "курильщики", ни сульфидная минерализация (см. главу 1.10). Максимальная величина встречаемости (3.26 полей /100 км) для низкоспрединговых хребтов в целом приходится на отрезок между 36° и 38° с.ш. Срединно-Атлантического хребта (САХ). При этом, участок того же хребта, расположенный между 27° и 30° с.ш. (рис. 1.1.2г), характеризуется критически низким значением встречаемости (0.3 поля/100 км). Сравнительно низкие значения частоты встречаемости полей ((0.57-0.67)/100 км) обнаружены также на хребтах со средними скоростями спрединга (40-80 мм/год). Последнее можно объяснить их слабой изученностью, поскольку именно для среднеспрединговых хребтов характерна наиболее редкая сетка наблюдений. Детально на сегодняшний день обследован район Восточно-Тихоокеанского поднятия (Bill), где обнаружена большая часть известных гидротермальных полей (рис. 1.1.26 и 1.1.2в). Однако частота их встречаемости оказалась сопоставима с наиболее изученным районом САХ. Подобный результат можно объяснить влиянием двух факторов. Во-первых, на хребтах с высокими скоростями спрединга, гидротермальные поля концентрируются в узкой зоне вдоль оси хребта (как, правило, внутри вдольосевого грабена шириной 100-300 м), что, вероятно, обусловлено локализацией максимальной величины теплового потока в этой зоне. Н. Слип с соавторами [Sleep et al., 1983], исходя из существующего теплового потока, подсчитал, что лишь 1/10 часть теплового потока связана с гидротермальной циркуляцией в осевой части рифта, остальные 9/10 с циркуляцией, расположенной на некотором удалении от оси. Последнее, скорее всего, справедливо только для хребтов с низкими и ультранизкими скоростями спрединга. Так, для высокоспрединговых хребтов, на которых тепловой поток более сфокусирован в приосевой зоне, исследователи дают несколько иные оценки. Однако все они сводятся к тому, что около 1/3 тепла теряется в осевой зоне, а остальные 2/3 на флангах. Кроме того, во-первых, ширина неовулканической (экструзивной) зоны на хребтах с высокими скоростями спрединга всего 1-2 км, в то время как активные гидротермальные постройки на низкоспрединовых хребтах встречаются в пределах всей рифтовой долины шириной около 10-15 км и даже за ее пределами (поле "Петербургское"). Отдельные находки рудопроявлений вне рифтовых долин пока крайне редки. Во-вторых, в предыдущих оценках не учитывался фактор продолжительности

"жизни" отдельных циркуляционных систем. Известно, что продолжительность гидротермальной активности тесно связана с вулканическими циклами и скоростью спрединга. Возобновление вулканического цикла ведет к затуханию гидротермальной деятельности и наоборот. Так, возраст одной из наиболее массивных (~4 млн.т. руды) и продолжающих свою активность гидротермальной постройки поля ТАГ, расположенной на низкоспрединговом САХ, оценивается около 40-50 тыс. лет. Изучение структуры металлоносных отложений на флангах постройки указывает на то, что она пережила не менее двух гидротермальных циклов (по другим оценкам, до пяти); каждый продолжительностью от нескольких тысяч до нескольких десятков тыс. лет [Ьа1ои ег а1., 1993; Копа е1 а1., 1993]. Возраст расположенной рядом неактивной постройки МИР оценивается более 100 тыс. лет, а ее масса достигает 10 млн.т. На высокоспрединговых хребтах продолжительность формирования постройки, как правило, значительно меньше. В районе ВТП многочисленные небольшие постройки массой «100 т. и "возрастом" < 1 тыс. лет расположены преимущественно вдоль оси хребта на расстоянии менее 1 км. Таким образом, распространение гидротермальных систем на хребтах с ультравысокими скоростями спрединга сильно ограничено не только их локальным положением вдоль узкой экструзивной зоны, но и малой продолжительностью существования. Периоды генерации новой океанической коры ведут к перестройке структуры тектонических трещин и разломов, по которым циркулируют гидротермальные растворы, и, как следствие, смене зон гидротермальной разгрузки. В противоположность им, устойчивый тектономагматический режим, характерный для хребтов с низкими скоростями спрединга, способствует существованию стабильной системы циркуляции и возможности продолжительного накопления сульфидной залежи на одном гидротермальном поле.

Принимая во внимание сопоставимые величины распространенности гидротермальных систем на высокоспрединговых и низкоспрединговых хребтах, а также более продолжительный период формирования рудных построек на низкоспрединговых хребтах, интересно сравнить общие масштабы их оруденения. Из табл. 1.1.2 легко заметить, что масса построек определяется продолжительностью рудоотложения (чем старше гидротермальная постройка, тем больше она содержит руды) и эффективностью рудоотложения. Первый фактор тесно связан со скоростью спрединга хребта, а второй определяется средой, в которой происходит накопление руды. Так, наиболее высокая эффективность рудоотложения (рудоносность) отмечена в рифтах, заполненных придонными высокоминерализованными рассолами (Красное море) и водопроницаемыми осадками (Калифорнийский залив и северо-восточная часть Тихого океана). Общая масса руды в Красноморской впадине Атлантис II оценивается минимум в 90 млн.т., причем

продолжительность рудонакопления не превышает 100 тыс. лет [Ки й а1., 1969]. Рудные отложения в осадках Калифорнийского залива в бассейне Гуаймас оцениваются в несколько десятков миллионов тонн. При этом наиболее массивные рудные постройки полей на Срединно-Атлантическом хребте на наиболее изученном отрезке между 40° и 10° с.ш. в сумме составляют немногим более 100 млн.т. То есть, эффективность рудоотложения во впадине Атлантис II в несколько раз выше, чем в рифтах открытого океана. Наиболее массивные из известных построек на ВТП по массе руды, как правило, не превышают нескольких десятков тонн, а средняя рудоносность хребта, несмотря на высокую плотность построек, составляет (0.18-0.5) млн.т./100 км, что сопоставимо с рудоносностью наиболее изученных отрезков САХ - (0.03-0.55) млн.т./100 км. Исключение составляет лишь одна рудная залежь на 13° с.ш. ВТП в кальдере вулкана (табл. 1.1.2), объем которой достигает 5-10 млн. т. К сожалению, автор данной работы не располагает данными о возрасте этой постройки. Не исключено, что она связана с неспрединговым блоком, и не имеет отношение к экструзивной зоне хребта.

I ао.шия 1,1.2 Прпм.'рси vt uuejunt р.лошктхгш otae ¡ьныЧ j'WtsvKou I ОХ и ' sifip<Ki" у-.шы\ нич t|>acii

Рч ,и»с Ki.it ^вйгдинг-! Чр« г л М«-г.< рута »ojpaCT OtSCr -OCk Py,ti»i«K«<.T5> Iii ¡лччп.

км twt «1

морг 1« 1$ГИ» imt \л,А T*vAuw<jit it 1,« i§V

ТАГ 3 ö Hutapbm ei ai 1 >0<

МШ' |t, ь 2

< пгр 0 i !

С ргйх Пит i: « Octrcnil

Лотач« 2 г Kt >4K>v <t itJ, 1 "4*5

Р,»ЛИ(М> 1 FirtUiSiC! с* л1. l"ä9i>

Ашгк 7 4 0 4e}»aista ICCrf

t «чсамв -М 'S m с И. :б[),

К'р-^-е» и» ih

fcntl- Hl!M8j>S0 I! IUU~<№ ii ip, .1 "i>

Пыйя-зе-Ф&хь SÖ н я С Imiaifeov ci ül. 2Ьв-'

С АХ ri0'-»p*f ш.> >4 4<<М» lß« 4

лсяд.1р>п< tt 1 Ti ntiKiifl« c< i( ISSi*

s ti а В !

Xs,m«J»• 1$ » я. Pi ■•мея.м.л. .

< В 1 И\*>| « ОЛСЛНй 25

K l.nitjH-j> п 1; Inn ift SftO I) л Iii n ь >5

Bin llft I VMI К' 0.f Пир«1«( -гашы

п 1 • нс1 лтапых

Помимо выше перечисленных факторов, влияющих на рудоносность хребтов, нельзя не учитывать потенциальную металлоносность вулканических пород, из которых мобилизуются рудные компоненты гидротем. Исследования строения 3-го слоя океанической коры низкоспредингового хребта Индийского океана [Dick et al., 2000] показали, что габброиды формируют этот слой из силлоподобных магматических тел небольшого размера в результате периодически появляющихся и отмирающих магматических камер. В Атлантическом океане габброиды также проявляются прерывисто, а структура коры рассечена многочисленными и протяженными (как по

Список литературы диссертационного исследования кандидат наук Русаков, Валерий Юрьевич, 2014 год

— - r

i i i l i l 1 t L

l v l l v l L V t

l l l L l t l l l

V i V l l t V l V l l l V l V l l t

l V l l V i l V t

4

|L ll 1 lV Vi 2 [Л

8

Рис. 2.4.2. Стратиграфические колонки в районе Магнитогорского палеовулканического пояса с указанием свит, горизонтов и их мощностей, схемы расположения марганцевого оруденения в районе месторождений Биккуловское, Кызыл-Таш, Южно-Файзулинское и Кусимовское (Южный Урал), а также макрокомпонентный состав руд и окружающих их пород. 1 - базальты; 2 -андезиты; 3 - риолиты, дациты, 4 - Fe-Si отложения (а - яшмы, б - джаспериты); 5 - глинистые сланцы, 6 - алевролиты и песчаники; 7 - марганцевое оруденение, 8 - карбонаты.

Проксимальные отложения. Месторождение Кызыл-Таш известно со второй половины XIX века, а основные работы по изучению его геологического строения были проведены в 1930-1940 гг. [Топорков, Кожевников, 1938; Бетехтин, 1940]. Дополнительные исследования месторождения были выполнены уже в конце XX века (1995-1999 гг.) [Брусницын и др., 2000; Старикова, 2001; Старикова и др., 2004]. По результатам этих исследований были выявлены четыре основных этапа в формировании современного облика месторождения. Первый этап - седиментация и диагенез (Э2 - Эз),

второй - захоронение и метаморфизм рудной постройки (Эз - С), третий -гидротермально-метасоматическое минералообразование в период тектонических деформаций (С - Р), а также последующие денудация и гипергенные изменения (ЫZ - <3).

I I/ СГП: | | ■ | \4 шш I 1. т - ЕЗа БЗ*

кик - »дхаиг'^кшммгг-тицмяш ¡1» Мл м)

I* |ЖДе»1*«*иМС» М» V! ИСТ - ю^типимт-яцАш^-'М^жогч'й (»»¡»-Мт И К - |»мшяи-»ррс«у мр 11МШ11И1|Ц|С»У -Мя;> !*1 А родит г■ вчтт -вц мамм I < *• Ми-5й) ■ т^ЖМ^ДОЙМИТОМЯ (Ся^Мй N1»

• ( чн-рнын \час1»к

г^тг.гг

< «М|>ММН

\ т«М!

Юлим» {

чин» V

Сг^гг-лс-г гу-

Рис. 2.4.3. Геологический разрез в районе марганцеворудных месторождений Кызыл-Таш (северный участок) - (а) [Старикова и др., 2004], Южно-Файзулинское - (б) [Брусницын, Жуков, 2005], Биккуловское - (в) [Брусницын и др., 2009] и Кусимовское - (г) [Брусницын, 2013]. 1 -дерн; 2 - вулканомиктовые отложения андезитового, дацитового и риолитового составов (алевролиты, песчаники) с глинисто-кремнистыми сланцами; 3-4-яшмы: 3- сургучно-красные, 4 -серовато-розовые; 5- марганцевые руды с указанием номеров тел; 6-7 - джаспериты: 6-микрополосчатые, 7- микробрекчевидные; 8 - контур карьера; 9- зоны тектонических деформаций (разломы).

Крсмяжгым

V t V

L L l4.yL L V K V Г^Ъчу" t t V i V-4 V L L í- v V L V i v 4

L L v l \ t L V

v 1 V L v V L v.rT V-1 X V \ f l L .

V\L V rv- L

.NL-^ V V

f l L L L

v y1

L v 1

l V t

l).em-D,ef 1 1 1 ! i v

V 1v4 V i

p V i / V v 1

L / i v i

V t V VI

V l v 1 L L t lt V

v- l V V T- V t ,v l

V/ 11 t 7y V L

t y 1

^ L л Kx V tyi V v |ÜM

1 v\ V v t VL

V t v i V f.

V V v

Марганцевое орудененне локализовано под основанием мукасовского горизонта внутри вулканомиктовых песчаников и кремнистых отложений верхней толщи улутауской вулканогенно-осадочной свиты живетско-франского возраста (D2ZV - Озй-) (рис. 2.4.2). Рудные отложения представлены серией линзовидных (пластовых) тел, расположенных на разных стратиграфических горизонтах согласно слоистости вмещающих их пород (рис. 2.4.3а). Вмещающие породы состоят из хорошо стратифицированных яшм и микрополосчатых джасперитов, смятых в складки. Марганцевые руды залегают на микробрекчиевидных джасперитах и имеют с ними четкие границы. Массивные, пятнистые, микро- и макро-брекчиевидные текстуры джасперитов, по мнению большинства авторов, свидетельствуют об их образовании при литификации Fe-Si гелей, т.е. металлоносных осадков (см. раздел 2.1.2 и 2.2.1). Е.В. Старикова с соавторами [2004], исходя из данных картирования рудовмещающих отложений, выделяет холмообразную линзовидную силицитовую постройку в форме пологого двухвершинного холма, сложенную джасперитами и яшмами в ее центральной части и марганцевыми рудами во внешних зонах холмов. Общий размер постройки 350 м по простиранию и до 60 м по мощности. Обнаруженный в кровле постройки слой из обломков джасперитов интерпретируется как продукт частичного разрушения ее центральной части. По их мнению, отложения сформировались в результате разгрузки низкотемпературных гидротермальных растворов на дне Палеоуральского океана. Предыдущие исследования [Сопина, 1945], наблюдаемый "раздув" пласта в центральной части месторождения, интерпретировали как результат складчатой деформации. Однако К.П. Сопина также отмечала "ожелезнение" вулканитов, подстилающих джасперитовую линзу. Причина подобного "ожелезнения" не установлена, однако, некоторые исследователи полагают,

что оно могло возникнуть вследствие влияния низкотемпературных гидротермальных растворов. Морфологическое строение рудной залежи в целом схоже с линзовидными и пластовыми телами большинства гидротермально-осадочных месторождений. Следует также подчеркнуть, что на месторождении по объему резко преобладают Fe-Si отложения в виде джасперитов, а марганцевые руды, наоборот, имеют резко подчиненное распространение и локализованы в их кровле (SÍO2 - 4.2 х 106 т, Fe203 - 1.4 х 105 т, МпО -9 х 103 т) [Старикова и др., 2004].

Месторождение Южно-Файзулинское было открыто в 1890 г, а основные работы по его изучению пришлись на тот же период между 1930 - 1940 гг. Более поздние исследования Южно-Файзулинского месторождения [Брусницын, Жуков, 2005] благодаря начавшейся в 1996 г. эксплуатации южной рудной залежи позволили выявить четыре основных этапа в его формировании: седиментация и диагенез (D2), метагенез (D2 — С]), гидротермально-метасоматическое минералообразование в период тектонических деформаций (С2 - Р), а также на завершающей стадии - гипергенез и частичная денудация отложений, контактирующих с дневной поверхностью (MZ - Q).

Геологический разрез в районе месторождения представлен вулканогенно-осадочными породами междугового бассейна. Верхняя часть разреза сложена вулканомиктовыми песчаниками, алевролитами, аргиллитами и кремнистыми сланцами улутаусской свиты живетско-франского возраста (D2ZV — D3fr) (рис. 2.4.2). Рудовмещающими породами являются кремнистые отложения бугулыгырского горизонта эйфельского возраста (D2ef). Горизонт можно разделить на два слоя: верхний - яшмы, кремнистые алевролиты и марганцевые руды, нижний - джаспериты. Ниже по разрезу залегают вулканиты ирендыкской свиты эмско-эйфельского возраста (Die — D2ef). Последние сложены базальтами и андезито-базальтами.

Рудные отложения выполнены в виде отдельных пластов и линз, пространственно удаленных друг от друга, но в пределах бугулыгырского горизонта. Марганцевое оруденение локализовано на двух стратиграфических уровнях, нижний из которых вскрыт карьером (рис. 2.4.36). Верхнее рудное тело расположено на северной границе месторождения на более высоком стратиграфическом уровне (в отрыве от джасперитов). Оно представляет собой ритмично-построенную пачку из тонких (около 1.5 см по мощности) слоев и линзочек браунита и сургучной яшмы. Нижнее тело пластообразно-линзовидной формы размером около 200 м по простиранию и до 3 м по мощности залегает согласно в пачке кремнистых пород на одном уровне с джасперитовой линзой. Отличительной особенностью Южно-Файзулинского месторождения является отсутствие четко-выраженной силицитовой постройки. Вместо этого, линзовидные тела джасперитов

образуют цепочку небольших тел мощностью до 2-4 м [Гаврилов, 1972; Жуков и др., 1998; Брусницын, 2001, Брусницын, Жуков, 2005].

Месторождение Биккуловское было открыто в 1917 г., а его разведка и добыча начались в 1939 [Гаврилов, 1972; Калинин, 1978]. Более поздние исследования месторождения [Брусницын и др., 2009] выявили основные геологические этапы формирования его современного облика. На первом этапе происходило гидротермально-осадочное накопление металлосодержащих осадков и их диагенез (D2-3). После захоронения металлоносные отложения испытали региональный метаморфизм при температурах -200-250° С (D2-3 - Ci) и тектонические деформации (С2 - Р). И наконец, на завершающих этапах, отложения подверглись гипергенезу и частичной денудации (Mz -Kz). Как видно, все вышеописанные месторождения прошли схожие геологические этапы формирования, которые отражают общую историю формирования вулканогенно-осадоных пород Палеоуральского океана и последовательность reo динамической эволюции Южно-Уральского региона.

Геологический разрез в районе месторождения представлен осадочными породами мукасовского горизонта в верхней части и рудовмещающими вулканогенно-осадочными породами улутаусской свиты в нижней части (рис. 2.4.2). Породы мукасовского горизонта сложены кремнистыми сланцами и алевролитами. В разрезе улутауской свиты выделяются (сверху вниз): вулканомиктовые песчаники и гравелиты, туффиты разнообразного гранулометрического состава с включениями слоев и линз известняков.

Марганцевые руды локализованы в верхней части улутаусской свиты. Они образуют линзовидную форму протяженностью около 340 м и мощностью от 1 до 3 м (рис. 2.4.3в). А.И. Брусницын с соавторами [2009] отмечают, что на Биккуловском месторождении, в отличие от аналогичных месторождений Южного Урала, доминирующую роль в объеме железистых отложений играют железистые туффиты, а не кварц-гематитовые джаспериты. Причем последние по объему резко уступают марганцевым рудам. На месторождении четко прослеживается вертикальная зональность рудоносных отложений. Рудоносные отложения, состоящие из оксидно-карбонатно-силиктных марганцевых руд, перекрыты сургучно-красными железо-кремнистыми туффитами (яшмо-туффитами). На южном участке они залегают на джасперитовой линзе, которая образует сравнительно (с описанными выше месторождениями) небольшое тело до 10 м по простиранию и до 2.5 м по мощности в своей центральной части. Ниже по разрезу расположен слой железистых туффитов мощностью около 5 м с небольшими включениями линз (3-5 х 0.5 м) известняков и марганцовистых туффитов. Причем линзы известняков приурочены к основанию слоя, а марганцовистые туффиты к его кровле. В

свою очередь, железистые туффиты залегают на грубообломочных известковистых туффитах. В подрудных вулканомиктовых песчаниках широко проявлены зоны гематитизации и окварцевания, отражающие влияние поровых растворов. В вертикальном разрезе северного участка отсутствуют джаспериты. Характерной чертой рудоносных отложений Биккуловского месторождения, как и других гидротермально-осадочных месторождений, является расположение марганцевых руд либо непосредственно над железистыми отложениями, либо в отрыве от них, но всегда на более высоком стратиграфическом уровне.

Дистальные отложения. Месторождение Северо-Файзулинское, в отличие от Средне- и Южно-Файзулинского, полностью локализовано в яшмах верхней части бугулыгырского кремнистого горизонта. Однако геологические особенности района и основные этапы их геологического развития схожи. Характерным отличием от описанных выше одноименных месторождений является стратиграфическая оторванность марганцевых руд от джасперитов и более однообразный характер марганцево-рудных отложений в виде однородных пластов без видимой вертикальной и латеральной зональности. По мнению А.И. Брусницына [2013], указанные признаки является отличительной особенностью дистальных гидротермально-осадочных отложений. Марганцевые руды залегают в виде двух пластов, расположенных один над другим на расстоянии около 2.5 м. По мощности пласты достигают 1 м, а по протяженности — до 300 м. Они сложены оксидно-силикатными породами гематит-браунит-кварцевого состава.

Открытие и освоение месторождения Кусимовское, как и большинства аналогичных объектов Южного Урала, приходится на 30-е - 40-е годы прошлого века. Описание геологического строения месторождения можно найти в работах А.Г. Бетехтина [1940; 1946]. Включающими породами являются кремнистые отложения бугулыгырского горизонта. А.И. Брусницын [2013] относит это месторождение к дистальному типу, поскольку марганецсодержащие рудные пласты расположены в отрыве от джасперитовых линз на более высоком стратиграфическом уровне (рис. 2.4.2. и 2.4.3г). Месторождение имеет характерное вертикальное строение, состоящее в нижней части из цепочки прерывистых джасперитовых линз. Выше по разрезу джаспериты сменяются мощной толщей тонкополосчатых сургучно-красных яшм, иногда содержащих прослои кремнистых туффитов и алевролитов. Марганцевые рудные слои мощностью 1.5-2 м располагаются на высоте около 5 м над джасперитами. По горизонтали, как джасперитовые, так и марганцеворудные слои простираются до 500 м. Последние имеют сложное вертикальное строение из чередующихся браунитовых и гематит-кварцевых

слойков мощностью от первых миллиметров до 1 см [Брусницын, 2013]. На флангах месторождения марганцеворудные слои выклиниваются, постепенно переходя в яшмы.

2.4.2. Минералого-химический состав марганцеворудных отложений

Проксимальные отложения. Кызыл-Таги. Рудные тела 1, 2 и 3 (рис. 2.4.3а) линзовидной формы и смятые в складки залегают согласно горизонтальной стратификации включающих их железисто-кремнистых отложений. Они имеют четкую вертикальную зональность, выражающуюся в последовательной смене минеральных ассоциаций (сверху вниз): яшмы (кварцевая), оксидно-карбонатно-силикатные (ОКС) марганцевые руды (кальцит-родонит-кварцевая, родонитовая, кариопилит-карбонатно-тефритовая, родонит-гроссуляр-кариопилитовая и андрадит-родонитовая) и джаспериты (гематит-кварцевая) (табл. 2.4.2). Легко заметить, что перечисленные марганцеворудные ассоциации согласно содержанию породообразующих химических элементов можно разделить на два основных хемотипа: кальциево-марганцево-кремнистый (Ca-Mn-Si) и кальциево-кремнисто-марганцевый (Ca-Si-Mn). К первому хемотипу принадлежат кальцит-родонит-кварцевые, родонитовые и андрадит-родонитовые руды. Ко второму типу - кариопилит-карбонат-тефритовые и родонит-гроссуляр-кариопилитовые руды. Состав рудовмещающих осадочных пород отражает фациальные условия фонового кремнистого (яшмы) и железо-кремнистого (гематит-кварцевые джаспериты) осадконакопления в Палеоуральском океане.

Внутреннее строение рудных тел также неоднородно, в них выделяются слои с повторяющейся вертикальной последовательностью минеральных ассоциаций и хемотипов. Так, верхние слои руды сложены ассоциациями с более высоким содержанием кремния (Ca-Mn-Si хемотип), а нижние или центральные — более высоким содержанием марганца (Ca-Si-Mn хемотип) (табл. 2.4.2, рис. 2.4.3а). Следует отметить, что указанные типы руд исследователи относят к первичным, т.е. охватывающим седиментацию, диагенез и низкоградный метаморфизм [Старикова и др., 2004]. В свою очередь, гипергенные руды на месторождении распространены незначительно и представлены корками оксигидроксидов марганца.

Высокое отношение Fe/Al = 38 (табл. 2.4.2) на нижних стратиграфических горизонтах, сложенных гематит-кварцевыми джасперитами, указывает на высокие скорости накопления железа. Повышенные содержания карбонатного материала непосредственно в зоне залегания марганцевых руд, скорее всего, отражают постседиментационное обогащение рудных горизонтов, поскольку за пределами рудных тел, на соответствующем им стратиграфическом уровне, осадочные породы

продолжаются в виде фоновых рудовмещающих яшм с более низким содержанием карбонатов. Таким образом, фоновым фациальным условием седиментации можно считать химико-биогенное (возможно биогенное, см. раздел 2.2.1) кремненакопление.

I ч« шил 2 <1 - * а») и ! ? ¡г|ч \ « ^ 1 ^ к ! -е ^ ^ а ^ з « 1С ~ ни * ^ ^

1 В * ' ; .г »] 4*1 Ь и гпе-т п Л |-К ; Ь^пп к [, : -л V I 5

1 V,« чч и! ¡и ч. О Л * ¡4 4. I мК Чеы но

«л и! га* < ** 8 --

- К } Ь 1Е « ЙО < ! Ч И * «1 * ? , * ( ) , ч

1*'>Д<' и ( Г- ,) ! »^А? I 1 , д V , ч8

игл» ЬА; И №.1—' хдрош 1<г « в ; « ! I4 . -» < * ^^ ч я* =>9 г- ' Ми

чу г .л- 1¡\.< а4л * 15, ( 2< -че ' 1 45 й Г1 <4! N5^

Л -1 ,4 1 И л е> ^ С <_■> , ч

{¿Л 1 1 _ » •■л Ч\ т ! - 1 ». | л Ч

1£мт»г (Э"»! и 1. 1 1. ( ») ! Л * | 1> >1

Читы 31 - 2 < -(р ла 8 ^ 1 ¡»

■> ^ г 1 ) ^ п ч Л4

гк ли» «ТГХ > *М « СП" ► »■П..-» И <6* С 21 К 1 !« Г

'$ ) е» 1 4> »4 < 1* 1 'Г! ! - ! Й V» «

кшшьтапа {>га %{Ч1Ш I ляр<» см»'!гкг »Л И. 1 15 * 411 1 1 5-> \1

та оач кге~\>ги 1" 2 .4» .>82 1С^ И < 1

!: "И ^«т 1- ' : : 1 ! а'» 5> "5 4 5 1 Р -11% 1

V Д 550» гг-», ЧТ» 1 «К* X 5 4 1Л 1 V ,, ^ А 1 А^ 1 1 н.ч ^ ^ % 1 \! |

■>■» 5 ! -Я 5 •( ' и -й % ^ ш

4~ 4 í «Й ! ГЧ 1 С» & 5 и %[. ^

"ЛИ >Л"ъ::А 3 § 5 1 г зГ а | ; % 8 < С 1

1 п (1 тгка*

е\пчг ^ 'и; 1 ; "И ': 1 Г 2 2е )1 ) 55 1

1< Л 1 15 8 У « - * I ¿8

Л,-;' М V! *чч>

в» А Ч-- Г< ! * « ! » М

И,. ; • : см « 11' '.г. ; ¡т : 4, .-й Я ИГ с ** «« 1 ( ^ <

11К»г 'Щ! г:'ч1Г' СГЛ-,' ' «" • 70 Ы ? 4 -1 | ■ ' М

»й а-. гы* г^ 4. 1 1 ! '.Л ! и'. I ( \LJ--I

ты с 1 !:,!! (< 1- ? 1! 1 *

«е- {{.этр, -СЧ11 (Т г* (и-»« 43 « 1 $ ¡9 1 0 „ 1Ре

А*» мч

и*. ни* ¡0 ( 1 ^ ! 1 í — % >

«ьлл! ■Л < П и.» 1 - 1 !

* <.-зшге ч» рчсясш ч «ил-ча:«'!'

*■ I \akiv-4 1» 4 * (( иТОШГ ? ( ( ! и « I .. 1. Ч >!!!!..•*. ам. и ииыяг —

Южно- Файзулинское Разрез рудных отложений на месторождении схож с предыдущим. В его нижней части залегают гематит-кварцевые джаспериты, перекрытые тонкополосчатыми сургучно-красными яшмами бугулыгырского горизонта. По своему объему яшмы образуют основную часть месторождения Как мы отмечали выше, рудные отложения расположены на двух стратиграфических уровнях, оба из которых находятся в пределах указанного горизонта. При этом наиболее массивное марганцевое тело расположено на более низком стратиграфическом уровне (южный участок) и содержит внутри себя джасперитовую линзу, находящуюся в отрыве от цепочки других джасперитовых линз. По набору ведущих минералов А.И Брусницын и И.Г Жуков [2005] выделяют два типа марганцевых руд: оксидно-карбонатно-силикатные (ОКС) (непосредственно примыкающие к джасперитам) и оксидно-силикатые (ОС) (расположенные на более высоком стратиграфическом уровне в яшмах). По химическому составу последние обеднены Мл и обогащены 81 относительно первых (табл 2 4 2) Исследователи также отмечают, что минеральный состав руд тесно связан с содержанием

указанных элементов. Так, Si-Mn хемотип сложен преимущественно гаусманитом, риббеитом, тефроитом и родохрозитом, a Mn-Si - пироксмангитом, браунитом и кварцем. К отличительным особенностям марганцевых руд этого месторождения также можно отнести сравнительно низкие содержания Са (2.4 мас.% в среднем). Как мы отмечали выше (см. раздел 2.2.2), устойчивость карбонатов в водном столбе тесно связана с глубиной бассейна седиментации. Таким образом, можно предположить, что глубина Палеоуральского океана в момент аккумуляции этих отложений была ниже ГКК.

Принимая во внимание описанные морфологические и минералогические особенности рудоносной залежи, а также ее локализацию в пределах яшмового бугулыгырского горизонта, можно предположить, что формирование гематит-кварцевых джасперитов, марганцевых руд и яшм происходило сингенетично. Как джаспериты, так и яшмы накапливались в схожих условиях седиментации. Отличительной особенностью первых была более высокая скорость аккумуляции Fe (Fe/Al = 37, см. табл. 2.4.2). Интересно отметить тот факт, что джасперитовая линза южного участка месторождения расположена внутри яшмового горизонта (рис. 2.4.36), что указывает на ее осадочный механизм формирования. То есть, накопление металлоносных осадков (протоджасперитов) происходило на поверхности ранее отложенного слоя кремнистых осадков. Иными словами, структура рудовмещающих отложений указывает на эпизодический и часто локальный характер накопления гидротермально-осадочных фаций, а также постепенную смену гидротермально-осадочной седиментации (Fe-Si отложения) на биогенно-осадочную (Si отложения). Более того, из рис. 2.4.36 видно, что джасперитовая линза окружена "оболочкой" из марганцевых руд. Формирование этой оболочки могло быть следствием постседиментационной мобилизации Мп и его повторного отложения в результате диагенетических, катагенетическиих или метагенетических процессов на внешних зонах "материнских" отложений. В результате первичные "материнские" гидротермально-осадочные отложения потеряли Мп и обогатились Fe, перейдя в гематит-кварцевые джаспериты. При этом Мп часто выносится на более высокие стратиграфические уровни. По своему химическому составу джаспериты обоих месторождений отличаются от марганцевых руд и от яшм более низким содержанием кремния (Si/Fe = 5-10 для джасперитов, 13-26 для руд и 22-27 для яшм) и крайне низким содержанием марганца (Mn/Fe = 0.02 для джаспериов, 27.5 для руд и 0.26 для яшм) относительно железа. Первое указывает на то, что протоджаспериты унаследовали состав осадочного материала, обогащенного Fe относительно фоновых кремнистых осадков; второе - на дефицит марганца, как относительно руд, так и фоновых яшм, вследствие его потери.

Биккуловское. А.И. Брусницын с соавторами [2009], основываясь на минеральном составе, выделяют два типа руд: марганцовистые туффиты и собственно марганцевые руды. Марганцевые руды этого месторождения отличаются от описанных выше тем, что в их составе более значительную роль играют алюмосиликаты, такие как пьемонит, эпидот и пумпеллиит. В химическом составе руд это выражается в более высоком содержании А1 (2-5 мас.%) по сравнению с аналогичными ОКС рудами других месторождений (табл. 2.4.2). Марганцовистые туффиты подстилают рудный пласт (находятся на более низком стратиграфическом уровне относительно марганцевых руд) и состоят из смеси марганцевых минералов (парсеттенсит и марганцевые разновидности пумпеллиита и эпидота) и вулканокластики. По своему хемотипу их можно отнести к алюмо-марганцево-кремнистым породам (А1-Мп-81).

На южном участке месторождения между марганцевыми рудами и железистыми туффитами (Бе-туффитами) обнаружена сравнительно небольшая по размерам (10 х 2.5 м) линза гематит-кварцевых джасперитов. Преобладание по объему Бе-туффитов над джасперитами является основной отличительной особенностью данного месторождения, указывая на то, что основной "материнской" породой, в которой первоначально накапливался Мп на стадии седиментации, были не только металлоносные осадки (протоджаспериты), но и Бе-туффиты. Другими словами, фациальные условия седиментации месторождения отличались более высокими скоростями аккумуляции вулканокластического материала (пепла).

Дистальные отложения. По своему минералого-химическому составу марганцевые породы Северо-Файзулинского месторождения характеризуются сравнительной однородностью. Как мы упоминали выше, рудные пласты состоят из ритмичного чередования тонких прослоев браунита и гематит-кварцевых отложений. В таблице табл. 2.4.2 вертикальная последовательность пород указана в соответствии с их стратиграфическим залеганием. Поскольку марганцевые руды дистальных месторождений располагаются, как правило, в верхней части разреза силицитовых отложений, то мы посчитали логичным указать состав яшм ниже марганцевых руд. К сожалению, нами не был обнаружен в литературе состав джасперитов дистальных отложений и по этой причине он отсутствует в таблице. ОС марганцевевые руды месторождения в целом имеют более высокие содержания Мп по сравнению с Южно-Файзулинским месторождением: МпО = 16.8 мас.% для Ю.-Файзулинского и 84.4 мас.% для С.-Файзулинского (табл. 2.4.2). То-есть, ОС марганцевые руды двух месторождений по содержанию Мп следует отнести к разным хемотипам. Подобное различие можно объяснить высокой вариативностью химического состава указанного типа руд и, прежде

всего, главного рудообразующего элемента (Мп). Однако следует отметить, что содержания главных породообразующих химических элементов, приведенные в таблице 2.4.2, относятся только к гематит-кварц-браунитовым слойкам, и, таким образом не отражают средний состав всего рудного тела.

Если предположить то, что основным источником седиментационного накопления Мп были Fe-Mn (Mn-Fe) гидротермально-осадочные отложения (метаосадки, дошедшие до нас в виде джасперитов), то процессы последующей мобилизации Мп и его переотложения на более высокие стратиграфические уровни могли привести к постседиментационному обогащению осадков, накопившихся в иных седиментационных условиях.

Марганцево-рудные отложения месторождения Кусимовское по своей структуре схожи с отложениями Северо-Файзулинского месторождения. А.И. Брусницын [2013] отмечает, что рудоносные горизонты располагаются субпараллельно, образуя отложения мощностью 1.5-2 м и до 500 м по простиранию (рис. 2.4.3г). Они состоят из тонких рудных слойков гематит-кварц-браунитового (руды) и гематит-кварцевого (яшмы) состава. На флангах месторождения рудные слойки постепенно становятся более редкими и выклиниваются, переходя в яшмы. В целом рудные горизонты классифицируются как гематит-браунит-кварцевые породы, в которых пьемонтит, родонит, цельзиан и голландит выступают в роли второстепенных минералов. Химический состав марганцевых руд (рудных слойков) и подстилающих их яшм приведен в табл. 2.4.2.

Предварительные выводы. Исходя из геологической структуры и минералого-химического состава руд и рудовмещающих пород, указанные выше месторождения можно условно разделить на три типа согласно степени дифференциации между Fe и Мп (рис. 2.4.4). Из рис. 2.4.4 видно, что наименьшей степенью дифференциации обладают месторождения, состоящие из трех уровней, образующих вертикальную последовательность (снизу вверх): гематит-кварцевые джаспериты (Fe-Si хемотип), оксидно-карбонатно-силикатные руды (Ca-Mn-Si хемотип) и яшмы (Si хемотип). К первому типу относятся месторождения Кызыл-Таш и Биккуловское (-23 % и -24 % СаСОз, соответственно), залегающие в верхней части улутаусской свиты. Более того, рудные горизонты этих месторождений имеют сравнительно высокое содержание карбонатного материала и залегают непосредственно на джасперитах. Условно отнесем их к проксимальным месторождениям 1-ой степени дифференциации.

Более высокая степень дифференциации (П-степень) проявляется при формировании оксидно-силикатных руд (Mn-Si хемотип), которые перекрывают оксидно-

карбонатно-силикатные. Этот тип месторождений состоит из четырех вертикально расположенных уровней: джаспериты - ОКС руды - ОС руды - яшмы (рис. 2.4.4).

Ш'ОКГ 11МЛ.П.ИЫ1 ДНСТЛ.1Ы1Ы1

И ( сп ичи.

4« г ду> ! V'.!» V 1и < I' I V Г-

КМ1Ы с'Гат КИыннФаи и'нин».-«» шт'М«'

Рис. 2.4.4. Хемостратиграфическая схема гидротермально-осадочных марганцевых месторождений с указанием степени дифференциации между Бе и Мп первичных металлоносных отложений (протоджасперитов), пород (Дж. - джаспеиты, ОКС - оксидно-карбонатно-силикатные руды, ОС - оксидно-силикатные руды, Яш. - яшмы) и их хемотипов (в скобках), а также веритикальное распределение некоторых химических элементов.

Характерной особенностью рудных отложений подобного типа является сравнительно меньшее содержание карбонатов (Са -2.53 мас.% или -4.4 % СаСОз). Как правило, месторождения подобного типа залегают в пределах ярлыкаповского и бугулыгырского горизонтов, характеризующихся более низкими содержаниями карбонатного материала. К месторождениям этого типа можно отнести Южно-Файзулинское. Согласно нашей классификации, оно будет относиться к проксимальным месторождениям П-ой степени дифференциации, которая выражается в появлении оксидно-силикатных руд.

И, наконец, к месторождениям с наивысшей степенью дифференциации (III-степень) можно отнести дистальные рудные отложения месторождений Северо-Файзулинское и Кусимовское (-3.7 и -6 % СаСОз, соответственно). Эти месторождения полностью представлены оксидно-силикатными рудами, залегающими со значительным стратиграфическим отрывом от джасперитов. Как правило, рудовмещающие яшмы обладают наиболее низким содержанием карбонатного материала. Отложения этого типа месторождений образуют три уровня (снизу вверх): джаспериты - яшмы - ОС руды.

Исходя из вышеприведенных данных, можно предположить, что наиболее вероятной причиной разной степени дифференциации между Бе и Мп для разных

месторождений является первоначальное содержание карбонатного материала, как в первичных Мп-Бе (Бе-Мп) осадках, так и перекрывающих их породах (яшмах). В разделе 2.2.2 мы указывали на ведущую роль карбонатного материал в качестве геохимического барьера для миграции металлов. Несмотря на то, что доминирующая роль карбонатов не вызывает сомнения в контроле за локализацией и распределением сульфидных руд, она остается слабо изученной для марганцевых месторождений. Мы полагаем, что влияние карбонатного материала на формирование марганцевых руд не менее значимо. В первую очередь это видно из того, что все проксимальные марганцеворудные отложения, залегающие непосредственно на "материнских" джасперитах, обладают аномально высоким содержанием карбонатов, а дистальные отложения, наоборот, характеризуются их крайне низкими значениями. Иными словами, содержание карбонатов тесно связано с миграционной способностью марганца.

2.4.3. Краткая история седиментации района исследований

В общем виде, историю накопления металлоносных отложений Тагильско-Мигнитогорского палеобассейна можно проиллюстрировать на рис. 2.4.5. Из рисунка видно, что периоды усиления вулканической активности, которые достигали своего апогея в эмское, живетское и фаменское время, сменялись более спокойными периодами пелагического накопления фонового осадочного материала вначале кремнистого (02еГ-Оз&), а в последствии и карбонатного (С^). Это нашло свое отражение в осадочной истории региона в виде отложения бугулыгырского и мукасовского яшмовых горизонтов, сформировавшихся в эйфельское и франское время, соответственно. Исходя из стратиграфическго положения рудных объектов, накопление гидротермально-осадочных отложений происходило преимущественно на стыке указанных периодов, т.е. в момент затухания вулканической активности. Наиболее четко это проявилось в отложениях месторождений Биккуловское и Кызыл-Таш. Гидротермально-осадочные слои этих месторождений располагаются внутри кровли вулканогенно-осадочной улутаусской свиты, которая перекрыта пелагическими осадочными отложениями мукасовского горизонта (рис. 2.4.2).

Упомянутые месторождения можно расположить в хронологическом порядке, отражающем общую направленность литолого-палеогеографических эволюционных изменений Палеоуральского океана. Как мы описывали в главе 2.2, содержание карбонатов в осадочных отложениях контролируется глубиной палеобассена (ГКК), а также скоростью накопления аморфного кремнезема, терригенного (алевролиты, глины) и вулканогенного (пеплы) вещества. Так, сравнительно низкое содержание карбонатов в

отложениях месторождений Южно-Файзулинское (северный участок), Северо-Файзулинское и Кусимовское может указывать на то, что первоначально Мп накапливался на сравнительно больших глубинах (возможно, ниже ККГ). В подобных условиях преимущественно формировались дистальные месторождения, как правило, расположенные в более ранних отложениях эйфельского времени, отражающего наиболее глубоководный период в истории палеобассейна.

С'|раIнграфцчп'Кая Возраст, Уси.юши- екорооен шкала М.Ш..1 накопления «м.южспнм

Л50

35Ч.2

"•Гт I *

ll.fr

11,/л

II л-Г

□ ■/ т-2 п-^ из-.

Рис. 2.4.5. Схема последовательного накопления вулканогенно-осадочных пород Западно-Магнитогорской островодужной системы, содержащих марганцевые рудные месторождения: 1 -туффиты и эффузивные вулканиты, 2 - гидротермально-осадочный материал, 3 — пелагический кремнезем (биогенное кремненакопление), 4 - карбонаты.

Проксимальные месторождения, наоборот, отражают более поздние и мелководные периоды истории, связанные с закрытием океана, усилением влияния карбонатного осадочного материала, сменой состава вулканитов с базальтового и андезито-базальтового состава на базальт-риолитовый, а также развитием вулканических островов (см. раздел 2.1.1.). На более мелководные условия седиментации последних могут указывать, по

меньшей мере, два факта: более высокие содержания карбонатного материала в осадочных отложениях франского времени, а также наличие большего количества туфов (пепловых отложений) эксплозивных вулканов островных дуг. Принимая во внимание сравнительно низкую транспортабельность пепловых частиц, можно предположить, что руды Биккуловского месторождения формировались в непосредственной близости от вулканического острова или активной окраины континента. На это также указывает более высокое содержание Al в отложениях этого месторождения. Иными словами, накопление Мп не всегда связано с аккумуляцией железо-кремнистых осадков (протоджасперитов), отвечающих пелагическим глубоководным условиям седиментации, а может происходить и в условиях доминирующего влияния биогенного, терригенного или вулканогенного материала. Например, внутри вулканокластической осадочной толщи, образованной под влиянием эксплозивной вулканической активности островных дуг и вулканов центрального типа.

Не менее важным фактором могло быть поступление на дно палеобассейна органического вещества в составе осадочного материала. Так, в результате деструкции органического вещества из осадков выносится значительная часть мобильных металлов, при этом наиболее подвижным из них является Мп. Наши данные показали, что глубоководные пелагические осадки хребта Гаккеля в результате восстановления теряют до 80 мас.% Мп (см. главу 1.10). В таких условиях накопление промышленно-значимых объемов марганцевых руд на дне бассейна невозможно, т.к. его подавляющая часть растворяется в верхней части осадочного разреза и возвращается в придонные воды. Таким образом, теоретически можно предположить влияние, по меньшей мере, двух разных факторов на формирование подобных отложений, а именно - баланс между поступлением карбонатного материала и органического вещества. Иными словами, содержание карбонатов в целом должно понижает степень мобильности марганца (формирование проксимальных месторождений), а содержание органического вещества, наоборот, должно его повышать, создавая предпосылки к переводу Мп из оксигидроксидных форм в раствор и, таким образом, более высокой степени постседиментационной дифференциации между Fe и Мп (формирование дистальных месторождений).

2.4.4. Возможные механизмы формирования месторождений

Модель 1. На сегодняшний день наиболее распространенной точкой зрения на процессы, приведшие к накоплению подобных месторождений, является их прямая связь с зонами разгрузки низкотемпературных гидротермальных систем на морском дне.

Согласно этому предположению, температура источника не превышала 100° С (некоторые авторы указывают температуру до 200° С), а состав растворов имел Mn-Fe-Si специализацию. В этом случае основной механизм формирования протоджасперитовых линз был аналогичен метасоматическому накоплению рудных тел колчеданных месторождений. В центральной зоне гидротермального поля аккумулировались Fe-Si отложения, дошедшие до нас в виде джасперитовых линз, а отложение Мп происходило на периферии гидротермального поля. Эти выводы основываются, прежде всего, на двух фактах. Во-первых, гидротермально-осадочные месторождения марганца представляют собой относительно небольшие по площади объекты, что можно объяснить их взаимосвязью с существовавшими ранее локальными зонами разгрузки гидротермальных источников. Во-вторых, проксимальные отложения имеют четко выраженную латеральную зональность с Fe-Si отложениями в центральной части и Са-Мп-Si (Ca-Si-Мп) отложениями по периферии. Последнее также хорошо согласуется с современными представлениями о латеральной зональности осадков гидротермальных полей. Несмотря на это, такая модель имеет ряд недостатков:

1. В современном Мировом океане низкотемпературные гидротермальные источники, как правило, связаны либо с развитием зон подповерхностного смешения флюидов с холодной морской водой (отложение рудного вещества происходит внутри ранее образованного осадочного разреза), либо с фазовой сепарацией флюидов на малых глубинах. В обоих случаях источником тепла для продолжительного существования гидротермальной конвекционной системы являются магматические расплавы с температурами »700° С, которые формируют высокотемпературные гидротермальные флюиды с температурами -400° С и более (см. раздел 1.1.2). Как правило, подобные системы обладают развитой структурой подрудного пространства в виде метасоматических изменений (гематитизация, хлоритизация, пиритизация) рудовмещающих вулканитов или осадков. "Корни" таких рудных тел уходят на десятки и сотни метров в подрудное пространство, и резко отличаются от описанных выше месторождений. В то же самое время практически все исследователи отмечают, что марганцевоносные залежи не сопровождаются мощными ареалами метасоматической переработки вмещающих пород. Таким образом, для объяснения низкотемпературной модели гидротермального источника необходимо привлечение особого механизма развития гидротермальной циркуляционной системы, источник тепла которой мог бы обеспечивать продолжительное существование циркуляционной ячейки в достаточно узком интервале температур.

Несмотря на это, на некоторых месторождениях (Кызыл-Таш и Биккуловское) имеются признаки метасоматической минерализации подрудных пород. По данным А.И. Брусницына [2013], наложенная гидротермальная минерализация фиксируется лишь в единичных случаях и исключительно в вулканомиктовых отложениях, подстилающих марганцевоносные линзы. В литературе также можно найти редкие признаки подрудной пиритизации и наличие кварц-гематитовых метасоматитов в районах аналогичных месторождений Южного Урала [Зайков и др., 2001; Зайкова, Зайков, 2003]. Механизмы, вызвавшие такую минерализацию, окончательно не установлены. Нельзя также исключить возможность появления вторичных минералов в подрудном пространстве вследствие наложенных постседиментационных (диагенетических, катагенетических или метагенетичеких) процессов. В любом случае, прямых доказательств существования низкотемпературных гидротермальных циркуляционных системам, приведших к мобилизации Бе и Мп из вулканитов и их последующей аккумуляции в виде марганцевых руд, на сегодня пока нет.

2. Слабым звеном в этой модели является также то, что Мп не образует массивных скоплений в пределах современных гидротермальных полей, как мы упоминали выше, поскольку для его сохранения в осадках требуются резко окислительные условия, которые характерны исключительно для дистальных металлоносных отложений, пространственно удаленных от активного источника. На низкотемпературных гидротермальных полях современного Мирового океана марганцевые отложения тесно ассоциируются с флангами массивных баритовых отложений, накапливаясь за пределами зоны сульфатной минерализации. Кроме того, скорость аккумуляции ЖМО в глубоководных районах Мирового океана несопоставимо ниже скоростей аккумуляции металлоносных окисно-железистых отложений.

К современному прототипу подобных образований ряд исследователей относят Галапагосские гидротермальные холмы, рудные отложения которых сложены нонтронитовыми глинами и тодорокитовыми корками. Наиболее интенсивно проработанные растворами осадки внутри этих холмов обладают аномально высокими концентрациями калийсодержащих минералов (К20 = 3.42 мас.%), а также высоким содержанием Ыа20 (4.02 мас.%) [Курносов, 1982]. В то же самое время как в джасперитах так и в рудах описанных месторождений содержания этих элементов крайне низки (К2О < 0.01 мас.%, МагО < 0.2 мас.%) [Старикова и др., 2004; Брусницын, Жуков, 2005]. Следует также добавить и то, что низкотемпературные (100-200° С) гидротермальные постройки в современных океанах и морях характеризуются скорее более высокими содержаниями Ва в виде барита, чем Ре. При этом низкотемпературный аморфный кремнезем имеет, как

правило, крайне низкое содержание, а существенное окварцевание рудных отложений, наоборот, приурочено к высокотемпературной кварц-пиритовой минеральной ассоциации, развитой в зоне восходящих каналов подрудного пространства.

3. Проксимальные отложения марганцевых месторождений не имеют характерных градационных текстур гравитационного "оползания" вещества, указывающих на процессы придонного разрушения и свойственных практически всем субмаринным гидротермальным постройкам. Наоборот, рудные тела в латеральном направлении не имеют четких границ, а постепенно переходят в "фоновые" пелитоморфные отложения, отражая условия седиментации, более характерные пелагическому накоплению осадков на относительно ровной поверхности дна по механизму "частица за частицей". Более того, А.И. Брусницын [Брусницын и др., 2009; Брусницын, 2013] прямо указывает на то, что средний химический состав железистых и марганцевых отложений представленных выше месторождений хорошо согласуется с составом дистальных металлоносных осадков современных океанов. Так, если принять во внимание последовательность выпадения минеральных фаз из первичного рудоносного флюида по мере его смешения с морской водой и падения температуры (сульфиды Fe, Си и Zn - сульфаты Ва и Са - хлориты, нонтронит, гематит и гидроксиды Fe — гидроксиды Мп и аморфный кремнезем [Janecky, Shanks, 1988; Гидротермальные..., 1993]), то легко заметить, что исследуемые отложения, обогащенные Si, Fe и Мп, отражают последнюю наиболее низкотемпературную стадию минерализации растворов, характерную для осадочного вещества плюмов нейтральной плавучести (см. главу 1.5). Хорошо известно, что тонкодисперсное вещество плюмов нейтральной плавучести может разноситься придонными течениями на сотни и тысячи километров от источника, формируя обширные ореолы рассеяния рудного материала -дистальные металлоносные отложения. Аналогом подобных отложений в Тагильско-Магнитагорском палеобассейне можно считать бугулыгырский и мукасовский горизонты.

Модель 2. Исходя из накопленной информации, практически не вызывает сомнения гидротермальный источник рудного вещества описанных выше марганцевых месторождений. Более того, химический состав и морфология отложений однозначно указывают на гидротермально-осадочный механизм аккумуляции Мп. Однако, исходя их совокупности приведенных выше данных, можно заключить, что источником рудного вещества "протоджасперитов" мог являться осадочный материал плюмов нейтральной плавучести, который осаждался на больших площадях в условиях низких температур придонных вод. Такие плюмы в современном Мировом океане формируются исключительно вследствие разгрузки высокотемпературных гидротермальных флюидов, однако в силу более высоких скоростей аккумуляции аморфного кремнезема и пеплового

материала, рудный материал не смог образовать мощных самостоятельных горизонтов, образуя лишь локальные линзы. Локальный характер распределения металлоносных отложений Палеоуральского океана, очевидно, контролировался морфологией рельефа дна и структурой придонных течений. В Тагильско-Магнитогорском палеобассейне, западная оконечность которого в период накопления рудных отложений представляла собой Западно-Магнитогорскую остоводужную систему со сложной топографией дна и развитой системой впадин и подводных гор, накопление гидротермально-осадочного материала могло происходить локально на дне небольших депрессий. Таким образом, металлоносные осадки скапливались в понижениях рельефа дна, формируя отдельные линзы или цепочки линз, аналогичные описанным выше отложениям джасперитов. В период тектонических деформаций первоначальная топография дна была нарушена, а сами линзы смяты в складки. Латеральная зональность проксимальных месторождений могла формироваться постепенно на постседиментационных этапах геологической истории месторождений.

Исходя из вышесказанного, можно сделать два предварительных вывода:

1. Механизм формирования протоджасперитов вполне можно объяснить осаждением в водном столбе гидротермально-осадочного материала из плюмов нейтральной плавучести по механизму "частица за частицей", который отличался от фоновых осадков более высокими содержаниями Ре и Мп (возможно, также и органического вещества).

2. Формирование марганцеворудных отложений является следствием постседиментационных процессов, вызвавших перераспределение марганца внутри уже сформированного осадочного разреза: мобилизацию рассеянного в осадках Мп и его повторное осаждение в виде концентрированных руд на поверхности "родительского" слоя или в отрыве от него на более высоком стратиграфическом уровне. То-есть, концентрация марганца происходила минимум в два этапа. Как мы отмечали выше, степень оруденения (среднее содержание Мп) гидротермально-осадочных месторождений марганца в 5-20 раз выше, чем типичных осадочно-диагенетических.

2.4.5. Постседиментационные преобразования

Постседиментационную миграцию марганца внутри осадочного разреза можно объяснить изменением ЕЬ-рН условий вследствие диагенетических, катагенетических или метагенетических процессов. Это легко проиллюстрировать на диаграмме полей устойчивости растворенных и взвешенных форм Ре и Мп в координатах ЕЬ-рН (рис. 2.4.6). Согласно диаграмме, на первом этапе формирования гидротермальной взвеси из растворов осаждаются частицы окислов железа. Натурные наблюдения показывают, что

по мере разбавления гидротермальных растворов морской водой окисные минералы железа образуют ряд в соответствии со степенью окисления: Ре2+Ре23+С>4 (магнетит) —>

Ре3+0(0Н) (гетит, гидрогетит) —► Рег^ Оз (гематит) (см. раздел 1.4.3 и 1.4.6). В более окислительных и щелочных условиях из растворов осаждаются гидроксиды Мп.

3+i-

rh. \

Рис. 2.4.6. ЕЬ-рН диаграмма областей устойчивого состояния твердых форм Бе и Мп (выделены полужирным шрифтом) при температуре +25 °С, давлении 1 бар, активности металлов 10"6 и активности углекислоты 10"4 [Старикова и др., 2004]. Цифры в квадратах обозначают условия гидротермальных растворов (1), морской воды (2) и марганцеворудных отложений, содержащих родохрозит и гематит (3); стрелки указывают направление изменения ЕЬ-рН параметров при формировании гидротермальной взвеси (1 - 2) и марганцеворудных отложений (2 - 3).

Механизмы минерализации марганца в гидротермальных взвесях подробно

рассмотрены в главе 1.5. Таким образом, если предположить справедливость гидротермально-осадочного механизма седиментации марганец-содержащих отложений согласно модели 2, то первоначально в составе протоджасперитов или Fe-туффитов Мп присутствовал в рассеянном виде в форме гидроксидов. Для его последующей концентрации в виде самостоятельных слоев или рудных тел необходимо соблюдение минимум двух условий: 1 - его растворение и вынос из "родительских" осадков, 2 — повторная аккумуляция марганца на геохимическом барьере с формированием вторичных марганцевых минералов.

Постседиментационная мобилизация Мп. Из диаграммы рис. 2.4.6 видно, что для растворения Мп внутри ранее сформированного осадочного разреза необходимо понижение активности кислорода, которое, в свою очередь, в морских осадках происходит вследствие окисления органического вещества (субаквальный диагенез) или под воздействием повышенных температур и давлений (катагенез). Наиболее полезную информацию о диа- и катагенетических трансформациях морских отложений дают данные глубоководного бурения. Изучение скважин глубиной до 1 ООО м [Gruetzner, Mienert, 1999] выявило минимум пять стадий изменений карбонатного материала: уплотнение илов (0 --100 м), растворение органических остатков и переотложение кальцита (-100 - -250 м), цементация межзернового пространства вторичным кальцитом, получившая название — зона существования мела (—250 —700 м), переходная стадия от мела к известнякам (-700 —850 м), уплотнение известняков (> 850 м).

Диагенез. Схожие процессы мы можем наблюдать в современных проксимальных осадках гидротермального поля "Краснов" (рис. 1.6.5). Мл, осажденный в составе рудоносных осадков, растворяется и повторно осаждается в вышележащих карбонатных осадках, отвечающих более восстановительным и щелочным условиям. В данном случае карбонатные осадки, перекрывающие металлоносные отложения, выступают в роли геохимического барьера, обеспечивающего осаждение Мл.

Изучение изотонного состава углерода в карбонатах представленных месторождений [Кулешов, Брусницын, 2005; Брусницын и др., 2009] показало, что более

1 Ч

легкий изотопный состав 5 С < -30 %о PDB Южно-Файзулинского месторождения может объясняться более высокой концентрацией легкого биогенного метана и углекислоты органического вещества (рис. 2.4.7 и 2.4.8). Так, родохрозит в калифорнийских месторождениях марганца рассматривается как продукт диагенеза оксидно-марганцевых морских отложений. При этом изотопный состав углерода карбонатных отложений из этого месторождения, по мнению исследователей [Hein, Koski, 1987], указывает на участие биогенного метана, образованного вследствие окисления органического вещества. При этом, более тяжелый изотопный состав 513С = -(19.7-10.8) %о PDB в карбонатах месторождения Кызыл-Таш указывает, наоборот, на более высокую роль углекислоты, выделившейся при растворении карбонатов. Промежуточное положение, с точки зрения изотопного состава углерода, занимают месторождения Биккуловское (813С = - (29.3-13.7)%о PDB) и Кусимовское (813С = - (22.0-17.3) %о PDB). Состав их карбонатов указывает на смешанное влияние углекислоты, образованной как за счет окисления органического вещества, так и растворения первичного биогенного карбонатного материала.

Таким образом, изотопный состав углерода будет зависеть от соотношения между содержанием органического вещества и карбонатов в исходном осадке. Чем выше содержание карбонатов, тем тяжелее изотопный состав вследствие более высокой генерации углекислого газа и, наоборот, чем выше содержание органического вещества, тем он легче вследствие более высокой генерации метана. Иными словам, глубоководные отложения, расположенные ниже ГКК, при прочих равных условиях должны обладать более легким изотопным составом углерода. Так, наиболее глубоководное Южно-Файзулинское месторождение отличается наиболее легким изотопным составом, что отражает доминирующее влияние продуктов деструкции органического вещества. Промежуточные величины, характерные для Биккуловского и Кусимовского месторождений, отражают фациальные условия седиментации, определяемые высокой поставкой как органического вещества (возможно, терригенного), так и биогенных

карбонатов. Наиболее тяжелый изотопный состав углерода в карбонатах месторождения Кызыл-Таш может указывать на доминирующее влияние карбонатной седиментации в период аккумуляции гидротермально-осадочных отложений.

2К 26 24

fvWHUif Д.Hi, CMC «

Г---

I

Г | * I I

Ж..1..«.. (О

МОК

KltKK><IOHC!jOC

л I

КуСИ МО»«, кг.®

♦ ♦

♦ ♦

К >ЖН.>~Ф.1И 1\ ПН !<СМЧ.'

и ®т\

■ г *?.............р gh I

U.......

.......of I I

♦ -1 □

О -J

Я-4

Ч-» K'Hiic а шчмне ор;зд<ическм^ mrnievuu

• 60

5«

-4С>

-зо

6"<\%. (1Ч)В)

10

Рис. 2.4.7. Диаграмма изотопного состава карбонатных отложений марганцевых месторождений Южно-Файзулинского (7), Кызыл-Таш (2), Биккуловского (3) и Кусимовское (4) в координатах 813С - 5180. МОК - морские осадочные карбонаты. Пунктирными линиями показаны направления диагенетических и катагенетических преобразований морских карбонатов. Построено по данным [Кулешов, Брусницын, 2005; Брусницын и др., 2009; Брусницын, 2013].

60

50

4«

10

Q

мок

БпНКуЛОВСЬЧХ*

Кызыл-Тлш

Южио-Фай-гаинсксн: k'-vc"'-K"iCKOC

Рис. 2.4.8. Соотношение между изотопным составом 513С в ' карбонатах и средним содержанием карбонатов в рудах гидротермально-осадочных марганцевых месторождений Южного Урала. МОК - морские осадочные карбонаты (построена по материалам Е.В. Стариковой D./.V - D,fr [2001 ]; В.Н. Кулешова, А.И. Брусницына [2005]; А.И. Брусницына и др. [2009]).

• 60

■ 50

■ 4У

6 "Г,

„41 - 20

HI

Катагенез. Наравне с диагенетическими процессами

мобилизации рудного вещества часто наблюдается растворение карбонатного материала под влиянием более высоких температур и давления - катагенетическое растворение. В.Г. Кузнецов [2011 ] отмечает, что на фоне общего уплотнения и снижения пористости

осадочных пород с глубиной в скважинах часто наблюдают на определенном интервале глубин аномальный слой пониженной пористости. Было установлено, что в интервале температур 75-150° С карбонаты начинают разлагаться с выделением СОг. Более того, хорошо известно, что при катагенезе также происходит существенная трансформация рассеянного в осадках органического вещества. По мере роста температур и давления органическое вещество преобразуется в нефть и природные газы. Под воздействием таких процессов поровая вода проявляет свойства кислоты, переводя в раствор легкорастворимые компоненты осадка. Такие минерализованные растворы часто содержат повышенные концентрации Са, М§, Мп и НСОз'~.

Изучение изотопного состава кислорода в карбонатах месторождений подтверждает предположение об их катагенетическом и даже возможно метагенетическом (метаморфизм погружения) происхождении. Из рис. 2.4.7 видно, что области значений в

13 18

координатах 5 С - 5 О для исследуемых месторождений расположены ниже границы

1Я 1 "Я

диагенеза (8 О < 28 %о 8МО\У) и левее области морских осадочных карбонатов (8 С < —2 %о РОВ). Первое указывает на процессы метаморфизма рудоносных толщ, а второе - на влияние органического вещества при формировании вторичных карбонатов. Таким образом, процессы постседиментационного преобразования месторождений на представленной диаграмме рис. 2.4.7 можно условно выразить в виде стрелок. Область значений Южно-Файзулинского месторождения расположена в нижнем левом углу диаграммы, что указывает на сильное влияние органического вещества в процессе диагенеза и на высокую степень постседиментационных преобразований карбонатного вещества. Правее располагается область значений для карбонатных отложений месторождения Кызыл-Таш и Кусимовское. Это указывает на более высокую степень влияния морских карбонатов при их диагенезе. Ближе всех к области морских осадочных карбонатов находится область значений месторождения Биккуловкое, отражая доминирующее влияние карбонатной седиментации и немного более низкую степень постседиментационных трансформаций.

Постседиментационная концентрация Мп внутри осадочного разреза. Необходимым условием повторного осаждения марганца внутри ранее сформированного осадочного разреза является наличие геохимического барьера. Роль такого барьера могут играть карбонатные отложения, создающие благоприятные условия для его минерализации. Однако, в осадочных разрезах, не имеющих подобного геохимического барьера в виде слоев карбонатов, его роль могут выполнять слои тонких пелитоморфных осадков с низкой проницаемой способностью для поровых вод (механический барьер). Последний выполняет роль водоупора, препятствующего миграции марганец-

насыщенных поровых растворов вверх по разрезу на более высокие стратиграфические уровни, и создает благоприятные условия для постседиментационного обогащения отдельных слоев рудными минералами с последующим формированием рудных тел.

Карбонатный геохимический барьер. Основным источником Са в карбонатных осадках являются биогенные карбонаты, а углекислого газа - продукты растворения карбонатов и окисления органического вещества. На тесную связь Мп с карбонатной системой указывает макрокомпонентный состав руд (рис. 2.4.2) и изотопный состав углерода в карбонатах (рис. 2.4.8). Наиболее высокие содержания карбонатов обнаружены именно внутри рудных тел. Хорошо известно, что в процессе литификации часто происходит перераспределение карбонатного вещества между отдельными слоями осадка [Гаврилов, 1982; Зарицкий, 1985]. Окисление органического вещества до С02 неизбежно будет сдвигать равновесие карбонатной системы, включающей взаимодействие растворенных и твердых фаз. В общем виде это равновесие можно выразить следующим соотношением:

(Са, Ре, Мп)(НС03)2 + С02 ^ (Са, Mg, Ре, Мп)СОз + Н20. (1)

Поскольку бикарбонат кальция растворяется легче, чем карбонат, реакция будет протекать слева направо. Как видно из указанного соотношения (1), осаждение карбонатов металлов сопровождается дегидратацией отложений. Согласно современным представлениям, осаждение вторичных карбонатов может происходить как на стадии диагенеза, так и катагенеза [Осадочные..., 2004]. Следует также заметить, что источниками Са могли быть как раковины планктонных и бентосных организмов, так и гидротермально-осадочное вещество плюмов нейтральной плавучести. На возможность выпадения гидротермального кальцита при смешении флюидов с морской водой мы ранее уже указывали при рассмотрении состава ловушечного материала на полях Брокен Спур и ТАГ (см. разделы 1.4.1 и 1.4.2). Таким образом, можно предположить, что химический состав "материнских" осадков был изначально Са-Мп-Бе-Бь То-есть, он был схож с составом современных дистальных металлоносных отложений Мирового океана (гидроксиды Ре и Мп, глинистые минералы, аморфный кремнезем и карбонаты), отличаясь лишь более высоким содержанием кремнезема (см. раздел 2.2.1).

Термодинамическое моделирование системы минералов, слагающих госсаниты (минеральный состав госсанитов более разнообразен по сравнению с джасперитам, см. раздел 2.1.2), при разной активности кислорода и разных температурах показало, что существование кальцита возможно лишь в узком диапазоне парциальной летучести 02, а при температурах выше 350 °С кальцит полностью исчезает (см. главу 2.3, рис. 2.3.14). При этом оставшаяся часть осадка преобразуется в гематит-кварцевые (или кварц-

гематитовые в зависимости от первоначального содержания 81 и Ре) породы, одновременно Мп и Са выносятся из "материнских" осадков на более высокие стратиграфические уровни.

Кремнистый механический барьер. Важным звеном в постседиментационых преобразованиях исследуемых отложений, вероятно, является литификация кремнезема, которую можно выразить реакцией дегидратации (см. раздел 2.2.1). В результате слои кремнистых отложений становятся слабопроницаемы или непроницаемы вовсе для межзерновых растворов, залегающих в породах на нижних литостратиграфических уровнях. По мнению В.Г. Кузнецова [2011], появление свободной воды и ее удаление вследствие дегидратации осадков начинается в диагенезе или на начальных стадиях катагенеза. Характерной особенностью месторождений также является то, что маргеневоносные рудные тела перекрыты слоем яшм (рис. 2.4.3). Вследствие своей литификации на ранних стадиях литогенеза они вполне могут обеспечивать сохранение внутри осадочного разреза (на нижних уровнях) минерализованных растворов с повышенным содержанием рудного вещества и растворенного углекислого газа. В свою очередь, формирование яшмового горизонта, вероятно, обусловлено сменой фациальных условий седиментации с гидротермально-осадочного на биогенно-осадочное. Как мы отмечали выше, периоды усиления гидротермально-осадочной седиментации сменяются фоновой биогенно-кремнистой (рис. 2.4.5). В дальнейшем, под воздействием температур и давления, вызывающих усиление степени литификации пород внутри осадочного разреза, будут формироваться вторичные рудные минералы. Так, А.И. Брусницын [2013] показал, что в результате процессов дегидратации из исходно-осадочного рентгеноаморфного силиката марганца неотокита может формироваться кариопилит согласно следующей реакции:

5Мп(8Ю3)пН20 = Мп5(814О10)(ОН)б + 8Ю2 + 2Н20. (2) неотокит кариопилит

С ростом температур под воздействием ката- и метагенетических процессов кариопилит переходит в родонит, окончательно дегидратируясь.

Мпз^цОюХОН)*, + вЮг = Мп5(815015) + ЗН20. (3) кариопилит родонит

При еще более высоких температурах кариопилит вытесняется ассоциацией пироксмангита (и/или родонита) с тефроитом:

Мп5(814О10)(ОН)б = ЗМп(8Юз) + Мп2(8Ю4) + ЗН20. (4) кариопилит пироксмангит тефроит

Общая последовательность образования минералов марганца на разных стадиях литогенеза гидротермально-осадочных отложений показана в табл. 2.4.3.

Таблица. 2.4.3. Последовательность формирования вторичных минералов на разных

стадиях литогенеза гидротермально-осадочных отложений

Исходный состав Диагенез Ката- и метагенез

Гидроксиды Мп Гаусманит (МпМп204) Родохрозит (МпСОз) Неотокит (Мп8Юз-пН20) Кариопилит (Мп5(8ЦОю)(ОН)б) Родонит (СаМп4(815015)) Тефроит (Мп2(8Ю4)) Браунит (Мп2+Мп3+6(8Ю4)08) Андрадит ((Са, Мп)зРе2(8Ю4)з)

Гидроксиды Бе Гематит (Ре20з) -

Аморфный кремнезем Кварц (БЮг) -

СаСОз Кальцит (СаСОз) -

Глинистые минералы Хлорит -

Органическое вещество С02Т + СН4Т+ нсо3~т Минеральное ОВ

Последовательность минералообразования. Как видно из табл. 2.4.2, значительная часть рудных минералов образована окислами, силикатами и алюмосиликатами Мп. Это указывает на то, что марганцевые минералы отлагались не только из растворов, обогащенных продуктами растворения карбонатов и органического вещества, но и из силикатных и алюмосиликатных растворов, вероятно, на более поздних стадиях формирования месторождений. В общем виде последовательность минералообразования рудных тел можно описать двумя основными этапами. На первом этапе из поровых растворов осаждались окисидно-карбонатно-силикатные руды, на втором - оксидно-силикатные. Оксидно-силикатные руды обнаружены на Южно-Файзулинском месторождении, испытавшим более глубокий катагенез (метагенез). Они имеют однородный гематит-браунит-кварцевый состав и слагают кровлю рудных тел, локализованную в яшмах. А.И. Брусницын и И.Г. Жуков [2005] отмечают, что между гематит-браунит-кварцевыми рудами и безрудными гематит-кварцевыми яшмами нет четкой границы, а существует лишь переходная зона около 10-20 см, в пределах которой постепенно снижается содержание браунита.

В свою очередь, последовательность формирования минеральных фаз должна зависеть от состава рудообразующих растворов. Так, если принять во внимание вертикальную минералогическую зональность окисидно-карбонатно-силикатных руд (табл. 2.4.2), то сверху вниз образуется последовательный ряд: карбонаты - Са-содержащие породы - силикатные породы. Предполагая, что изначально межзерновые растворы имели высокие содержания СОг и Са, первыми должным были формироваться карбонаты: родохрозит - МпСОз, кальцит - (Са,Мп)СОз, кутнагорит - СаМп(СОз)2. По мере связывания углекислоты из остаточного раствора осаждались кальцийсодержащие минералы: родонит (СаМгц^зО^)), андрадит ((Са,Мп)зРе2(8Ю4)з), гроссуляр ((Са,Мп)зА12(8Ю4)з). На более поздних этапах минералообразования осаждались силикаты

и алюмосиликаты: тефроит - Мг^БЮ^, кариопилит - Мп5(81205)2(0Н)6), спессартин -МпзАЬ^Ю^з. Однако такие выводы основаны лишь на общей и сильно усредненной структуре рудных тел. Они не отражают влияние более поздних метагенетических (метаморфизм погружения) процессов, продолжительно воздействовавшие на минеральный состав месторождений. Так, Е.В. Старикова с соавторами [2004], описывая стадийность минералообразования рудных тел месторождения Кызыл-Таш, отмечает, что эти процессы охватывают продолжительный интервал времени, в течение которого фазовый состав минералов интенсивно менялся. Более того, она приходит к выводу о том, что восстановить полную и достоверную последовательность минералообразования сегодня не представляется возможным.

I этап - седиметании

II этап - дна- и кагагеиешческаи мооили гании рудною вещества и формирование рудных им

III паи - гекюннческие деформации

Рис. 2.4.9. Принципиальная схема основных этапов формирования рудных тел марганцевых гидротермально-осадочных месторождений. В результате диа- и катагенетических преобразований "материнских осадков" (протоджаспериты или Бе-туффиты), рудоносные растворы, обогащенные

Мп, Са2+ и С02, выжимаются в верхние горизонты и концентрируются на нижней границы литифицированных яшм.

Тектонические деформации и метагенез. Завершающим этапом формирования современного облика месторождений, без учета процессов денудации и гипергенеза, стали тектонические деформации и низкоградный метаморфизм (метагенез). И.Б. Серавкин [2007, 2009] отмечает, что общая мощность осадочного чехла, накопившегося поверх рудоносных (металлоносных) отложений, составила около 7-8 км. С учетом геотермического градиента И.Б. Брусницын с соавторами [2009] оценивают температуру метагенеза (метаморфизм погружения) от 160 до 240° С при давлении от 2 до 2.2 кбар. Е.В. Старикова с соавторами [2004] дают более высокие температуры - 210-280° С. Однако, несмотря на подобные незначительные расхождения, при таких термодинамических параметрах весьма вероятна существенная минеральная трансформация рудных отложений. Образуются преимущественно силикаты марганца: такие минералы как кариопилит, родонит, тефроит, андрадит, гроссуляр, спессартин и др.

Однако следует заметить, что метагенез не нарушил первичные седименто-диагенетические структуры и текстуры, отражающие гидротермально-осадочную историю формирования месторождений. Последующие тектонические движения привели лишь к нарушению форм первичного горизонтального залегания отложений (рис. 2.4.9) и вызвали появление многочисленных нарушений слоистости пород в виде трещин, по которым развились наиболее поздняя жильная минерализация из таких минералов, как кварц, родонит, родохрозит, барит [Старикова и др., 2004]

Принимая во внимание вышеуказанные данные, можно полагать, что формирование рудных тел произошло еще до периода развития складчатых деформаций и метагенеза, т.е., в периоды диа- и катагенеза отложений. Тектонические движения отразились лишь на формах залегания рудных тел и на формировании некоторых силикатных фаз марганца.

ВЫВОДЫ

Исходя из совокупности приведенных фактов, можно сделать следующие фундаментальные выводы: во-первых, основным источником рудного вещества марганцевых месторождений был гидротермально-осадочный материал Мп-Бе (Бе-Мп) состава, осевший из плюмов нейтральной плавучести. Этот материал аккумулировался в виде линз в локальных понижениях рельефа дна Палеоуральского океана. Во-вторых, современный облик месторождения приобрели постепенно вследствие постседиментационной мобилизации и последующего повторного отложения Мп внутри

Третье защищаемое положение

На основе фактического материала показано, что гидротермально-осадочные марганцевые месторождения Южного Урала следует относить к морским дистальным гидротермально-осадочным отложениям (по составу вмещающих горных пород), а по механизму своего формирования - к постседиментационным. На основе изучения вертикальных разрезов девонских южно-уральских марганцевых месторождений "Кызыл-Таш", "Южно- и Северо-Файзулинское", "Биккуловское" и "Кусимовское" выявлены три вертикальных хемостратиграфических типа месторождений (снизу вверх): 1) Fe-Si - Ca-Mn-Si - Si; 2) Fe-Si - Ca-Mn-Si - Mn-Si - Si; 3) Fe-Si - Si - Mn-Si. Современный облик они приобрели вследствие постседиментационной мобилизации и последующего повторного отложения Мп внутри ранее сформированного осадочного разреза. На основе данных по изотопному составу карбонатного углерода и общему содержанию карбонатов установлено, что основным фактором, контролировавшим процессы мобилизации и вторичной минерализации Мп, являлось соотношение между карбонатным материалом и органическим веществом в первичных дистальных гидротермально-осадочных и перекрывающих их осадочных отложениях.

ранее сформированного осадочного разреза. Основными факторами, контролирующими процессы мобилизации и вторичной минерализации Мп, являются содержания карбонатного материала и органического вещества в первичных гидротермально-осадочных и осадочных отложениях, а также последующие постседиментационные преобразования под воздействием диагенеза, катагенеза и метагенеза.

В общем виде последовательность формирования марганцевых месторождений можно описать следующими этапами: (1) седиментация, (2) диа- и катагенетические трансформации гидротермально-осадочного материала и (3) нарушение первичной формы залегания пород в результате тектонических деформаций вулканогенно-осадочных толщ.

Глава 2.5. Модель формирования морских гидротермально-осадочных отложений

В этой главе основное внимание будет уделено основным литогенетическим стадиям формирования субмаринных гидротермально-осадочных отложений: седиментации, диа-, ката- и метагенезу. В рамках представленной работы под понятием литогенез мы подразумеваем все основные этапы формирования консолидированных отложений [Тимофеев и др., 1974; Анфимов, 1997; Копорулин, 1992; Фролов, 1992; Япаскурт, 1992, 1995, 1999 и др].

Седиментация. Ключевым звеном в понимании механизмов формирования субмаринных гидротермально-осадочных отложений является соотношение между величинами потоков гидротермального и осадочного вещества. Как мы упоминали в главах 1.3-1.5, скорости поступления тех или иных химических элементов являются определяющими при формировании химического состава осадков. Результаты прямых измерений скоростей поступления вещества из водной среды в сторону дна в районах активных гидротермальных полей, полученные с помощью седиментационных ловушек, представлены в таблице 2.5.1. Изменение потока гидротермального железа тесно связано с расстоянием от источника и на графике 2.5.1 в логарифмических координатах образует две группы параллельных линий. Внутри группы каждая параллельная линия определяется величиной первичного потока, образующегося в районе источника. Например, верхняя линия описывает изменение потока Ре с расстоянием от источника при начальном потоке 4000 мкг/см2/год, а нижняя - при начальном потоке 100 мкг/см2/год. Приведенные на графике значения измеренных потоков укладываются в поле, ограниченное этими линиями. Как видно из рис. 2.5.1, все группы линий, описывающих изменение потоков Ре, образуют два тренда, расположенного под разными углами наклона. Так, тренд с меньшим углом наклона отражает потоки Ре в районах

Таблица 2.5.1. Потоки химических элементов (мкг/см2/год) в сторону дна в зависимости от расстояния (м) до гидротермального источника [Dymond, Roth, 1988; Khripounoff, Alberic, 1991; Feely etal., 1994] _____

Район Нее 1СЛОИ.1НИИ Расстояние Fe Ми Си Zt» В» и

Хребет >нлмюр 4 4367 7 л 332 285 151 -

2(ЧК) 175 2.4 12.4 37 *>■> -

ВТП. 13" C.III. 2.5 3836 198 94 495 - -

SO 836 16 9 4 34 - -

15000 66 -> 1.2 f>.2 - -

Хр. Хуаи-яе-Фука 10 ИЗ 37 - - - -

500 17 1.2 - - - -

Ьрокч'Н ( и) р : 66$ - 126 12.6 0.66 ■у

данные нпи рачки м 1500 о 065 - - O.0I 0.1 0 2

3 500 0.19 - - 0.04 0036 0.7

ТАГ * % 1820 - 52 44.2 4.7 6.8

данные мои рл'миы 185« O.lx - - 0.01 0.036 0.36

10000 1000 100

0 001

1 10 100 1000 10000 Расстояние от ! нлротермальных источников, м

Рис. 2.5.1. График, показывающий изменеие величин потоков отдельных химических элементов из водного столба в сторону дна на разном расстоянии от источника. Сплошные линии показывают изменение величин потоков для Тихого океана, пунктирные - для Атлантического.

гидротермальных полей, расположенных в Тихом океане (сплошные линии), а тренд с большим углом наклона - потоки Бе в районах гидротермальных полей Атлантического океана (пунктирные линии). Разный угол наклона трендов отражает разные скорости

угасания потоков с удалением от источника. Более пологий угол наклона тихоокеанского тренда указывает на то, что величины потоков Бе с расстоянием от источника в Тихом океане уменьшаются не столь значительно по сравнению с аналогичными величинами для Атлантического океана. Это можно объяснить спецификой механизмов рассеяния и осаждения рудного вещества, контролируемых разными гидрологическими и гидрохимическими режимами бассейна седиментации.

Более сложная зависимость характерна для потоков гидротермального Мп. Их величины снижаются не столь существенно и уже на расстоянии более 500 м (за пределами распространения проксимальных МО) от источника сохраняют близкие величины. Подобное распределение потоков Мп определяется прежде всего тем, что основным механизмом его перевода из растворенных форм во взвесь, а затем и в осадки, (как мы упоминали в главе 1.5) является не механическое рассеяние взвешенного вещества, а жизнедеятельность хемосинтезирующих микрооганизмов, населяющих водную толщу. Эти организмы позволяют поддерживать величину потока Мп в сторону дна на относительно высоком уровне на значительном удалении от источника. То-есть, с удалением от источника на фоне консервативного снижения доли Бе в общем потоке, роль гидротермального Мп постепенно возрастает. Более того, величины потоков Ре и Мп для Тихого океана, как видно из рис. 2.5.1, на расстоянии более 10 км от источников становятся близки. Таким образом, дистальные МО по мере удаления от источника должны становиться менее железистыми и более марганцовистыми.

Что касается пространственного изменения величин потоков микрометаллов, таких как Си и Ъх\, то в целом их поведение схоже с поведением гидротермального Бе, однако скорости затухания их потоков различны. Это хорошо заметно по разным углам наклона линий, описывающих их средние величины (рис. 2.5.1). Так, потоки Ъх\ в районе полей, расположенных в Тихом океане, снижаются менее резко по сравнению с потоками Бе и Си. Последнее можно объяснить тем, что Ъл образует собственные минеральные формы, а не полностью сорбируется на гидроксидах Бе, как Си.

Аналогичное поведение характерно и для Ва. Величины его потоков снижаются значительно менее существенно, по сравнению с Ре, хотя и близки. Было отмечено, что Ва во взвеси плюмов нейтральной плавучести тесно связан с гидроксидами Мп [Гурвич, 1998] и, возможно, входит в состав органоминеральных комплексов, ответственных также за осаждение N1, как мы упоминали в главе 1.5.

Основным показателем потока фонового осадочного вещества (разбавителя рудного гидротермального вещества) является поток А1. Однако, исходя из приведенного на рис. 2.5.1 графика, видно, что величина его потока в сторону дна в районе источника в

несколько раз выше фонового. Это является следствием дополнительной поставки А1 гидротермальными источниками. Впервые о влиянии гидротермального А1 на геохимию плюмов было сказано в работах М.Д. Рудники [ЫисЫскл, 1990] и М.Д. Рудники и Г. Элдерфилда [Рис1гискц ЕЫегйе1(1, 1993] на примере поля ТАГ. Для полей, расположенных в Атлантическом океане, величины потоков А1 на расстоянии более 1 км от источника превосходят аналогичные значения для основных гидротермальных элементов, таких как Ре, Ва и 2л\ (рис. 2.5.1). Это означает то, что уже на этом расстоянии от источника формируются отложения, формально не считающиеся металлоносными (см. главу 1.2).

Диагенез. Под этим понятием мы подразумеваем первую стадию преобразования осадков в относительно открытой системе при их тесном взаимодействии с поровыми водами и средой седиментации (в широком смысле этого термина). Таким образом, под диагенезом металлоносных отложений мы подразумеваем широкий спектр процессов, включающих: 1) уплотнение и обезвоживание осадков под действием сил тяжести слоев, залегающих выше, 2) растворение слабоустойчивых минералов в результате изменения химических условий и 3) цементацию в результате выпадения вторичных минералов, заполняющих поровое пространство осадков. Однако наибольшую сложность в установлении особенностей постседиментационных преобразований гидротермально-осадочных отложений представляет влияние рудоносных растворов, просачивающихся в районе гидротермальных полей снизу сквозь осадки - инфильтрационно-метасоматическое воздействие. Несмотря на то, что это воздействие не относится к диагенезу, оно существенно изменяет первичный минеральный и химический состав ранее сформированных отложений (оруденение осадков) и, таким образом, не может не учитываться. Большое внимание описанию механизмов инфильтрационно-метасоматического преобразования осадков было уделено при рассмотрении рудоносных отложений гидротермального поля "Восточное", входящего в состав рудного уза "Семенов" (глава 1.7). В этой главе отмечалось, что постепенно по мере затухания гидротермальной активности поля инфильтрационно-метасоматическое влияние рудоносных растворов сменяется инфильтрационным влиянием морской воды, проникающей сверху в осадки. Последнее находит свое отражение в процессах окисления сульфидных минералов, широко распространенных в проксимальных отложениях. В научной литературе в последние годы начал широко использоваться термин гальмиролиз в понимании В.В. Масленникова [1999] - для описания совокупности процессов механического, химического и биохимического преобразования металлоносных осадков на поверхности дна при взаимодействии с морской водой. Эту точку зрения разделяют и

другие исследователи [Фербридж, 1971], полагая, что гальмиролиз является ранней

стадией диагенеза и может протекать также ниже поверхности осадка.

Таблица 2.5.2. Минеральный состав гидротермально-осадочных отложений на стадии седиментации, а также на разных стадиях постседиментационных преобразований (сплошные линии указывают стабильное состояние минерала, пунктирные - переходное)

•л с

Мшнра I

С

11 К.), ll.tl.lil

форм*и

{ (уичсннь I сип

ДиЛСНС!

10

Каин, не: И» Ьо

Че1 jn.uct

мО,(г1УЬ>рм"1 X ь iu.pL I и Гс I <Л1 » п I !иррон1 I Пнрш

Ч 1 »АЛ'Ш ЧЧ \ 141 ЧМиИ к(НЦЛ >ин

.К 1Ч»1 М 01 <ЧН1

( Л «,ирН1 К ' Н.ШН Сижрт

Сернипии

I .ыи»

Ко

и ^

СиКЧ4

( 5 ^

О.ь

( и СЬ и| 11 Си ЮН) К С) | : ¿«4

СчСО, : РсСО, НЛО VI«

Ч&«>11> ¿ч.О*!

1\ V Ю">|<П

Му^хииш К -\1 гОИ.РыЛЬкО,,! 11 М1Н (к П,0|.\ПО1|1Ч М N11 о ( ЧОСЙ1Т \1^(ОН>Л« Он НИ ¡Н1Х>

Пширнп.н <К ,Л1моШ, <ч0«О]| \1И!Ч, Г! 14» ,

| III О « а!! и"

к мри ! м (

Гсманп

< »К«. И 1 4 \|ь

I И(.м >шг к,1 ||,Ш< (

ГиО

Мп СК \1) ( О,

\) |)( о

Кфшшц'ип \1и!Ч!,0 1,1 С)! 11

1ефрои

К»ЧОШП ( ПД<4>«1|

\ln.iSlO.)

1 (М 1 ($1 0,4) Г«Со4 » -Ч<».

На основе представленных в работе данных (глава 1.7 и 2.3) можно выделить наиболее характерные процессы субаквального диагенеза проксимальных МО: 1. Растворение биогенных карбонатов и последующее отложение вторичного кальцита в межзерновом пространстве рудокластов (цементация);

2 Мобилизация меди в результате окисления медьсодержащих сульфидных минералов и ее последующее осаждение в виде вторичных минералов (сульфидных и окисных) на геохимических барьерах внутри осадочного разреза;

3. Дегидатация гидроксидов Fe и аморфного кремнезема с их последующим преобразованием в гематит и кварц, соответственно (табл. 2.5.2).

Наиболее характерной особенностью дистальных МО является то, что процессы их субаквального диагенеза протекают в условиях, схожих с условиями пелагических осадочных отложений бассейнов седиментации и в значительной степени определяются минеральным составом фоновых осадков. Было установлено, что значительную роль в подобных преобразованиях играет органическое вещество. Именно продукты его деструкции вызывают изменение Eh-pH условий внутри осадочного разреза и, тем самым, способствуют переводу части мобильных металлов в раствор. В дистальных металлоносных отложениях наиболее мобильным металлом является Мп. Наши расчеты показали, что в глубоководных осадках хребта Гаккеля на границе аэробного и анаэробного диагенеза мобилизуется не менее 80 % Мп (глава 1.10). На примере неактивного поля "Краснов", расположенного в пределах САХ, постседиментационное сохранение Мп в осадочном разрезе контролируется содержанием карбонатного вещества (глава 1.6). Так, при взаимодействии с карбонатными горизонтами растворенный Мп может образовывать вторичные диагенетические минералы, такие как гаусманит, родохрозит и марганцевый кальцит (табл. 2.5.2).

Катагенез, по своей сути, является переходной стадией постседиментационной трансформации пород между диагенезом и низкоградным метаморфизмом (метагенезом). Однако выделение четких границ катагенеза на основе представленного материала сильно затруднено в силу отсутствия достаточного числа типоморфных минералов-индикаторов. Так, к аутигенным минералам, отражающим катагенетическую трансформацию проксимальных МО, можно отнести малахит (табл. 2.5.2). Как было показано в главе 1.7, поле его устойчивого состояния в координатах Eh-pH несовместимо с условиями седиментации и последующего диагенеза. Вероятнее всего, появление малахита связано с повышением температуры метаосадков выше (10-13)° С и сменой газового состава поровых растворов, в которых на этой стадии должно возрастать парциальное давление углекислого газа. Вероятно, что на этой стадии также происходит существенная трансформация глинистых минералов, приводящая к формированию мономинеральной ассоциации за счет полного замещения глинистых минералов железистыми хлоритами [Логвиненко, Орлова, 1987] (табл. 2.5.2).

Для дистальных МО к таким минералам-индикаторам, согласно данным А.И. Брусницына [2013], можно отнести кариопилит (табл. 2.5.2). Также следует заметить, что в результате катагенетических преобазований осадков в них полностью исчезают гидратированные формы Fe и Si, окончательно замещаясь гематитом и кварцем.

Метагенез (метаморфизм погружения). Как мы упоминали в главе 2.1, мощность осадочного чехла в районе исследуемых отложений Южного Урала достигала 6-7 км. Принимая во внимание величину геотермического градиента (-30° С на 1 км глубины), примерные температуры метагенеза, которым подвергались исследованные отложения, могли достигать -210° С. Это значение хорошо согласуется с данными, полученными как термодинамическим моделированием равновесных минеральных ассоциаций, так и изучением температур гомогенизации флюидных включений (глава 2.3). Согласно нашим расчетам, при заданных параметрах в системе исследуемых минеральных ассоциаций, соответствующих рудокластитовым отложениям (БС), устойчивыми оказываются кальцит и сидерит при температурах в диапазоне 150-250° С. Таким образом, можно считать, что эти минералы отражают состав проксимальных МО, испытавших метагенетическую стадию постседиментационного изменения. Однако следует иметь в виду тот факт, что указанные минералы могли появиться в метаосадках на более ранних стадиях, как в катагенезе, так и диагенезе. Что касается появления апатита, то его также можно с уверенностью отнести к аутогенным минералам, однако, термодинамические параметры, отвечающие его первичному появлению, также весьма широки. Он может отражать как катагенетические, так и метагенетические процессы взаимодействия между продуктами деструкции органического вещества и карбонатными породами. Кроме того, этот минерал является характерной особенностью бессульфидной минеральной ассоциации (ОЖ отложения).

К типичным метагенетическим минералам дистальных марганцовистых МО А.И. Брусницын [2013] относит такие минералы, как тефроит и родонит (табл. 2.5.2).

Модель. На основе представленных данных мы предлагаем объединенную модель форимования гидротермально-осадочных отложений, учитывающую результаты изучения отложений как древних океанов, так и современных. Основой для создания этой модели послужили данные минерального, химического и изотопного состава гидротермальных растворов, дисперсного взвешенного вещества "черных курильщиков" и гидротермальных плюмов, а также металлоносные проксимальные и дистальные отложения. В общем виде, эту модель можно условно разделить на две части: седиментация и постседиментационные преобразования (рис. 2.5.2).

Поскольку минеральный и химический состав проксимальных и дистальных отложений сильно отличается, то субаквальный диагенез и последующие постседиментационные преобразования для этих типов отложений реализуются по-разному (табл. 2.5.2). По этой причине такие преобразования мы рассмотрим отдельно для каждого типа отложений.

Проксимальные отложения, как мы показали в главах 1.2 и 1.4, формируются за счет продуктов разрушения и окисления рудного тела. Представленные в главах 1.7 и 2.3 данные показали, что постседиментационные минералого-геохимические преобразования отложений тесно связаны с миграцией Си. Так, на примере рудного узла "Семенов" и Си-колчеданного месторождения "Молодежное" было установлено широкое развитие вторичных минералов меди, образовавшихся как в результате инфильтрационно-метасоматических процессов, так и инфильтрационных. Здесь следует отметить, что рассмотрение первых выходит за рамки нашей работы, т.к. метасоматические процессы, строго говоря, не относятся к гидротермально-осадочным. Однако провести четкую границу между отложениями, сформированными под воздействием этих двух разных механизмов минералообразования, крайне сложно. Скорее можно говорить о существовании некой переходной зоны, которая проходит вдоль границы массивного рудного тела. Более того, по мере затухания гидротермальной активности ведущая роль инфильтрационно-метасоматического минералообразования уступает

инфильтрационному. Основной причиной миграции меди при инфильтрации морской воды сквозь сульфидосодержащие осадки является повышение парциального давления кислорода. Определена прямая зависимость между парциальным давлением кислорода и минеральным составом рудоносных осадков (рис. 1.7.4). При низком парциальным давлении кислорода устойчивыми оказываются ассоциации, включающие барит, пирит, халькопирит и сфалерит. Повышение парциального давления кислорода постепенно приводит к замещению пирита халькопиритом (в соответствии с реакцией 2, глава 2.3), а затем и халькопирита сульфидами меди (халькозин, ковеллин). В наиболее окислительных условиях в системе появляется атакамит. Согласно нашим данным, в карбонатных осадках он может быть единственным медным минералом. Отсутствие атакамита в околорудных отложениях колчеданных месторождений определяется его чувствительностью как к температурному режиму, так и к активности С1_ и С02. Более высокая активность углекислого газа ведет к замещению атакамита малахитом. Если процесс инфильтрации рудоносных осадков заходит глубоко (это происходит, как правило, в условиях низких скоростей фоновой седиментации), то осадки полностью теряют минералы меди, а оставшиеся сульфиды замещаются сидеритом (согласно реакции 3, глава 2.3) или гематитом в зависимости от активности С02. В палеозойских колчеданных месторождениях подобные отложения часто представлены кварц-гематитовыми породами, получившими в отечественной литературе название госсаниты (см. раздел 2.1.2). Единственными минералами, сохраняющимися под воздействием диагенетических, катагенетических и метагенетических трансформаций, являются барит и Ре-хлориты.

Последние, как мы отмечали выше, в отложениях подобного типа замещают практически все глинистые минералы (табл. 2.5.2).

Что касается массивных рудных отложений, то для них выражением активности инфильтрационного процесса является частичная или полная потеря меди. Вероятно, этот процесс, наравне с другими, может также влиять на разделение колчеданных месторождений на Си-колчеданные, серно-колчеданные и гп-колчеданные. Иными словами, два последних типа колчеданных месторождений испытали более глубокое влияние окислительной морской среды. Прямым указанием мобилизации Си из массивных руд являются слои малахита, которые иногда покрывают колчеданные месторождения или распологаются над ними на более высоких стратиграфических уровнях (рис. 2.5.26). Таким образом, можно констатировать, что основным фактором, контролирующим диагенетическую трансформацию проксимальных рудоносных отложений, является степень воздействия окислительной морской воды (т.е. окислительно-восстановительный режим).

Дистальные отложения, в отличие от проксимальных, формируются в условиях, сходных с фоновым осадконакоплением. Вследствие чего, их отличительной особенностью является отсутствие гидротермальных сульфидных минералов, неустойчивых в окислительных условиях морской воды (глава 1.5). В дистальных металлоносных отложениях они имеют исключительно диагенетическое происхождение. Приведенные в главе 2.4 данные показали, что наиболее подвижным металлом в дистальных гидротермально-осадочных отложениях является Мп. Так, согласно данным А.И. Брусницына [2013], в марганцеворудных отложениях широко представлены вторичные, как диагенетические, так и ката- и метагенетические минералы. Первичные окислы и гидроокислы Мп практически полностью преобразуются, уступая ведущую роль диагенетическим (гаусманит, родохрозит, марганцевый кальцит), а затем катагенетическим (кариопилит) и метагенетическим (тефроит, родонит) минералам. Более того, в силу более высокой миграционной способности Мп по сравнению с Ре, дистальные металлоносные осадки могут практически полностью терять марганцевые минералы, преобразуясь в гематит-кварцевые породы (джаспериты). При этом Мп часто формирует самостоятельные отложения в виде марганцеворудных тел на более высоких стратиграфических уровнях (рис. 2.5.26). Таким образом, минеральный состав и облик дистальных отложений, испытавших эти преобразования, меняется фактически полностью (табл. 2.5.2). Именно этим можно объяснить сложность в установлении их генезиса, нашедшее свое отражение в широком спектре теоретических моделей.

Рис. 2.5.2. Объединенная модель субмариной гидротермально-осадочной седиментации и постседиментационных преобразований (а) - Седиментация Гидротермально-осадочные отложения БС — баритово-сульфидные, ГЖСБ — гидроксидно-железисто-сульфидно-баритовые, БГЖ - баритово-гидроксидно-железистые, ГЖ - гидроксидно-железистые, МГЖ - марганцево-гидроксидно-железистые (описание см в главе 1 7) (б) - Постседиментационные преобразования Гидротермально-осадочные породы БС — баритово-сульфидные, ОЖБС — оксидно-железисто-баритово-сульфидные, БОЖ — баритово-оксидно-железистые, ОЖ — оксидно-железистые (описание см в главе 2 3) Наиболее яркими вторичными преобразованиями гидротермально-осадочных отложений являются мобилизация Си из рудного тела и рудокластитов, а также Мп из МГЖ отложений, с их последующим осаждением на более высоких стратиграфических горизонтах (в) - Изменение содержания главных химических элементов в гидротермально-осадочных отложениях с дистанцией от массивного рудного тела (в скобках приведены названия пород)

Четвертое защищаемое положение

Выявлен единый механизм формирования морских гидротермально-осадочных отложений современных и палеозойских океанов, а также общие особенности их седиментации и последующей трансформации на различных литогенетических стадиях. Основанием для этого послужило обобщение данных по литологическому, минеральному и химическому составу рудоносных и металлоносных осадков Атлантического, Тихого и Индийского океанов, возрастом от поздней юры до голоцена (-1.5 тыс. образцов), соотношения в них макро- и микрометаллов, а также данных по составу девонских рудокластитов, джасперитов, госсанитов и умбритов Палеоуральского океана.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Количество накопленной информации о химическом составе гидротермальных растворов позволяет объединить все источники в единую группу геологических объектов, со свойственными только им геохимическими особенностями, даже, несмотря на высокую дисперсность в содержании отдельных химических элементов (Мп, Бе, РЬ, Хп, Си, Со, Ag). Установлено, что их химический состав контролируется термобарическими параметрами флюида и динамикой его смешения с морской водой. При этом влияние состава "материнских" пород, которые являются главным источником элементов, менее значимо. Оно может проявляться лишь на определенных этапах эволюционного развития гидротермальных систем, например, в виде дефицита серы или незначительного изменения в содержании некоторых металлов. Так, разные источники, расположенные в пределах одного поля, могут отличаться между собой более существенно, чем источники, расположенные на разных гидротермальных полях и в разных геологических условиях. Визуально это можно наблюдать в виде разгрузки черных и белых "курильщиков" в пределах одной рудной постройки. Первые отличаются более высоким содержанием рудоносного флюида, а, следовательно, и более высокой температурой смеси, вторые — более высокой долей морской воды и более низкой температурой. В свою очередь, эти процессы тесно связаны с минеральным составом дисперсного взвешенного вещества, осаждающегося в результате взаимодействия между флюидами и морской водой, и являющегося отправной точкой при формировании субмаринных гидротермально-осадочных отложений.

Изучение химического состава дисперсного вещества (дымов) "курильщиков" и МО позволило геохимическими методами проводить различие между веществом, формирующимся в результате разрушения (подводного выветривания) гидротермальных построек, и веществом, осаждающимся непосредственно из водного столба (гидротермальных плюмов). В совокупности с литологическими данными, минеральным составом и составом РЗЭ это позволило установить, что проксимальные МО являются продуктами разрушения сульфидных построек ("черных курильщиков"), доля дисперсного вещества дымов в подобных отложениях, как правило, не превышает первых процентов. Минеральный и химический состав дымов "черных курильщиков" испытывает сильную трансформацию внутри восходящих плюмов под влиянием окислительной морской воды. Это выражается в окислении сульфидных минералов и сорбции растворенных элементов из морской воды на вновь образованные частицы гидроксидов Ре. Именно в этот период времени (первые минуты своего существования) формируются

геохимические особенности гидротермально-осадочного вещества, которые будут сохраняться на всем пути его миграции в водной толще в составе нейтрального плюма, вплоть до его захоронения в осадках.

Латеральная зональность гидротермально-осадочных отложений формируется вследствие разной миграционной способности отдельных химических элементов и взаимодействия между их растворенными и взвешенными формами. Так, элементы, входящие в состав сульфидных минералов (Си и Ъп), концентрируются в непосредственной близости от источника, а ореол рассеивания элементов, входящих в состав сульфатных минералов (Ва), несколько выше. Наиболее обширные ореолы рассеивания имеют Ре и Мп, входящие в состав окислов и гидроокислов. Однако в силу более низкой скорости окисления Мп в водном столбе, область его осаждения наиболее удалена от источника. Более того, миграционная способность Мп тесно связана с активностью планктонных хемосинтезирующих организмов, следовательно, зоны его максимального осаждения могут маркировать наличие водных масс, в которых активность таких организмов наиболее высока.

Значимую геохимическую и минералогическую трансформацию субмаринное гидротермально-осадочное вещество испытывает под воздействием постседиментационных процессов (диа-, ката- и метагенеза), что в значительной степени определяется разной подвижностью химических элементов, входящих в его состав. На это указывают яркие литолого-фациальные различия между отдельными седиментологическими околорудными фациями, широко развитыми в районах колчедан оносных палеогидротермальных месторождений. Именно благодаря этим процессам могут формироваться промышленно значимые запасы марганцевых месторождений. Однако необходимым условием их сохранения в геологической летописи являются карбонатные отложения, которые представляют собой наиболее мощные природные резервуары Н25 и С02. Взаимодействие между гидротермально-осадочными и карбонатными породами ведет к сохранению в осадочном разрезе наиболее мобильных элементов, таких как Си и Мп, и формированию широкого спектра вторичных минералов в виде сульфидов и карбонатов. Спусковым механизмом литификации субмаринных гидротермально-осадочных отложений, очевидно, является их дегидратация, которая выражается в переходе гидроксидов Бе в гематит, а аморфного кремнезема в кварц. Очевидно, именно этот механизм является определяющим при формировании кварц-гематитовых (в районе месторождений) и гематит-кварцевых (по периферии месторождений) околорудных пород. Также меняется и состав глинистых минералов. Под

влиянием высоких температур и давлений глинистые минералы в подобных отложениях трансформируются в Бе- или 1^-хлориты.

Автор надеется, что данная работа будет полезной для широкого круга специалистов, работающих как в области морской геологии, так и изучающих рудные месторождения континентов. Автор также стремился к тому, чтобы работа представляла собой наиболее полное изложение всех современных точек зрения по данной проблеме, а его собственные выводы базировались на максимальном количестве доступной информации. Тем не менее, мы не стремились охватить все существующие типы пород подобного генезиса, ограничившись лишь тем материалом, который был доступен для детального изучения (данные автора) или наиболее полно описан в литературе.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Айлер Р. Химия кремнезема. М.: Мир, 1982. Ч. 1. 416 с.

2. Амплиева Е.Е., Викентъев И.В., Карпухина B.C., Бортников Н.С. Роль магматогенного флюида в формировании Талганского медно-цинково-колчеданного месторождения, Южный Урал // Докл. Академии наук. 2008. Т. 423. № 4. С. 516-519.

3. Аникиев В.В., Русаков В.Ю., Колесов Г.М. Оценка масштабов пространственно-временной изменчивости литолого-геохимических характеристик взвешенного вещества и донных отложений в устье р. Волги и в приустьевой зоне Северного Каспия // Геохимия. 2009. № 5. С. 513-532.

4. Анфимов JI.B. Литогенез в рифейских осадочных толщах Башкирского мегаантиклинория (Ю. Урал). Екатеринбург: УрО РАН, 1997. 290 с.

5. Аюпова Н.Р. Умбриты Талганского медно-цинково-колчеданного месторождения (Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов - 2000. Открытие, оценка, освоение месторождений. Миасс: ИМин УрО РАН, 2000. С. 83-88.

6. Аюпова Н.Р. Апогиалокластитовые железистые и марганцовистые породы Узельгинского колчеданоносного поля (Южный Урал). Автореф. канд. дисс. Миасс: ИМин УрО РАН, 2004. 19 с.

7. Базилевская Е.С. Железо-марганцевая металлогения Срединно-Атлантического хребта / Тектоника и железо-марганцевая металлогения Атлантического океана. -М.: ГЕОС, 2011. С. 210-251.

8. Баранов Э.Н. Эндогенные геохимические ореолы колчеданных месторождений. - М.: Наука, 1987. 296 с.

9. Бараш М.С. Четвертичная палеоокеанология Атлантического океана. М.: Наука, 1988. 272 с.

10. Беленщкая Г.А. Сероводородные комплексы осадочного чехла и их роль в локализации сульфидного оруденения / Рудоконтролирующие факторы и условия образования месторождений редких и цветных металлов в осадочных породах / Тезисы докл. М.: ВИМС, 1979. С. 74-76.

11. Бетехтин А.Г. Южноуральские марганцовые месторождения как сырьевая база Магнитогорского металлургического комбината имени Сталина // Тр. Ин-та геологии наук. Серия рудн. месторождений. 1940. Вып. 30. № 4. 63 с.

12. Бетехтин А. Г. Промышленные марганцевые руды СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1946.315 с.

13. Бетехтин А.Г., Вольфсон Ф.И., Заварицкий А.Н. и др. Основные проблемы в учении

о магматогенных рудных месторождениях. М.: Из. АН СССР, 1953. 615 с.

14. Биогеохимия океана. Отв. ред. A.C. Монин и А.П. Лисицын. М.: Наука, 1983. 368 с.

15. Богданов Ю.А. Гидротермальные рудопроявления рифтов Срединно-Атлантического хребта. М.: Научный мир, 1997. 167 с.

16. Богданов Ю.А., Бортников Н.С., Викентьев И.В. и др. Новый тип современной минералообразующей системы: "черные курильщики" гидротермального поля 14°45' с.ш., Срединно-Атлантический хребет // Геол. рудных месторождений. 1997. Т. 39. № 1.С. 68-90.

17. Богданов Ю.А., Бортников Н.С., Лисицын А.П. Закономерности формирования гидротермальных сульфидных залежей в осевых частях рифта Срединно-Атлантического хребта // Геол. рудных местор. 1997. Т. 39. № 5. С. 409-429.

18. Богданов Ю.А., Викентьев И.В., Леин А.Ю., Богданова О.Ю., Сагалевич А.М., Сивцов A.B. Низкотемпературные гидротермальные образования рифтовой зоны Срединно-Атлантического хребта // Геология рудных месторождений. 2008. Т. 50. № 2. С. 135152.

19. Богданов Ю.А., Григорьев В.Н., Муравьев В.И. и др. Распределение металлоносных осадков в юго-восточной части Тихого океана / Металлоносные осадки юго-восточной части Тихого океана. Под ред. В.И. Смирнова. Наука, 1979. С. 72-95.

20. Богданов Ю.А., Гурвич Е.Г., Бутузова Г.Ю. и др. Металлоносные осадки Красного моря. М.: Наука, 1986. 288 с.

21. Богданов Ю.А., Гурвич Е.Г., Лисицын А.П. и др. Новые колонки металлоносных осадков гидротермального поля ТАГ (Срединно-Атлантический хребет, 26° с.ш., 45° з.д.), полученные в экспедиции БРАВЕКС/94 //Докл. РАН. 1995. Т. 345. № 2. С. 219222.

22. Богданов Ю.А., Лисицын А.П., Мигдисов A.A. и др. О генезисе металлоносных осадков / Металлоносные осадки юго-восточной части Тихого океана. М.: Наука, 1979. С. 249-276.

23. Богданов Ю.А., Рона П.А., Гурвич Е.Г. и др. Реликтовые сульфидные постройки гидротермального поля ТАГ, Срединно-Атлантический хребет (26° с.ш., 45° з.д.) // Океанология. 1994. Т. 34. № 4. С. 590-599.

24. Богданов ЮЛ., Сагалевич А.М. Геологические исследования с глубоководных обитаемых аппаратов "МИР". М.: Научный мир, 2002. 304. с.

25. Бородаевская М.Б., Горжевский Д.И., Кривцов А.И. и др. Колчеданные месторождения мира. М.: Недра, 1979. 284 с.

26. Бортников Н.С., Симонов В.А., Богданов Ю.А. Флюидные включения в минералах из

современных сульфидных построек: физико-химические условия минералообразования и эволюция флюида // Геол. рудных месторождений. 2004. Т. 46. № 1.С. 74-87.

27. Брусницын А.И. Файзулинская группа марганцевых месторождений (Южный Урал) // Металлогения древних и современных океанов - 2001. Руды и генезис месторождений. Миасс: ИМин УрО РАН, 2001. С. 111-120.

28. Брусницын А. И. Минералогия марганцевоносных метаосадков Южного Урала / А. И. Брусницын. - СПб.: С.-Петерб. гос. ун-т, 2013. 160 с.

29. Брусницын А.И., Жуков ИТ. Южно-Файзулинское марганцевое месторождение (Южный Урал): геологическое строение, петрография, процессы формирования // Литология и полезные ископаемые. 2005. № 1. С. 35-55.