Железомарганцевые корки Амеразийского бассейна Северного Ледовитого океана: особенности минералого-геохимического и изотопного состава и процессов формирования тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.11, кандидат наук Константинова Наталья Павловна

• Константинова Наталья Павловна
• кандидат наук
• 2018

Оглавление диссертации кандидат наук Константинова Наталья Павловна

Оглавление

Список условных обозначений и сокращений

Введение

Глава 1. Характеристика объекта и района исследования

1.1 Объект исследования: железомарганцевые корки

1.1.1 История изучения железомарганцевых образований

1.1.2 Основные типы железомарганцевых образований

1.1.3 Распространение в Мировом океане

1.1.4 Физические свойства

1.1.5 Текстурно-структурные особенности и минеральный состав ЖМО

1.1.6 Химический состав

1.1.7 Скорость роста и возраст ЖМО

1.2 Строение хребта Менделеева и Чукотского поднятия, циркуляция вод в регионе

1.2.1 Батиметрия и морфология

1.2.2 Тектоническая природа и геодинамическое развитие

1.2.3 Осадочный чехол

1.2.4 Скорости седиментации отложений последних пяти

МИС (130 тыс. лет)

1.2.5 Водная толща

Глава 2. Материалы и методы исследования

2.1 Материалы

2.2 Лабораторные методы исследования

Глава 3. Вещественный состав и возраст железомарганцевых корок

хребта Менделеева

3.1 Текстурные особенности рудного и нерудного материала

3.2 Минеральный состав и микроструктуры железомарганцевой составляющей

3.3 Минеральный состав терригенной составляющей

3.4 Химический состав

3.4.1 Валовый состав корок, валовый состав макрослоев

3.4.2 Минеральные ассоциации

3.5. Возраст корок и скорости роста

Глава 4. Фазовое распределение элементов железомарганцевых корок хребта Менделеева, Чукотского поднятия и хребта Альфа

4.1. Сравнительная характеристика корок Амеразийского бассейна СЛО (Хребет Менделеева, Чукотское поднятие, Хребет Альфа)

4.2. Ассоциации элементов ЖМО по результатам селективного выщелачивания фаз

Глава 5. Источники обломочного материала в корках Амеразийского бассейна СЛО (Хребет Менделеева, Чукотское поднятие, Хребет Альфа) по результатам изучения его изотопного состава

5.1. Терригенный материал

5.2. Sr, № и РЬ изотопный состав терригенного вещества корок Амеразийского бассейна

5.3. Источники терригенного материала по результатам изучения изотопного состава

5.4. Модель изменения источников терригенного материала и путей его переноса за последние 5 млн. лет в Амеразийском бассейне СЛО

Заключение

Список литературы

ПРИЛОЖЕНИЕ

Список условных обозначений и сокращений

ЖМО - железомарганцевые образования

ИСП-МС - масс-спектрометрия с индуктивно-связанной плазмой

КМК - кобальтмарганцевые корки

ЛРЗЭ - легкие редкоземельные элементы

РЗЭ - редкоземельные элементы

РЦ - ресурсный центр

РЭМ - растровый электронный микроскоп

СЛО - Северный Ледовитый океан

СПбГУ - Санкт-Петербургский государственный университет ТРЗЭ - тяжелые редкоземельные элементы ЭДС - энергодисперсионная спектрометрия

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Железомарганцевые корки Амеразийского бассейна Северного Ледовитого океана: особенности минералого-геохимического и изотопного состава и процессов формирования»

Введение

Актуальность темы исследования. Интерес к железомарганцевому оруденению в океане, проявленному преимущественно в виде гидроксидных корок и конкреций, обусловлен перспективами его промышленного освоения. Железомарганцевые корки Мирового океана могут служить источником рудных, редких и редкоземельных элементов (Mn, Co, Ni, Zr, Nb, Te, Bi, Mo, W, Pt, Th и РЗЭ), востребованных в мировой экономике, в т.ч в высокотехнологичных её отраслях.

Скопления корок известны в Тихом, Индийском и Атлантическом океанах. Наиболее крупные поля сосредоточены в пределах глубоководной рудной провинции северо-западной приэкваториальной зоны Тихого океана (Андреев и др., 2002; Мельников, 2005; Hein and Koschinsky, 2014). Наименее изученным районом остается Северный Ледовитый океан (СЛО), где проявления железомарганцевого оруденения хотя и зафиксированы, но в основном в шельфовых обстановках (Иванов и др., 2006).

В связи с подачей заявки в комиссию ООН на расширение границ континентального шельфа Российской Федерации в Арктике данные о новых источниках минерального сырья приращиваемых территорий приобретают актуальное значение.

Вследствие крайне низких скоростей роста железомарганцевые корки являются уникальными образованиями, фиксирующими историю региона на протяжении миллионов лет.

Степень разработанности исследуемого направления. Железомарганцевые образования (ЖМО) глубоководных частей океана впервые были обнаружены в экспедиции «Челленджера» в 1873 г. и затем практически не изучались до середины ХХ века. В 1970-1980 гг. СССР, США, Германия, Китай, Япония и другие страны проводили многочисленные экспедиции, нацеленные на поиски и разведку ЖМО, преимущественно в Тихом океане. В настоящее время наиболее детально и разносторонне изученными являются корки северозападной приэкваториальной зоны Тихого океана. Корки Индийского и

Атлантического океанов менее изучены вследствие не столь значительного распространения древних подводных гор, где они преимущественно формируются. Глубоководные ЖМО арктического региона до последнего времени оставались почти неизученными в связи со сложными условиями работы в Арктике. Некоторые данные по составу железомарганцевых корок хребта Менделеева были опубликованы Г.Н. Батуриным с соавторами (Батурин и др., 2014). Подобные образования, полученные из близлежащего района, были описаны в работе Е.С. Базилевской с соавторами (Базилевская и др., 2015). В названных работах в основном изучались железомарганцевые налеты (1-2 мм) и единичные корки. На Чукотском поднятии и хребте Альфа американскими учеными были обнаружены аналогичные образования со сходным вещественным составом (Hein et al., 2012b, Hein et al., 2017). Кроме того, микроконкреции хребта Альфа были детально изучены Б.Л. Винтером с соавторами (Winter et al., 1997). Микроконкреции песчаной размерности были обнаружены в колонках осадков из Канадского бассейна и с хребта Альфа (Clark et al., 1980).

Цель работы. Целью работы является создание генетической модели формирования железомарганцевых корок Амеразийского бассейна и определение источников сноса их терригенной составляющей.

Задачи:

1. Изучение морфологии и вещественного состава ЖМО хребта Менделеева.

2. Определение возраста и скоростей роста ЖМО хребта Менделеева.

3. Сравнительная характеристика корок хребта Менделеева, Чукотского поднятия и хребта Альфа.

4. Изучение распределения элементов в минеральных фазах железомарганцевых корок Амеразийского бассейна СЛО по результатам селективного выщелачивания.

5. Изучение распределения элементов в минеральных фазах железомарганцевых корок Амеразийского бассейна СЛО по результатам

селективного выщелачивания.

Фактический материал. Большая часть материала получена при драгировании хребта Менделеева в ходе экспедиции «Арктика 2012» (Морозов и др., 2013) и предоставлена канд. геол.-мин. наук П.В. Рекантом (ФГБУ «ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского»). Образцы железомарганцевых корок исследуемого региона, полученные в экспедициях «Арктика 2014» и «Арктика 2016», предоставлены д-ром геол.-мин. наук С. Г. Сколотневым (ГИН РАН). Размеры полученных образцов корок варьируют от 3-5 см до 25 см в длину и, как правило, имеют плитчатую форму с четкой слоистостью и гладкой структурой поверхности, реже - с ботриоидальной (рис. 1).

Образцы ЖМО с хребта Альфа и Чукотского поднятия, а также результаты изучения их состава предоставлены проф. Дж. Хейном (Геологическая служба США).

Методы исследования.

Исследования проводились в два этапа, на каждом из которых применялись различные методы:

1 этап заключался в исследовании вещественного состава и возраста ЖМО хребта Менделеева (табл. 1).

Таблица 1. Методы исследований ЖМО хребта Менделеева.

Метод Лаборатория/Аналитики

Оптическая и электронная микроскопия Каф. ГМПИ СПбГУ, РЦ «Геомодель» СПбГУ, Hercules laboratory, USGS / Н.П. Константинова

Рентгенодифракционный РЦ "Рентгенодифракциионные методы исследования" (проект 103-397), USGS / Н.П. Константинова

Микродифракции электронов ИО РАН / О.Ю. Богданова и Г.В. Новиков

Атомно-абсорбционный (Fe, Мл, Си, №, Zn, Со, Pb) ФГБУ ВНИИОкеангеология / Т.Д. Серебряная

Рентгенофлуоресцентный ФГБУ ВНИИОкеангеология/ Т.Д. Серебряная

Масс-спектральный с индуктивно-связанной плазмой ВИМС, ВСЕГЕИ/ СВ. Кордюков

Атомно-эмиссионный с индуктивно-связанной плазмой ВИМС, USGS/ СВ. Кордюков

_Таблица 1 (продолжение).

Энергодисперсионный микроанализ на РЭМ Hercules laboratory/ Luis Dias

Микрозондовый анализ РЦ «Геомодель», USGS / ВВ. Шиловских, Н.П. Константинова

Масс-спектральный метод с индуктивно-связанной плазмой с лазерной абляцией Hercules laboratory университета Эворы / Pedro Barrulas

Метод избыточного 230^ Научная лаборатория геоморфологических и палеогеографических исследований полярных регионов и Мирового океана, СПбГУ / Ф.Е. Максимов

2 этап включал несколько задач:

- Объединение коллекций корок хребта Менделеева, Чукотского поднятия и хребта Альфа и проведение сравнительной характеристики.

- Изучение распределения элементов в минеральных фазах по результатам селективного выщелачивания. По методике A.Koschinsky и P.Halbach (1995) были выделены фазы: легкорастворимая биогенная фаза, Mn-фаза, Fe-фаза и остаточная. Al, As, Ba, Ca, Cd, Co, Cr, Cs, Cu, Fe, K, Li, Mg, Mn, Ni, Pb, Sr, Ti, Th, U, V, Zn и Y анализировались в каждой фазе 13 проб с использованием МС-ИСП (USGS, аналитик Н.П. Константинова). С целью оценки потери материала на четырех стадиях выщелачивания проводилось сравнение валовых содержаний элементов с суммой четырех этапов. Процент извлечения элементов не выходит за пределы 80-120%.

- Определение источников сноса терригенного вещества. Пробоподготовка заключалась в сепарации нерудного материала от железомарганцевой матрицы при помощи солянокислотного выщелачивания. Далее проводилось химическое разложение нерудного материала с последующим выделение Sr, Nd, Pb и анализом на МС-ИСП (W.M. Keck Isotope Laboratory, UCSC, аналитик Бр. Драйер).

Личный вклад автора.

При подготовке диссертации автором проведено описание образцов с хребта Менделеева, изучены морфологические особенности корок на макро- и микроуровнях в шлифах и аншлифах, проведён РФА и исследования

распределения элементов по разрезам ЭДС на РЭМ и ИСП-МС-ЛА (совместно с аналитиками). Принято участие в изучении химического состава зерен терригенного материала и железомарганцевой матрицы с помощью микрозондового анализа. Полученные результаты были проинтерпретированы с применением статистических методов. В рамках стажировки в Геологической службе США (Fulbright program) автор отобрала коллекцию образцов с хребтов Менделеева и Альфа и Чукотского поднятия для дальнейших исследований и провела их сравнительную характеристику. Автором было проведено селективное выщелачивание корок. Совместно с сотрудником USGS была проведена полная пробоподготовка для проведения Sr, Nd и Pb изотопных анализов.

Защищаемые положения:

1. Железомарганцевые корки хребта Менделеева характеризуются высокими содержаниями ряда редких элементов (Sc, As, Li, Th и V) и низкими значениями Co, Ni и Mn/Fe отношения в сравнении с гидрогенными корками других океанов. Вещественный состав и скорость роста изменчивы в пределах разреза корок. Корки образовывались гидрогенным путем с локальными импульсами поступления терригенного материала.

2. Корки хребта Менделеева, Чукотского поднятия и хребта Альфа имеют сходный вещественный состав, что позволяет выделять их в качестве особого типа железомарганцевых образований, характерного для арктического Амеразийского бассейна в целом.

3. Установлена связь химических элементов (Sc, As, Li, Th и V), обогащающих корки Амеразийского бассейна СЛО, с различными компонентами: 90% Th, 80% As, 70% Sc и 50% V - c железистой, 50% Li и 30% V - с марганцевой фазами; 30% Li и Sc, 20% V и As и 10% Th связаны с терригенным материалом.

4. Терригенный материал, извлеченный из корок хребтов Альфа и Менделеева и Чукотского поднятия, различается по изотопному составу Sr, Nd и Pb, отражая разные источники терригенного материала, меняющиеся во

времени.

Научная новизна.

В ходе исследования были получены следующие результаты, определяющие его научную новизну:

- проведено комплексное детальное изучение железомарганцевых образований хребта Менделеева, включающее изучение морфологии, возраста, химического и минерального состава;

- в результате привлечения дополнительных данных по Чукотскому поднятию и хребту Альфа представлена общая характеристика глубоководных железомарганцевых образований арктического Амеразийского бассейна в целом;

- для глубоководных арктических корок выделены минеральные фазы и связанные с ними геохимические ассоциации;

- с использованием изотопных данных проведена палеореконструкция переноса терригенного материала, выделенного в составе корок, внутри Амеразийского бассейна.

Практическая значимость. Высокие содержания Sc, Th, As, Li, Co, Ni и РЗЭ позволяют рассматривать изученные железомарганцевые корки в качестве потенциального источника этих элементов для высокотехнологичных отраслей мировой экономики в случае получения данных о достаточных масштабах их распространения.

В связи с активизацией работ, направленных на сбор материалов по проблеме расширения границ континентального шельфа Российской Федерации, полученные данные дают дополнительную информацию о минерально-сырьевом потенциале Амеразийского бассейна СЛО.

Апробация работы и публикации. Результаты исследований были представлены в устных и стендовых докладах на российских и международных конференциях: ХХ и XXII Школы по морской геологии (2013, 2017, Москва); XIII конференция студенческого научного общества "Геология в различных сферах" (2014, Санкт-Петербург); Underwater Mining Conference (Лиссабон,

2014; Сент-Питерсберг (США), 2015; Сеул, 2016; Берлин, 2017; Берген, 2018); конференции Гольдшмидт (Прага, 2015; Париж, 2017; Бостон, 2018); Полезные ископаемые океана-9 (2018, Санкт-Петербург). Полученные результаты опубликованы в 5 научных статьях в рецензируемых журналах из списка ВАК и Scopus, две из которых находятся в процессе публикации.

Структура и объём работы. Диссертация изложена на 175 страницах, включая введение, 5 глав, заключение, список литературы из 139 наименований; содержит 72 рисунка, 23 таблиц и 1 приложение.

В первой главе представлена история изучения ЖМО в океане, приведены общие сведения о генетических типах, дана характеристика распространения, физических свойств, минерального и химического состава и скоростей образования. Также кратко рассмотрены основные характеристики хребта Менделеева и Чукотского поднятия СЛО, которые могут влиять на рудообразование: рельеф и морфология, тектоническая природа и геодинамическое развитие, осадочный чехол и скорости седиментации; приведены данные о водной толще, в т.ч. о циркуляции вод. Во второй главе приведены результаты полевых исследований, описание поднятого донного каменного материала и морфологическая характеристика ЖМО. Представлена методика лабораторных исследований. Третья глава содержит результаты исследований текстур и микроструктур ЖМО хребта Менделеева, минерального состава рудного и терригенного материала, химического состава на разных уровнях исследования (валовые и послойные пробы; отдельные минеральные ассоциации; одиночные зерна терригенного материала). В главе приведены корреляционные связи элементов и результаты использования метода главных компонент и факторного анализа. Представлены результаты определения возраста корок хребта Менделеева и скорости их роста. Четвертая глава включает результаты сравнительной характеристике ЖМО хребта Менделеева и Чукотского поднятия. В главе приведены результаты селективного выщелачивания корок Амеразийского бассейна СЛО и представлена модель фазового распределения элементов, в частности элементов, обогащающих корки

Амеразийского бассейна: Sc, As, Li, Th и V. В пятой главе представлены результаты изотопных исследований Sr, Nd и Pb терригенного материала корок Амеразийского бассейна СЛО и предложен возможный сценарий поступления терригенного материала в Амеразийский бассейн СЛО за последние пять миллионов лет. В заключении приведены основные результаты выполненных исследований, полученные из них выводы и рекомендации.

Благодарности. Автор выражает благодарность своему научному руководителю, д-ру геол.-мин. наук Г.А. Черкашёву за помощь в работе над диссертацией и всестороннюю поддержку. Автор глубоко признателен профессору Дж. Хейну (Геологическая служба США) за помощь в интерпретации данных и конструктивную критику. Особую благодарность автор выражает канд. геол.-мин. наук Б.Г. Ванштейну (ФГБУ ВНИИОкеангеология) за всестороннюю помощь и полезные рекомендации.

Автор искренне благодарит канд. геол.-мин. наук П.В. Реканта (ФГБУ «ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского»), д-ра геол.-мин. наук С.Г. Сколотнева (ГИН РАН) и канд. геол.-мин. наук Е.С. Базилевскую (ГИН РАН) за предоставление материала для исследований.

Автор выражает благодарность сотрудникам Санкт-Петербургского Государственного Университета д-ру геол.-мин. наук В.Ю. Кузнецову, канд. геогр. наук Ф.Е. Максимову, канд. геол.-мин. наук Н.В. Платоновой, канд. геол.-мин. наук Е.Н. Перовой, В.В. Шиловских и сотрудниками Института Океанологии им. П.П. Ширшова д-ру геол.-мин. наук Г.В. Новикову и канд. геол. -мин. наук О.Ю. Богдановой за помощь в проведении аналитических исследований и интерпретации данных.

Значительную помощь в проведении лабораторных исследований оказали сотрудники HERCULES лаборатории Университета Эворы П. Мадурейро, П. Баррулас, Ж. Мирао, Л. Диас; сотрудники Геологической службы США К. Мизелл, Э. Гартман, М. Микселл; Б. Дрейер из Университета Калифорнии, Санта-Круз.

Автор сердечно благодарит А.В. Фирстову, П.О. Серова, В.П. Рубан, С.С.

Цыбина, Е.В. Рыжову, Ф.А. Гордон, Я.А. Дегтяреву, Е.А. Брусницыну и Е.В. Черемазову за помощь в создании графических приложений и транспортировке материала.

Работа поддержана грантами 3.37.135.2014 и 18.37.141.2014 Санкт-Петербургского государственного университета, проектом 103-397 РЦ «Рентгенодифракционные методы исследования» СПбГУ, грантом Фулбрайт и совместной стипендиальной программой Санкт-Петербургского государственного университета и Банка Сантандер.

Глава 1. Характеристика объекта и района исследования 1.1 Объект исследования: железомарганцевые корки 1.1.1 История изучения железомарганцевых образований

Начальные сведения о рудных образованиях на дне Мирового океана были получены в ходе проведения первой в истории комплексной океанологической экспедиции на английском судне "Челленджер", продолжавшейся почти четыре года (1872-1876).

18 февраля 1873 г. при проведении драгирования в 160 милях к юго-западу от Канарских островов со дна были подняты черные округлые желваки -железомарганцевые конкреции, содержащие, как показали уже первые анализы, значительное количество никеля, меди и кобальта. Правда, несколько ранее, в 1868 г., во время экспедиции Н.Норденшельда на шведском судне "София", похожие образования были подняты со дна Карского моря, но эта находка мелководных конкреций осталась практически незамеченной.

После экспедиции "Челленджера" конкреции находили регулярно почти во всех экспедициях, в которых получали донные пробы, и начиная с 60-х годов ХХ в. появились предположения о глобальном характере железомарганцевого оруденения на дне океана. Дж. Меро в 1969 году (Меро Дж., 1969) оценил общие ресурсы железомарганцевых конкреций на дне Тихого океана в 1.661012 т.

Другой тип подобных образований - железомарганцевые корки, которые, в отличие от конкреций, образуют протяженные относительно тонкие покровы на твердых породах различного состава подводных поднятий, были открыты и впервые описаны совместно с конкрециями. Железомарганцевые корки близки по составу и в определенной мере по генезису к конкрециям и рассматривались в течении длительного периода времени как единый тип рудных образований. Однако впоследствии было установлено значительное обогащение корок на подводных горах кобальтом и их широкое региональное распространение; был также высказан также ряд идей о различии в процессах их формирования по сравнению с пелагическими конкрециями. В связи с этим железомарганцевые корки стали выделять как особый тип океанских руд, требующий

специфического подхода к процессам формирования.

В 1954 г. появилось первое сообщение о высоком содержании кобальта (0.7%) в железомарганцевых корках Тихого океана (дать ссылку на Менарда), что стимулировало дальнейшие комплексные исследования.

Тенденции развития геологической мысли о формировании марганцевой и железомарганцевой минерализации за последнее столетие различны. До середины XX века преобладали идеи о чисто химическом осаждении минералов железа и марганца из морской воды. Эти взгляды зафиксированы в классических работах Н.Г. Бетехтина, Н.М. Страхова и других исследователей. Но уже в то время выражались иные представления. Например, А.Г. Вологдин (Вологдин, 1947) сделал предположение о важной роли микробиоты в формировании руд. В зарубежной литературе подобные или близкие идеи начали рассматриваться еще в первой половине XIX века. В дальнейшем широкое распространение получили идеи о прямой роли микроорганизмов в отложении железомарганцевых конкреций и других подобных образований, особенно в озерных условиях, хотя прямое химическое отложение из придонной воды не отвергалось. Важную роль сыграли работы В.И. Вернадского, подчеркивавшего биогенное происхождение природных соединений, в частности, железа и марганца (Вернадский, 1965). Значительное внимание проблемам биоминерализации марганца и, отчасти, железа и взаимодействию организмов с этими компонентами в условиях разных сред уделено в работах микробиологов (Пиневич, 2005).

Во второй половине века начинают значительно развиваться представления о важной роли диагенетических процессов, видимо, прежде всего потому, что реальных наблюдений по чисто химическому осаждению все-таки не было получено, а для концентрически зональных конкреций, например, столь частых в рассматриваемой минерализации, трудно представить осаждение из придонной воды. В этом направлении также определяющими применительно к марганцевой минерализации были работы Н.М. Страхова. Особенно эти представления стали востребоваными с началом систематического изучения железомарганцевых конкреций и корок.

Одновременно начинают интенсивно дискутироваться и источники

поступления колоссальных масс марганца и железа, и все большее внимание стало уделяться вулканизму, отчасти как альтернативе поставок марганца с выветривающихся пород суши. Соответственно был выделен и вулканогенно-осадочный тип оруденения.

К концу XX века изучение ЖМО стало заметно продуктивнее в связи с внедрением методов анализа изотопов, прежде всего, углерода и кислорода, а также электронной микроскопии.

В настоящее время многие страны (Япония, Китай, США, Германия, Франция, Корея, Индия, Россия и др.) проявляют повышенное внимание к изучению глубоководных конкреций и кобальт-марганцевых корок, являющихся потенциальным полезным ископаемым на ряд экономически значимых компонентов (М, Со, Mn, Си, Te, Mo, Pt, ТС, ТЪ и РЗЭ).

1.1.2 Основные типы железомарганцевых образований

В настоящее время выделяют по морфологии два типа железомарганцевых образований на дне океана - конкреции и корки.

Железомарганцевые конкреции, также известные как марганцевые конкреции, состоят преимущественно из Fe оксигидроксидов и Mn оксидов и формируются за счет гидрогенного и диагенетического осаждения элементов вокруг систем ядер в верхнем слое обводненного осадка. На основании структурных особенностей строения конкреций помимо чисто гидрогенных и диагенетических выделяется промежуточный тип: гидрогенно-диагенетический (Успенская и Скорнякова, 1991 и др.). Большая часть конкреций относятся к этому промежуточному типу, так как преимущественный способ поставки вещества может меняться в течении времени роста конкреции или быть основным для верхней, обращенной в придонную воду, или нижней, помещенной во вмещающий осадок (Дубинин и Стрекопытов, 1994 и др.).

Железомарганцевые корки, известные также как кобальтоносные корки, кобальтбогатые корки (КМК) или марганцевые корки, состоят преимущественно из Fe оксигидроксидов и Мд оксидов и представлены протяженными покровами гидроксидов железа и марганца на выступах скальных и осадочных пород, а

также на плитах и глыбах элювия, которые могут быть полностью заключены в рудную оболочку (Г.Н. Батурин, 1993).

При обсуждении генезиса корок и конкреций необходимо рассмотреть три основных вопроса: источник вещества; механизм транспортировки вещества (1) к поверхности осаждения и механизм осаждения вещества.

(1) Среди источники металлов выделяют: поступление вещества с континента в виде речного стока, эолового и айсбергового разноса, а также материала абразии берегов; поступление продуктов вулканической и гидротермальной деятельности; поступление материала биогенного и космогенного происхождения; материала, освобождающегося при раннем диагенезе осадков и при гальмиролизе.

(2) Нередко способ поставки вещества увязывается с механизмом осаждения или, напротив, с источником материала. Первоначально вещество в растворенном или взвешенном виде поступает в придонный слой воды и в нем уже транспортируется к поверхности осаждения (в т.ч. Мельников, 2005).

Транспортировка металлов к поверхности осаждения раковинами и скелетами отмирающих планктонных организмов обычно увязывается с биогенным и гидрогенным источником рудного материала.

(3) Наиболее широко распространены представления о формировании корок за счет осаждения металлов непосредственно из океанской воды (Батурин 1993; Дубинин, 2006; Дубинин и Батурин, 1994; Андреев и др., 2002; Hein et al., 2000). Об этом свидетельствует и определенная зависимость между средними содержаниями элементов в корках и воде. При этом определяющим фактором реализации реакций осаждения растворенных в морской воде рудных компонентов является окислительно-восстановительная стратификация океанической толщи по глубине (Андреев и др., 2002; Verlaan et al., 2004). В результате химических реакций (главным образом обусловленных режимом углекислоты и растворением органических остатков жизнедеятельности микроорганизмов в океанической воде) в водной толще возникает кислородный минимум, меняется pH среды. Осуществляется наиболее интенсивное

протекания процессов окисления марганца и железа, сопровождающихся сорбцией микроэлементов гидроксидами марганца и железа.

Биохимическое осаждение предполагает окисление ионов металлов, находящихся в придонном слое воды, микроорганизмами в процессе их жизнедеятельности, например, различными бактериями, такими как Ferrooxidans и Metallogenium (Лазуренко и Кирюхин, 1982). В этом случае локальное пересыщение, необходимое для осаждения вещества из раствора, происходит за счет биохимических процессов.

Наряду с гидрогенными кобальтоносными корками в океане распространены корки другого химического состава, чрезвычайно бедные кобальтом и большинством других переходных и цветных металлов. Гидротермальные марганцевые и железистые образования, как правило, приурочены к зонам подводной гидротермальной активности. Источником рудного вещества корок являются взвешенные оксигидроксиды железа и марганца, поступающие в гидротермальном флюиде в придонную океанскую воду (Sherrell et al., 1999). Они обычно расположены вблизи выходов гидротермальных источников, часто в ассоциации с нонтронитом (Fe2Si4O1o(OH)2*nH2Ü) (Волков и Дубинин, 1987). Корки встречается на спрединговых хребтах и в котловинах, к ним прилегающим. По составу выделяют два типа корок: железистый и марганцевый. Часто по соотношению железа, марганца и суммы кобальта, никеля и меди более железистые корки близки к таким гидротермально-осадочным образованиям как металлоносные осадки. Обычно гидротермальные образования не формируют слоистые корки и имеют значительные отличия от гидрогенных корок в структуре и химическом составе. Однако не существует четких границ между гидротермальными и гидрогенными корками: первоначально гидротермальные существенно марганцевые быстрорастущие корки при затухании гидротермального источника эволюционируют в сторону гидрогенного состава (Moore и Vogt, 1976; Clauer et al., 1984; Дубинин, Волков, 1989, Hein et al. 1997).

Список литературы диссертационного исследования кандидат наук Константинова Наталья Павловна, 2018 год

зе - -

»S 32 - -

■ Индийский

□ Атлантический

□ Тихий

(1)

5 24--

Г) S

О 20 - -

Ш

(D

Т

■

4 - т

Т~1 п~п и

4 в в 10 12 14 16 18 20 22

Скорость роста (мм/млн. лет)

Рисунок 1.7. Скорость роста железомарганцевых корок в Индийском, Атлантическом и Тихом океанах, рассчитанные по результатам Be, U и Os изотопных анализов (Hein and Koschinsky, 2014).

1.2 Строение хребта Менделеева и Чукотского поднятия, циркуляция вод в

Хребет Менделеева и Чукотское поднятие наряду с хребтом Ломоносова, хребтом Альфа, поднятием Нордвинд и разделяющими их впадинами Подводников, Менделеева, Чукотской и Стефансова формируют единое орографическое образование - комплекс Центральных Арктических Поднятий (ЦАП), выступающий своеобразным подводным «мостом» между Гренландско-Канадским и Восточно-Сибирско-Чукотским шельфами в Амеразийском бассейне (Киселев, 1986; Ласточкин и Нарышкин, 1989 и др.). Основные морфологические черты дна подводных возвышенностей хребта Менделеева и Чукотского поднятия отражены на объемном изображении цифровой модели рельефа дна с размером регулярной сетки в 500 м 1ВСАО V. 3.0 (Jakobsson et а1., 2012) (рис. 1.8).

регионе

1.2.1 Батиметрия и морфология

Рисунок 1.8. Объемное изображение хребта Менделеева и Чукотского поднятия на основе 1ВСАО v.3, вид от хребта Ломоносова. Элементы морфологии дна: 1 -трог Егизарова, 2 - гора Карусева, 3 - гора Рогоцкого, 4 - гора Ковригина, 5 - гора

Шамшура, 6 - гора Трукшина.

Хребет Менделеева

Хребет Менделеева протягивается на 700 км от мелководного шельфа Восточно-Сибирского шельфа, где его ширина достигает 450 км, до зоны сочленения с хребтом Альфа, ширина поднятия в этой зоне составляет порядка 200 км, и является крупнейшей морфоструктурой дна в комплексе ЦАП. Высота западного борта поднятия, менее крутого, относительно ложа котловины Подводников у шельфа составляет 800 м и уменьшается до 200 м на севере. Восточный склон достаточно крутой на всем протяжении поднятия и сохраняет высоту в пределах 600-800 м.

Помимо очевидной линейности поднятия с юга на север, отчетливо выделяются поперечные элементы различной направленности. Отдельно следует выделить ярко выраженную линейность северо-восточного простирания в зоне сочленения поднятия с хребтом Альфа, в районе гор Рогоцкого, Ковригина, Шамшура и Трукшина.

Другой отличительной особенностью поднятия служит отсутствие протяженных вершинных плато, характерных для других поднятий ансамбля ЦАП. Так, наблюдаются лишь только разрозненные реликты таких плато с высотами до 800 м, представленные плоскими вершинами небольших изолированных поднятий, и горы с более крутыми склонами и высотами вплоть до 1400 м. Также малоразвиты и отрицательные формы рельефа, такие как троги, проходы и долины. Террасовидные поверхности, напротив, распространены широко. Северная граница поднятия маркируется крупной линейной депрессией шириной 10-20 км, протягивающейся в северо-восточном направлении; ее днище, расположенное на глубинах свыше 2600-2800 м, и представляет собой наиболее низкий уровень рельефа поднятия.

Важной отличительной чертой поднятия Менделеева является его ступенчатость, которая выражена наличием нескольких батиметрических уровней: первая ступень на глубинах 1000-1200 м представлена террасой Кучерова, далее выделяется терраса и седловина на уровне 1400-1800 м и ряд более мелких террас на глубинах 2200-2400 м и 2600-2800 м.

Перечисленные элементы рельефа хребта Менделеева говорят о том, что поднятие подверглось наиболее интенсивному растяжению по сравнению с другими структурами Амеразийского бассейна, что привело к ее мелкоблоковой, ступенчатой фрагментации.

Чукотское поднятие

Чукотское поднятие из всех поднятий ЦАП имеет наиболее простое строение и представляет собой выдвинутый в сторону глубоководного бассейна обширный платообразный фрагмент континентальной окраины.

Поверхность плато располагается на отметках 400-800 м. и сочленяется с внутренним склоном шельфа через седловину, осложненную вытянутой депрессией, с глубинами 600-800 м. Восточная часть плато нарушена протяженным (около 200 км) узким трогом Егиазарова глубиной свыше 2000 м. Восточная граница плато носит сложный характер. В северной части она определяется

ущельем Нордвинд, а южнее представляет собой крутой, высокий (около 1000 м) склон «абиссальной» равнины Нордвинд. Ее плоское дно располагается на глубинах около 2000 м. С запада и севера плато представлено крутыми склонами, до 45° (Нарышкин и др., 2005), и окружено террасами Чукотской котловины и котловины Менделеева. В самых северных частях плато граничит с абиссальным ложем Канадской котловины. Высота западного склона достигает 1600 м., а северного - 2500 м. При этом склоны плато почти лишены крупных осложняющих форм.

1.2.2 Тектоническая природа и геодинамическое развитие региона

Хребет Менделеева как область денудации существовал по крайней мере с палеозоя, со времени образования эпиэлсмирского Северо-Чукотского прогиба. Именно в это время оформились южный и западный борта поднятия. Формирование восточного борта поднятия Менделеева связано с раннемеловым рифтогенезом. Образовавшийся в это время рифт Чали отделил хр. Менделеева от Чукотского плато. Как морфоструктура СЛО хребет Менделеева, также как и поднятие Ломоносова сформировался в неоген-четвертичное время.

Судя по возрасту и вещественному составу драгированного донно-каменного материала (преобладают карбонатные породы), хребет Менделеева, как Чукотский бордерленд и хр. Нордуинд, являются погрузившимися на неотектоническом этапе фрагментами блока континентальной коры с древним докембрийским кристаллическим основанием. Учитывая результаты геологического опробования и анализ волновых полей, сейчас становиться понятным, что этот блок представлен палеозойским платформенным чехлом континента, известного в литературе как Гиперборейская или Восточно-Арктическая платформа (Кабаньков и др., 2004) или Арктида (Хаин и др., 2009). Возможно, палеозойский чехол хребта Менделеева был незначительно затронут каледонской складчатостью, зафиксированной южнее, в Северо-Чукотском прогибе.

Как показали данные экспедиции «Арктика-2012» 85-90 % драгированного с крутых подводных эскарпов крупномерного донно-каменного материала (ДКМ) представлено осадочными прибрежно- и мелководно-морскими карбонатными и терригенными породами (Морозов и др., 2013). Состав отложений и их возраст свидетельствуют о присутствие на хр. Менделеева платформенного не метаморфизованного средне (силур-девон) -позднепалеозойского осадочного чехла. Соответственно возраст фундамента может быт определен как докембрийский-раннепалеозойский. С другой стороны, сейсмические данные показывают, что на хр. Менделеева осадочный чехол представлен меловыми-кайнозойскими отложениями, залегающими на акустическом фундаменте. Чтобы объяснить наметившееся противоречие надо отметить, что в области Центрально-Арктических поднятий и, прежде всего на хр. Альфа-Менделеева, выявлена крупная магнитная аномалия высокой интенсивности. По облику, амплитудно-частотным характеристикам и по масштабам проявления эта обширная область сопоставима с областями развития трапповых полей на континентах или с крупными подводными изверженными провинциями. Подтверждением этого предположения явились результаты сейсмической интерпретации данных МОВ, совместно с данными КМПВ и гравиметрии, полученные в ходе рейса ледокола «Неа1у» в 2005 г. Ниже покрова гемипелагических осадков на хр. Менделеева и северо-западной части хр. Альфа в кровле акустического фундамента был выделен ряд сейсмических фаций, интерпретируемых как толщи базальтовых покровов и силлов, перемежающихся с толстыми слоями туфов и, возможно, осадочных пород (Bruvoll et а1., 2012). Исследования акустических характеристик и скоростных свойств разреза приводят к выводу, что они больше похожи на характеристики фундамента плато Онтонг-Ява и плато Кергелен, чем на обычную океаническую кору или вулканическую окраину. Присутствие в составе акустического фундамента значительного количества туфов предполагается по низким значением скоростей (2.3-4.0 км/с) в верхней части разреза фундамента. Наблюдаемые срезанные вершины выступов фундамента трактуются как эрозия поверхности

хребта Менделеева в условиях мелководного моря, которая происходила одновременно или сразу после его формирования. Время образования вулканического плато в исследованной части хр. Альфа и хр. Менделеева оценивается не позднее чем кампан (80 млн лет). Для проверки и уточнения ареалов распределения магматических выделенных комплексов, был проведен сейсмостратиграфический анализ волновых полей по сейсмическим профилям. В результате в области Центрально-Арктических поднятий были выявлены аномалии волновых полей в осадочном чехле, которые можно связать с магматической деятельностью в изучаемом регионе. На поднятии Менделеева ареальные покровные вулканиты распространены на значительной площади, перекрывая неинтенсивно-слоистую слабоскладчатую толщу. Их приблизительная мощность сильно варьирует, от первых сотен метров на локальных возвышенностях до 1-1.5 км в современных понижениях фундамента. Магматические тела локализованы исключительно в подошве осадочного чехла, что позволяет в первом приближении по возрасту траппов судить о возрасте акустического фундамента, а также оценивать стратиграфический объем осадочного чехла. На хр. Альфа по результатам опробования самые древние осадки чехла и базальтовый экран фундамента - кампанский (~82 млн лет) ^ока^ 2003). Этот возраст намного моложе предполагаемого времени раскрытия Канадского бассейна (~148-128 млн лет) и древнее времени раскрытия Евразийского бассейна (~56 млн лет). На поднятии Менделеева усилиями российской экспедиции «Арктика-2012» было пробурено 2 скважины. Обе вошли в акустический фундамент, представленный трахибазальтами, которые по и-РЬ определениям имеют Р-Т возраст на юге (~260 млн лет) и меловой (~127 млн лет), т.е. доаптский, на севере поднятия (Морозов и др., 2013). На северном отроге хр. Нортуинд драгированы меловые щелочные и толеитовые базальты, по Аг-Аг определениям их возраст соответствует верхнему мелу. С учетом имеющихся датировок базальтов возраст рифтогенных движений может быть определен как конец раннего-поздний мел. Следующий этап активизации тектонических движений, судя по откоррелированным ОГ,

приходится на палеоцен - олигоцен. С ним связано образование наиболее крупных подводных возвышенностей поднятия Менделеева. В скважинах американского сектора Чукотского моря зафиксирован глубокий размыв с выпадением из разреза олигоценовых и, даже миоценовых, отложений, что соответствует эвстатическому минимуму приблизительно 33 млн лет назад. Поскольку мощности миоцен-голоценовых отложений на приподнятых участках поднятия Менделеева минимальны, вероятно, процесс воздымания палеоцен-олигоценовых возвышенностей снова активизировался.

1.2.3 Осадочный чехол

В связи с тем, что в рамках исследований проводилось изучение изотопного состава терригенного материала корок (Глава 5), который сравнивался с изотопным составом осадков из близлежащих районов, в Главе 1.2 подробно рассматривается осадочный чехол хребта Менделеева и Чукотского поднятия.

Хребет Менделеева

Сейсмостратиграфическая схема осадочного чехла хребта Менделеева соответствует нескольким основным сейсмокомплексам:

N-Q. Пострифтовый комплекс. Временной интервал средний миоцен— плейстоцен. Соответствует отложениям миоцена—плейстоцена (18,2—0 Ма), Unit 1 по скважине ACEX, которая представлена ледниково-морскими глинами, сформировавшимися в климатических условиях ice house и лежащими несогласно на глинах раннего-среднего эоцена.

Pg (E). Пострифтовый комплекс. Соответствует отложениям Unit 2 и Unit 3 по скважине ACEX, где Unit 2 представлена биокремнистыми глинами и илами среднего-нижнего эоцена, образовавшимися в условиях green house, а Unit 3 — плотными илистыми глинами до аргиллитов нижнего эоцена — среднего палеоцена, лежащими несогласно на мелководных песках верхнего мела (Moran et al., 2006). В скважине в низах среднего эоцена (~49 Ma) зафиксирован горизонт с пресноводными спорами Azolla. Предполагается, что сокращенный разрез

палеогеновых отложений связан с размывом или перерывом в осадконакоплении на хребте Ломоносова. Вполне вероятно, что в остальной части Центрально-Арктических поднятий, в котловине Подводников и на хребте Менделеева, этой толще может соответствовать более полный разрез, включающий среднеэоценовые и олигоценовые отложения. В связи с этим комплекс интерпретируется как нерасчлененный палеоген.

К2. На сейсмических профилях хребта Менделеева выделяется синрифтовый комплекс в нижней части разреза. Он определенно находится ниже границы мела и палеогена, поэтому меловой возраст синрифтовых отложений можно считать наиболее вероятным. Синрифтовые, треугольные в разрезе сейсмокомплексы видны в грабенах и депрессиях на поднятии Менделеева и в котловине Подводников. В основании разреза выделены пакеты моноклинальных ярких рефлекторов. Возможно, они образованы синрифтовыми лавами базальтов.

Основные несогласия (рис. 1.9). Различными авторами выделялось несколько несогласий по разным схемам, при этом даются различные индексации этим несогласиям. Однако большинство исследователей сходятся в выделении двух главных несогласий (сверху вниз) RU и LU.

RU. Многие исследователи (в частности, Poselov et al., 2014) считают, что основным региональным маркером в сейсмическом разрезе Центрально -Арктических поднятий является отражающий горизонт RU, соответствующий олигоценовому перерыву и несогласию между толщами палеогена и неогена— плейстоцена. Этот рубеж, судя по керну скважины ACEX 302, приурочен к смене мелководных условий седиментации на гемипелагические и к смене режима green house на ice house. Эти кардинальные изменения произошли по биостратиграфическим данным в интервале средний эоцен—ранний миоцен и тектонически вызваны открытием прохода Фрама (ЛМА 13), инициировавшим массовый приток вод Северной Атлантики в Арктический бассейн.

Рисунок 1.9. Сейсмогеологический разрез МОВ-ОГТ вдоль профиля ARC2012-04.

LU. Ряд авторов (в т.ч. Grantz et al., 2001) считают, что самым ярким сейсмическим маркером является региональное эрозионное и угловое несогласие LU, приуроченное к нижней части разреза скважины и индексируемое по микропалеонтологическим данным поздним палеоценом. Несогласие интерпретируется как break-up unconformity, предшествующее спредингу в Евразийском бассейне.

Верхний мел. Мощность и акустическая характеристика толщи широко варьируется по всему региону. Мощность комплекса увеличивается в грабенах и уменьшается вплоть до выклинивания на приподнятых блоках. Толща хорошо стратифицирована и согласна с акустическим фундаментом над его пологими уклонами, но в районах более крутых склонов и бортов грабенов перекрывает фундамент с трансгрессивным несогласием. Мощность комплекса составляет приблизительно 0,17—0,22 с на топографических максимумах и 0,25—0,55 с в грабенах и понижениях. Максимальная мощность достигает 0,68 с в глубоких грабенах между Чукотским плато и хребтом Менделеева.

Чукотское поднятие

Неоген-плейстоцен М^). Верхняя часть неоген-плейстоценовых отложений мощностью 0,18—0,23 с характеризуется однообразными отражениями средней амплитуды и формирует почти повсеместно абсолютно ненарушенный непрерывный покров средней амплитуды, с параллельными рефлекторами. Покров наблюдается по всему комплексу хребта с выклиниваниями и несогласным трансгрессивным залеганием в нескольких местах. Есть также редкие возникновения местных просадок/оползней. Покров кажется согласным с основными подстилающими горизонтами на возвышенностях и в пределах грабенов, но срезает нижнюю часть ниже верхних склонов.

Нижняя часть неоген-плейстоценовых отложений согласна с перекрывающей толщей ниже гребней, но выклинивается на флангах батиметрических поднятий. Особенности отражений и геометрия более сложны в грабенах и на окраине Канадского бассейна.

Несогласие RU. Несогласие между неоген-плейстоценом и палеогеном на батиметрических поднятиях происходит как срезание однородного по площади переслаивания и как нерегулярный контакт. Несогласие RU в краях грабенов сливается с местными несогласиями в пределах (Ы"^), формируя единую поверхность. Локально RU горизонт нарушен разломами на флангах структурных поднятий. Из-за широко распространенного трансгрессивного налегания и срезания RU интерпретируется как региональное несогласие.

Палеоген (Е). Палеогеновая толща мощностью 0,4—0,6 с залегает на акустическом фундаменте на батиметрических поднятиях. В грабенах мощность толщи возрастает до ~1 ,5 с. Внутренние рефлекторы параллельны и непрерывны на поднятиях, где фундамент плоский или слегка наклоненный, но имеют более сложную геометрию на склонах до хаотичных отражений с яркой амплитудой в грабенах. Часто толща нарушена листрическими разломами и опрокинутыми блоками.

Несогласие LU. Несогласие LU является крупным региональным угловым несогласием, местами нарушенным, яркой амплитуды, трансгрессивно перекрываемым рефлекторами вышележащей толщи. Такое перекрытие наблюдается на поднятии Менделеева, Чукотском поднятии и в южной части хребта Альфа. В северной части поднятия Менделеева горизонт является непрерывным и согласным с обеими толщами.

Верхний мел. Мощность и акустические характеристики толщи широко варьируются по всему региону. Толща увеличивается в грабенах и уменьшается или выклинивается на приподнятых блоках. Кровля толщи ярко выражена под топографическими максимумами и пологими склонами, но только фрагментами опознается в пределах грабенов. Толща хорошо стратифицирована и согласуется с акустическим фундаментом на его выступах и пологих уклонах, с трансгрессивным несогласием перекрывает фундамент на более крутых склонах и бортах грабенов. Мощность составляет приблизительно 0,17—0,22 с на топографических максимумах и 0,25—0,55 с в пределах внутригорных грабенов и понижений. Максимальная мощность составляет 0,68 с в глубоких грабенах между Чукотским поднятием и хребтом Менделеева.

1.2.4 Скорости седиментации отложений последних пяти МИС (130 тыс. лет)

Схематическая карта распределения средних скоростей седиментации для последних пяти МИС показана на Рис. 1.10. На схеме скорости седиментации откартированы на всей площади Северного Ледовитого океана за пределами шельфов и выражены изолиниями от 1 до 4 см/тыс. лет. Приведены значения средних скоростей седиментации с точностью до одной десятой.

Средняя скорость седиментации является довольно сложным параметром, чья величина и особенности распределения обусловлены множеством факторов, таких как климатические изменения, структура твердого стока с континентов и агенты транспортировки и аккумуляции терригенного материала и др. Вероятно, на первом месте по своему значению находятся циркумконтинентальная

зональность и асимметричность поставки терригенного материала реками и абразией берегов. Второе место занимает система течений в водной толще океана, причем наиболее важна циркуляция в поверхностной и придонной водных массах. Третью по важности роль играет ледовая система океана, значение которой резко возрастало в периоды оледенений (особенно их максимумов). Так, подводные хребты, прилегающие к Чукотскому морю (Нортвинд и Чукотское плато), а также возвышенность Менделеева в районах сочленения с континентальными склонами вне паковых льдов получают достаточно обильное терригенное питание, но под льдом попадают в зону действия циркуляции моря Бофорта, и скорости седиментации на них резко падают.

Существенный вклад в исследуемую проблему вносит система подводного рельефа. Наконец, совершенно необходимо учитывать и историко-геологические аспекты формирования изучаемых разрезов в различных фациальных областях (Левитан, 2015).

Рисунок 1.10. Схематическая карта распределения средних скоростей седиментации (см/тыс. лет) для последних пяти МИС. 1 - рассчитанная средняя скорость седиментации для данной колонки; 2 - изолинии средних скоростей седиментации; 3 - граница распространения морского льда в летний сезон; 4 -

основные течения в поверхностной водной массе; 5 - основные течения в промежуточной водной массе; 6 - границы распространения ледниковых щитов во время максимума последнего оледенения (Левитан, 2015).

По данным метода избыточного 230Th (Гусев и др., 2012) на хребте Менделеева в течение последних 300 тысяч лет отмечается низкие скорости осадконакопления. Значения в диапазоне 0,11-0,437 см/1000 лет близки скоростям осадконакопления, полученным по другим колонкам поднятия Менделеева, ~0,15 см/тыс. лет по методу избыточного 230Th (Not and Hülaire-MarceL, 2010) и ~0,27 см/тыс. лет по 10Be (Sellen et al., 2009). Такие оценки скоростей седиментации в несколько раз меньше определенных с помощью аминокислотного метода для осадков поднятия Менделеева (Adler et al., 2009). По результатам радиохимического анализа скорости седиментации в южной части поднятия Менделеева в 2-3 раза больше рассчитанных для северных колонок. Закономерное несоответствие скоростей осадконакопления определяется различной удаленностью от континентальной окраины, т. е. от источников сноса.

1.2.5 Водная толща

Палеоокеонаграфия региона

Микрофоссилии, обнаруженные в керне, показали, что Северный Ледовитый океан характеризовался наличием слоев в разрезе водной толщи в Эоцене (Stein et al. 2006; Stickley et al. 2008). Был выделен теплый (~18° С) приповерхностный слой, обогащенный пресными водами (Sluijs et al. 2006; Waddell and Moore 2008). Воды океана периодически взаимодействовали с водами окружающих океанов (Gleason et al. 2009). На границе Палеоцена и эоцена (~55.5 Ma) изменение отношения углерода/серы, проявленное в появлении пирита и тонко-слоистой структуры осадков, подтверждает наличие анаэробных условий в эпипелагическом слое водной толщи (0-200 м) (Sluijs et al. 2006; Stein et al. 2006). Осадки, характеризующиеся анаэробными условиями образования были зафиксированы выше и ниже перерыва олигоценового перерыва осадконакопления RU (~44.4 -18.2 млн. лет), что позволяет предположить наличие условий дефицита кислорода во весь период (Backman and Moran, 2009). Возвращение к окислительным условиям фиксируется появлением темно-коричневых осадков в разрез

непосредственно на сером слое, датируемым не старше, чем 17.5 млн. лет. Изменения окислительно-восстановительных условия связано с открытием пролива Фрама (Jakobsson et al. 2007).

Циркуляция вод в регионе

Современный Северный Ледовитый океан характеризуется хорошо выраженным разделением водной толщи в верхней части. Хорошо перемешиваемый поверхностный слой (20-50м) располагается выше слоя, характеризующегося постоянной температурой и возрастающей соленостью к глубине 150-200м (Jones, 2001). Эти верхние слои изолируют более теплые и соленые воды Атлантического океана и сдерживают таяние вышележащих льдов.

Схематически циркуляция водных масс Северного Ледовитого океана за пределами шельфов изображена на Рис. 1.11.

ArcttcGidt

Рисунок 1.11. Циркуляция вод в Северном Ледовитом океане. Голубые стрелки показывают движение холодных, относительно опресненных водных масс, красные - теплых, соленных.

Здесь существуют две основные циркуляционные системы: система Трансполярного дрейфа, состоящая из Сибирской и Полярной ветвей, и ячейка циркуляции моря Бофорта. Названные системы циркуляции переносят не только поверхностную водную массу, но и определяют дрейф морских льдов и айсбергов. Водные массы в Евразийский бассейн поступают из Норвежско-Гренландских морей через пролив Фрама, также как холодные соленые воды с шельфа Баренцева моря, образующиеся в процессе формирования льдов (Aagaard et al. 1985). Слой с Атлантическими водами, пересекая хребет Ломоносова, направляется в Канадскую котловину из Сибирской мелководной части севернее 88 N с приблизительной скоростью 1-5 см/сек (Woodgate et al. 2001). Циркуляция вод в Канадской котловине вызвана переносом вод из Евразийского бассейна через хребет Ломоносова (Jones et al. 1995; Jones, 2001), а также за счет нисходящей конвекции соленых вод, охлажденных на шельфах (Aagaard et al. 1981, 1985).

Для промежуточной водной массы, в которой важную роль играют Атлантические трансформированные теплые и соленые воды, характерна принципиально иная схема циркуляции, состоящая из множества ячеек, ограниченных основными элементами подводного рельефа (континентальными склонами, подводными хребтами и возвышенностями). Отметим, что вдоль хребта Ломоносова осуществляется поворот течения промежуточных (в том числе и Атлантических) вод, что также может внести небольшой вклад в скорости седиментации на этом хребте. По данным (Spielhagen et al. 2004), адвекция Атлантических вод в Северный Ледовитый океан была наиболее активной во время межледниковий (МИС 5.5, МИС 1), некоторых интерстадиалов (МИС 3, МИС 5.1 и МИС 5.3) и (в меньшей степени) во время некоторых стадиалов и оледенений (МИС 4 и МИС 2).

Циркуляция придонных вод в современном океане характеризуется низкой кинетической энергией и слабыми циклоническими контурными течениями (Rudels et al. 1994; Jones 2001; Woodgate et al. 2007). Современные контурные течения наблюдаются преимущественно в диапазоне глубин 1500-2000 м вдоль

хребтов Ломоносова, Менделеева и Чукотского поднятия (Woodgate et а1. 2007). Скорости придонных течений, зафиксированных на глубине более 3000 м, составляют менее 1 см/сек. и 4-6 см/сек. Зафиксированы также в диапазоне глубин 2000-3000 м на южном склоне хребта Менделеева (Нипк1ш et а1. 1960, 1969).

Глава 2. Материалы и методы исследования 2.1 Материалы

Поднятие Менделеева

Большая часть материала получена при драгировании поднятия Менделеева в ходе экспедиции «Арктика 2012» (Морозов и др., 2013) и предоставлена канд. геол.-мин. наук П.В. Рекантом (ФГБУ «ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского»). Опробование проводилось с борта ледокола «Капитан Драницын» и включало комплексный пробоотбор драгой. Железомарганцевые корки были отобраны на станциях 0, 3, 10, 6 (рис. 2.1). Образцы железомарганцевых корок исследуемого региона, полученные в экспедициях «Арктика 2014» и «Арктика 2016» (станции 0 и 14), предоставлены д-ром геол.-мин. наук С. Г. Сколотневым и канд. геол.-мин. наук Базилевской Е.С. (ГИН РАН). Координаты станций и их глубины представлены в Табл. 2.1.

Рисунок 2.1. Исследуемые железомарганцевые корки, обнаруженные в

пределах хребта Менделеева.

Таблица 2.1. Координаты станций пробоотбора железомарганцевых корок.

Номер станции Широта Долгота Глубина

0 79°0ГШ 174°56'9^ 2200

3 79°27'0К 171°59'4^ 2770-2200

6 83°05'4К 175°447^ 2120

10 81°31^ 176°19'2''Е 2620

14 78°10^ 179°04'5^ 1500-1280

Станция 14

Опробование осуществлялось с помощью манипуляторов подводной лодки НИПЛ. В районе работ практически плоское подножие сменяется на глубине 1500 м очень крутым склоном, который в значительной мере выполаживается выше глубинного уровня 1280 м. Получено несколько обломков и глыб от 10 до 150 см в поперечнике, которые отобраны с выступов коренных пород склоновой осыпи и из каменных развалов, сформировавшихся над этими выступами в результате их подводного разрушения.

Поднятые обломки пород в разной степени покрыты железомарганцевыми образованиями. В основном это тонкие налеты и корочки (1-2 мм), только в двух случаях - относительно мощные корки (до 3 см). Тонкие налеты и корочки 1-2 мм обнаружены на фрагментах андезитобозальта, доломита, песчаника, кварцитопесчаника, мощные корки -на фрагментах туфа. Данные образования были описаны в работе Е.С. Базилевской с соавторами (14/19 и 14/26) (Базилевская и Сколотнев, 2015). Мощность корок составляет 30 мм, для них характерны гладкая, слегка шероховатая поверхность и слоистая структура. В разрезе корок выделяются три слоя, отличающихся по цвету и мощности (рис. 2.2; 2.3): верхний, темно-коричневый до черного, 2 - 3 мм; средний, коричневый, слоистый, до 22 мм; нижний, буровато-рыжий, до 15 мм. Образец 14/19 также имеет дополнительный хрупкий, темно-коричневый нижний слой (рис. 2.3).

Рисунок 2.2 - Поперечный разрез. Образец

14/26.

Рисунок 2.3 - Поперечный разрез. Образец 14/19.

Станция 0

Глубина пробоотбора составила 2200 м. Изученный поднятый каменный материал распределяется следующим образом: 67% - карбонатные породы (преимущественно доломиты, а также известняки); 25% - терригенные породы (песчаники, алевролиты, аргиллиты); 5% - магматические породы; 3% -метаморфические породы. Отобран 301 обломок пород: 40% образцов представлены крупной галькой, 27% - средней галькой, 21% - мелкой галькой, 10% - мелкие валуны, менее 2% - средние валуны (Морозов и др., 2013).

В районе станции 0 были подняты два образца. Образец 16-01-16 схож с большинством корок, обнаруженных на поднятии Менделеева. Структура его поверхности микроботроидальная, разрез представлен тремя слоями (рис. 2.4): верхний, от рыжеватого до черного, мощностью до 4 мм, представленный ботроидами, пространство между которыми заполнено терригенным материалом; средний, темно-коричневый, слоистый, мощностью до 10 мм; нижний, буровато-рыжий, слоистый, мощностью до 40 мм. Образец 0-139 представляет собой фрагмент андезита (базальта?) в значительной степени измененный и замещенный гидроокислами железа. Степень изменения первичной породы различна, светло-рыжая область характеризуется максимальными изменениями состава (рис. 2.5).

Рисунок 2.4. Образец 16-01-16.

Рисунок 2.5. Поперечный разрез. Образец 0-139.

Станция 3

Драгирование проводилось на юго-западном борту локального грабена с средним уклоном ~15° с глубин 2770 до 2200 м. (рис. 2.6).

Рисунок 2.6. Схема драгирования на станции 3.

Поднятый драгой материал (около 800 обломков, общим весом 500 кг) представлен карбонатными, и, в меньшей степени, терригенными, магматическими и метаморфическими породами. Размеры обломков пород изменяются от 2 до 30 см.

Большая часть образцов ЖМО были обнаружены на станции 3. Размеры корок варьируют от 3-5 см до 25 см в длину. Железомарганцевые образования проявлены в форме налётов толщиной до 1 мм и более мощных (до 5 см) корок.

Корки, как правило, имеют плитчатую форму с четкой слоистостью и гладкой

поверхностью (рис. 2.7 А), реже встречаются корки с ботриоидальной структурой

поверхности (рис. 2.7Б). Особенностью исследуемых образцов является

отсутствие субстрата за исключением единичных маломощных

железомарганцевых корок на окатанных обломках песчаников, аргиллитов,

известняков, доломитов, интрузивных пород и гнейсов.

В разрезе корок выделяются три слоя, отличающихся по цвету и по

толщине (рис. 2.7В): верхний, темно-коричневый до черного, 2-3 мм; средний,

коричневый, 18 мм; нижний, буровато-рыжий, 12 мм.

А Б __В

Рисунок 2.7. Морфологические особенности корок со станции 3. Структуры поверхности (А - гладкая, Б - ботриоидальная) и разреза (В - трехслойное

строение).

Следует отметить особенность морфологии образца 12/04, выражающуюся в наличии на поперечном срезе каналов, проходящих через все слои и выходящих на нижней поверхности корки в виде овальных отверстий (Рис. 2.8).

Рисунок 2.8. Каналообразные структуры в образце 12/04: А - нижняя поверхность; Б - поперечный срез.

Кроме того, в отдельную группу были выделены два образца (12/10), характеризующиеся большей массой, в сравнении с остальными обломками. Структура поверхности нечеткая, характеризующаяся наличием некрупных и угловатых фрагментов, покрытых и сцементированных железомарганцевым материалом. Изредка на поверхности наблюдается металлический блеск. Образцы представлены брекчиями гидротермального происхождения (рис. 2.9).

500 |лп

Рисунок 2.9. Образец 12/10: слева - поперечный разрез, справа -поверхность поперечного среза при увеличении х4.

Станция 10

Драгирование проводилось на северо-восточном борту локальной возвышенности с средним уклоном ~15° с глубин 2620 до 2300 м. Изученный каменный материал распределяется следующим образом: 45% - карбонатные породы (преимущественно доломиты, а также известняки); 25% - терригенные породы (песчаники, алевролиты, аргиллиты); 20% - магматические породы; 10% - метаморфические породы. Размеры обломков пород варьируют от мелкой гальки до средних валунов с преобладанием средней гальки.

На станции 10 было обнаружено три образца ЖМО, представленных шарообразными конкрециями. Размер конкреций не превышает 40 мм в диаметре. Структуры поверхности от гладкой до микроботроидальной. Для одной конкреции характерно ядро, представленное окатанной галькой кварцита

(рис. 2.10). Одна конкреция характеризуется двухслойным строением - внешний маломощный рыжий слой и внутренний темно-коричневый слой, переходящий в рыжевато-коричневый к центру (рис. 2.11).

Рисунок 2.10. Конкреция с ядром. Рисунок 2.11. Слоистое строение Поперечный срез. конкреции. Поперечный срез.

Станция 6

Станция 6 является самой северной станцией пробоотбора, где были обнаружены фрагменты ЖМО. Драгирование проводилось с глубин 2120 до 1930 м. Поднятый донный каменный материал представлен на 95% средней и мелкой галькой и лишь 5% являются более крупными фрагментами пород. Наблюдается преобладание карбонатных пород, но стоит отметить, что в сравнении с другими станциями содержание метаморфических пород выше и достигает 12%.

На станции 6 было поднято два образца ЖМО, размер которых не превышает 20 мм. Они имеют слоистую структуру. Поверхность гладкая, слегка шероховатая, черного цвета. Цвет остальной части варьирует от коричневого до рыжевато-коричневого (рис. 2.12).

Рисунок 2.12. Поперечный разрез. Станция 6.

Чукотское поднятие

В ходе исследований американскими учеными в районе Чукотского плато и хребта Альфа в ходе экспедиций HLY0805, HLY0905 и HLY1202 в 2008, 2009 и 2012 годах были получены образцы железомарганцевых корок (рис. 2.13) (Hein et al., 2012b). Глубина отбора образцов варьирует в пределах 2200-3851 м. Дальнейшие исследования полученного материала проводились в Геологической службе США под руководством профессора Джеймса Хеина, включающие изучение химического и минерального составов и определение возрастов. Результаты исследований были опубликованы в 2017 году совместно с автором диссертации (Hein et al., 2017). Материал ЖМО с хребта Альфа и Чукотского поднятия, а также результаты изучения их состава были предоставлены автору диссертации проф. Дж. Хейном для дальнейших исследований.

Рисунок 2.13. Станции опробования железомарганцевых корок в районе Чукотского поднятия (Hein et al., 2017). Мощность корок с Чукотского поднятия варьирует в пределах 6-86 мм.

Структура поверхности корок грануляционная, трещиноватая и

микроботроидальная (рис. 2.14). Корки имеют слоистую структуру и состоят, как

правило, из 2 - 4 слоев. Наблюдаются различные микроструктуры, представленные столбчатой, микроботроидальной, микрослоистой, также встречаются неопределённые. Субстрат представлен измененными песчаниками, базальтами и метаморфическими породами.

Рисунок 2.14. Морфологические особенности корок Чукотского поднятия: слева - микроботроидальная поверхность, справа - поперечный разрез со

слоистой структурой.

2.2 Лабораторные методы исследования

Исследования проводились в два этапа, на каждом из которых применялись различные методы. 1 этап заключался в исследовании вещественного состава и возраста ЖМО поднятия Менделеева (Табл. 2.2).

Железомарганцевые образования сложены слабораскристаллизованными гидроксидами и оксидами марганца и железа, что вызывает сложности в диагностике минерального состава и необходимость использования специфических методик. Гидроксиды и оксиды марганца и железа изучались при использовании рентгенофазового анализа, используя методику О.Г. Сметанниковой (Сметанникова О.Г., Франк-Каменецкий, 1989), и методом микродифракции электронов.

Методика О.Г. Сметанниковой заключается в незначительном прогревании проб при 100°С в течение одного часа, что приводит к частичной или полной дегидротации 10 А фазы из океанических стяжений, в то время как тодорокит

наземного происхождения устойчив до 600°С. В связи с этим, очевидно, что различная устойчивость к дегидротации 10 А фазы позволяет проводить ее диагностику.

Таблица 2.2. Методы исследований вещественного состава и возраста ЖМО

поднятия Менделеева.

Метод Лаборатория/Аналитики

Оптическая и электронная микроскопия Каф. ГМПИ СПбГУ, РЦ «Геомодель» СПбГУ, Hercules laboratory, USGS / Н.П. Константинова

Рентгенодифракционный РЦ "Рентгенодифракциионные методы исследования" (проект 103-397), USGS / Н.П. Константинова

Микродифракции электронов ИО РАН / О.Ю. Богданова и Г.В. Новиков

Атомно-абсорбционный (Бе, Мп, Си, N1, 2п, Со, РЬ) ФГБУ ВНИИОкеангеология / Т.Д. Серебряная

Рентгенофлуоресцентный ФГБУ ВНИИОкеангеология/ Т.Д. Серебряная

Масс-спектральный с индуктивно-связанной плазмой ВИМС, ВСЕГЕИ/ СВ. Кордюков

Атомно-эмиссионный с индуктивно-связанной плазмой ВИМС, USGS/ СВ. Кордюков

Энергодисперсионный микроанализ на РЭМ Hercules laboratory/ Luis Dias

Микрозондовый анализ РЦ «Геомодель», USGS / ВВ. Шиловских, Н.П. Константинова

Масс-спектральный метод с индуктивно-связанной плазмой с лазерной абляцией (А1, Б1, Р, Са, Бе, V, Мп, Бе, Со, N1, Си, Те, Ьа, Се, Ш, УЬ, ТЬ) Hercules laboratory университета Эворы / Pedro Barrulas

Метод избыточного 230ТЬ Научная лаборатория геоморфологических и палеогеографических исследований полярных регионов и Мирового океана, СПбГУ / Ф.Е. Максимов

Минеральный состав рудной составляющей корковых образований также был изучен с помощью просвечивающей электронной микроскопии - методом микродифракции электронов О.Ю. Богдановой и Г.В. Новиковым (Институт Океанологии РАН). Подготовка образцов проводилась следующим образом: из пробы массой ~50 мг готовили водную суспензию путем ультразвуковой обработки в пробирке (диспергатор УЗДН-2Г); затем, при соответствующем разведении, каплю суспензии наносили на катодную пленку-подложку и

высушивали. Исследование проводилось на микроскопе JEM-100C, оборудованном гониометром (обеспечивает наклон ± 60°), при ускоряющем напряжении 100 кВ. С каждой частицы получали изображение на просвет и электронограмму.

В составе корок поднятия Менделеева наблюдается значительное содержание нерудного материала (до 35%), поэтому минеральный состав рудной массы и нерудного материала железомарганцевых образований изучался различными методами, что привело к необходимости проводить дополнительную пробоподготовку с целью разделения рудной и терригенной составляющих, которая включала кислотное разложение и отделение железомарганцевого матрикса от терригенного вещества. Отобранные пробы дробились и измельчались, но не истирались во избежание разрушения зерен. Далее материал засыпался в колбы, в которые добавлялся солянокислотный растворитель (4М HCl). Время выщелачивания составило 24 часа при периодическом перемешивании при температуре 40-50°С. Далее поученные пробы были промыты дистиллированной водой и отделены от жидкости при помощи центрифугирования (1000-1500 rmp в течение 5 мин). Полученный терригенный материал был разделен на три фракции: тонкозернистую (<2 мкм), мелкзернистую (<0.25 мм) и крупно-, среднезернистая (0.25-2 мм) (разделение проводилось при помощи центрифугировния). Отсепарированные фракции изучалась под бинокуляром, рентгенофазовым и микрозондовым анализами с целью определения минирального состава терригенной фазы корок.

Для определения возраста и скоростей роста исследованных образцов (12/09 и 12/04) применялся метод избыточного 230Th с проведением послойного радиохимического анализа от поверхности к центру железомарганцевой корки (Кузнецов, 2008). Датировки были получены только для верхнего слоя (0-2 мм) корок, вследствие достижения радиоактивного равновесия и невозможности определения возраста более древних слоёв.

Анализ включает следующие последовательные этапы:

1) Снятие слоев от поверхности к центру железомарганцевой корки;

2) доведение до постоянного веса полученных образцов и их озоление при температуре ~ 500-700°С;

3) процедура растворения состоит из разложения и переведения в раствор золы образцов смесью HCl - HNO3 («царская водка»);

4) отделение, очистка (от макро- и микропримесей, мешающих альфа-излучателей) и разделение U- и Th-фракций методом ионообменной хроматографии;

5) электроосаждение изотопов U и Th на платиновых дисках из спиртового раствора;

6) альфа-спектрометрическое определение изотопов U и Th на а-спектрометре ALFA-DUO (фирмы ORTEC).

2 этап включал несколько задач:

- Объединение коллекций корок поднятия Менделеева, Чукотского плато и хребта Альфа и проведение сравнительной характеристики, используя полученные автором данные по коркам с поднятия Менделеева и предоставленные данные корок хребта Альфа и Чукотского плато.

- Изучение распределения элементов в минеральных фазах по результатам селективного выщелачивания. Для проведения селективного выщелачивания фаз использовалась методика, описанная в статье А. Кашински и П. Хальбаха (Kaschinsky and Halbah, 1995). Были отобраны 15 образцов железомарганцевых образований с хребта Менделеева и Чукотского поднятия. Селективное выщелачивание проходило в 4 этапа:

1. Для сепарации обменных катионов и Ca карбонатов к 1г. истертой пробы (200 меш) добавили 30 мл 1M уксуснокислотного буфера (уксусная кислота/Na-ацетат) (pH 5) и оставили на 5 часов при 25°С. Полученная субстанция была профильтрована (размер ячейки - 0.45 мкм). Осадок был промыт дистиллированной водой, после чего фильтрат был доведен до отметки 50 мл.

2. При отделении легкорастворимой фазы к осадку прошлого этапа добавлялся 175 мл 0.1 М раствора гидроксоламин гидрохлорида (НО^ЫН2-НС1) (рН 2.3), после чего пробы были оставлены при температуре 25°С на 38 часов. Далее была проделана аналогичная процедура фильтрования, описанная на этапе 1 и объем фильтрата бы доведен до отметки 200 мл.

3. Умереннорастворимая фаза: К остатку добавили 225 мл 0.2 щавеливокислотного буфера (щавелевая кислота дигидрат/оксалат аммония) (рН 3.5) и оставили на 90 часов. Далее была проделана аналогичная процедура фильтрования, описанная на этапе 1 и объем фильтрата бы доведен до отметки 250 мл.

4. Для разложения остаточной фазы, к остатку после этапа 3 были добавлены 4 мл 25% раствора соляной кислоты (НС1), 4 мл 48% раствора плавиковой кислоты (НБ) и 1,3 мл 65% раствора азотной кислоты (HNO3).

С целью контроля были проанализированы валовые пробы. Для валового химического состава 0,1 г материала подвергался воздействию смеси НС1, НБ, НЫО3 при температуре 180 °С на протяжении 10 часов.

Далее полученные пробы разбавлялись 2% раствором азотной кислоты (Ншз). А1, аб, Ва, Са, Сё, Со, Сг, сб, Си, Бе, К, Ь1, М^ Мп, N1, РЬ, Бг, Т1, ТЬ, и, V, 7п и У анализировались в каждой фазе 15 проб в лаборатории Геологической Службы США, Менло Парк, на спектрометре РегМпЕ1тег NexЮN 300Q, аналитик Константинова Н. С целью оценки потери материала на четырех стадиях выщелачивания и качества анализов проводилось сравнение валовых содержаний элементов с суммой четырех этапов, значения, которые были в пределах 80 - 120%, использовались в дальнейшей интерпретации.

Для каждого элемента сумма количеств, высвобождаемых по этапам выщелачивания 1-4, сравнивалась с данными объемного анализа для проверки восстановления, которая составляла от 80% до 120%.

- Определение источников сноса терригенного вещества. Для проведения Бг, № и РЬ изотопных анализов терригенного вещества проводилась

пробоподготовка в два этапа. Были отобраны наиболее представительные 15 образцов с обоих поднятий, которые располагаются максимально удаленно друг от друга и имеют слоистую структуру. Первый этап заключался в сепарации терригенного вещества и железомарганцевой массы (рудной составляющей) при использовании химического разложения оксидов и гидроксидов железа и марганца 4M раствором соляной кислоты (HCl). Далее проводилось химическое разложение: к 0.3 г подготовленного терригенного материала были добавлены 2 мл плавиковой кислоты (HF) и 1 мл азотной кислоты (HNO3) и оставлены на 72 часа на плитке при температуре 100°С. После, пробы были высушены и процедура проделывалась повторно. После к пробам добавляли раствор HCl+H3BO3 и нагревали при 100°С на протяжении 20 часов с последующим высушиванием. Процедура проделывалась повторно. Для разложения органики использовался пероксид водорода (H2O2). После разложения проводилось выделение анализируемых элементов - Sr, Nd, Pb при использовании хроматографических смол AG1-8x (Pb), Sr-SPEC (Sr), HDEHP (Ln-Spec) (Nd). Анализ проводился на МС-ИСП (W.M. Keck Isotope Laboratory, UCSC, аналитик Бр. Драйер).

Глава 3. Вещественный состав и возраст железомарганцевых корок хребта

Менделеева

В составе корок хребта Менделеева наблюдается значительное содержание нерудного материала (до 35%), поэтому ниже рассматриваются отдельно текстурные особенности взаимоотношения рудного и нерудного материала и микроструктурные особенности собственно железомарганцевой массы, представленных совместно с описанием минерального состава.

3.1 Текстурные особенности рудного и нерудного материала

На Рис. 3.1 представлены микротекстуры трёх выделенных макрослоёв корок (ЭДС на РЭМ). Каждый слой имеет микротекстурные различия, вызванные разной степенью присутствия терригенного материала.

Верхний слой характеризуется колломорфной микротекстурой, типичной для пелагических железомарганцевых образований. Рис. 3.2 (слева) является детальным фрагментом изображения верхнего слоя, представленного на Рис. 3.1. Средний слой, наиболее мощный, имеет слоистую микротекстуру. Она характеризуется нечетким чередованием прослоев рудного материала и линз нерудного вещества (рис. 3.1). Нижний слой не имеет четко выраженной микротекстуры вследствие присутствия большого количества терригенного вещества.

Рисунок 3.1. Микротекстуры (слева) и содержания основных химических компонентов в выделенных слоях (справа). Белый квадрат - фрагмент, представленный на рисунке 3.2 (слева).

Рисунок 3.2. Колломорфная микротекстура верхнего слоя.

3.2 Минеральный состав и микроструктуры железомарганцевой

составляющей

Для ЖМО поднятия Менделеева минеральный состав рудной массы и нерудного материала изучался различными методами и рассматривается отдельно.

Рентгенофазовым анализом изучались как валовые пробы слоев, так и отобранные при помощи иголки микрослойки, отличающиеся по цвету и структуре (рис. 3.3). Результаты исследований показали, что корки поднятия Менделеева содержат большое количество терригенного материала во всех слоях, содержание которого и состав меняется от слоя к слою. Так образец 12/08 на нижней поверхности содержит значительно большее кол-во терригенного материала, чем в темном марганцевом слое (рис. 3.3). В обоих слоях он представлен кварцем, п/ш, глинистыми минералами. На нижней поверхности содержание глинистых минералов возрастает.

Столь высокая примесь обломочного материала вызывает еще большие затруднения при определении оксидов марганца. Поэтому с уверенностью можно говорить по данным РФА только о присутствии во всех слоях корок поднятия Менделеева таких минералов как вернадит и гетит. Также, по методике Сметанниковой О.Г. (Сметанникова и Франк-Каменецкий, 1989) пробы прогревались до 100°С и анализировались повторно, что не привело к изменению дифрактограмм. На этом основании можно сделать вывод, что такие 10А минералы как асболан-бузерит, неустойчевый бузерит, смесь асболан-бузерита и бузерита I, бузерит I, а также 5 А фаза отсутствуют в корках в значимых содержаниях. В тоже время тодорокит устойчив до 600° С и положение его пиков при прогревании не изменяется, но пики слоистых терригенных минералов перекрывают 10 А фазу оксидов марганца и говорить о наличии тодорокита затруднительно.

Рисунок 3.3. Схема отбора субпроб для РФА и их рентгенограммы, образец

12/08.

Два обломка железомарганцевых образований характеризуются отличающимся составом. Ранее эти образцы были выделены в отдельную группу по результатам морфологического описания (Глава 2) и определены как брекчии гидротермального происхождения. По результатам РФА до и после прогревания эти образования представлены преимущественно гетитом, 10 А фаза представлена тодорокитом и бузеритом I, что было определено по ослабевающему 9.7А пику и переходящему в 10А в 9.4А после прогревания (рис. 3.4). Также незначительно присутствуют минералы группы хлорита. Это подтверждает возможное влияние гидротермального фактора при образовании данного образца.

20.0 80 6.0 4.0 2.0

d-spacing |А)

Рисунок 3.4. Рентгенограммы брекчий гидротермального происхождения.

Наиболее эффективным методом определения минерального состава ЖМО принято считать метод микродифракции электронов. Было проанализировано 7 образцов, 4 из которых имеют слоистую структуру и изучались послойно.

Верхний слой образца 12/11 представлен в виде порошка черного цвета, состоящим из плохо упорядоченного безжелезистого вернадита. Нижний слой представляет собой фрагмент тонкой марганцевой корочки микрослоистой структуры. Наблюдается чередование черных и буро-черных слойков, сложенных преимущественно Fe-вернадитом и включающих фероксигит и гетит неправильной формы (рис. 3.5). Кроме того, отмечаются тонкие прожилки нерудного вещества.

Рисунок 3.5. Изображение (вверху) и электронограмма (внизу) частиц Fe-вернадита (А), гетита (B), Mn-ферроксигита (C), тодорокита (D).

Образец 12/13 представлен фрагментом уплотненной железистой охры неравномерного состава: в буром агрегате, сложенным тонкой ассоциацией, в основном, плохо упорядоченного безжелезистого вернадита, и силикатными минералами. В центральной части образца имеются включения неправильной формы желтого цвета, состоящие из гетита.

Образец 12/02 представляет собой фрагмент гидрогенной конкреции. Его срез имеет тонкослоистую структуру, размер слойков составляет 1-1.5 мм. Наблюдается чередование слойков черного цвета, сложенных Fe-вернадитом, и желтовато-бурых слойков, представленных преимущественно гетитом и фероксигитом.

Верхний слой образца 12/04 представляет собой фрагмент тонкой марганцевой корочки микрослоистой структуры. Наблюдается чередование черных и буро-черных слойков, сложенных преимущественно Fe-вернадитом и включающих фероксигит и гетит. Средний слой представлен небольшим обломком железистой корочки буро-желтого цвета с мелкими включениями силикатов. Уплотненный железистый агрегат представлен гетитом, в незначительном количестве присутствует плохо упорядоченный тодорокит с межплоскостным расстоянием 9.75 А. Нижний слой представлен уплотненным железистым охристым веществом желтовато-бурого цвета. Основным минералом является гетит, представленный сростками тонких иголочек. В меньшем количестве содержится плохо упорядоченный тодорокит с межплоскостным расстоянием 9.75 А (рис. 3.5).

Образец 12/08 на срезе имеет слоистую текстуру и состоит из трех слоев, мощностью соответственно 0.7, 2.0 и 0.5 см. Верхний слой представлен тонкослоистой структурой, в котором наблюдается переслаивание тонких темно-бурых до черного слойков с охристыми темно-рыжими слойками. Структура верхнего слоя темно-бурого слойка представлена не четко выраженными дендритами, в которых наблюдается переслаивание черных и рыжих микрослоев. Черные слойки сложены преимущественно вернадитом, в

незначительном количестве присутствует бернессит. Рыжие микрослои сложены в основном гетитом. Средний слой представляется более монотонным и сложен веществом преимущественно черного цвета - вернадитом. Нижний слой имеет тонкослоистую текстуру, при которой происходит чередование черных и рыжих слойков. Черные слойки часто выклиниваются и наползают друг на друга и сложены Fe-вернадитом. Наблюдается также переслаивание данных слойков с слойками, сложенными фероксигитом. Верхняя поверхность образца мелкобугорчатая, нижняя - неровная с характерным выклиниванием слоя.

Образец 12/09 на спиле имеет слоистую текстуру. Верхняя поверхность образца мелкобугорчатая, нижняя - неровная. Слои имеют тонкослоистую структуру. Наблюдается переслаивание бурых и темно-бурых и светло-коричневых слойков. Слойки сложены преимущественно железистыми минералами, присутствующими в различных количествах. Основным минералом во всех слойках является гетит неправильной формы. В бурых и светло-коричневых слойках присутствуют также в различном количестве фероксигит, в большем количестве в бурых слойках. В темно-бурых слойках появляется в небольших количествах плохо окристаллизованный Fe-вернадит.

Образец 12/10 представлен гидротермальной брекчией и имеет метаколлоидную структуру и приблизительно на 50 % состоит из хорошо окристаллизованного гетита мелкоигольчатой формы. Марганцевая составляющая представлена преимущественно тодорокитом с межплоскостным расстоянием 9.75 А (рис. 3.5). В меньшем количестве присутствует безжелезистый вернадит. На поверхности образца встречен Fe-вернадит с плохо упорядоченной структурой.

Основываясь на полученных данных можно сделать следующие выводы: отдельные образцы железомарганцевых образований хребта Менделеева (обр. 12/10 и 12/04/03) представлены гидротермальными отложениями. Основу этих отложений составляют гидротермальные охристые железистые образования,

состоящие преимущественно из хорошо окристаллизованного гетита. Однако в этих же образцах имеется и марганцевая составляющая, представленная тодорокитом с межплоскостным расстоянием 9.75 А и в меньшем количестве безжелезистым вернадитом. Стоит отметить, что на поверхности образца 12/10 обнаружен железистый вернадит с плохо упорядоченный структурой, что свидетельствует о гидрогенном образовании приповерхностной части данного образца. В образцах 12/13 и 12/04/02 обнаружены включения силикатных минералов, находящихся в тонкой ассоциации с марганцевыми минералами.

3.3 Минеральный состав терригенной составляющей

Нерудный материал изучался под бинокуляром, рентгенофазовым, энергодисперсионным микроанализом на РЭМ и микрозондовым анализом как в полированном шлифе, так и в отсепарированных порошковых пробах и представлен тонкодисперсными частицами алюмосиликатного состава и минеральными зернами разных окатанности, размера и состава.

На Рис. 3.6 зеленым показаны средние содержания терригенного материала в трех слоях ЖМО поднятия Менделеева по результатам выщелачивания корок. Средний слой характеризуется минимальным содержанием терригенного материала, составляющим в среднем 14 %, которое возрастает в верхнем слое до 21% и достигает максимального значения в нижнем слое (24%).

25,00 20,00 15,00 10,00 5,00 0,00

Верхний слой Средний слой Нижний слой

■ Сумма ■ Крупнозернистый

Рисунок 3.6. Средние содержания терригенного материала и фракции А («крупнозернистой») в трех слоях ЖМО хребта Менделеева.

Полученный после выщелачивания терригенный материал был разделен на три фракции при помощи центрифугирования: фракция А («крупнозернистая») (2-0.25 мм); фракция В (< 0.25 мм) и фракция С (тонкозернистая) (<2 мкм). По результатам изучения трех фаз среднего слоя рентгенофазовым анализом и ЭДС наблюдаются различия в минеральном составе фракций (рис. 3.7).

в

с

" " .............................I...................I

1Ф » » м » и

РоиЕММ! |'?9] (Годе* (Си))

Рисунок 3.7. Рентгенофазовые дифрактограммы трех фракций из среднего слоя корки: А - тонкозернистая фракция, В - крупнозернистая фракция, С -

промежуточная фракция.

Фракция А состоит преимущественно из кварца и в меньшей степени полевых шпатов, представленных как плагиоклазами, так и калиевыми п/ш. Степень окатанности зерен различная: от совершенно окатанных до угловатых (Рис. 3.8).

% 4

¡Лоейгит 14

4

Рисунок 3.8. Различная степень окатанности фракции А.

На Рис. 3.6 показано также среднее содержание фракции А («крупнозернистой») относительно всей массы ЖМО, которое в целом характеризуются схожим распределением с валовым содержанием, демонстрируя минимальные содержания в среднем слое. Содержания к/з фракции, пересчитанные относительно массы терригенного материала, следующие: верхний слой - 44%, средний слой - 18%, нижний слой - 32%, что показывает максимальное присутствие крупнозернистой фракции в верхнем слое, но не терригенного материала в целом, а, следовательно, и преимущественный кварцевый и полевошпатовый состав терригенного материала верхнего слоя.

Фракция В является промежуточной, что повлияло на ее состав, включающий как кварц и полевой шпат, так и слоистые алюмосиликаты, представленные мусковитом (серицитом?), иллитом, каолинитом и редко

шамозитом (рис. 3.7). Последние, как правило тонкозернистые минералы, которые оказались во фракции В вследствие образования агрегатов, которые зачастую очень затруднительно разделить (рис. 3.10). Для дробления агрегатов использовалась ультразвуковая ванна, применение которой все же не позволила полностью их устранить. Поэтому следует учитывать, что разделение на фракции имеет погрешность, оценить которую не представилось возможным в данной работе.

>50цт

Рисунок 3.10 - Агрегат, состоящий из тонкослоистых минералов и микрозерен

кварца и полевых шпатов.

Фракция С (тонкозернистая) имеет минимальные содержания кварца,

которые сопоставимы с содержаниями полевых шпатов. Главными минералами являются мусковит, иллит, серицит(?), каолинит, возможно вермикулит. Были проанализированы с использованием РФА пробы фракции С из трех макрослоев корки. Результаты показали, что все слои характеризуются идентичным минеральным составом тонкозернистой фракции С (рис. 3.11), отличаясь повышенным содержанием кварцевых микрозерен в верхнем слое и увеличением интенсивности пиков мусковита в нижнем слое.

Counts/s

Нижний слой

I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I.....I I I I I I I I I I I I I I I I I I I I

10

20

30

40

60

Position [e29] (Copper (Cu))

Рисунок 3.11. Рентгенофазовые дифрактограммы тонкозернистой фракции трех

Микрозондовым анализом было проанализировано свыше 500 зернен и скоплений минералов различных фракций и из различных слоев. В Табл. 3.1 представлен перечень минералов, встреченных в ходе аналитических исследований. Был выявлен широкий спектр терригенных минералов. Наиболее распространёнными минералами являются кварц и минералы группы полевых шпатов, в особенности альбит, ортоклаз, санидин. Реже встречается олигоклаз и единично андезин и лабрадор, а также гиалофан и анортоклаз. Часто встречается зерна апатита. Размеры зерен кварца, полевых шпатов, апатита могут достигать 300цш.

Распространенными минералами также являются минералы группы слюд, в частности мусковит (серицит), иллит, редко встречается каолинит. Группа амфибола, представленная в основном Са амфиболами и реже №-Са (Табл.

Более мелкие зерна, представление минералами разного генезиса: циркон, ильменит, монацит, рутил, ильменорутил, барит, бадделеит, пирит (марказит?), хромит и М-хромит, как правило не превышают 50 цш. Все зерна имеют

макрослоев корки.

3.1).

разную степень окатанности - от совершенно окатанных, до весьма неокатанных (рис. 3.12).

Таблица 3.1 - Минералы, определенные по результатам микрозондового _анализа и среднее содержание скандия в их составе.

Минерал Количество измерений Минерал Количество измерений

Актинолит 2 Монацит 14

Альбит 18 Мусковит 45

№-Са амфибол 5 Оксид Fe 22

Андезин 1 Олигоклаз 5

Анортоклаз 1 Ортоклаз 12

Барит 4 Рутил 33

Гиалофан 1 Санидин 11

Доломит 1 Сильвит 2

Ильменит 26 Титанит 4

Ильменорутил 6 Фторапатит 8

Кварц 60 Гр. хлорита 8

Лабродор 1 Хромит 4

Циркон 23

Рисунок 3.12. Зерна разного состава и степени окатанности (в баллах по шкале определения окатанности обломков (Платонов и Тугарова, 2004): А - Бвр-полевой шпат, Ар-апатит, Р7-кварц. Б - монацит (почти окатанный, 3 балла по шкале); В - циркон (весьма хорошо окатанный - 4 балла); Г - хромит (угловатый- 0 баллов); Д - апатит (почти угловатый - 1 балл).

3.4 Химический состав

Химический состав изучался на разных уровнях: валовый состав корок, валовый состав макрослоев, состав разных фаз, слагающих железомарганцевые образования (Мп оксиды, Fe гидроксиды, терригенная составляющая) и различия химического состава в рамках отдельных зерен. Кроме того, при обсуждении химического состава железомарганцевых образований все элементы разделены на три группы: основные петрогенные и рудные элементы (1); редкие (малые, попутные, микро-) (2); редкоземельные (РЗЭ) и итрий (3).

3.4.1 Валовый состав корок, валовый состав макрослоев

Петрогенные и рудные элементы

Основными рудными элементами корок являются Fe, Мп, М, Со и Си (Андреев и др., 2002). Статистические параметры рудных элементов, SiO2 и Al2O3, а также отношения Мп/Ре приведены в Табл. 3.2. Отношение Mn/Fe в среднем составляет 0.38, что является не характерным для гидрогенных корок, для которых это значение варьирует в пределах 1.

Таблица 3.2. Статистические параметры распределения рудных элементов, SiO2

и Al2Oз.

Статистические параметры распределения Бе Мп Си N1 Со Мп/Бе SiO2 АЮ3

Сводная выборка N = 29) Хср 17,6 6,7 0,06 0,18 0,14 0,38 22,2 10,7

Хтт 13,3 2,7 0,03 0,06 0,04 0,21 10,6 2,13

Хтах 41,0 10,7 0,11 0,44 0,42 0,26 36,3 14,5

Б 4,5 2,3 0,01 0,07 0,08 7,4 2,9

V 0,26 0,34 0,17 0,39 0,57 0,34 0,27

Верхний слой N = 6) Хср 17,4 7,8 0,06 0,25 0,26 0,45 19,3 8,8

Хтт 15,3 4,2 0,05 0,09 0,08 0,28 12,2 6,8

Хтах 20,2 10,0 0,08 0,44 0,42 0,49 26,9 13,8

Б 2,07 2,1 0,01 0,10 0,10 5,9 2,6

Средний слой N = 7) Хср 18,5 7,4 0,07 0,16 0,14 0,40 17,0 10,5

^тт 16,5 5,0 0,05 0,07 0,09 0,30 13,1 8,5

^тах 20,3 10,4 0,11 0,21 0,17 0,51 23,0 12,1

Б 1,1 1,8 0,02 0,04 0,03 3,4 1,3

Таблица 3.2 (продолжение)

Нижний слой (X=6) Хср 16,7 3,8 0,05 0,09 0,07 0,23 28,7 12,4

^min 15,4 2,7 0,04 0,08 0,05 0,18 24,2 11,1

^max 17,6 4,6 0,07 0,11 0,08 0,26 35,4 13,9

S 1,1 1,0 0,01 0,02 0,02 4,3 1,2

Примечание. N — количество проб, Хср — среднее значение, Хтп — минимальное значение, Хтах — максимальное значение, Б — стандартное отклонение, V — коэффициент вариации.

Сравнение средних содержаний Мп, N1 и Со анализируемых образцов с кобальтоносными корками Магеллановых гор указывает на их обедненность этими элементами (Рис. 3.13). В то же время максимальные значения Со верхнего слоя корок (до 0.42%) сопоставимы с его содержанием в ЖМО Атлантического и Индийского океанов, а N1 (до 0.44%) - с ЖМО Магеллановых гор. Содержания Si и А1 значительно превышают средние содержания в корках других районов Мирового океана.

Рисунок 3.13. Средние содержания редких элементов ЖМО поднятия Менделеева в сравнении с образованиями из других районов Мирового океана (Hein et al., 2013): Atlantic Ocean - Атлантический океан, Indian Ocean -Индийский океан, North Pacific Prime Zone - Рудная зона северной части Тихого океана, South Pacific - Южная часть Тихого океана, Mendeleev Ridge -

хребет Менделеева.

Распределение элементов по разрезу различно. По результатам энергодисперсионного микроанализа на РЭМ были выделены три основные фазы — марганцевые оксиды (1), железистые гидроксиды (2) и алюмосиликаты с примесью обломочного материала (3). Данные, приведенные в Табл. 3.2 и на Рис. 3.14, показывают, что содержание марганцевой фазы возрастает от нижнего слоя к верхнему, в то время как содержание алюмосиликатной фазы сокращается в том же направлении.

Для корок поднятия Менделеева характерно закономерное увеличение средних значений содержания Мп, Си, Со, N1 и РЬ, а также железомарганцевого отношения Мп/Бе от нижнего слоя к верхнему. При этом Со является наиболее вариабельным среди главных рудных элементов (Табл. 3.2).

По соотношению суммы рудных элементов (никель, медь, кобальт) к железу и марганцу (диаграмма Бонатти - рис. 3.15) четко выделяются группа образцов нижнего и частично среднего слоя, соответствующие гидротермальным железомарганцевым образованиям, а образцы верхнего слоя на диаграмме занимают промежуточное место между гидротермальными и гидрогенными образованиями.

Рисунок 3.14. Послойное распределение основных рудных элементов в корках поднятия Менделеева.

Рисунок 3.15. Составы железомарганцевых образований поднятия Менделеева.

Основу рудной массы железомарганцевых образований составляют оксиды и гидроксиды марганца и железа. Остальные рудные компоненты, включая благородные металлы, сорбируются этими двумя группами минералов и со временем стабилизируют их кристаллическую решетку (Новиков и Батурин, 1997; Новиков и Мурдмаа, 2007; Новиков, 2011). Для построения графиков изменения содержаний основных рудных элементов М, содержания Mn, Fe, М, ^ были нормированы по формуле Menorm = xCp)/S, где Xi - содержание металла; xсp - среднее содержание металла (п=25); S -стандартное отклонение. На Рис. 3.16 (слева) проявлена линейная корреляция ^ с Mn и N с Mn; оба коэффициента корреляции составляют + 0,81 (п=25). По литературным данным (Андреев и др., 2002) четкая линейная корреляция кобальта с марганцем отмечается при содержаниях последнего от 7-10 до 20 масс. %, что полностью соответствует выборке с поднятия Менделеева. Никель также жестко связан с марганцем и наследует его поведение. Коэффициенты корреляции ^ с Mn и ^ c Fe составляют 0,55 и 0,43 соответственно (п=25).

Рисунок 3.16. Зависимость содержаний М, ^ и Mn (слева); М, Co, Cu и Fe

(справа). г - коэффициент корреляции.

Редкие (малые, попутные, микро-)

По результатам химического анализа корки поднятия Менделеева содержат высокие содержания (в г/т): Li (до 193), ^ (до 87), Cs (до 3,3 в нижнем слое), As (до 770), W (до 65), Zr (до 770), Y (до 290), V (до 1060) и особенно Sc (до 66). Среднее содержание некоторых редких элементов в корках поднятия Менделеева в сравнении с ЖМО других океанов представлены на Рис. 3.17, а также в Табл. 3.3. Так, содержания Sc, As и Li в корках поднятия

Менделеева в разы превышают аналогичные содержания в корках из других районов Мирового океана, а содержания ТИ и V соизмеримы с содержаниями в корках Атлантического и Индийского океанов. Из Табл. 3.3 видно, что для всех элементов (за исключением ТИ) максимальные содержания характерны для среднего слоя, в то время как ТИ максимально накапливается в верхнем слое. Минимальные значения Ы и Sc отмечаются в верхнем слое, а Аб, ТИ и V - в нижнем.

Таблица 3.3. Статистические параметры распределения редких

элементов - Li, Sc, As, Th, V (ppm).

Статистические параметры распределения Li Sc As Th V

Сводная выборка ^ = 26) Хср 102 50 574 50 908

Xmin 31 26 378 2 683

Xmax 310 66 770 87 1060

S 71 11 111 20 148

Верхний слой ^ = 6; 2(У)) Хср 55 45 660 73 931

Средний слой ^ = 6; 2(У)) Хср 69 57 690 54 1019

Нижний слой ^ = 5; 2(У)) Хср 90 54 603 38 775

Рисунок 3.17. Средние содержания редких элементов ЖМО поднятия Менделеева в сравнении с образованиями из других районов Мирового океана

(Hein et al., 2013).

Редкоземельные элементы

Статистические параметры распределения содержания редкоземельных элементов, рассчитанные для сводной выборки и отдельных слоев корок

исследуемого района, приведены в Таблице 3.4. Среднее значение суммы РЗЭ составляет 0.15 %, максимальное — 0.22 %. Среднее значение отношения легких РЗЭ к тяжелым РЗЭ для корок поднятия Менделеева составляет 3.47.

С точки зрения генезиса ЖМО интерес представляет рассмотрение изменчивости содержаний группы редкоземельных элементов, в частности выявление Ce, Eu, Y аномалий (Bau et al., 2014). За исключением вышеперечисленных аномалий распределение нормализованных РЗЭ в железомарганцевых образованиях океанов равномерное.

На Рис. 3.18 (слева) представлено распределение РЗЭ корок поднятия Менделеева. Все пробы имеют сходное распределение РЗЭ. В анализируемых образцах отмечается наличие положительной цериевой аномалии, среднее значение которой составляет 2.7, и слабой отрицательной иттриевой аномалии. Средняя величина Се аномалии для 160 образцов нефосфотизированных корок из разных областей мирового океана составила 2.18 (Дубинин, 2006). Церий после окисления до Се4+ практически необратимо накапливается во взвешенном веществе океанских вод (Дубинин и др., 2008). На Рис. 3.19 (справа) показаны характерные распределения РЗЭ разных генетических типов железомарганцевых образований. Распределение РЗЭ корок поднятия Менделеева идентичны распределению гидрогенных корок на Рис. 3.18 (справа).

Рисунок 3.18. Распределение редкоземельных элементов, нормализованных на сланец (PAAS): корки поднятия Менделеева (слева), ЖМО различных генетических типов (справа) (McLennan, 1989).

На Рис. 3.19 показаны распределения РЗЭ пробы, которая ранее была определена как брекчия гидротермального происхождения (12-10) и образцов с Чукотского поднятия, представленные цементом гидротермальных брекчий и отдельными слоями гидротермальных корок. Все образцы имеют, характерные для гидротермальных корок, отрицательную Ce и положительные Eu и Y аномалии.

Jv. Се^—Sm Eu Gd Tb Dy Y Ho Er Tm Yb Lu

• L0-20 • Goethite —•—Cement —•—Cement —•—12_10

Рисунок 3.19. Распределение редкоземельных элементов, нормализованных на сланец (PAAS): 12_10 - корка поднятия Менделеева, остальные - ЖМО

Чукотского поднятия.

Кроме того, для получения информации о генезисе корок часто используются диаграммы зависимости отношений CeSN/Ce*SN и Nd, а также CeSN/Ce*SN и YSN/HoSN (Bau et al, 2014). Основная масса корок поднятия Менделеева отчетливо попадают в область гидрогенных корок, однако образец 12_10 попадает в область гидротермальных корок (Рис. 3.20А), что коррелируется с предыдущими результатами.

На графике отношения CeSN/Ce*SN и Ysn/Hosn (рис. 3.20В) сохраняется четкое разделение тех же трех групп, что и на предыдущем графике: область гидрогенных корок и конкреций, диагенетических конкреций и гидротермальных образований. Корки поднятия Менделеева попадают в область гидрогенных образований, хотя и характеризуются чуть повышенными значениями Ysn/Hosn, а образец 12_10 - в область гидротермальных образований.

Рисунок 3.20. Графики зависимости (A) Севк/Се*вк и Nd; (Б) Севк/Се*вк и Ysn/Hösn для различных генетических типов ЖМО и корок поднятия Менделеева (Bau et al., 2014). Примечание: SN - Австрвлийский постархейский сланец - PAAS (McLennan, 1989); CesN*= 0.5LasN + 0.5 PrsN.

Таблица 3.4 - Статистические параметры распределения содержаний РЗЭ, г/т.

Тип корок Статистические параметры распределения Ьа Се Рг Ш Бт Ей Оё ТЬ Бу Но Ег Тт УЬ Ьи Сумма РЗЭ

Сводная выборка N = 27) Хср 150 913 41 162 41 10 48 7 42 8 22 3 21 3 1471

Хтт 84 460 23 94 24 6 26 4 24 5 13 2 12 2 779

Хтах 210 1400 59 240 60 14 70 11 60 12 30 4 30 5 2205

46 306 12 47 12 3 13 2 11 2 6 1 6 1

Верхний слой N = 7) Хср 180 1040 49 194 49 12 56 9 50 10 26 4 25 4 1708

Хтт 110 640 29 120 30 8 35 6 32 6 16 2 16 2 1052

Хтах 210 1400 59 240 59 14 69 10 60 12 30 4 28 4 2199

5 37 253 11 43 11 2 12 2 10 2 5 1 5 1

Средний слой N = 8) Хср 181 1171 50 193 50 12 57 9 50 10 26 4 25 4 1842

Хтт 150 1000 42 160 41 11 48 8 43 8 23 3 21 3 1561

Хтах 210 1400 57 225 60 14 70 11 59 12 30 4 30 5 2187

5 23 158 6 26 8 1 8 1 6 2 3 0 3 1

Нижний слой N = 5) Хср 113 644 30 123 32 8 37 6 31 6 17 2 16 2 1067

Хтт 86 500 23 94 24 5,9 26 4,2 24 4,6 13 2 12 1,8 820

Хтах 130 810 34 140 35 9,1 41 6,5 36 7,4 19 2,8 18,3 2,97 1292

5 19,4 130 4,4 20 4,5 1,2 6,1 0,9 4,8 1,1 2,4 0,3 2,6 0,5

Примечание. N — количество проб, Хср — среднее значение, Хт\п — минимальное значение, Хтах — максимальное значение, 5 — стандартное отклонение, V — коэффициент вариации.

Скандий

Для изучения закономерностей распределения скандия по разрезу и определения фазы были проведены дополнительные исследования с использованием ИСП-МС с лазерной абляцией и последующем построением карт распределения Sc и других элементов (Л1, Si, P, Ca, V, Mn, Fe, Со, Ni, Си, Te, La, Ce, Nd, УЪ, Th) по разрезу для трех образцов с макрослоистостью, результаты одного из них представлены на Рис. 3.21.

Вследствие морфологических особенностей корок Амеразийского бассейна СЛО, в частности высокой пористости, в первую очередь карты распределения элементов отражают особенности морфологии, поэтому в целом распределения элементов схожи, особенно в нижнем слое. Условно можно разделить элементы на две группы по их поведению в верхнем слое:

1. Элементы, для которых характерны максимально высокие содержания в поверхностном слое (1 мм): Со, Т^ La, № и У.

2. Элементы, для которых характерны низкие содержания в поверхностном слое: Fe, Si, А1, Р, V, М, Sc, Си и Се. Поведение Се в различных рН и Eh условиях отличается от остальных РЗЭ, что отражается в ее окислении после его сорбции на поверхности оксида (Ваи а^ КаБЫшку, 2009; Дубинин, 2006).

3. Са и Мп не имеют существенных изменений вдоль стратиграфического разреза и характеризуются высокими содержаниями в поверхностном слое, но не максимальными.

Мп Те

Рисунок 3.21. Распределение элементов по разрезу по результатам ЮР-ЫБ-ЬЛ.

Результаты изучения распределения элементов по разрезу методом ЬЛ-ЮР-ЫБ показывают, что верхний слой делится на два подслоя (рис. 3.21). Верхний подслой (поверхность) характеризуется максимальным содержанием Со, ТИ и РЗЭ (кроме Се). Эти элементы сорбируются либо Бе-фазой, либо Ып-фазой. Наши результаты селективного выщелачивания (Глава 4) показывают, что около 98% Со связано с оксидами Мп и около 91% ТИ - с оксигидратами Бе. Однако распределение Бе отличается от ТИ и имеет низкое содержание в поверхностного подслое. Таким образом, эта временная изменчивость, вероятно, отражает изменения состава морской воды а также, возможно, наличие органических комплексов ТИ (БаПаБсЫ е! а1., 2006). Стоит отметить, что максимальные содержания ТИ в поверхностном подслое корок наблюдались не во всех корках, что указывает на то, что поведение ТИ зависит от локальных геологических и океанографических факторов, такие

как pH, поток органического вещества, окислительно-восстановительных условий или разных скоростей выветривания (Hein et al., 2017). Сорбция ионов Th на поверхность частиц сильно зависит от рН, при этом катионы обычно демонстрируют увеличение интенсивности сорбции с увеличением рН, а сорбция анионов растёт с уменьшением рН (Stumm and Morgan, 1996).

Как было описано выше корки поднятия Менделеева характеризуются высокими содержаниями скандия, варьирующими от 26 до 66 г/т. Для корок Чукотского поднятия также характерны высокие значения, достигающие 61 г/т. Это подтверждает региональный масштаб накопления скандия в корках Амеразийского бассейна СЛО.

Высокие содержания скандия в железомарганцевых корках ранее не встречались нигде, что делает корки Амеразийского бассейна СЛО уникальными.

Скандий - рассеянный литофильный элемент, геохимически близкий РЗЭ иттриевой группы, Mg, Al, Zr и Ti. Среднее содержание скандия в земной коре - 10 г/т, концентрация скандия в речных водах - 4*10-8 г/л. Подземных - (2.2-5)*10-8 г/л, в воде океанов - 8*10-10 г/л. Известно более 120 минералов-носителей скандия. Собственные минералы скандия очень редки: тортвейтит (Sc,Y)2Si2Ü7, баццит Sc2Be3Si6Üi8, джервисит NaScSi206, каскандит CaScSi3Ü8(OH), кольбекит (эггонит) SCPO42H2O.

Статистические параметры распределения скандия представлены в Табл. 3.5. Среднее содержание для свободной выборки составляет 50 г/т. Максимальные содержания Sc наблюдаются в среднем слое, составляя 57.5 г/т.

Были проведены исследования с использованием микрозондового анализа в ресурсном центре СПбГУ. В Табл. 3.6 представлены максимальные содержания, определенные в разных минералах и минеральных агрегатах. Так, апатит, титанит, глинистые минералы характеризуются максимальными определенными содержаниями. В корках Чукотского поднятия

максимальные содержания скандия также были обнаружены в ряде минералов и органическом материале, таких как (г/т) фораминиферы (0.67), кальцит (0.69), апатит (0.66), магнезит (0.57), доломит (0.50), монацит (0.47) (табл. 3.6).

Таким образом, скандий был обнаружен в большом количестве терригенных минералов и в оксидах и гидроксидах гидрогенного генезиса. Кроме того, было обнаружено, что распределение скандия в пределах одного минерала также непостоянно. На Рис. 3.22 представлены результаты определения Sc в пределах зерна циркона, которое варьирует от 0.01 до 0.13 г/т.

Таблица 3.5. Статистические

параметры распределения

содержаний Бе, г/т.

Тип корок Статистические параметры 8е, г/т

Хр 50

Сводная Хтп 26

выборка (М = 26) Хтах 66

Б 10.62

Верхний слой (М - 6) Хср 44.9

Хтп 32.3

Хтах 57.0

Б 9.7

Средний слой (М - 6) Хср 57.5

Хтп 51.0