Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Марганцевые руды современных и древних бассейнов

ВАК РФ 04.00.02, Геохимия

Автореферат диссертации по теме "Марганцевые руды современных и древних бассейнов"

и'

р-Кад^ЦЩ НАУК h)Ct;iíll С'1-ДЙ1А 1РУД0ШШ KPáCliÜlU biiftUJwll!

j'riui(ü\ilitwtaüi mien mri

J'.ÜA ЬЬЗ.З: bût), lia правил pjí-:..na:Hi

ЙШЩШ Hici-t i.tiUiAÍbblilH üsi-jiiUHKiiiib' w.ttu (;ОШ'Ы.115!(1Ыа; 11 ¿IFKBIIHi ШОШЮЦ iiHfiauutiíi цуапвааав ^ор.шрсйанил)

.jsauiiBji'caiíuii lia ооциканив учьнии игиииы Ликтора t-äOJKUо-шнерала ичиика* йа\к (ининаалнюсть W.UJ.ltó. Гиоллим)

.1 •• • 1. i*.*: • l í

Работа выполнена в Геологическом институте АН Россия. (Чттичдш»? оппоненты: Академик

Е.Ф.Шнюков (ИГН АН Украины)

доктор геолого-мняералогических наук

профессор Е.М.Мяхайдов

(ВСЕШТ)

•доктор геолого-*даш<эрэлогическях ноук В.Б.Курносов (ТИН РАИ)

Ведущая организация: ИГЕМ РАЙ

Зшппта диссертация состоится * ? " мая 1992 года в '• Ц ч ЗС в Геологическом институте РАН на заоедапия спёциализяровшного Ученого Совета Д.ГО2.51.01 Геологического института РАЩ 10901" Нн»евакиП переулок, д. 7.

С цпп09гтацаей можно ознакоиитьоя в библиотеке геологическг пятерчтурн FEH РАН по адресу: Москва, Старомонэтннй пер., д. Зг

разослан 6 апселя 1992 года.

УтрнвЯ оегрегарь Специализированного ученого сороге, ведущий научный оотрупппк, к.г,.-м»н.

Л.И.Боголюба

!

Актуальность щюблицц. Значшше иаргащ^шо. руд в ироизвид-отве чугуна ц стала, а также как различных видов хлшиоского си-рья а свльскохозяйстван»шх'уд<10р<нша общеизвестно. Развитии про шшланцостц ставит задачи по увеличению их добыча в относиголх-ной близости от металлургических, центров п различны:; регионах страны а, в первую очередь, о'шооатедьно высококачественных р^д марганца и ассоцилрукщах ыбта.иоа, которые нередко аграш роль дигирущах компонентов.. пришчателхиал особенность марганца, в отличав от многих других влдов искошвша, заышчаатся в то«, что рудные накопления этого металла формируются и в насто;щаа враыя в широком диапазона бассейнов: от озер, внутренних порой до иелагичеоках, абиссальных областей Ццрового океана. Вместе ц таи, шрганцерудниа накопления, ососениоаш их. минерального ц эшшчвокога состава явлдтся чувитшп'едьшши индикаторами, отрава иди цц фЁдналыша, геодинамическло ооота.ювки форшроьашт. Зге позволяет иопользовата их. да! дэучвиьа ироциоуов ;»лоджии аыдла, иосколгку форыароаднле марюицових руд известно от иjj-.ua до сив-решимости. 'Гакии образом, шоладоашши гнохшаи приносив формирования шргапдорудних накоплении ооврииешшх дровшх басса Йнов шжо)' рассматриваться как проб л «им, научная ц нрйи'ктокал •аначщдооть которой отвечает насущный иотрабноотян народного хозяйства о грани а находится на тгиагральнш* ниирчыюши щмгре -оса наук о иешю.

Цаль и задачи работы. Циль ипс-гошцей рисочи соскшщ ц создании общей геоздипчаакой мололи образования шрг-шщввих руд в современных я древних басоэШтх, которая отражали би аволщию атах процессов в истории Зешн.

Нарвд авторов! стояла ададуицао задачи:

1. Двталыша исследования тщательно вперши ¡ого типового ру~ дообразумцого бассейна, либо некоторого нолш'он! для создания конкретной геохимической ыоделн щюцооои, в которой били он они оаны вое ооношшэ цяка-ори, контроля "уыцио Ци-ру.гоосН^зонанне,

2. особщшша шлеыьойся информации т опрадблеиишу генетическому таиу Ми руноичгаз^ви.иы 1! «издании ибоби^иной модели на основа изучения мшретиы- иомягонов или бастуем данного тшш.

.4. Ь.ил|щ1ш.шигальн'.л иодоидодоиие глаьни;-. шшьва Ы» рудо-обраауьщй! о процесса в лаборатории* уолошя.:, ^ возможно полный

чЧ',-1 !! .ичмии:. о фиаи! о .•■:!!.;.!• •-•.:.: а ииичтиих ссоб.гнногпи

ггих яяюшй, б целью ытстпм реакционных механизмов и созла над относительно обвщл геоглмпчяоких полелей для главных тппов совремэ1шк бассейнов.

Изучение дрозиих. Шу-рудосбраз/пцях бассейнов основных т( пётяческяж гапсв о относительно простила я ясннмя соотношениям: главных (¡гениальных глшентов с пелью создания частных гвохпш( сквх мэдсдвИ. Для этого использовались гйежв данвнэ о современном рудооо'разоваяпп в бассейнах относительно близких генети чвсшх гиков.

5. Обобщение ямеппеЯся информации по главным тппэм совроке нш: и древних Ив-рудан5с бзссеГшов для познания эволютой ип-руд образования в истории Зешщ. Расг-рнтие геохпмпчеокоА спегоЬист главтшх исторических этапов Иа рудоббразовакпя, как следствия лгали геодянэизчеоох и фяцизльннх режимов; например,; на разни стадиях разлития Мирового океада.

о. Построениз общей геотямичзской модели, позволяющей неяг тиворечвво охарактеризовать процесса Ип рудообразованйя в. исгс ряв Земля.

Научная вовдзва. На основа детзлъннх исследований кличевнз полигошшх объектов и обобгсяпцего синтеза известнпх датгах ра: работвна и эксперишнтально уточняя обгцая геохимическая иоде, формирования маргвнцешх руд а современен* я древних бассейна: (от с г; ер, внутренних морей до пелагических, абпссаяьнвх облвс Мирового океана). Эта Модель непротиворечиво отаснвает поводе: рудных компонентов (Кп, ?е я аосодпярутших металлов) для трех зйеньев рудообразующэй система: а) ясточн";-, б) среда перенос тгигрэцяи, в) аккумуляция с образованием рудной за летки. Несмст на глубокие различия глашнх седиментэлогвческвх, теояогячзок параметров данных бассейнов, гео.тшпескзя сущность под ел я, в ПЧЛР1?, сохраняется.

Геохимические исследования йп-?е руд Мирового океана (ко{ конкреция) в сочетании с совремепянн* фяяичеокямя нет^г.вт, I <?яя рентгеновск?п дй'5ракто«етриг, аналятнческус ?ле»ггрснн.ув I рос:когтю и др., явились основой для ссздяния обте.Р грнетлчсо с:: г мы формзровяяая окоягдаролсншн7. Фаз, вклггая т. ностссдт т 'Тоинне преобразования.

Изучение глаашх типов мзгггшцерудкнх бассейнов геовспн го прошлого я обобщение яиещеЯся инфорканяв позволяли вычвч

^■'Г'7Р Г®ГЦ?ИТ»ЯГ ЭВСЛГЛЯЯ »"¡?гтг.'ГрУЛ-'ого от П "\ ГЧ ^

оовреыанцоеии. Б частаоота, иэдчврлаваегс^ уэдийальиость в i-uc^j-иичисхой истории 3tätiiiju ^оршровання гршдвогши касс коркой*, конкреционных рудных накоплений ш, Не. и аоеоцилрулцл). В ¡¿ировоы океане поодо палеогена. ' ; '

Практическая ценность а реализация разуд^'агов. Гиохшачер" кая модель марганцового рудсоЗрааования сила лспаизована в проведении paöoi ряда научншс ц лшучно~проазвод<;,..,ввшшх opraia^af

как в ССОР, так и за руоедам: Воесоьзшй (шучпо-нмдадоиаш-дьский институт геологии зарубвшшх стран (ЩШЬаруоеагаологая) ■ ШшГво СЗСР, Онуодиковишше в ыекдуадроднцх издания:, результаты подучили признание а öwm нсгпшьовшш научнша а lipon зводствад-нндо организациями Австралии, Вемриц, Индии, Ново!) Зсдавдам, США а других стран, что отражено в осютЕ5готву|адо изданиа::.

Результаты, получоннда автором, иипольауытм в учайних. носо-Оилх ц монографиях до ссадочноку рудоиорайованцв:

Ыейвард, Д^.Б. йсацавя осадочных рудзих доотороедвмШ^ U,, Ыар, I9B5, 35Ö о. (си. оригинал; J .B.!jäayn»rd. ilqochemlstry of Sedlweotary Ore Deposits. Нем Хохк et al,, Bpripger Verjag, 305 р.).

Рой ß, Ыеагоровданмя иаргаьца, LI., Мир, 5ЭД ц, (си.

оригинал: Roy, dupriya. iiauganeae Deponite. ХощЦш et »\1., icu-dealc Preaa, 19Ö1, Ч5в р.). и

Фактический цатцраал ц вклад автора, Атор о 1УЬ6 /-ода занимайте)! исследованием гоо-лтиц, тнералогка, лы'о/огии л пронес;-. сиа формирования иаотороаденай. В основу раооты цолонелы резуль тати иаучйцця древних и современных марганцзругишл ыесторозди-Ш1й; Ясинского в Кузнецкой Алатау :i других рудных зала^аИ емск-них регионов, ыеоторозданий Юкно-Украйнекого иаргаицерудиого «а ссейна (Никспольскоо, Еодше-Тошакснор, Ингуднцкои ц др.) и современных бассейнов, в которых накапливается мнрх-акцарудине от-ч лолошш. Зги исследования ошш начт-ы hü npoi'pmwo изучения зе-коношрноатаД размещения иолезнше И'-хонавмих. под руководством й.С.Цатского (до Ii'6Ü pj в ласорачерни, возгляв^впеАси Н.ВДь ровой ц продолаалось ь коллектива, руководимым И.Н.Страловш (до 1Э0Г. 1'.).

В 1965 г. автором в рамках Лабс-рач-ирт литологии вулкашлчж но-осйдочнн.* '.^рыаций <ааа. И.^.Ашроьа) сила поздана iрузша фа-зико-гншческиго auuuöf имситальнош »одидирошнин п} «циосов ш-нмрало- руд'Л.О|-¡т.кнш.ч й.УЛ-ивгыш, й.ВЛикош, Гз. А. Петракова,

В.С.Цуитша, Л.В.Зайцева, П.Й.Картошкшгз, !/Л),Власова . 1}рушг? занималась зшЮрагенталышм изучением главных звеньев, этапов ггуоце^оов ¿юртаовеияя руд марганца и чссоцлпрующлх металлов. ЭЛспершснгаль'выа исслэдогаглд являлись составной частью работ, проводившая наряду с изучением совреизнню;. и древних накоплч-■iniii шргянца а асоопииругщих металлов.

1 Значительный по научной ценности материал был получен в итс re птг/ченм процессов рудообразовапся в озерах Центральной Паре .таи (I96S-I9GB) и комплексных работ на Балтийском trope совместно с А^яектичнским отделением НО АН СССР, ^Калининград (АЛ1. Блатсчтглн, Б.И.Емельянов з др., 1968-1972). Участие в экспедиция г Северную Атлантику на 1ШС "Академик Курчатов" (1973) позволяло ссбрагь большой Фактический материал по металлоносным ос дан, корхсам,. конкрециям и химии морокой вода этого региона.

' ' С 1974 по 1985 г. автор изучал геохимию и минералогию проц( ссой седяменто-рудообразокшш в рамках Международной Преграда; Глубоководного Океанского Вураная (dbep-ipod), что дало возмоп-лостъ охарактеризовать геохяшчеокуй историю постсредняюрскоЯ < дпмсктащш гаавннх геодизашчеоких, структурно-фациалыщх зон г хого а Атлантического океанов (реЯон d.c. Тяомер Челленджар": 38, 41, 45, 31, 62, 70, 71).

Немаловажное значение представляли исследования таких генетически типовых месторождений, как Оброчиште (Варна, Болгарвя) Урку г. и др. (Венгрия),* Грут Зйлаядт (Австралия).

Данные детальЕнх исследований полигонов подводных гор Bocri ка Центральной Атлантики (1-й рейс НИС "Академик Страхов", 198! позволили ка современном уровне знаний и инструментальных методов наметить главные соотношения меаду ?ганералогией, геохимией Iin-Fe корок и историей развития океанской лигосферной плитн.

Апробация работы. Реззльтзтн исследований докладнвалясь па тоги* Мегдународних (16) и Всесотеннх (14) конгрессах, симноз; укяг, конференциях и совещаниях.

,П,шшгш работа бгша начата по инициативе Н.С.Шатского (1956 19?П) и продолжалась под руководством Н.М.Страхова (I96C-I9G5) в г.ослз.7тивах лабораторий Геологического института АН СССР, во г.-.-.рллипигся И.В.Хворовой, НЛЛ.Стрэховнм, ВЛ1.Холодов«и. Основ hup ио;>о?"?лгч, осяеаэемые в диссертации, неодаокрагно рзсс!.»ятр и обпукдались как на заседаниях лабораторий, секторе Ли -г шн АН СССР, так и Ученого Совета института с Д.В.не":п

АЛ.Яшшш, U.lt.TmapátíWf.i, И.В.Хворовой, ¿.д.^ациь, доеш, А.Г.КоссовскоЙ, Б.А.Сахарошы,' АЛМ'Ърцкоеш, r.fc.Jiyry-зовоЛ, И.А.ЗоюицшюИ, и.ОЛ'ав&иаогим, ЬЛ1.3олртариыи, ü.Ií.i.Ui-ланхолиной, чьи эаивщишч а сово-си ешц подсини.

Следует faiüíu otuo-juíl, что с HOíi юда a'avop лвллатоа опадыши йридсд'иыч'олии 0001' и Ненш оекритаpu» -лсшосиц ни у-а-ргаицу Шад) народной Ассоциации по Гинезциу Р./днш Цэиторивда-uüíi (1ЩУД), а с 1976 года - иаучнш координатором йрсмк'га но геологии и госшшни марганца МовдународаиН Hpoï'pai.ï.uJ Гсологичь-,-1 g ко tí Коррзлдщш UllíEXO-LVlll. Это иаосойитыовало иеиииредсгвсшш • му ознакомлению о иоаш!шй мировой иицюрмаци^: по ыосуороэдыш-ш л позволяя о широко ооууадать шс1'у«.Ш£1;.й вопреки шргннцик>г.э рудообразовшшя о цзвъстииш сиуциаллотаин: ДЛ&стреисг.4, 13.1J. Болтоном, Да.Ц.ГлэйОа, ДДриссшлли, Р.Ддвошю.И), Д.С.Лриииноа, K.Jianj, &.Ыанхайиш, С.Роон, l\i(. Сорви.«, i.üpplKCü«, ДяЛ'.ХаЗ.-рои, П.ХадмЗахом и др. '

Boom укаианиш лица« автор i'jiyuoi« црнэндаиаи. Пуйкншцщ. lio тош диссертации оиуй.икоьако IU2 работн, включая 4 ыиногрщ/на. С'гатхи напечатаны в огацвстылашх л иезд-народных «уршлих.Пйриодичиикиизданиях или •íüiíbmviür.tai;. «биониках: Дот, Ait ÜÜUi', 1'вогш'М, Литология а Польше I i ¡ко на ежи, Геологии Ру.цшг Маогиршуузмиа, Ььмл. »ахнювокогс- О&кюуэд Ишш--

К'атвлей яриродл (оглол ('h«mbJ Dur ¿irda, tiariiio üeology,

ЩпвгаЦши Dapoülfca и др.

poi.üM Mióo'fp, Дкоиоргация ooavouv и a Ььоденвд, 3-:> wiuuiuu разделов, ïiojjpa^SiitïHiuix ма болей шшши чаотв и ^¡шкмшшя, au-ложуинш, но 34У о тр., шушчон 3LG сгр. 'faRava, (И уа'З.'нщ, 58 uBîi'JH о с5олшш иолачттц-ч! иикш-иовишп/х.

.в работа публикаций, для дабедзо нольаоваиаи, ouuuiai ци-ипюшн ной jju'i'opûïypii дгнигон к кпждоиу аа рааделоц.

Введена^. Во ыш.цитш приводится оМиш хари тзриотш ijiuío •

TU, 0tí0CU0BHBa«WfI {¡(.s (ИМ УИЛЫЮСШ', KpïïTKO ЦЛрЫу/ШруШС:1 доли и задачи. В 4u<mi "rtui'iuicTJJ митодики" ц^дчирютнда.ч '.ишыши, с;: новололшгшцгш роль ш.тпплиш'л, юшчити ийнйк'гов иошшлишшы для создания чаотноЙ М'лиали, шшлодумцмИ ou проверки» Иожашао--вааио такого шдацм щпянми-т'М a 'г>м, что о дпын'й рпй<ичэ на этой осп'ш; даита» тишг.ниш иула/ачищ'-.) тдотн, и'пнои i'.óvo-рой ипул.'Т ÍHi'f-- iu arpüiíH'.íu сj< ■ il tí-.V-'U!.

- а -

I. ГЭЭЕИМГл процессов (Рорпярованпл iîtl руд ! и современных бассейна;: I.I. Гёохлмпя процессов формирования Mn-Fe руд й озегаш: бассейнах

Изучение процессов рудообтюзовзппя в современных озерных б; ссе.'шах отличается рядом преик>лдеств: простотой и ясностью сос i пош-зияй ?ю:.эду йоточнягами рудных компонентов и участками ах як кугулчпич (Varcutaov, 1972 (1,2); Баренцев, 1975).

I.I.I. Озеро Энпнги-Лаши, Центральная Карелая: модельный полигон. Дзшгсэ озеро среди тогих рудоносных озер Карелии от-лзчавтая отиоегтельно ярким проявленном процессов toi-Pe рудоой разогзяиа и довольно простыми соогнопешшми мевд/ источниками даого, седшентационного материала и участками его накоплэи Boaj озера raient корячлавув окраску, обусловленную наличием в

рзсгвсрешшх гумусовых: веществ, взвещэнного органического материала. Их шнераллэадзя меняется от 23,98 до.40,35 мг/л, с дернаяио органического вещэотва достигает 32,85 кг/л.- Характер но'1 особенностью pli поверхностных и прядояннх вод является растанпе этою показателя от р.ПорустаЕ (5,90) до ^,49 -'в северной впадине. Анализы вод, фильтрованных через ыэмбрянны? фЕ лътр с размером пор 0,5 мки а взвеси на фильтре показывают, чт в раогворешюй форме присутствует до 92$ Нп (35-871 мкг/л) и л 48$ Р» (150-900 мкг/л)-. Наиболее внеокие концентрации lin и Fe ррялцруптся с относительно низквия величинами рН.

Как правило, kfa-îe конкреция и корки встречается на участ] седияентащш грубокластпческиг отложений. Лочти всегда они ле) на границе раздела грунт-вода. Реже их тагао встретить в тоню (1-5 сгл) лолуд-лдкем слое буроватого наилка. Конкреции и корки океппхярокевдов ï.ta и Ге могно рассматривать как морфслогическ различии?,- но едпннз по ганстяческоЧ суткостя образования. Ир веденные послздоззнпя позволяют вкделить следукгше тяпн конкр njift в корок:

I) llspramiemo, сложенные рчнтгеноямогчУннми соединениями, бярнспоятом с примесью окопгпдроксидов Содержание гл - до 3 3", Ре - до ICfé. С океягидрокоида-я Ми а^сснлпрувт (n s 1С По (I^n-lrO) , Zn (10-1-402), Еа (Г, ,77-2, Ш) .

?.) Г'р ,!"?пстыо, пгсдстввлвнннз рентгкдоэг'ор.'лч-ктл скснгпдрс ^ш'.т'и рч, гчдрогстйтом, готпт^г., лсп'гл-^рсг-лтс?;. Ре - до 51."

Ш1 - до С Ре оке игцдрокс апаш ассоциируют' (в х КГ4;;!.); Ы (5-40), Си (3-13), Сорр (0,85-1,8«;:), С02 (1,4-5-3,4б;0.

3) Конкреции, корки прогдекуточного ивдгзочиаргашхйБоти оое-тава пользуются наиболее широхсам разнп'иец.

Существенные накопления Ыи-Ра ношсрецпй, корок в озера Эль-ига-Лашш формируются в тех местах, где скорости их образование црешшают темны терригашой содшлентацаа. ДаисЬдеа огче^лива эщ явления происходят в участках энергичного попона вода. Например, содержание 1Ло-1?е конкреций в устье далхш р.Шруста достигав!' 50-805? от массы осадков.

Прослеживая изменение содержаний йз а 1е в коикрения:; а корках от р.Поруста, через ее устье, залив, кинута впадину и далее к северной котловине (рис. I, 2) обращает внимание, что содараа-НВД Ш1 в этом направлении существенно понукаются, тогда как ге -возрастают. Таким образом, присутствующий почта целиком (до 96,1) в растворенной шорш т выводился из раотвора близ лоточника (р. Дорусга), Значительные количества Яе, в меньшей мера Он, находившиеся в Форме взвеси, накапливались в ?оне тонких, богатцх аорг илов, После осаждения, при разложении взвеси, соединения 2?е, в меньшей ыоре ш, в восстановительной среде даЛруцщювалц а придонную воду а переносились к учаотааи накопления конкреций, корок, где иаблвдалиоь относительно болей высот значения рН, . ВЬ.

. Анализы паблвденай, результаты каиш окапершзщ'алишх а аила-довандй (Варенцов, 1970; УегепЪеоу, РгоШпа, 1373; Варенцов и др., 1978; Уагеп-Ьйоу et а1,, 1980) а днтшв рада арторов (Логкао, Втшьа, Н1сьагй, 1969) дают основание рассматривать процесс

взаимодаВдтвиа кошонентцодерсащигс растворов о акт ни'.ш «л поверхностями как весьма селективное, кемооорбцаониоя акедмуларова-ннэ о автокатаадтцчеснтл окислением.

1.1,2, Сопоставление о рудообразошняоц в муругих озернш бассейнам и геохимическая модель пр<„:>аиаа.

Иа-Ув конкреции, корки, их агрвгнтн, образуете плотные, гонта монолитные орастаняя и отделения в вида рудных нлюв известны в озерах, река;: и других проси оводши оасаоНня* ооварннг ой-дао-гнй СССг, 4ишшндиц, 1иаациц, Анита, 1Ш, Кннвди (Сшлынобич, 195Ъ; Ств, 1960; Сч'рашв и да-. Итфсшеерг, 19ЬО; 1л'е-

роноирг н др., Волков, 1л'и|-шк.'Ц.ч , [901; ¿улетов, Ытзрон-

Гпо.

X. Схема распределения отношений Ип/Гс (ц х 100) в осадках, конкрециях, корках озёра Элинги-Лашп Цэнтральная Карелия (ТагеггЬвоу, 1972 (1)).

- ni« и«» «им •

4 туя* кн&еш

(•»' «QMV MfatMUAf fr, Mh

«Om wMnonili ««.(KtotHru xt t «мццам« й4чмгл/ A* •

^«^WIUMivip«

fcfciut. jrj

ffi¡M

Pac, ^аснредалониа lïn/£ô s конкроцши, iwpitax а донник осадках па пришлю от p.ilopyora О-львныЛ «¡мя'авцил ряитворшшиго и взвоишннот иатериалэ) к срединной части озира Эшшги-^ашз, Центральная Карелия (fe-ренцов,

борг, 1938; Llarx-lu, Яготар, 19?0; Deaii and Ghosh, 19C0). Озер водоемы првдс^авштг сравнительно простую модель Мо-р^дообр еовппш э ряду совренешнх бассейнов. И, как отметалось, так »юдельгам объектом биле избрано озеро Эшшгп-Лампи. Однако, ilmiov: из пвимк предадут;? работ (Варенцов, 1972, с. 158) укя гплооь: "F-нло'бн каншшы упрощением полагать, что пооцвссн, гокакпвн нрп (формирования Йв-Ре руд в этой озере следует неп родственно экстраполировать не средиземные моря и Мировой ок Совершенно очевидно, что каждому из этих типов бассейнов (в, частности, залогу конкретного водоему) присуди специфически гоологлческяе, $аг,лельнне и геохимические особенности". В оз< pax огчэтливс выделяются три главных гвнетнческпх тнна Нп-Ре руд: I) гядрогадвшз, рост которых связан с процессами доступ, нг';: too, Ре и других кодаонеяголгарадонной водН; 2) дИагэнеггг с кие - форшровшше которых тесно ассоциирует с процессами, i псходящама в относительно восстановленной зойе осадка, явлеш ш ДЕРЗНИ Со, Ре и других компонентов из этой зоны к-греши окислительного раздела, обычно отвечающего'контакту осадок/вс 3) образования сметанного тяна: гидрсгенно-диагенегпческие..

Рассмотрен минеральный состав Ш-Ре конкреций и 'корок. Нг осговй больного сравнительного ftaтернала показано, что изначг ные неизмененные окспгвдроксйды Ш и Ре представлены рентгене анор'^нота фазами, в ко горю: методам аналитической электроннс микроскопии диагностируются Ш-Жарокспгит и Ре-вернавит (4yjq са л др., 1989). Ойщая направленность постседшентацпоннш: щ образований, несмотря на известные различия химического cootj lto-7e конкреций и корок пресноводных озер и пелагических час! Мирового океана (Варенцов, 1972, 1973; Tarentsov, 1972(1,2); рандов и др., 1989, 1990; Varenteor et el., 1990, 1991) закл! ется в яспо выраженном изменений структурно нязкооргонизоваго фаз в сравнительно хорошо окриоталлпзованнне минералы (4yxpoj др., Й89).

Проблеме механизма аккумулирования ып. Ре п асоооиирупцпз металлов посвяшеч ряд работ последних десятилетий. Обзоры этг исс-п^псвйипй даны в наших предыдущих публикациях (Варенцов п I /, Я, 197?), 1981; Tarentsov and Pronina, 187?; Varentsov et a

1979, 19Cr! (1,2)). Для пресноводных бассейнов.опновнне черты ?того ягок'осв описаны в ряде экспериментальна;; исследований

- и -

ала Ы^хьиШ, ио^еш, Ч^ь'/; Цо^ь&и а^л

Згишя, 19°5| Ранкой гшс1 Ыогеап, 1981). Обосцошю икисхелие Игли) -* Ма (Ш мс^ит оин отнесЬао'К автснагштишвским гегерогзным риакццдм, юторио хсьтролцруцссн в основном концентрацией С;)" (рН) и растворенного 0->. Результаты иаиах экспериментов но 1<ъ— деляровашш оорбдионного акду^улнроьанхя парагидашх ш'Рсиасц и.--решенной валентности (Барашков и др., 197В, 15)01; уагеЫгаоу, Д'хо мм, 1973» \ereut8ov вt а1., 1979, 19ЫЗ) шишзиваш, Ч-ш дрош;;;; характеризуемся двухэташш механизмом: а) иомшИ ооман, иолеку-ллрная сорбция; б) макуазиое гетс-роглшоа гидролитическое осаждение, сопровождаемое окислением. Бтц дашшо свэдотелюувуьт, что охисленао Ид (¡1) -у ш Ш) в природных вода;: притекает в несколько десятков раз иедлонное, чом Уе (П) * ¡?о (Ы. в система растворенного органического Еощаоэгва, -:йн кошшекоооор&~ зоватеяя СРииНпа, т/агемаоу, 19ЬО), ааиэдлно'.! рапкции охиоле-ешя и» (И) ц других пароходных металлов. Вакно тша:о зказать на нроиотирущую роль главных вонов ирцроднш вод (минерализации), что годробно рассмотрено в наших ашшршпггашш работах (Ьы-раицов а др., 1985; Vax■вxitвoт ьЬ а!., ¡Зайцева, Шренцов, 1909; 2аивеуа аи<1 УагехЛвоу, 1990).

Ш и 1'е принадлакат к -гам переходном металлам, относительно накопления которых в оксиглдроксидаих конкрециях; корках вддутеа дискуссии как сторонников чиото фвзшсо-химнчеоклх, так и приверженцев биогенных пугай их концентрирования. Обзор состояния етон пройлецы лап в наших нрадвдущцх работах (тгагепЪвоу вt з1., Варенцов и др., 1901), в которых показано, что окисление ¡¿» и гс ионе» протекать как вследствие непосредственною контроля ко-хишявских факторов, так а в результате бактериальной деятельности. Лричам зги ироцеоои различаются, главным образом, ка-пагическши параметрами. Показано (ЗДгИсЪ, 197^> 1975), что в основа цикробактераальиого окислашш лежат авлвьин ферментативного (биологического) катализа. 13 и' лроцесси вндоляютал дне стадии (КЬгИсЬ, р. 66)I а) сиющюннни, б) ооОотьшшо

катйлатичвского окисления, '1а(<шл образом, реакции ишсробпктери-ального окисления парвходних металлов при всей их олопюоти про те кают ь соответствии о ооновшшя эакрнтлирноо'пц.и хишчнсках преобразований (Л^,Тонко, Ч.Тпшо, ГЭп9; Ьрнло, Кпшювич, 1970; Дкешгс, 1У72),

1.2. Геохимия процессов формирования йз-Ре рун ¡I во внутренних и шельфовнх морга

Несмотря ira то, что среди современных бассейнов, где наблг дзется (£>орнаровзнпо a Кп-Ре руд неизвестно прямя* анадотов дровнях рудоойразутацих бассейнов, изучение процессов рудсобра-зогания представляет интерес. Особое место при этом принадлежи оцднк'З факторов, контролирующих рудообразовяние.

I.2.1. Балтийское море: модельный полигон

Задача этой части работы состоит е том, чтобы излс-нгь дан кно сравнительного изучения геохимических особенностей процесс фор.'-зрогалая аь-Уе руд существенно различных обстановок такого шэльфового бассейна, как Балтийское море (Varentsov, 1973; Ба-рен-дов, 1975; Várenteos, 1975; Варепцов и др., 1975;'¡Баренцев, Ьл*;етиипн, I97G). ' '

РигскиД залив. iín-Fe конкреции развиты в Рижском заливе пр; имущественно на относительно пологом Сэаремоком мелководье и г; склонах главной впадины: глубины 17-39 м. Они располагается б вератем (0-4 см) слое обводненного ваилка, ниже которого лежат серне алевриты (0-6 см), черные илы (Ó-7 см), лишенные конкреций (рис. 3). Конкреция представлена преимущественно рентгэно-аморфгнш оксигядроксздэмн isa a Fe, гидрогётитоы, гётигон, бер-яессл'/ом с существенно подчиненными количествами Иа карбоната, нередко присутствуют наделения Ре смяктитз, играющего роль шг-рйЕсса. Средний химический состав {%, вес.)! вю2 22,4?; TiOa О,49; A120j 3,48; FegO;. 32,48} РеО 0,11; CaO 1,90; MgO 0,70; № 3,15; ГлОг'12,34-; Ra20'l,(M; EgO 1,71; HgO + 7,28: H20" 7,58; P205 1,65; C0-, 2,41; C0J,r 1,06; lín/Fe 0,15; (ICT%): Cr 2J¡ T с Cu 17; fli '+?j Со 64; Zn 135; Bd 245. Коричневато-бурый наилок, котором находятся Hn-Fe кошсрециз, характеризуется: рН 7,05; t- 460 ив.'

Фпнскнй залив. lia подводных возвышенностях, где наблюдаете! замедленная седиментация, развиты накопления конкреций оксигяд-рокепдов Wn и Fe (фиг. 4). В углублениях подводного рельефа аккумулируется черные глянисто-аловратовые ялы, нередко с серово-д- -'одом (pil 7,00; Eh - 20 мв). В северной и центральной частях валпгя рз сравнительно небольших подводных уступах нередко наблюдается развитие крупных (10 х 15 см) округлых, уплотненных кс нкреи«я (и- см) я корок', располагай™хся на поверхности ко-

• » «лив

. siif* _____ 4*r'»**

ï'tau. 3. tfxôHa раоирйладинай oaptijuHüum;: щишчм* отношения шуРе трех 1'лавиайшик учаоукоа 1;цхшсо}*о залива от устуарин jj/i_yj'ötci до ию-аоиточиого орона иаврем-окого шд1соц<№л (им. tixauy-BpfmyJ (Варвииов, Й7Ь)

i -• кинкриция, корковадши uoiâHOïauiw; :i - mx;icii о граьиьи; <1 - или тнццо-сврин глшшн'го-аловрнг'оьш а ии&ш'тшш оодерк«-liufíi) органачвпкоги шцоигва, шкн'д» ; тэроь'.дсрадом; 4 - глдаш кг.рйшшг), л^здднладшспшл ¡\v jjbhiihh.

¡•антх свэтло-оерых иор-эиннх гдрп, песков. Коикрепки севвркнх w раян Финского залива отличайся более высоким содержанием ко по -за по сравнению с корковядннгта уплощ енннми разностями, встреча игл>.иоя близ пряосввих впадин (си. рас. 4). В последних наблс-лпрлся повышенным количества Но, С02. Такое распределение коми о нектон нсгког быть глтерирэгяроваио гак свидетельство диффузионного поступления Ип, со2 в ряда других компонентов из черних плев (он. рас. 4).

Над бобовых конкреций паблвдантся рндпрщваща^ая соотношения ващгчинн среднего диаметра и содержаний железа, шргангга: о увеличением сродного диаметра конкреций существенно возрастают в них Se, tin {Ю/ш, тогда как содержания ш заметно убнвапт Гло. 5).

Конкреции н корм представлены преимущественно рентгеноамо-pï'HriMn окешпдроксядаш йв Ре, готитон, тидрогётитом, берпвс-оитон, ЮА-гшчганагами, нередко отмечаются примесные доллчесгвя манганоквЛьцчга и выделения te смекгита. Их оредйвй химический состав (/а, зео.): ВЮ2 '1?,42; Ti02 0,48i AlgOj 3,-14-; je20, 26,1' FeO 0,58; CaO 2,J2; %0 1,00; ItoO 2,76; Mn02 21,59; Ве^о'^^б! K20 1,71; Н20* 7,26; Н20~ 7,96;, Рр05 2,7б| С02 2,38; G 0,97; ВаО 0,19; Мв/Уе 0,83; (в'х Ï0 : Or 17; V 68; Си 9: П1 35; Оо 96; 2п 113; JPb 9-

ИЗаньско-КлаВпедскпЙ район (Центральная Балтика). Этот район неяяо рассматривать как юкную часть Центральной Балтики, которая является относительно открытой частью бассейна без четко локализованного источника питания седиментационным материалом. Как правило, Мп-Ре конкреции и корка располагаются на поверхнос пеочвио-гравийннх осадков ялв непосредственно лежат на эродированных породах коренного субстрата, представленных поздаалвдаи-ковнш глинами, иорепшига оутлинкамн. Они слагаются рентгвноо-мор^ными Un, Те оксягидроксядаыи, гидрогематитом, гекатитои, ЮХ-танганатои, бернесситом, сравнительно редко с пряма с ью иан-Саяогзльпитя. Средний химический состав конкреций и корок {%, ВСЮ.): S Юр 35,33; М02 0,52; AïgOj 5,^5? *e20} 23,37} ?еО 0,32 СяО 1,И; 1,20; №10 2,65; ИпО£ 10,е?; Ш^О 1,13; KgO 2,34; H2l> 5,7'»; и2о- 2,09; С02 1,07» СорГ 0,47; ВвО 0,1« i

llv/Fo 0,6?; tx. У. 10 îO : Cr 25; v 128; On 42; Bi 71J Со 100; 7.H 13?.) rti 16.

^ } ' 3 * »•»■ »orí*»«

bio. Гасиределение содержаний ia, Ш (в иераочи*« ни оасторригешше, tíacKpbUHüii'i'Oü, оискароинатнср bó-. uiOüíBCi) lío/ifu и ou2 {% вео.) в конкрециях цечтра • лыюй части Финского залдш (Внриицрв, IÖVü)

Суокаридионалыша профиль, проходящий чирез относительно негду -tíoKüe участки шз DGÛ Цад^алыюй впадали: косая штриховки - ко-реннвд иородн дна; -горизонтальная штриховки - или TewiUt) глшпь-аго-алйвритоЕне и относительно виоскии содчрнанаеы органичаокого вещества, иногда с сероводородом.

*

Ряо, В. Соотношения оодержаний Мп, Ре, величины Ып/?е (я пересчете на бестерригенное, йеокредаистое, беэ-карбонатнов вещество) в конкрециях восточной и центральной частей Финского залива в зависимости от их диаметра (й) (Барекцов, 1975)

X - боглчна конкреции; 2 - ил черный алевро-пелятовЕЙ о поен шенянй содержанием органического вещества; 3 - ил зеленовато серий алевритовый; 4 - глияа серая тонкая, ледниковая, слага

¡■0Я КС'Ррг?Г{|И СV6«грот.

- 19 -

Неошгра на üi'iioeuTujuuú ноОолиьяо глуОшш, прадспаии води атого района Балтики оглачаш'ся заметно пошснишьш кснцавтра цаями J?e, tío, iu, '¿п, ръ. -lia совосгавльаця кошилпрадла ь придонной воде а вод^, врофадьтрованноИ черва шибрашшй цал).|, с pasuapou пор 0,5 иш иокно сделать вивод, что значительна» , часть даш!ы>: шгаллов присутствует в растворимой норма.

Ремонта условии ювмаровшнп Un-P« конкрсщш) и ¡сорок, (-'ради рассмотренных районов Ьалтси н&цоолоо ярко илрмшшал иора-кая оостаноика наолюдаотсд ни Гдаш>о.г:о-;,{дайя<4,иком учао'.чм, а отнооатодыш слабо - в Фиаохсон залива, аде окаиишигоя ощутись влияние ричного стока. Qi'o полажиние muya г durt щнлшллтриро-дао оиюсатолышм ооиоотавлашшм ортидох иодор&лшй а [иду удп аьско-киайиодокцй район - ¿числит задов - вииоцна залив, ирод--нее оедедоыии коыцоштив в кошсрацанх 1'даньог:о-1Слп»1аадс5;о1-о района яркламантол оа уолошуи йдшшцл Тогда ушлцчшлю оодир-шаий с!аО lla^o (I, ü-U,bS-1,19), 00.¿ (1,Ü-¿,

2,94), СЬрГ (1,0-1,19-^,30) в atoll пооледоштоллиоота овпдвталь ci'Byaíf о возрастающем влиянии роли ¡шиощ ссояа в остановках форшрованцл конкреций. И иапрогав, уманьц'зшш » той К'} восло-довагальностя относительных содержаний k¿o(I,ü--t),í)4-Ü, 33), (I,0~0,tó-Ü,a7), С г (1,0-0,77-0,57), V (I,.3-0,73-0,51), Сц СС> -0,41-0,21), Ni (1,0-0,32-0,24), Zu (1,0-0,9&-0,.Ч2) ттт 1Ш-•¿•ерпротвровальса, как следствие спнйнлшя ¿акторов, харадторних дед цоршсах обстаиовок. исо.аннзш, контролируйте шлечыпшо о в отношения химического состава, в частности, различия в региональной распределении тякедих цаталлов в Un-íe оксиридроксадщх нонкрсщцях в связи с изменениями оолвноств в различных района.* Балтики, шходит объясшанво на основа отрукгурно-юнштаческоН теории растворов и роли ах структурных параметров в процессах оорбции атих металлов (Варвицов И др., I9u5; Varentaov et ai., Í9b5; ЭаЯцава, Варенцив, I9bd; Zaitseva ana Vareutsov, I99Ü), Иодросиое рассмотрении этих вопросе дало нале во Л раздела работа.

1.2.2. Сопоставлению а рудооораьовшшин в друш*. шадьривнх, внутренних морях в гаохишчесш! модель процоооа.

Ооаири гио;ш,иш ncp.Kpou.uíi в малководши' шольроьл.-.,

OKpiitiiiiiui, axiyvpuHHiii- ыорлх дани в раоота* H.H.Bojнадокого И.Ы.Самойлов» и АЛ'.Титова U922), Н.U.ÜTptuoria Шб'1, 197ÍC),

il.à!.Страхова Я др. (1967), Ф.Т.МангеЯш (Manheim, 1976)) ILM. Вг.рэяцова (197!>); А.Н.Бтшхчягоша, Е.M,Емельянова (1977), Е.Ф. Шнокова (1979,'I9B3), Е.Ф.Шнокова л др. (1387), Л.ЕЛУгеренбор-га и др. (1963, 1977, 1985(1,2)); И.Ь.Волкоеэ и Л.Е.Шгеренберга (£981) я др. Особенности .этих бассейнов находят отражение в достаточно своеобразном хшазме ковкреций. Последний резко отличается оуиеотввнко более низкими значениями концентраций раосе-янннх элементов от fîn-Pe конкргций и корок Мирового океана (Варенной, 1973, I97S; Баренцев и др., 1985; Vareiitsov et al.,

В течение последних двух: десятилетий значительно выросла иг формация о составе и условиях.формирования to-Fs конкреций,Черного моря (Севастьянов, Волков, 1965; Georgesen, Lupan, 1971; Гсгоркьян а др., 1981; Иягасов, 1983; Димитров, Стоянов, 1984; Красовский, 3984), Из анализа данных этих исследователей следует, что вэрхняя граница глубины для тельфовых участков накопления Нп-Ре конкреций Черного моря детерминирована Главным образе активной гидродинамической обстановкой, в которой течения, волр нг/я препятствуют сколь-либо значительной седиментации. Нижняя граница - отвечает верхней отметке глубины сероводородной зоны. Последняя во многих случаях играет роль грандиозного резервуаре Кпд -/«.Подобные явления в несоизмеримо меньших количественны? пропорциях известия для стагяированных (сероводородных) диадпн Балтийского моря.

P.in-Fs конкреции являются характерными аутигепными отлояеяия m определенных зон седиментации Северных и Дальневосточных морей (Горшкова, 1931; Белов в др., 1958; Белов, Огородников, 197 Цущая и др., 1975; Калипенко, Павлидис, 1982; Орлов, 1982; Калл нко, 1904; Ксшелав, 1984). Условия залегания и морфологические типы Mn-Fe конкреций и корок обсуждает,их порей по-сутцеству на выходят за пределы того, что было описано для Балтийского моря (Боренцов, 1975; Варещов, Блакчипшн, 1976). Анализ вариаций хи нпчеокого состава, в особенности распределения рассеянных элементов, иоказнвает, что соотношения, установленные для различнь районов Балтики, где по мере перехода от устьевых частей рек, а: ¡уяридв с соленостью доли - первые единицы^» (например, Даугавы) к областям открытого моря (Гцзкьско-КлаГледскп8 район) наб-дагжтпл повышение солености воды, сопровождаемое снижением ко-mieirtnunn ъ ней тяпелнх металлов (Тямбиев и др., 1984; Гордеи

а др., 1364; Дсышщ, Дртеыьеь,'1ЭЬ4; Гыиим * др., ¿¿Ы; Дои*.-на, Хзо4) при параллельном возраеуашш их 1аьшчьагв в 121-¿е он-сигихцхо.-шедшк конкрециях и' неркам, «ираьидлти .1 для других: окраинных шрей. Эти нршаляехсл, 1ан])ии.ф, дра иоииоташши*! «одарианш! На, Со, Си в конкрециях Бидзго »1 ЕариНцхЕй или Чу~ лог'скоги и"Охотскох-о шред. Шнералишй сослав ио-ке яоих+ецлг а корыс, расематраваишх оассаИнсв весила слизок тсг^у, что си-, ло списано для ооотмтетауюдих образований Балтики ^гор^еисег.г'' и др., 13ос; Вареицов, Б/Ютишт, 1975; Чу;:ров а др., 197о).

'Га кии образом, на основании краткого обзора гооьха-иШ цп-*е конкреций шельровхгх, окраинных цорой исхшо оде.ииь вывод, что районы Балтийского ыоря, несмотря на .присущее тх овэиооразне оботановоа седаивнтации, могут би^ь попользованы и айчесялз ио-* дельных полигонов.

Модель формирования ЕЬ-Ре конкрецей. Суадениа о фод'Зсоо : рийровдния ШИРе нонкрецнй ц корок раоснатришс.ди Саооо'Зхшв ос-, иошшш'сл на достаточно очевидны:», и яро-тих иа^лвдваши: их зе-яеханля, строения, состаьа, результата ьиаийрш.шл'.'иш.цх зеел«-цованиа рада авторов (Шх^ьи, йгишш, ШсЬогЛ, а 1Ш~

шх работ но моделировании нодошш явлидаЛ Окзрнццоа, 197.4'; Jpoиинa, Еареицов а др., 1973; Пронина, Варенцов, 1973; ВОУ, Ргохпла, 1973; ВарбНЦОВ а Др. , l9i.il; \Uitiita.yv а!,,

[979(1,2), ГЭЬО). Эта дашшв нозводцуг счиха^ь, чго Ып-Уе окси-.•'цдроксидаые хсонкрецаа ^орццруютсн в разуль'гата «шысузд'кд-о ¿а-хосорбццошюхо накопление переходных йлеиентов, сопровождаемого даока-лаллтагешшм окнолеиаем щ<ц вз&ишд^ствли активны:;: пещер-шоотей с придоиишя ила иловиыи во^шии. Подробный реакционны! зэханиэи зчох-о процесса бия рассмотрен ашо при изжкшт нроце :сов (¿орцпровхяшя озерные конкреций а корок.

XI/!-Ре коикреццц Ригскиго, Ботнического (Воейгош еЬ аК, а в значительной мере Финского заливов, а такш шюг«.-: ра-юнов, оджшшшпшя вншз краевих, й. .льфовыл мерей, отличаются

коикрвцаН откршого моря условиями залеганий., ыор$°догце'л, )троешюу,состапои. Во многих сдучал:-. такли коькрецци нагодя'хоа ) корачневаг-о-бурои иаидке (3-5 си), постилаемой серными олеври-'ойхш и.чиш, лака которых обычно легат терние, ншниотие, бо-итно орх-аничсошш ви^оствон «ли о Н^З. 1ф1;ьбх,е!11'.ие расчеты, щнтшшшш относигольнуя долю 1:?« в общьи енляьие поступления гпич; ¡а при ;< (!..нг •! П1и.:[а:ни!1 тина

па сравнительна »'алую I зль (первые единицы %) подтока Мп я Кэ ншзшх существенно восстановленных зон осадка (Варетщов, 1975; ВозЪгот е! я1., 19В2). Подобные соотношения для существенно во остановленных зон осадка, как источников Мп и и количеств этих моталлов, накапливчпцихоя в окоигпдроксшшнх конкрециях в коричневато-буром полугидком илу, подробно описаны для оквани-^ ч-г(г;;и,: осадков во1! шсексй биологической продуктивности (см. н ; кэ подраздел о роли диэгенвтичяокпх процессов в формировании ш-Уе конкреций океана). Эти соотношения свидетельствуют, что основной распел взвешенного вещества (содержащего металлоргапи чес13!в соединения п сорбированные формы металлов) и вдсвобокдв-нив, переход в иловчй раствор Ип, в меньшей мере Ре, происходи в верхней, субошзлпгельной зоне диагенеза, где эти металлы при мелом градиенте рЦ и ЕЬ связывается в оксиглдродсиднне фазы гв па исрнадята и ферокоптнтя. Вместе с тем, выступающие'нал границей раздела осадок/вода поверхности конкреций оказываются як; понированшти для тилрогенного аккумулирования металлов.

1.3. Гяошш прсд''"о-?в формирования Ип-Ре руд в

н'ф' рг»1 ок5ян9

1,3.1. Вг-ел?низ.

Богьшиютво авторов признает, что все многообразие корок и к^нк-реоиГ; по условиям их залегания, строению, составу а возмож ныы процессам формирования может быть обобщенно сведено к четы ре?! главным хепетичнеедм типам: I. Гидротермальные, П. 1'адроге! нно, Ы. Гилрогенно-дизгенйтдчйские, 1У. Дпагенатическпз (Варен нов, 1Э73, 1976, К®).

Известные двннне позволят лчзтать, что в строения, минера льнем, химччбекем состава 11п-Рв оетигянроксядннх отлож.енпй рег с.тряр.уются главные параметры сролл, которые контролируют проде сси обгазов^шич этих фаз. И поскольку подобные процессы протекают в течении геологически значимого времени (до нескольких д оятк?в млн.л), то обзуядяемнп образования заключают в себе запись геологической, геохимической яоториа их. формирования (То-сепгзо» «1,, 1?РЗ; В»г<п«г>в ч .пр., 1989(1,2); Варенцов и др

1Р-0). >

1.3.2, На-?«? океятпргкпидкне корки

Зплячч ятоЗ чя';тл зя:#птэется в том, чтобн на основ

- '¿л -

лашш'х, нолучешшх a ptiSyjiiïai'B дагал-июю нзучиацн ряда полигонов подводных гор с развитии Uu-îe uopi'jùua, конкрециями представить июги структурных хфа«таллохиштских иоодадосаиа^ минерального состава, характерных геохимических ooociaiiHOQTeJl (главные и рассеянные элементы, РЗЭ) окслидрсксздшх ¿аз н пород субстрата,'выявить ах геиетцчнскуа природу, oi.eiun-b относительную роль щдротериалышх и гидрох-ешнп явлшш! и процессов ясот-оедиментациошшх изменении в иитории их ¿орш£ошнан (Барслшов ц др., 19Ш(1-4); Вареицоа и ф-, 1990; Varenteov et al-, 1990, 1991(1.«).

1.3.2.1. Полигон подводной горы Крылова, Ьэленошоекая плите, Восточная Атлантика

1.3.2.1.1. Материалы а ыотоды

Исследовались образцы, собранные в результат« кошле^йаох'о изучения полигона подводной горы Крылова в I рейсе ЩМ "Акаде-шк Николай Страхов" (Варенцов и др., 1%9(1~4)),в шлифах под шкроскопоы, днц.рактсмегрии а химического анализа, ^рзлктионоо-ть изучения минералогического состава исследовании.* образцов била резко повышена за счет лрииененая метода шкро.щь-рахсцпа электронов в сочетании с определением химического состава, индивидуальных частиц с размараыц меньше I глад (Варзнцов « др., 1990; Varentsov et al., 1991).

1.3.2.1.2. Обиде геологические данные

Подводная гора, являющаяся вулканом.центрального тши, возвышается с глубин 4600-4700 до отиетка 1270 м (станция 18, 17° 32,8' с.ш,, 29°59,7' з.д.).

I.3.2.1.3. Условия залегания, строение а шшцальний

состав

Гидротермально изшнаиныэ (паиш-орскитизиро£ашша гиалокла--ститы щелочных базальтов покрыты ко;>;;овлдныш нарастаниями (до 10-15 ou) lin» Ре оксигадрокиидов. lii.-fe корки шею? сдоаслов отроение, Причем отдельные нрослои (до 9) различаются по цвету, текстуре, составу и друг-ил иараметраы (рис. б).

Рентгеновские и микродиреакционные ичоледованан свидеталь-атвуыт о том, что одним из основных шыералов, слшящих корковидные образования явлиетин уе~вориа,п.цт. Характерной особенности жшладованши iwpsin.MU'OB являете,)! то, что в ооотава

их часгяц наряду с преобладающим содержанием to установлены заметные концентрации Fe (Чухров а др., 1987, 1989; Варенцов и д 1930; V'arcnteov et el., 1ЭЭ1). Низкая упорядоченность структуры вэрнадитов указывает на высокую скорость формирования минерала, ври которой отсутствует контроль, необходимый для образования трехмерной упорядоченной структура (см. рис. 6).

Второй мшшрэлыю)} разновидностью, которая широко представлена в изученных образцах, является Мп-ферокситиг. Энергодпспер спонныэ споктрн свидетельствуют о том, что состав 'гастиц этой фазы в соизмеримых пропбрциях представлен как Ре, так и Мв. По атоЛ причина для данной фазы мы (Варенцов, Дрдд, Горшков и др., 1969) ввели название Иа-фероксигит. Среда другвх оксигидрокса-дов, встреченных в процессе шкродафракциовных исследований в подчиненных количествах установлены: ¿ернесспг, смазанослопнпй ассолаи-йузвуцг д годорокит. Наиболее распространенным Те окси-гпдроксвдом в изученных образцах оказался гётит.

1.3.2.1.4. Геохимия главных и рассеянных элементов Изучение распределения отношений А1/Т1 и Si/Ti подтверждает вывод, сделанный при изучении минерального состава отдельных прослоек окснгидрокоидов Mn, Fe. Основой, нодлошсой, на которой отлагались о кс и г и др о ко я да ш, Уе является остаточное от растворения и сопутствующих преобразований алюмосиликатов, преимущественно пялыгсрскптовое всщеотво, характеризующееся относительно высокими содержаниями А1 а т 1. Содержание 11 прогрессивно возрастает от поверхностного слоя "а" (1,2$) к слою "е" (2,5$) на контакте с полагарситиэярованным гвалокластатом (см. рис. 6) Тогда как содержание Т1 06), напротив, уменьшается от кровля Mn-Уе оксагидрокоидной корки (0,72) к граница с субстратом (0,3 Вывод о существенном налокекии.гидрогенных явлений на особенности химизма окоигвдроксидных фаз tta.Fe достаточно опреде лрнно иллтстрируется распределением отношения lin/Fe и (hi + Оц + Со)/Мп (рас. 7).

Распределение отношений Ba/Ti (см. рис. 7) от поверхностных прослоев корка к субстрату характеризуется ясно выраженным ростом от 0,135 до02,70, что млкет быть интерпретировано, как от. дательство гидротермального накопления, особенно на ранних огадиях -Ьормпрогтяя корга.

*l/ii stfl' ha/tt »</ii

i-üo, 6. Распределении шлянии iJ/'ï'i, Si/ti, ш/'jü, *ô/'Jfi u распределение минерала в ра^.азо tin .З^-олсигидро-ксидного корковидного luiptiCtíHHitn и оусатрате - глубоко гидрсгершлыю перараостанного (пллнгоракагн-знровашшго) гиалокластита щелочного базальта.

üüp, Х-1о-Д-04-1, Подводная и>ра иршюва, звааношсокая ко*яош -ра, Восточная Атлннтшса. А-3 - прослои оксигидрокаидов lili, Ve а cycuïpaï; И •* щвлоннио олнышовио а ствклсватае Заэалигн; Jfe-Vjrt S о BûfïHîîitU'i.' - Ци ^ерокстад ; "-B •• auóonaH-ijyaepH'j1; Qt -

рьтат; Вт - ewpaeccur; Apr - пинт и г; Pit -ри-па.'шюрскит (Воронцов ¡5 др.. I9ÖU; Varenleov et ni,, I9S1}.

Гяз. 7. Распределение отношение ш/Гв, Н1/»Ь, Ои/Ке, Вв/т в составляющих. корковидного Мп, Ре оковгидроксид-«ого нарастании и субстрате - глубоко гидротермально переработанном (палнгсрсквтязчрованном) гпа-локмчтигэ пелгпгного базальта

Обр. 1-18-Л-54-1. Иодводчяя гора Крылова. Уояорнне обозначена ои. па гио. Р>.

I.3.Ü.X.5. Генетическая интерпретации результатов цзучышл минералогии ц геохцшш главных а рассеянны* элементов

Отмеченные вша изменении минерального ооогава и гослишчйи-■¿ju особенностей по разрезу корок отражают как ойцую направленность сиены обстаковок шшералообразовашш, в частности, соотношений кошонентов гидротермальной ц гвдрогешюй природа, так « во-стсйдшаитациошшх преобразований иглиерадьных Во время формирования пород субстрата ц сашх древних прослоев Иь-Зо оноига-дрокощцшх корок, данная вудканцчьскан структура располагалась близ осевой зоны Средшшо-Атлантнческого хребта, характеризующейся значительной гидротериалыюй активностью и, соответственна, шсокода скороотящ накопления (на несколько дорлдаов выше, чем гидрогашшх) оксагадроксцщшх корок to и 2е. lío маре движения этого учаспса Залвношссной влиты к востоку роль гздрогорыа-лъных процессов сокращалась.

Вместе о геи ваяно цадчор1шуть, что в оооу:^длеиых корках проявляется отчетливая разобщенность развития главных Рз n Uiv иыш-радов (си. рис. 6). Обобцая излеасошше вшив дашшв по распределении líu-Fe 1шнералов в прослоях корок и учитывая их структурные характеристики (Чухров а др., I3U7, I9bú, 1989) макет оыть представлена следувдая схема последовательности постоедаионтацион-1шх изменений (рис. 6). В ней различается (I) продукты пряшго синтеза дз гядротвриальвн* а/ила гдцрогеиных сред ('¿одорок-лт,

-вернадцг, Ш-фероксдаге); (2) продукты, ооразоюншюоя па матрице негодных шноралов с частичным ai растворением а пезрзот-ложенчеы буэерат-1,(?) ; (3) продукта твердофазных трансферка-циошвд преобразований (гьтит, бернесснт, сшшанослойный вебо-дан-буэорат).

Общая СХС13 иеханизма цюршрованвд lin-ía оксагвдроксвдшх корок шкет бить представлена сочетанием гядроадтцчеокого о ао-токаталатическиц окислением а вдладешшм оксигидрокоадов to и 3?« при смешении гидротермального раствора с морокой водой, оопрово-ндаешх сорбцшшкии а, возможно, цикробяслогическини яаяецшшд на jJñHíütx о гадин к накоцлешш. В зависимости от окороогэМ шскуну-дяцаа.оглоаившийая огсоигедрокиидннй материал мог щуцкцноннро-вать кпд актиншй иоглотнгаль щт вяяаисдеЗсмши с придонной водой.

* " —)- ,

Схем« qaciceqHMCitinionui лреобряэояяинй ^«»-ОКСИГНГЦНЯССИДО» корок

Иснчинк

Гяг!, Р. Сгека постседяиенгагшояпнх преобразований ш, Ре ОГОИГИЯрОКСЙДЯКХ корок (Взрй[ЩОЯ и др., 1990)

- 29 -

1.3.2.1.6- Гоохшлаа радкозошлыдсс элементов и аспекты генезиса

Постановка задача. Задача данной части работы заклшаатсл в • той, чтобц на основе изучения гаохишш РЬЭ ьшзни^ь генетачеа-то ссобанноати ш-?е охсигвдроксвдиых корок, развитых на полигоне подводной горы Крылова, в частности, соотношения швд г.огшснс-н-таии гидротермальной и гидрогенной природа в теченаа гео;:лмнчв" оной истории и:с образования (Варенцон и др., ГЗЬ9; УьгегЛдоу et ■ а1., 1991К

Особенности рас Ирид о л синя РЗЭ ц генезис Ш-Уе корок. Ро'Э, нормализованные относительно гланисгого сланца, характеризуются примерно общим типом распределзния, близким к относительно неглубоководным (2150 м) рааносг.и.1 с отчетливо внраг.шшок положительной' цериевой аномалией (Се/Се* = 2,3 - 4,1) Ор1т, 1^35). ,

В рассматривавши корках наблюдается убывание (п х

к 1СГ4 %) от поверхности к базальшш прослоям: (а) 1913,1 (б) 2093,3 (в) 1453,4. Цевду содерганием лаиганоодоу (Ш+Рв)

устанавливается четко выраженная нряиэя эавдсшость (коадщцизнт корреляции г = 0,74). Ка основе анализа корреляционных связей показано, что главным носителем легкая Р5Э (Ьа-Зм) даляютоя ок-снгидроксвдн юп. Соответственно, тш.ешю РоЭ (йи-Ьи) ассоциируют о оксягцдроновдаыа Ро I мовд величинами н УЪ/Зи наблвда-ется довольно выоотая корреляция (г = 0,89). Отиечаваееся уменьшение величшщ отношений (1а-8т)/(Еи-Ьи) от основания корки к ее поверхности, при выдержанности но разрезу ш/Ра (см. рис. ?) мокет указывать на относительное уменьшение дола компонентов гидротермальной природы в сшон морская вода - гидротермальный раствор. ■ ■ ^

Оообшмоотп повадания'ов в процесса накоплений Ш, Ра оксц-гэдрокспдних корок цоыет быть проиллюстрировано па примера распределения отношений Ое/Ое», Се/Ха, Се/УЪ я Се/Зш, которые однотипно умшшшются от базальных простоев к верхним. В целой, высокие, ноложятелыше значения цериевой аномалии Ое/Се* и отношений Ое/Ьа, Се/ХЬ, Се/8щ ДЛЯ ип-Уе окоигидроксвдшх отлононцй океана монет рассматриваться как индикаторы гидрогешгого влия-ная. Бместа с теи, из анализа данных по РЗЭ в Мп~Уе оксигидрок-сиданх корках подводннх гор (АрИп, 1984)след;/ет, что изменение обоувдпешх отношений в существенной мере контролируется

глубиной океана. Показано, что в Атлантическом океане н в Иаци-c¿2Ke (De Baar et al., 1983, 1985) максимальны« значения Се дэ-ы&всгрэтивно проявляются в распределении Се/Се*, регистрируются в верхнем (100-250 м) горизонте l постепенно понижаются с глубиной в обратной зависимости от содержания растворенного 0о. Таким образом, обсуздаемое уменьшение значений Ce/Ce*, Ge/la, Се/Ть, Ce/Sa от базэлъпых прослоев оксигздроксидных корок к поверхности свидетельствует как о домгнирущем значении гидрогенного фактора, так и постоненном погрукении до эбисаальннх глубин подводной горн Крнлова при перемещении Зеланомысской влиты к воогоку.

Специфика поведения Ец с наглядностью отракана в распределении Eu/Sai величины этого отношения закономерно уменьшаются от шкшах, баэальных частей ш-Fe оксигидроксидных корок {проело;; "е" - "л": 0,30-0,32, рис. 9) к поверхности (проблой "а": 0,2в), оставаясь заметно выие значений, характерных для глинистого елчнца (.0,21) и, соответственно, континентального стока, i raíase для морокой вода (ыу'Зи = 0,25-0,26). Подобные различия могут указывать па ощутвдув роль гидротермальных процессов в р; шло зтвпи образования корковидных нерастаняй. По данным Шмар к др. (Micbard et al., 1985) В сравнительно чистых Гйдротершл нкх растворах (5-50£ морской вода), отобранных в районе 13°п " сточно-Чпхоокоанского поднятия величины отношения Ex/Sei находя гея в интервала 2,11-3,18, а пра существенном разбавлении морской водой (95$) это отношение падает до 0,95. Однако, если I-оодерканпя гидротермальной составляющей в смеси с морской водо относительно неярко проявляется на балансе РЗЭ, в частности, I в Sa, то такая прамесь шкет весьма существенно сказываться на распределении ib и Ре, для которых содержания растворенных в взваленных форд этих металлов на несколько порядков (10®) выше чем в морокой воде.

1.3.2.2. Полигон подводной горы Безымянная - "640", Зеленомысская плита, Восточная Атлантика

1.3.2.2.1. Постановка задачи

" Вние, в качестве модельного объекта, былв описаны Ми-Fe к< га, развитые на гидротермально измененных щелочных базальтах. В данной чести приводится сравнительная характеристика минера,

ли енаи «1'

,...........

Рис. 9. Строение, мааералогпя ц распределение отношения Ки/аш в разреза корковидного нарастания окаагидрокоидов ш, ■ ув и субстрата глубоко шфоторпадьио измененном (па-дшгорскигизиротнном) гиалоклоотите молочного базальта

Обр. 1-1&-Д-54-1, гора Крылова, Л-И - см, рао, б, X - Ш-гв конкреции Мирового океана: а - мелководные (Р1рег, 19?^)1 б ~ средний ооотав (tícKвlvвy в-Ь »1., 1985) I 2-4 - дннаи, соответствующие величинам отношения Еи/аи» 2 - глинистый сланец, орзднш! состав (НааЮп, Наек1л, 1966),3 - Толеитотшй базальт, ооегая зона Воо-точно-Тяхоокеакокого поднятия (Ш.сЬ. „а ей а!., 1983), 4 - раствор, отобранный близ подводного гидротермального лоточника, представленный сыаоью ооботвенно гядротаршлыюго флюида (5)5) и морской воды 05/»), Босточно-Тихоокеанокое поднятие (ШсЬяга. еъ а1., 1983).. Коргси: Ух^ - гядрогэинне ып-Рв корки вориАдитового состава, подводные горн Архипелага островов ЛаКн, 0-3 Ияци^якп (АрИп, 1985); 10£~шо2 - гидротермальные ип корки 1У»ляпягооекой Рифто-воЙ зоны, Пацифя>и (Мв-Ивоу еЬ я1., 19^! У">грп*яоу е* «I..,

1985).'

- ж -

ного и химического состава, вопроси генезиса «n-Fe оксигвдрокси

корок, ассоциирующих с глубоко гидротермально фосфатизи--рованншли карбонатными отложениями (Баренцев и др., 1989, 1990; ?0jentsov et Al., 1990),

1.3.2.2.2. Общие геологические данные, условия залегания, строение, минеральный состав

Основание подводной горы Безымянная - "640", которая являет ся дискретным малтийдш диаплром (ст. 1-34, 15°51,0* с.ш., 37° С7,0' з.д.), располагается на глубинах 4500-5000 м, вершина -040 м.

1г'л-Ре корки, выделения, глубокая импрегнация мп-?е оксвгид-роксидама фасйатйзяровэкньк известняковых пород, плащевидао покрываниях щелочные базальты, Интенсивность развития корковидню на; "зтандй увеличивается от сродней части склонов, где их толщ па редко превышает 2-40 ад, к вершинным частям горы - на этих участках их мощность не никв 60-100 ш. Образование фосфатов, представленных преимущественно франколитом и, в меньшей маре, гидроксилапагитом связано со сравнительно ранними гидротермальными изменениями известняков, предшествовавших массированному ■ отлохению im-Fa оксигздроксидов.

Следует отметить ряд особенностей в распределении lh, Ге о: сигидрокснданх минералов как в разрезе корок, так и по профилю подводной горы. I) Верхние прослоя корок толщиной ог 2-7 до 30 35 слагается преимущественно ш-фероксигатоы и Ус-вернадп-том яра подчиненных количествах гёгита. 2) В более древних про слоях корок относительные количества Ып-фороксигита заметно ие нше, а Fc-вернадвта - больие, чем в повархноотных прослоях. Крона того, в древних прослоях диагностируется приыесь сыеишш го минерала а с б ол ак-бу з ерит, а такае Mg-асболан.

1.3.2.2.3. Геохимия главных а рассеянных элементов

Генетическая интерпретация. Анализ распределения главных элементов (Мд, Fe, Ti, Al, 81) в пределах Ва-?е корковидных т растаний и величин отношений Al/Il» Si/Ti в свете приведенных внпю данных о соотносящих манералыщх фаз. позволяет сдвлагь

о том, что формирование этих корок происходило вследствие отлог.;, р.пия ua-fe о ко игидрокс вдов, сопровождаемого замощением к боиатногг в-эпеогва известнякового субстрата.

- ¿a -

Цсолодоиашши Ьь-*« окйш.'Шц>ошцд«ш кирки составлял* o'iíjo ситилгно однородную группу и затшаш иолохениь м^вд тшачны-ыа гидротермальными а гидрогенншц оаразаианшнш ио соипкшыы--яц И-Ш, liu-lii íi др. В sttflx корках шли до ьисю нало^-оил.) ги-дрогешюго накопления гяьлзлш иаталлоа на ш-l'e окс-шидрикоиддии 4взц, отлокишився при существенной влиянии идритериалыш;: растворов, в частности, на ранни:; стадиях накопления. Это нолойз-шш иллюстрируется особенностями распределения Ва.

Осщнй химический состав корок ограде? особенности ианерало-образунцих сред, что, в целш, регистрируется в сосшишшми двух главных минералов, слагаицвх поверхностные и наименее иылй-нешша прослои корок: £е-во|зиадит а Шг^зроксигит. иц-дорокси-гаты являатся относцтышк&устойчивикй прод/.п-аш, изшшшушц-:;я в гетит, количество которого увеличивается к относительно дрс ШШ4 прослоям. В изучзшшх корках сиешанонлойлый асбслан-б.уза~ рцт наолюдаатся преимущественно в низших нрссдсах относительно голстцх корок. Наличие этого минерала рассматривается как результат транс^риациошшх поотседимицтацион^вх пр-чойразований ?е-вернадита и ш-фероксагита. ]%-асоолаи вдвит1нацйрпвалол в с;цу-гишх количествах в верхней тонко*! (2-Го шл) корке средний части склона, наряду с Fe-ворнадатоц, ци-^роясих-итш л швшпоапоИ-iiui.i аобояан-бузерт'оы при примесных содержаниях 'jí-xiría и óepuecou га. lio данный кристаллохимии имейся основания считать, что эсболан является продуктом преобразования в послвдоватзльности: Fe-вбрнадм-г (Шг^арокит-ит) + бузерит-Н?) ■* акшансслоЗлый ао-йолан оузерат ug-аоболан. Еернессит интерпретируется, как про-пукт дегидратации васохранившогося, но предполагаемого буаеря-га-1.

1.3.2.2.4. Геохимия ГЗЭ и аспекты шшзиса

Особеяяоати распределения КаЭ и генезис ш-Уа..кор_ок. Данные э распределении F¿3 в целом оогмюу. оя о выводами, сделанными в нашем доолядованил но геохимии 1SS н ¡м-Ve коркал подп>дш.<Д горы Крылова (Варенцов и др., I9U9; Vaventñov et al., IStíl), в которой с определенностью показана селективность накецловд ляп-ганоидов на оксшчедюкоидах Lin » Fe.

Особенности распределения СсЭ нсказышш', что оуниюогь геохимической модели жскувулнцаи ланчаноид^в в процессе 4Л1«яровв~

ния ita-Fo онсгйгялроксиднах корок подводной горн Вез шиши а я -"G4Ü" за;у:вчяагоя в следующем. На началышх этапах (ранний па леогон, начало среднего эоцена) накоплений Мп-Уеоксигидроксид ного вешезтвя происходило на поверхности гидротермально измен шшх, фосфатизпрованних известняков в обстановке относительно мелких глубин преимущественно гидрогенным путем при заметном участки гидротермальных: компонентов. Учатнвчя возраст палеома нятных эисшл.чй и данные палеонтологических определений извес някового субстрата, ыокно считать, что этот участок располага оя близ осевой зона Срединно-Атлангического хребта. В последу щяе этапы на '¿оке домлнирумцого погружения, сопровогдашегооя некоторым ростом подводной горы и неравномерной нульсационной активностью внутриплатного вулканизма, происходило общее пере щение илигн к востоку. .' \

1.3.2.3. Полигон подводной горы Алтаир, район Азорского поднятия, Западная Атлантика

Результаты этих исследований приведены в нашей более раня рабств (Варегщов а др., 1988).

Подводная гора Алтаир (от. 481, 44° 49,3* с.т., 34°23,3' гл. 2000 м) является одиночным вулканическим поднятием.

В ряде образцов в Мп-Уеоксзгндроксидной массе корок ветре ются карбонатные Фрагменты кораллов. Методами датирования par изотопов углерода установлен абсолютный возраст некоторых кор лоных фрагментов: 640+60 лет и 1200+240 лет. Бели эти равноут родные датировки (гря.шеитов кораллов достаточно корректны, тс скорости накопления ссстйвят: Kq (1,4-2,1) х 10® мкг-слГ^-ГСР лег; Ге (1,5-2,3) х Ю6 икг-см~2-10~3лет, что несколько преш ciaer известные данные о темпах накопления гадротергалыкгх корок для баооеГзш юго-западной островной дуги Тихого океана (< пап et al., 1982). Признавая приблиЕзнный характер пряведеша вине раиноапотпшшх углеродных датировок и расчетов скоростеЗ аккумуляции Ш, Ре несводимо, тем не менее, отметить, что i тенсивиость гидротершдьиого подтока этих металлов при форма-ровячяв оксигплроксидных няряеттшй на подводной ropo Алтаир и: itq 4 перпш'л превышает скорости гидрогенной аккумул/

цнп ?тих miTR-t.v^ (].i'<>ch, TutMmis, 1Э»'1) при сравнишх с к wnortwntx V" "Л'яеотвчпно различных геологии

1СТ"' усЛ^Р-мг.

1.3.2.4. Un-Fa корка других районов А?дан'/шш; сопоставление с подельней объектами

иа~Яе корки и шшэ йормн оксагидрокснднь л-лояьшИ! развиты • в Атлантике существенно слабей, чей в Ъьон или Индийском океанах (Uoore., 19?> : Лпслццн, 1974; Сгоиаи, 1975, 1977. ШиЬа1ц . and Lane-Bostwick, 1988, 1989).

ifc-Po корки распространены главнш о б раз с и в областях подводных возвышенностей: райош.поднятий Сьерра-Аоона, Азорского, цодводаш; гор абиссальных плит, Средитю-Атлантического хребта, в районе острошнх дуг Шлю Антилл, ряда асейсмичних хребтов, •.а такав поднятий континентального склона. В качества предстали-..•тодьных, тлпошх примеров ыогут быть приняты оксигидрокоидаыв накопления, распространенные на поднятии Сьврра-Аооно и на подводных горах Новая Англия, которые весьма близки но хшизцу гляй-1шх компонентов <Но/1?е - 1) и шло отлачаЕгсся ст средник значений для Атлантика В целом (Goddard et al., 1987i Hajoheia aad La-ne-Boatwick, 1989). Однако, для понимания процессов форшфования существенно, что в ш-ïe корках поднятая Сьерра-Леоне средние со-дерзания Go почти на порядок выше, чзы в подобнее отлекенил::. из района нодводннх гор Новая Англия: 0,655$ (при ывнеиналыпп;: ва~ личинах до 1,010$) до сравнению с 0,062». В связз с этпц ванно подчеркнуть, что существенная роль в процесса накопления Со в окецгадрокоидах lia и 3?а цранадлвка? ряду оакторов: а) оптикаль-ншл соотношениям зон шоокой биологической продуктивноета о участками нарастания itn-Ра корок; б) региональным геохимическим оссбэклостян распределения: Оо и других металлов в водной толще (т.а. распространении отноевтолыю виоокнх концентраций ш, Со в др. э вэрхцай фотаческой зоне и их перераспределения гадроди-вашчеокиия факторами); в) положением относительно обогащенной Со л На ,зош каолородиого шяяцуш; г) существенное значение имеют особеппооти регионального ц локального анвалляига, проявления которого установлены в районе поднятия Сьсрра-^еоне а в оивлпих областях континентального склона Западной. Африки ронва and Goddard, 19?9j Qoddard et al., 19В?),

• Минеральный состав рассматриваем!!): глфогешшх to-ïe корок цредставлон доминированием вернадцта о примесь» юя-манганата И барнессата (Goddard et al., К87; Геворкьян и Др.. 1908),

!.to-Fe корка .гидротермальной природ» в наиболее лоно впряжен-

ном виде описаны для подводной горн Бертран Бэнк и других районов внешней части (Лало-Ллтильокой островной дута (Воиуаае вt а!., 1967; Бугузова и др., 1990). В нижней части корок доминируе почти чистый тодорокит (1.!п/?е = 96,58) при крайне низких концентрациях Н1, Си, о о, га, £Ь, а такта РЗЭ. Верхние прослои слагаются тошсолиопарсншли Ре окоягидроксвдаыи, отлагавшимися при существенном влиянии, наложении гидрогеняых или нормально окнанс-ких условий .

В осевой зоне и на склонах Срединно-Атлантичесчого хребта наблюдается развитие широкого набора генетических типов от гид-рот ормальнкх, через все переходные разности до типично гадроге-шшк образований (8сои еЪ а1., 197<Н 197&! Ео«вгЬ ей а!., 1978? Йо<МаЫ et а1., 1967).

1.3.2.5. Ип-Ке коркя Тихого океана: |

сопоставление о модельными объектам

В Тихом океане Ип-Рэ корка в еще более выранейной мере, чеы в Атлантике подразделяются по особенностям их минерального и химического состава, условиям залегания (т.е. их отруктурно-тек-тоннческои позиции, остановкам седиментации) на три генетические группы: а) гидрогенша; б) гидротермальные и в) смешанные.

1.3.2.5.1. Ып-?е гидрогеяные корки, ра^он подшодпнх гор Мариалловых островов

Познание факторов, контролирующих накопление Ып-Ре корок района ¡.¡яршалловнх островов представляет интерео, поскольку в этих отложениях содержатся аномально высокие для Мирового океана количества Со и еь (Нахьась еЪ а1., 1932). При изучении послойного распределения Со в разрезе Иа-?е корок установлено, что в районе подводных гор Маршалдовых островов весьма отчетливо наблюдается возрастание концентраций этого элемента от никних про-олоев к верхним. Зги геохимическая особенность нооит региональный характер и проявляется в ряде областей подводных гор Центральной ]1ацифаки(На1ЬасЬ еЬ а1., 1982{ Пе1п ©t аЪ, 1985, 1988» ТегавШта е-ъ е1., 1988} Ье Б^е et а1., 1989). Особенно обога-г чннми являются тонкие поверхностные прослои (^ 0,5 им), в которых среднее содержание Со составляет 0,99£ при средних значениях для корок в целом О,Ы%. Ра основании радиоизотоппых опре-

делений (8?Sr/B6Sr) абсолютного возраста додойшх корок (Ingrwa et al., 1990; HeiD et al., 1990(1)) «ото считать, что аккумуляция такого прослоя происходила в течение последних 0,3 шн.л. , В этой связи обращает на себя веоьиа суцеотвенгаии для ионш.шал данных явлений факт. В восточных участках района Шрааллових островов, относительно дрибллкешшх к зона высокой биологической продукта внос га а на сравнительно целках глубинах океана, концентрации Со в поверхностном слое 0,5 ш) меняются от 1,10 до 1,60$. Тогда как в более западных участках зри больших глубинах интервал содержаний Со: 0,70-0,be;Î (Hein et al., 1990(1)). В менее явном виде подобный характер распределения в разрезе корок наблвдается и для hi, tin, рь и Аа. Иная тенденция характерна для 2е a Ptt содергание этих металлев, как правило, увеличивается к субстрату, основанию корок.

Интерпретация данных из работы ïaima и др. (Hein et al., 1990(1))о учетом известной информации по ш-Уе корнах №сшшх ооластеп Пацифики (Halliacb et al.,19S4j Hodge et al.,1985,l989i iialbach, 1986; Teiashima et al., 1988) дает основание считать,, что Pt и металлы платиновой группы (Mil') могут быть связаны как с оксигидроксидаш ш, гак и Ре, играшцих роль оорбциоышх коллекторов. Локализация относительно высоких концентраций pt а ШП' в базальных частях корок моает указывать на то, что процессы протекали главным образом на ранних стадиях развития внутраплдт-ных поднятий, когда существенное меаго в балансе аккумулируемых металлов принадлежала компонентам гидротермальной природы (реап et al., 1989; VareotBov et al.,1989, 1990, 1991(1-2)). Примечательной геохимической чертой водной толщи рассматриваемого района океана является развитие зоны кислородного шшшлуш. Изучение соотношений ыажду хшличеоюш составом корок-глубиной верхней границы показывает, что эти параметры связаны корреляционной завиоимооп» (Hein et al., 1991(1)).

1.3.2.5,H. lin-Вэ .корки подводных гор • . • других районов Нацяфшш

. а) mi-Уо корка подводных гор внутриплитных областей (прей-мужественно гидрогенные ). • Данные, полученные по международной програше Глубоководно!^ океанского eypemui (ipod - dsdp), на примере подводаых-гор Иаркуо Неккор, поднятия Xecoa (Vartsnfcaov, l9Sl(.1t^)i Varentfjov et al., 1981(1,2)) позволяют считать, что

основные события, этапы геохимической эволюции океаш можно кор релировать с тем, что отображено в химическом, минеральном составе корок. Однако нередко крупные подводные эрозионные эпизода в седшлентологической истории региона проявляются в разрушении ; денудации сравнительно ранних (древних) частей, слоев корковидных нарастаний. На основании изотопного (8?Sr/86Sr) датирования (Insram 'et al., 1990) сделан вывод, что рост корок на подводны горах и.хребтах мелового возраста в Центральной Пацифике начале; в миоцене (23 млн.лет назад). Корковидные нарастания более древнего возраста вследствие эрозионных перерывов не сохранились,ля иногда представлены, как реликты или обломки относительно древних генераций. Таким образом, на ранних стадиях формирования ш Fe корок, обрастающих преимущественно наиболее проницаемые вер-шнчше части подводных гор, в их составе накапливаютоя в основ-ной>тЗдр5Гермальной природы, которые по мера угасания вулканизм сменяются гвдрогвшшми.

Район Магеллановых гор. Для lin-Fe корок этого района (Богда! я др., 19Э0) установлено, что в геохимической истории аккумуляции Мд, Со и отчасти Fe наблюдается тенденция возрастания концентраций ог относительно древних интервалов (8,5-19,5 ылп.лет), через промежуточный слой (5,0-8,5 млн.лет) к голоцен-плейстоцяц (0-5 шш.лег) (в %, относительных): Ип 0-1,43-21,8; Оо 0-17.777,9; ?е 0-54,0-37,3. Подобное распределение является в целом т пичнкы ддя to-Fe корок большинства подводных гор Центрально-Зап ,дной Бацямииа (Halbach et al., 1983, 1984-j Hein et al., 1985, 1988). Оно'было рассмотрено выше на примере района Маршалловых островов (Hein et al., 1990).

Области подводных гор Мариуо-Неккер и Архипелага островов Ла8н. Обстановки, в которых происходит накопление to-Fe корок в этих районах довольно близки (Halbach and Puteanua, 19ЭЧ-,1988(3 Apitn, 19S4). Химический состав корок в существенной мере контролируется глубинами моря, на которых происходила аккумуляция о оигидрокоадаого материала. Важно отметить, что Un, Со, Hl, Си х растеризуются корреляционными связями, близкими тем, которые св йственны гидрогенным коркам, конкрециям рассмотренных районов D ц: )ики - модельных полигонов. Обобщенно схема этого процесса ра осматривалась выше (ом. части работы о модельных полигонах). Ыс жно лишь подчеркнуть, что критическая роль принадлежит пологени зоны кислородного минимума, как главного резервуара, из которог

поступай1 существенные количества На и Со ii глубинам аккумуляида корок.

Западная, юго-зададная Цацц.^ака: районы ФпаинузкоП Лолпаеааа, Кирабата ц Тувалу. Эта ра2етш щлшадли^сат к весьма своеобразной, отличащейся от обе уедавшихся нише провинций, где бегание Со а pt оксигидроксвдша корка обрь^аюу главный образом отмеряй avo-ллц, кораллошо ра.рц а биот.,<ш (iichocki and Hoffert, 19&?). 'Зре-дняя толщака корок, нередко о-, ¡^азующах почти сплошное покрытие, около 2,5 см. Минералогия и эи^я направленность ноетеодаментаца-оннше изменений (Pichock ада Hoffert, 1987 i Le Suave et al., I9B9) близка и в целом подчинена тенденции описанной выше для модельных полигонов (Варвнцов а др., 1989(1), I99Q(I); Varentaov et al., 1991(1)).

Сопоставление химического состава а содержания таких нропыш-лешю ценных металлов, как tin, Со и Щ (Состав, 19Ш(1,2), IS9Q (I)) в районе островов Кука, шной часта островов Лайн, Фаьако, островов Гилберта, Зллиса дает основание считать, что в оптимально« интервале глубин океана (I000-I60Q и) широко развиты ш-Е^ корка, в которых содер;шша Со (I,5Ji) и lli (0,9;'j) соответствует лучший рудным областям Тихого океана.

Западная йаца.';>ака: области островодуаног-о вудканны/а и гидротермальной актавноста. Сравнительно недавно объектами пристального внимания стала корка и осадки гидротермальной природы, развиты В островодушшх бассейнах (Огопап et al., 1982, 1984 i Cvo-can, 1989; Uoorby et al., 1984-; Usui et al., 1986, 1989; Bolton et al., 1988). Taicae отложения существенно обогащены Un, ?e a oo-дераат сравнательно шеокаа количества Си, Za, As, нередко Ag.Au, Также как и для рассмотренных вше модельных объектов, основная часть металлов в растворешшй форие переносится гидротермальными растворами а шсакивается в непосредственной близости от места излияния. Однако некоторая часть гидротермальных компонентов в виде плша&ей взьеоой над в раствор чиой смеси с морской водой может переноситься течениями на значительный расстояния от участков разгрузки, висачавания гидратери. Доиамо цц и ?е, подобные примеры опнеанн как широко развитое региональное развитие рассеянной Си-, Zii- и др. минерализация в мезозойских отлокениях районов Подводи«* гор i.lapityc-HeicKfip и в пелагических осадках зоны Галапагосского Ра ¿та а других областей Мирового океана С^азур, Варенцов и др., 19с4, 1УШ).

Заду rqвыa dacaeiiim. Гм-Ве корки обсуждаемого типа в юго-эа-падной части Тихого океана наиболее детально изучены в море Бисмарка, в западной части которого находится Ново-Гвинейская Впадина, а на востоке - Впадина ¡¿ануса. В недавних исследованиях (i lton et el., 19085 Crcman, 1988) Mn-Pe корок этого района показан ряд главных особенностей: а) толщина "гидрогенных" или, точнее, смешанных корок невелика (Г-5 ш), что детерминировано их юным возрастом; б) на основания изотопных датировок о

' окоростл роста гидротермальных корок 0,5-106,3 мм.Ю-3 лег, что на 3-5 порядков выше скорости нарастаная гидрогенных lfn-Fe корок подводных гор ¡¿арЕаллошх островов: 1,0-5,4 ым-ICT6 лет (Ingram et ai., 1990); в) если для гпдрогвнннх корок глашшм минералом является Ке-вернадит при подчиненных количествах 101-манганата, то для гидротермальных корок основным минералом является -ioi-rauiанат (вероятно, годороквт) с примесью вернадита, бернессята; г) хя!.мчес;сий состав Ш-Ро корок гидротермальной природы (Hi + с + Со £ 0,03,1, lin/Pa = 65-1000) разительно отличен от гидрогенных или переходных типов. Последние мало отличны от среднего состава [Дарового океана.

кнрокое распроотраненве рассеянной гидротермальной Ип-Ре минерализации, ассоцппрувдей с ряфтшгом, известно и в других эа-дуговнх бассейнах западной, юго-западноЗ Пацв$аки: Впадины Ввд-ларк, Jiay и Северная Впадяна Фядзси.

ЕассоЛны вулканичеезшх островных дут. Западная, юго-западная Пяцифш'лз является областями развития островных дуг и сопряженных с ними трогов: Ноше Гибриды (Вануату), хребет Тонга-Кермадок, дуги Огасавара, Бонин а другие. В этих бассейнах, как правило, распространены подводные вулканы и весьма масштабно проявляется гидротермальная деятельность, связанная с разнообразными центрами спредянга (Usui et al.t 1986} Сгошш, 1988). Сопоставляя рассматриваемые накопления задуговых и островодукных бассейнов следует подчеркнуть, что в первых un-Fe корки обычно латорально в по временн ассоциируют с металлоносными осадками. Более того, в островодузшых бассейнах не встречается или крайне редко наблвда-етоя ларагенез Кп-?е оксигвдроксвдаых корок и сульфидных метал-лог "'оных отложений.

1.3.2.6. Ita-Fe корка Лидийского океана: сопоставление с модельнши объектами Mn-Ре корк;: Индийского океана изучены слабее и с-раптантаряее

по сравнении с подобными оглокенияш Пацняика ц Атлантики. Анализ известной информации позволяет сделать вывод, что выделенные три типа lia-Po оксигадр'оксидных корок Тихого и Атлантического океанов (гидрогенный, переходный и гвдротаршлыши) подчинены общим структурно-гаологцческим il океанографический факторам, которые были детально рассмотрены для конкретных полигенов, объектов.

, По среднему содержанию главных кошошшетсв (Liu и Fa) и тяьа-гшх металлов (Со, Hi и др.) корки Индийского скеана заметно обеднены по сравнению о Пацифлкой, но близка к Атлантике (ШшЬеша and Lans-Bostwick, 19Ö9)- Этот вывод особенно справедлив для Mn и Со, что с одной стороны отрансает сравнительно мсньшуи роль поставляемых в Индийский океан компонентов гидрогаршлыюи природы, о другой - существенно ослабленную их биогенную переработку, либо биохашчаокий рецаклинг. Если принять среднее содержание элементов норок Пацифнки за I, тогда для последовательности Тлхнй (Т) - Индийский (И) - Атлантический (А) океаны будут следущиа соотношения: lin — I (Т) : 0,7 (И) : 0,0 (А) M - I (Г) : 0,8 (И) : 0,h (А) Go - I (Т) : 0,4 Ш) : 0,6 (А) Заключение о большей роли континентального стока, но сравнительно меньшем значении базадьтондаого вулканизма в ç-оршрованиа химического оостава Ш~Рз корок Индийского океана ло сравнению с Тихли' монет быть црошшзотраровано на примере ai ц ïij 11 - I' (Т) : 1,4 (И) : 1,4 (А) И - 1 (Т) : 0,6 (И) : 0,6 (А) При атом .ваяно подчеркнуть, что основные количества Al поступают в океан со взвешенным стоком, a îi главным образом в вида различных форм базальтоидной вулнанокластика (Goldberg and АггЬе-nlua, 195В). Эти sa выводы хорошо согласуются с известными количественными оценкаш! континентального стока в океаны и распределения в кайнозойской истории эруптивных ыаос базальтового вулка-цнзма (Kennett and Thunall, 1975l S ithaie apd Hey, 1981; Chemical cyclea, 198Э).

1.3.2.7. Геохимическая модель формирования Мв-Ре окоигидрок-сиданх корок океана (к познанию механизма аккумуляции высоких концентраций Со и ït)

Из трех генетических типов мн-Ре корок (гидрогашыЯ, пщю-терыалышй в смешанный) наибольший няучинЯ и практичоокий ннте-

рес представляют существенно обогащенные Со и к оксигидроксид-ные нарастания, изученные на подводных горах центральной части Тихого океана отдельных районов Атлантики и Индийского океана. Оптимальная глубина моря, на которой встречаются такие корки -600-2400 м. Причем наивысшая интенсивность их развития и наиболее высокие содернания Со и рь наблюдаютоя преимущественно в зоне кислородного минимума океана, которые, как правило, ассош ируют о широтно вытянутыми поясами зон высокой биологической п] дуктивностз.

ш, Ре, Со и к в морской водэ. В нормальной морской воде < соленостью 35;£о главной формой растворенного Но являютая ионы .

ШС1+ о диапазоном концентраций 11-165; ор. 27,5 нг-кг" (Кваиег et а1., 1982; Бги1апй, 1984; ЬапИле апй Вги1ав<1, 1987). Для Ре ваетейлзй растворенной формой нахождения 'в оксигенеэира ванной морокой воде является Ре(он)®^ с диапазоном кодцентраци 5,6-139,6; ср. 55,9 нг-кг-1-. Вагнейшей особенностью поведения! и Ре Б океане является непостоянный, динамический характер ооо ношений между растворенными и'взвешенными их формами.-

Со находится в океанской воде в форма свободного иона в ег карбонатного, хлоридаого комплексов (Со2*", С0СО30, СоС!*). Виз те о тем установлено, что Со, как биологически активный эленея встречается гакнэ в форме витемина В^. Интервал концентраций в морской воде 0,6-5,9; ср. 1,2 нг-кг~*.

Для Со, таете как « для других редоксконгролируешх елешн тов (Мп, Кв, Се и др.) характерно быстрое удаление посредством сорбционного концентрирования из морской воды Т; прд'форкирог яви дисперсных оксигидроксидов На и Не, йключая накопление Ив-корок.

Распределение 14; в океане во многих чертах близко к перахс ным редоксконтролируешм металлам (12а, Ра, Со, Се и др.). В чг тнооти, вакна возмозяооть в определенных обстановках перехода РКП) рь(1У), что, в конечной счете,приводив к аномально хне кому концентрирования РЪ в око^гидроксиданх Нп, Ре фазах, кор!

В океане преобладай Р«314 ~ (9655), а содержание РЦХУ) в форме комплексов и Р«1б (З&сЫЬо ап4 «т Зе»;Ввг8,:

пр.- диапазоне концентраций ЭР*« 70-300 пг«л~ -незначительно.

В Мв-Рв корках океана аккумулируемые металлы присутствует устойчивых оксидных формах: Ип(Ш, 1У), МШ), Со(Е>. Содержав

Ft в «тих осадлах 0,05-2,39 х ср. 0,2V х Шцоолов

вероятная форш нахоаденая этого металла в корках и конкрециях -Pt02 (tiaabeim et al., 19SO; Halbach et al., 19m).

Используя дашша природные нвблвденал и экспераменталишх исследований (Варенцов и др., 1979; Vareutaov et al. ,I9bU; Лечыиик а др., I9b6, 19Ш, КЬЭ) иош прайма к заключении, что в ¡.¡¡¡ровен океане в накоплении этих металлов доминирует гетерогенный гидролитический цеханизы хеыоссрбциониого накоплении (Ни, Ре, Со, Ft), проявлящайся в автокаталитическал роашщях, контролируемых ыежразньш лзыедшшяш pil а редоясного рокаш.

В районах подводных гор ярового океана на ранних этапах иг развитая главным источником Pt и ассоциируиищх металлов являит-ся гидротермальные растворы, на поздних - значительные концентрации tin, Со и Pt поступают в оксагадроксадцце юрка преимущественно из 1'идрогешшх источников, связанных с зонами кислородного ышншуш.

1.3.3. Uti-Fe оксигидроксидушв конкреции 1.3.3.1. lm-Fe оксагидроксидньш конкреции приэкваториального цояса (зона Клэраон-Клнплертсн) Такого океана .

Оообышоота распределения, условия залегания. Анализ ан^юр-иациа о регионалышх вариациях химического состава Ioj-Fg конкреций, накошенной, начиная с результатов экспедиций "Чадлендие-ра" (biri-ьэ, 1S86; Murray and lienard, 1S91) и цоаледувдай обобщений (Mero, 1962, 1965) позволил Д.Хсрцу с сотрудниками к началу VO-x годов (Ноги et el., IS7U, 1972, 1973) сделать вывод о том, что в провой океане поля со значательншда концентрациями конкреций (>10 кг-ьГ2) и наиболее высокими содерштяш и», Hi а Си развиты в виде субшяротного пояса в приэкваториальной Восточной Йацнуше. йаиболее существенными факторами, отдачакхцшн этот пояс рт других коккрециеносшяс областей,пвляляся слздугвще: X) пранадяеиноегь субширотисй при кваториалхаой области к зоне вшокой бисдогачисксй продуктивности; к) палоздеяае области эк-* кумуляции кенкршай а течении ¿ояшвИ части рассматриваемой геологической истории значительно наш йрпчпеской глубины карбонатной коаяеноации (ССД), что при пдраздачвокон эроааоцнои действии нридг/ннка тече-най отражалось в сраЕнагсшно низких скоростях аккуиуляцаа осадков; 1-3.ш 10"^ лет. Ооцая модель такого процесса описана наш ранее (Иаренцов, 19?б),

- 44 -

Строение, шнаралогпл, хишзм. Четно выраженные соотношения неладов источников гидрогегаюй и диагенегической природа в обп.иг процесс роста выявляется при сопоставления химического и минерального состава различных пх частей, в частности, когда коакрвцш практически не испытывают перемещений л их нижняя Часть находится в радиоллриевом илу, в верлия - экспонирована для контакта о придошгой водой.

К настоящему времени опубликовано сравнительно немного результатов детальных исследований минерального состава I"n-Fe колкр' ций, выполненных на база минроде5рэкции электронов в сочетания < шкроэондовша методами определения химического состава (Чухров и др., I9Ü0, 1983, 1984; Дриц и др., 1985; Успенская, 1987, 198)

В качества модельного объекта могут быть приняты "седлментг. циошю-даагенетичоские" конкреции (Успенская и др:, 1987) из зоны Кл^рион-Клвппертон (9°5В,5* с.ш., 146°29,7' з.д., iяубапа 5173 м) диаметром 8 см о четко шрагешшм асишетрячннм строением. В ¿юрмировании версией части доминировали гадротейнне 'рзкто-ры,в низшей части - диагенетичеокяв. Установлено (DuEh.-m and Gl by, *197<Ч Halbach et al., 1981, 1992 \ 8огеш and Fewkeß, 198О; 3"< пенсяэя я др., 1987), что матерная, слагаяший верхнюю я ниаянж части конкреции, а также соответствующие концентрические слои гидрогенной и диагенетическоВ природы характеризуются различным минералогическим и хлкяческш составом. Гпдрогешше участки, слои кошфедий слагаются преимущественно г&-вернадпгом,ип -iepo кс шито f.; и продуктам их постседтгенгациояных прэобразованяй: в упорядоченным смешано-олойным асбзлая-бузеритом, гетитом, лепя-докрокитотл и подчиненными количеогваш бузерата-Г, средний состав этого вещества по данным иикрозондовых определений (Boren and Fenkes, 1979t Р. 96)C0: «в 19,42; Fe 16,94; Ri 0,27; Cu 0, Co 0,31; Zn 0,01. Участка, слои диагенегической природа лредста влены преимущественно бузеритом-I и неупорядоченным смоизпсслоЯ 1шм аоболан-бузеритои относительно более высокой кристалличнос-та, чем гядрогешше разности, подчиненными количествами берпес-сита, количество которого возрастает по направления к ядру при соответствующем сокращении бузерита-I. Подобно бэрнесоату количество бузерита-il те юге возрастает к центру конкреций. Среда тс нчайших лдагенотяческих прослоев наблюдались реликтовые внделе-ння вернадита. Средний химический соотав таких диагонетических

нарастаний (Srem and Pewkes, 1979, р. gs>(^)t Ив 35,81; Te 1,28» Я1 1, 7'if Си 1,25; Со 0,07; Zа 0,2?.

Из пснот интерпретации ланшпг о генеральном составе гплро-генннх и дяягегтичепких частей в свете кристадлохимических особенностей ядавчтся минералов (Чу^ров и др., 1987, 1989; Успенская и др.. I3B7, 1Э1:Я) монет бить намечена общпя последовательность преобразований Mn-F» оксигидроксидиого мятерпяля (рпс. 10).

Е У

S! В

-í 1 ><»,

г ~

5 °

d Э

л> t_>

Р п

(Гийрвгененные) Г*(р-р) + 1М>

Лиагеиетичесчив

Ип( 1И),Ип(1У)| jf(}*m HjO

ff-Sff,5' ГеООИ-тИ^^?)

|Mfi-ijje/tj«cií гит L---

|Гчешпиггл(1Йчмг1 Ji fífíwnr» - Syaepuni

Смшанасло&ный. acíonan-iyiepum

T-

|ffi/3f/mm-F|

|'Í ti K

i ¡ ctll

3 íf « 33"

Гис. ГО. ¡7оояояов«1телт-пооть постсзляменгяпяонпнх преобразо-вчттп^ "П, F? СКТПГПЛрОКСПД'П'У фяз гидрогенной и диргр1'°тп''0скоЯ природы 01 утоп я др., 1Э07, 1989; Уоленсгря я др., 1Я0?, 19ЭД; Вярешов и др., IS90)

Иуигсгярн^лч ляичянч обозначен ноняблрутяпг.вдо Зпзн, присутствие которых прчдполргчптсл.

lipa, пргиг^'пос^ренно, гпдрогонлом гоиезиое Кп-Рв вещества ОСНОВНЫМ чипорвлом ПВЛЯЗТОП Ре-Е?р»ПДИТ, НаХОДЯЩЯЙОЯ В ТОСНОЧ ассоциации о МйЬэрокспгитом. В условиях диагенеза при сунеот-ЦГКНО иных соотиоимппя ftn л FO в иловых растворах, чем в при-тгяпоГ; воде, преоблядялт огпооптольпо пг-чгуктн пленения

ИСХОДНОГО Цы-ОКСИГЦДрОКйИдаОХ'О bÛUicCïbU. TaKad pcuiiilíú Üu-jftí GKIá)' гидроксадше нарастания отличаются высокой гидратировашюогью, НИЗКОЙ структурной упорядоченноеi^iî (CoaibtS fet al., 1989).

Геохимическая история формирования. Анализ накопленное к na¡j «оищ&иу вреиецц данных позволяет считать, что интервал поздний эоцен - современность в ряда оодасгей Шрсвох'о океана а, в ооо-dúüuoüTü, в приэкваториальной зова Восточно-Центральной Пацифи-ка оглачалси оитатльиш оочвшшеи гвохциячаских условий для m соцроваиного формирования иь-Se полиметаллических оксигидроксид-них конкредай. В основе тшиа шреыен лежали глубинные тектонические npí ассы, связанные с особенностями конвекции ыантии, Последние дитерианироьали относительное сокращение скоростей сира-данга и гвнерироваьлмхйя обгеыов океанской кори во второй половине позднего ыала и кайнозое, по сравнена*) с цредаюствовашицц епошщ ыезозоя. Следстаиеы дегазации новообразованной океанской литосферы (Haya and ïitaaii, 1973j ïtrua et al., 1983; Oaea and Bea, 19в5) бал парниковый аффект куыулятаьного характера: как главный фактор тешературных, климатических изменений в система окэан-апэссфера {Sraíes, 198с). Если тектонические процессы и иь ыеценце тешов дехаадцаи COg лэ геиерируеьюй окоаиокой литосферы предопределили преимущественно долговременные иашшшяя кла-иата, то такие явления, ка* вулканическая активность, связашше с ней шорусы ыенла б aiuooitipj (КеььеЦ; and ïhun*ell, 1975) « циклы Нуланкоьача (изшшзшш остальных параметров* Земли) приводила на этом .¡.она к иульсацашшому чередованию относительно хи додных и геолых шгезрьалоь, что страшилось в соответствующих усилениях-ослаблениях ирадомша' и'вчашй или рнтшческой сыане периодов &уо2аотшх пьешься a сио1-ш&& акк^м^ляциа ооайзов. Такие условия йшш благопрвяуии для риноичеекохо чередования сбстаао-рск гидрогашшю a .днатадтачеоксц^ нарастания Ш-Уе оксапщро-каидього вещесо-ва вокруг ядер, актаьша иоьарлноотйй.

JiOLaAtiaanaa иьсторооенай с; сслшш.ш концентра-

цлаьа! цц-ge KOHKueiuiü, к^дцзиё., шесте с х-еа, стличаигся наибами fcu'ioxaua содераани. -la армагашяк» цемнщ. переходных ииТаа-

ЛОВ (Uli, Si, Cu il Др.) b Jûlftà ОуС^УЬСтЫ-Ги UO/KiS b lk«TÓ41iG-Mtíii -

тральной üautíiiiibfc, ^ъчцьлЛ'исаьыа 'Мханьяшиа сочетанием ело- ;

дуLJLAi ¿aiTOpOB'. ai flj«ü¿íKM(fcíii>3t. ОÍ¿ilí-V£ i¡íí¿ ЫЖгЩАШЛШК ïe-

ченпй, ъ uo«íhb¿ к'л-огых титл §с^фр&ймь*»* ицсиньш Anta-

рктпчеснпм полным массам, б) Рассматриваемая область принадлежат к субэкваториальной зоне высокой биолсптчоской продуктивности, в которой происходит глубокая биохимическая переработка биологически активных компонентов, в частности, переходник гдеталлов (Kfa, Fe, Си, Hl, Со я др.). в) Ил-Ре конкреционный пояс располагается на глубинах шнее критического уровня карбонатной когаенсапяи, что приводят к ораннительно низким скоростям седтгантоцзп, по подавлявдих роста Ип-Ре конкреций, г) Конкреционный пояс находится меяду двугя грандиозными вулканическими гидротермальными областями: Восгочво-Тихоокеанским Поднятием и "горячей точкой" -системой вулканических сооружений Гавайского Архипелага, сиек-ннг цепей оотровов, подводных гор и системы островпых дуг. Гпд-ротергязльная активность этих регионов несколько сдвинута во времени.

Особеяностя гндрогенного п днагенетического процессов аккумуляции

Глдроганннз процессы» Наиболее прости: i и очевидным продуктом гздрогеяного нарастания оксиггщронсддов являются ш-?е корки, которие, п сусзюста, не огллчпптся от гпдрогешгах частей, концентрических прослоев кешгрецпй. Вше была рассмотрены процесс» фор-прогиппя гадрогешшх накоплений (Баронцов, 1972, 1973, 1976; Варенцов п др., 1989(1,2), 1990; Varentsov et al., 1990,1991(1,2))

Даагенетпческяе процессы. Значение процессов диагенеза в норской гзохшяп ISa, п других переходных металлов к настоящему гремели широко признано я достаточно хорошо изучено (Страхов п др., 1968; Страхов, 1976, 1979; Шишкина, Г972; Волков, Севастьянов, 1968; Волков, 1977; Волков я др.;» 1980; Батурин, 1986; Склршпюпа Н др., 1986; Вегпег, 19SO{ Calvert et al., 1978; Calvert and Piper, 19S4-; Glaoty, 1977. 1931? Glassy et al., 19B2 (1,2)? Halbaöb and özfcara, 1979! naltach et al., 1981, 1983; Heye et al., 1979; Kllckhacner and Bender, 1980; КИпКЬзгазг et al., 1980} Iloore ot al., 1979s Piper end Bluefora, 1982; Piper, 1988; Uoore et al., 1981-, Stoff era et al., 1981; Hartmann and ifiller, 1982; Teunogai and Kusakabe, 1982; Reysa et al., 1982; tiiller et al., 1988).

Есла для существенно восстановительных, бескислородных сб-становок диагенеза, преобладающих в окраинных зонах океана и

во ьвут-решщх цороаах водо&ыах ывхакизш распределения toi уе и других т^двдих шталлов глубоко наследованы и получали убедительное объяснение (Страхов а др., 39S8; Страхов, 1976; Шишкина, .1972; Волков, Севастьянов, IS68; Волков, 1977), то в.рассвдтра--ваещх диагьЕстдчесешх обсгавовках зоны Клэриод-Клиплертон с су о-окислительной решшоц (1Ш>450 иВ), очевидно, функционирует несколько щоа реакционный цеханизц. Из раосштрания наиболее детально выполненных исследований (Hartaaim and Uüller, 1982j ler et al., 19О8) uoüiHo сделать вывод, что высокие концентрации переходит изталлов (мкг/л, ie, йп и Си ~ 1-10; Zu — 20; Hi 2; Со £ 0,2 pH = 7,13-7,и, против 8,10-8,20 - в придонной воде) в поровых водах субокиодитблышх обставоззок пелагических осадков рьосиатрцьаеиой вони (биогенные крешшсше или, в меньше!! uepg карбонатные ила и краснш глины) является результатом раннего дц&гииеза. Тякадиз .иаталди, связанные шиш образец с органическим вещиствои (Uartiii and Knauer, 1975; Bruland, "19805 Putllit aa and Varcatsov, 19Ö0; Collier aad iädaoad, 1983) а С Un-ie OK-сцгддроксйдяш цатераалои (Landing and Bruland, 1987; Ptpsr» ' Xöbb) u, возыс&шо, частично также о карбонатно-кремнястшц QK9-латниц) остатьаш, как соосадателяш, коллекторами (Greenalet? et al., 19'/?! wartil) aüd Kaauer, 1985) накаПЛИВаВТОЯ в и-ВДК0,' В результате происходящих в этих условиях процессов: окиаздтедь-нй-воссгановитальнвх реакций, раздоканмя (бактериального), растворения твердых ..раз, данные шрвходншз, тяжелые ызталли доотуи< зет в растворенной форш в перовые воды и принимают участие в . яоеяйлуааих процессах ностседшентацнонного минералообразовэшш, Результаты детальных исследований (Bartшла, 1979; liüller а»<3 На x-tbiaini, 19Ь2; liiillej- et al,, 19В8) даи> основание считать, что относительно Buooiuia концентрации переходных металлов в самоа верхней интервале осадка (0-2 си) являются свидетельством значительной рели ди^узаонног-о подтока к граница раздела осадок/нор-окш вода. Бшолнешпш наш расчеты а сопоставление скоростей димуваошшго подтока металлов аз осадка и скоростей их диагане-гйчбскэй. аккнй'ляции,' ь. лученных на основании пересчета линей- . tun скорьоуйа puna а среднего состава даагенетичаских компоне-ti'vüb коикрецаи, пояаеиьает удо^лёт ьерательное соответствие душ üu а в uuiüboid ы--рь « ды Он, '¿ы .! Ii, 4i'o находит объяснение в obfat« ^¡ьуajiüiiiUJi-u upoHüüoa lü.f.i^iara'iöCKüro wmuuiBua сорбции. B&öi.i такл-в н.)Днерга!.у-11-, скь^леги д&агбнбтического ДО'

копления to, Си, Hi я Zn весьма существенно вине гпдрогонвнх скоростей аккутлуляция этих металлов (от нескольких раз до Нескольких порядков) (Heys, 1975, I97S; Пеуе et al., 1977, 1979; Андреев и др., I9R9).

Вместе с тем, нельзя не обратить внимание па глубокие различия химического составо диагепетпческпх и гпдрогеннпх компонентов конкреций, кпторчо прояшякггсл как в значениях отношений мп/ /Fe =27,3 (дапгенотические) против 1,2 (глдрогешшо), так я в величинах )(%, вес.): 3,5 (диагенстичесмо), относите-

льно 0,54 (глдрогеннне). Интересно отметить, что срэдпио значения концентраций переходных металлов в ifo-Fe оксигпдрокспдных корках океана (Manheim, 1986; Manhela ела lane Boatwick, 1908) мало отличаются от соответствующих хяршстеристик гидрогшшых компонентов конкреций (Sorem and Fewkes, 1979; Halbach and Futea-mш, 1988).

Тают,i образом, несмотря па известную общность механизмов 'Сортирования гидрсгснита я диагенегическах кошонентов lin-Fe коп-креций (включая шкрскопкрвцяи), своеобразие постседиптонтяциот?-ш/г процессов отчетливо проявляется как в их механизме, так и минеральном составе л характере диа - эпигенетических изменений.

1.3.3.2. Hn-Fe отсяптдрогса пдше конкреции различных сэдлменгациошшх зон Мирового океана

Тзхяй океан. 15з анализа обобщенных данных (Нога et al., 1970, 1972; Скорняколэ, 1976; Cronan, 1977, I960; Calvert et al., 1978; Piper and beong, 1979; Fräser and Flsk, 1901) следует, что определенные геохимические типы конкреций рязштн в областях распространения специфических для них оглойенпй, отличающихся отяоеи-те.ч1-пг> низкими скоростям^ пг-"П"уляцич, которнс в ряде рзйонов могут бнт.ъ пе^гяннюст с перернго«ч в ооалкснакоплении, что отмечалось Efrne для зоны Клэрпоп-Кляппортои (Von Stackslberg, 1979, 1982, 1987).

Северные области. Наиболее высокие концентрации конкреций встречены п описанной mmo рпротной полосе ггеяду 6 30' с.а. и 20° о.«., глубины 3200-5900 м, простирающейся почти от Центральной Америки в направлении Мзризнского келоба. В северной части зоны преобладает глубоксяодгае кряснио глшш, в таиой - преимущественно кремнпстш пл". oenneu богатых конкреций приэква-торпчлмю* гони радяплярпорггх плоп ^рт'пряттоя от нескольких

шшшардоа да нескольких десятков миллиардов гони (^гааы ала

198^). В западной части Такого океана выявлена крупная иии аадь массироьанного накопления конкреций, окрукеинэя подводшиа горамц Ыаркус-Нвккер, островаыа ¿адиц, шршалловыш островаш и екваюраальной зоной высокой биологической продуктивности. В краевых зонах северной чаога Тихого океана концентрация конкреций ыеныие, чем в центральных районах.

к!ание области. Районом наиболее высокой концентрации конкреций является ваадана юго-западной часта Тихого океана (южная котлована), в которой преобладает глубоководные красные глины, Дру гой район высоких содердсаний конкреций находится ыезду 10° и 19° им. ц 13и° н Хо0° з.д. Как и во шогнх других из упомянутых выше областей Наца^цкц, конкреции ассоциируют преимущественно о красными г ли наш а карбонатными длаыа, что предопределяет их обаднаннооть ш, Ш ц Си по сравнению с районами аккумуляции ра-даодярвевых цлов. Почти непрерывный нояс конкреций а корок шириной до 6Ь0 ки располагаемся ахнеи зоны Антарктической конвергенции блаз 60° и.и. 70° до 170° з.д. Область характеризуется прохоаденаеы ьнсоксскороитнил. чвченай, что детерминирует гадро-геннуа црлроду Ыо-га оисищцракоидов.

Индийский океан. Основные вопросы распространения, продуктивности, шшералогаа, геохиыаи и генезиса конкреций освещены сравнительно в небольшой ч^слв основных работи(Еезруков, 1962; Безруков, Андруцепко, 197^, 1973; Исаева, 13и?; Скорняка-ва в др., 1979, 1969; Скорнякова, Ванштсйн, 19ЬЗ; Левитан, Гордеев, 1981; к1ш;о», Орловский, 1919Ь4; 1шюков, Крассвский, 19ЬЗ; Сголахл гшЗ Тооша, 19&7, 19&9» Огоиал, 1УоО; Сх-оыии авй ЫоогЬу, 19Й1; 01авЬу а1., 197!1; ЬеалаИЪ ав<1 ВаШ.пв, '1975» 1Гигег аьа ИИеос, 1979; Угаьег ьг»л 0'Ьг1е11, 1^80; БхЗДЦийе ьЬ 6.1., 197&» 1980; КагзаЫогия!,, 1^65; Ваоашаьхскаи еЬ 1966; £иг1шсЬаы1г&, '198/; А1ша.й аий ¡¡ичиги, 19Б7; Га1Ьып, Анализ аышвдхся данных с определенностью свидетельствует, что к Индийском океана, ?ака.е как а ь Тахш, распределение и химический состав конкращН! кмп'^сдздуа'гся ьесша близки«« фактора-ьш. В йндцйаксц океане, ка>: и в нацц}вкь, поля конкреций высокою качества распространены чына в Вояее радаоляраввш: илов ЦбИ}|>апыюК Коэ'лоьинц и их ¡.«аыгйч я етеишнируе-тсн тьма ке па-раи&траш, иасыс;1'ря на сущ-.л-ьенииг. ра'-^ычн« иою •

рии этих водоемов. Необходимо указать, что также, как и для Тихого океана, химический состав конкреций Индийского океана находит отображение в соответствующей минералогии. Например, химический, минеральный состав конкреций пояса радиоляриевых илов Индийского океана весьма близок к подобным образованиям зоны Клэрнон-Кллппертсн (Успенская, 1987, 1988, I969; Скорнякова, Уо-пенская, 1989), а ах постседиментациошше преобразования подчинены общему тренду (Варонцов и др., 1989, 1990; Varenteov et al.f 199а, 1991).

Атлантический океан. В северную Атлантику поступает основная масса континентального стока, поставляемого в Мировой океан. Сравнительно высокие скорости аккумуляции осадков препятствуют широкому развитию залежей Mn-Fe конкреций. По этим причинам здесь но обнаружены круппне поля Иа-Ре конкреций, которые столь характерны для Пацяфлки (него, 1965; Сгошш, 1972, 1972, 1980). Наибольшее распространение залета нп-Fe конкреций имеют, а глубоководной Северо-Анериканской котловане (20° с.ш. 60° з.д.) на глубинах ниже уровня карбонатной компенсации. К районам развития Мп-Ре конкреций относится такяэ плато Блойк 30° с.ш. 78° з.д;), где проходит сильное подводное течение Гольфстрим.

В шной Атлантика конкреционные залеки встречены мваду Срв-дянно-Атлантлческям хребтом л абясоальньш рэдалнамя, црпишта»-щими к континентальным окраинам. Наибольший интерес представляют пока Мп-Ре конкреций в Капской котловине а прилегающих районах континентального поднятия к западу от Банки Агульхао (Willis and ihrena, 1962; Summerbayes aad Vitllis, 1975; Rogers, 1987). Для большей части котловины характерна крайне ослабленная или почти полное отсутствие герригенпой седиментации, связанное о эрозионной деятельностью Антарктического придонного течения. Формирование конкреций детерминировано альтернативным чередованием интервалов гидрогенного и своеобразного диагене-тпчеокого накопления металлов в карбонатных пелагических, тур-бидитных осадках.

1.3.3.3. О главных факторах, контролирующих формирование ш-?е конкреций

В Мировом океане наиболеа крупные и богатые ценными металлами залежи конкреций локализованы гляичш образом в зоне Клэ-

рион-ляипнертон Паци^шси. Столь шоокая концентрация или колича-ссьашюа покрытии океанского дна конкрециями ( v 210 кг.ьГ^) при значительных содержаниях Bi С7 2,'¿1¿>) и Cu (> I.Ittí) детерминированы тем, что ношшо своеобразно! истории седиментации (см. выше)этот рудный'пояс локализовав вдоль северной окраины приэкваториальной зоны высокой биологической продуктивности (Ноги et al., 1970, IS72; Сгоьап, 197?, 1960, 13Ь7; Prazer алй Fiak, I9ÜI). Пояс ограничен широецо лросгиращишая изолиниями первичной биологической продуктивности (С0рГ г*ы~^•год-^): от 50 до 100 и, как правило, располагаемся ника критической глубины карбонатной компенсации '4500-5500 и). В подооних условиях количество акку-ыулируешх органических остатков остается достаточным для того, чтобы слуашть главный источником пареходанх, тяжелых металлов конкреций. Существенно пике критической глубшш карбонатной компенсации (ССД) количество а качество конкреция заметно убывает (UciLelvey et; al., 1йвЗ) вследствие почти полного распада, окис-леная С'орг.

Интересно также отметить, что интервал глубин 4500-5500 ы является ле только критической глубиной карбоцатной компенсации, на которой растворяются карбонатные скелеты планктошшх организмов. В атоц на интервале глубин в максимальной мере проявляется разрыхляющее влияние гидростатического давленая на структуру такого электролита, как ыорская вода, что приводит к повышению диффузионной подвамюоти ионов металлов, у.е. к ивтансифЕЙации со-рбциошшх процессов аккумуляции переходных металлов в Ып-?е окси-гидроксцдах (Varenteov et al,, КБ5; Баранцов а др., 1ЭВо; Зай-т цева, Варещов, 19Ш.

Иоышо оитиыалышх соотношений величины биологической продуктивности (>50, С0рГ г-кГ"-год и глубшш океана, весьма заметная роль принадлежит наличию на поверхности осадка фрагментов, иградаах роль ядер ила центров (затравок) .вокруг которых цскет происходить нарастание tín-fe оксигидроксадных цаз.

Седцменгационно-гвохишческая ыодель, в основу которой цоло-аыш главные ¿.акторы, коптр -лируи^цй рудообраеование в зоне Кдэ-рион-Гошпаертон, оказывается вриуеиимой и для всего Парового океана: Перуанская впадина, хцо-зашдная Щцирака, центральная часть Индийского океана, lipa a-i-cu шаю учитывать различая геохимической истерии седиментации приоквато{цельного пояса сеьеро-

восточной Нацифшси по сравнении с другими регионами Мирового ост-aria.

Л. Экспериментальные исследования процессов формирования руд ш и ассоциирующих металлов

Постановка проблем!. Задача проводившихся исследований состо яла в экспериментальном изучении основных параметров и специфики механизмов процессов формирования Мп, Fe оксигидроксидннх когпсре ций, корок, отложений в современных бассейнах (Варешюв я др., 1978, 1981, 1985; Varentsov and îronlna, 1973; Varentsov efc al., 1980, 1985; Puttlina and Tereatsov, 1980).

H.I. Эксперименты по ообрциошюму синтезу оксигидрок-сиданх ооединенйй ?с, lin, ni, Со на окснгидрокспдах tin

Сорбционный оинтеэ оксигидрокоидных фаз Fe, Un, ni, Со на üüjO/i. В наших предыдущих работах (Баренцов а,др., 1278, 1381, 1985; Varentsov and Pronina, 1973; Putilina and Varentsov, 1980; Varentsov et al., 1980) была представлены результаты экспериментального изучения сорбционного накопления тяпелнх моталлов(Ре, Ыа, Hi, Со) на природных и синтетических оксигидроксидах Fe, i-tn. Этими исследованиями были установлены основные стадии взаимодействия, показано, что процесс шкет протекать в широком диапазоне концентраций от ультрвшкроколичеств (нг/л) до весьма земет-ных содержаний (мг-г/л). При помощи рентгевоструктурного анализа, изучения при помощи сканпрувдего и просвечивающего электро-¡шого микроскопа, рентгеновской фотоэлектронной спектроскопяа и мессбауэроЕОКОй спектроскопия был диагностирован фазовый состав новообразованных соединений, оценено распределение валентных форм аккумулированных металлов. Установлено, что н изучаемом многоотадийном процессе ведущим является хемэсобрциошшй процесс (гидролитической природы) с автокаталитпческим накоплением исследуемых переходных металлов. Состав образующихся фаз в значительной мере контролируется соотношениями концентраций аккумулируемых компонентов в растворе я кинетическими параметрами.

При экспериментальном изучении особенностей сорбции Mn, Fe, tu и Со из растворов морской воды сксигэдроксидомз un (на примере гэусманита) в задачу исследовании входило лиагностпровянз* разлячпнки тлетодами состава ковобразовзнных создата1!, <кганйя

факторов, контродарущах ата процессы а возыокностн экстраполя циа полученных результатов дли создания модели рудообразоваьщ в совреианных бассейнах (Варедцов и др., 1961). В.частности, в работе показано, что соотношение валентных форы Н1, Со, ш под тверздают ранаа сделанный вивод (Баренцев и др., 1978; Уагев1в оу еь а1., 1ЭВ0) о тоы, что развитие шеокоокиоданных форы мет в нарушой часта швообрезеванного слоя связано со сшшениеи с росгей накопления сорбируешх металлов.. Сосгав определенных ео новообразованного слоя контролируется соотношением скоростей д процессов: начального зроцесса поглощения, имеющего ионно-обые ную а гидг -.'латическую природу а более позднего процесса аьтока талцтаческою, контактного и шутрийазного окисления.

Сороционный синтез оксагадроксидных соединении Ре. Ып. ГЦ. Со 11 Си на уд-шо^. (седнессате). Рассматриваемое оорбциошюа е ниодештЕно контрю даруется глашшд образом особенностями хаша ца кошонеще одержанах растворов: величинами рН, ЕЬ, концентра ццей, н&борои поглощенных металлов, формой их нахождения, составом, содерашшизи компонентов фонового электролита, кинетичес 1Ш1Ы параметрами, которые совокупно определяют природу и велач ну заряда повераюсти твердой {¿азы, то-есть действующих (|ункц£ опальных групп: -Це-од; или =ш-о-, Исходя из. этого пс

казано, что судаость иехаказш хеиюоорбцаонного процесса при I глоцениа переходных является общей для сорбентов, предотевдеш] как гндрогауеыанатои, так а оарцесситоц. Изучение конечного Щ дукта при цоыощи Шосоаузровской сцектроокопцц показывает, чте на поверхности барнессита в состава новообразованного оорбиро! иного слон наряду с другими разами фориировалось соединение и па 1геооц. в отдельно!! серии гкедеришнтбв при концентрации ¿¡0 (300-£500 икг/я) хеиосорбциошшы путем на поверхности бернасосз бил синтезирован краптоиелан (¿-Ицо2), диагностированный при иоисад прецизионной дилеры Ганье-де-Водьфа (съемка Р.Дкиовано-ла, Университет, х'ор. Берн).

Хакаи образои,. одасашше выше результаты исследования удоэ латьорателыш онасывамо. ыбдельв процесса, в которой от чет л и: цр^л&ышшя д^а главные с 1-а дан: 1) собственно сорбция (ионный осцеь а гидролитическое накопление); 2) изразцов а Ш'ока тали т. чес¿со окисление ряда ие раггодшх мат моё.

II. 2. Эксперименты по оценке ролл глав!шх ионов морской воды в процессе сорбция Cu (II) на 7«.-Ш02 (барнесспте)

стандартной морской воде содержание главных катионов (Па+, ) в 10Э-Ю раз превышает концентрацию тягелнх металлов. В связи с этим ноязбешо возникает вопрос о топ. каким образом влияют мзкрокомпонэиты морской вода (катионы п анионы) на сорбцию тяжелнх металлов оксигидроксидами ЬЪ и Ре. Для решения этих задач били проведены эксперименты, цальп которых било получение данных о сорбции микроколичоств тгеколых металлов на примере Си(13) гидратировашой 7*-Kd02 из растворов ИаС1 и искусственной морокой воды. Основные результат этих исследований изложены в па-тих более ранних работах (Варепцов и др., 1985; Varentsov ct аЭ., 1985; Зайцева, Варенцов, 1988; Zaitcova and Varenteov, 1990).

Сорбция Cu(ri) из морской вода и растворов ПаС1

Экспериментально показано, что если принять систему с ОД раствором iíaci за единицу, то интенсивность сорбции растет яря переходе к 0,6!Л Had и к морской воде в следующей последовательности: 1-4,7-6,7 раз.

Форш Сц(Щ в-растворах. Расчет, основанные на ваягпштх констант устойчивости комплексов Cu(II) для исследуемых систем показывают, что при рН 8 в этих средах могут преобладать Форш: Cu(0H)2°, Cu^v> И CuOtl\

Роль главных ионов раствора Фонового электролита. Экспериментально установлено, что о ростом концентраций электролита (Raci) сорбция Си(И) берпесснтом существенно возрастает. В еще большей маре наблюдается усиление сорбции этого металла из морской воды, в состав которой помимо На4- и (ÍL" входят текяе иопн как Са2*, Mg2+ и so42-. Интерпретация экспериментальных дштих о влиянии глакшх ионов фонового электролита выполнялась на основе рассмотрения: I) особенностей строения двойного элоктриче-скогс- слоя на границе мояфязного раздела раствор/сорбеят; 2) со-рременных представлений о структуре годага растворов электролитов и гидратации ионов, структурных особенностей вода близ грп-ппцн ряеттюр/твердяя фазе; 3) особенностей поглощения Сп([[) п других тяяелих металлов, форм нахождения ах в растворе, соотношений между различиями вядаиа сорбпия: яонпян обменом, Фчзччо-скпй <г рбцяпй, спопя-^ачео^Ч о^рЛняей, хемосорбтзеЧ.

0 Bos.iitiiio'iBini глашах ионов электролитов на сорбции cfoUl) а и 1'ц дроке идам ¡1 Уп. Б работе использована модель мористого двойного ьлактраческого слоя, цроннцаеиого для отдельных ионов, от--дичащихся красталдохшаичесшш сродством к твердой фазе (например, ЬШО^), но л о для шлекул воды (lykleaa, 1971). Интерпретация екснеришиа'алышх данных базируется на том, что характерно!) оообышоатьа растворов электролитов является гидратация ионов с изшиошшы структуры виды в структуру рас'г вора. Различат две ф^у Ш гидратация: блшши и дальнюю (Самойлов, 1957; Frank and Wen, IUbV; ЦцхаНдов, Сырников, I96U; iraiik, 1965; Вдованко и др.,1967), Наасоясш оу|дисгво1ша для довлыаиал структура растворов бдшшяя гидрат&цан, в которой нццеляш-са ионы полонительно (Li+, Иа+, 0а2+, и до.) а отрицательно , Cs+, Cl~, Br~, S0i(2') гнд-рогаровашши. Установлено, что положительно гидратировашше вони авлялися структурно унрочшшцаш, иивишаыцшш вязкость рщотвера, Ноны отрицательно гадротаровашше отличаются етруктуряо-разруша--щиш свг-лствамн, нод их воздействием понижается вязкость, повышается элыктронриводдооть, усиливается дарфузая частиц, Вместе с тем, аони электролитов йогу» обладать высаливающим аспектом отисиителшо адкелше металлов системы (Самойлов, 1966(1,2)), что иохьч приводить к значительному обевволиванига оороцруидах кошо-иантов, вовииыши ах аффективной концентрации. Вааашшев' значение да! понамания сорбциониыд процессов тяжелых металлов на ок~ енгадроксидах имеют результаты исследований структура* граничного слоя вода у раздела твердая фаза/раствор (toost-Hauaen, 1969; 1977; Дарлгин, I5U3), которая существенно отлична от структуры роды в объеме раствора.

В наших исследования*;. показано, что вследствие развитой поверхности частиц 7*~ЦцбР и, соответственно, пористой структуры дво1Ью1о электрического слоя ионн Cu(LI) могут селак^ашо гидролитически сорбироваться как на поверхности, так и в пористой часта тьврдой '¡/азы. i'-iiuhiiue катионы электролита (в случае морской води Ва*, Ug^'"", саг*) могут фиксироваться, как положительно гид ■ ра*иро£ашшв протавуиони ь пределах слоя Штерна и в диффузной часта двойною рлод. Присутствие отрицательно гидратировншшх . ионов в растворе (С1", ао4г") цривда», с одной стороны, к уме-ньызнну вязкой*ц paut'Bupa a блароирая;:с1вуот дцлрузим ионов тяжели?. металлов в &го («схеме, с другой.,»- оказываеч- р-аврумащее

воздействие на грандчшэ слоя води, способствуя диффузионному под току этих металлов непосредственно к поверхности логлотптоля. кроме того, эамэтноо моего в усиления сорбции тякелих гагаллов принадлежит я внеолявзюцвигу роздейсгвяю котононтов электролитов в объеме раствора, в частности, тагах полоютэльпо гплратировпн-пнх понов, кок Иа+ и >%г+ в интервала коннентрлщгЛ, о во По тонных для морокой поды. Подобный иохонпзм позволяет непротиворечиво объяснить фаноман существенного возрастания сорбции тягелих металлов на оксагядрокспдэх в связи с увеличением электролитов.

Геохшпчоская интерпретация: о распределении Мп в

Ца-Ре конкрециях различных типов современных бассейнов

Установлено, что Mo-Fe коякрецлв современных бзесэйнов: озера - внутренние ыоря - океаны (Атлантический - Индийский - Тихий) характеризуются резким возрастанием содержаний тяжелых металлов, В частности, Си (Взронцов, 1973, 1976; Varentsov, 1973; Calver and Price, 1977). В этой so последовательности паблюдаотся заметное увеличение солености (глтпервллзацпи) бассейновых вод от сотых-десятых долой (озера), чороз порше единицы (внутренние моря, эстуаллз) до примерно 35$о. Ватло отметить, что формирование яелезомзрганцовше кошрецпй является шогофзкторннм процессом, в котором участвует все геохишческиэ параметры бзссойна, контролирующие этот тин оутигенного мпноралообрззованпя (Баренцев , 1976; Й1авЪу and Thijasen, 1982; Glasby et al., 1982; Halbach et al., 1981). Следует полагать, что в механизме такого взаимодействуя, саноЕШЗ черты которого рассмотрены выие, существенная роль принадлежит кошгененгам электролитов (шоаляващпй эффект), так и, в особенности, отрицательно гидротпровагашм главным ионам: С1~ и S042- (структуроразруиащиэ кошонентн раствора). Например, из сопоставления трех регионов Балтийского моря (Зпнского - Гласного замвов - Центральной Балтика) следуот, что в этой последовательности соленооть возрастает от 3,0 до И.З&з, 8 содержание Съ в кошерецаях соответственно увеличивается от 9 х 10~42 до 42 х 10"%. В тсяо врет® различия концентраций Си в бассе&говнх подох этих регионов различается в обратннх соотвоишшях, т.е. в нркбрсетнх водах они внпе, чем в открытом море. Егде более рэзителънда рпялпчпя в воличянпк солености и со-

держаниями Ои в конкрециях, между внутренними морями И -океанами,

О соотношениях максимальных концентраций Си и Hi в мп, 1>е к нкрициях Шрового океана о глубиной. Показано (UcKelvey et al., I9U3; Glaaby at al. , 1982), 410 В распределении Сц и lii в JtOHKf цшх иамачаития определенные соогноазшш о глубиной бассейна: i ша глубин 2900-200Q и весьма редко встречаются конкраодв а сод? решаем bii+cu более 1%. kaae avoir пороговой глубины конценграц* Ki+Gu возрастают, достигая максимума в Тихом океане в интервал« глубин от 4600 до 5200 ы; нигге этих глубин наблвдазтся уменьшение количеств втих металлов. Обращает на себя внимание такке а тот $акт, что концентрации конкреций, нревншаюоде 13 от/м2 рас» иространош на глубинах более 3700 ы. Вше отмечалось, что интерпретация отих фактов может быть корректна лишь о учетом достаточно сложной геохимической многофакторности процессов образ< вания конкреции. Из анализа аависимооти^дазкооть морской вода ■ давление (Home, 1963; Хори, 1972) можно сделать вывод, что yMi иывенае относительной вязкости наступает при давлении 300 кг/oi а область широкого минимума приходится на интервал 600-600 кг/ Иными словаыа, минимум относительной вязкости морской вода, соответствующий глубинам водной толщи 6-6 км может свидетельство вать о некотором разрушении структуры воды в растворе и розрас отрицательной гидратации ионов (Ноте, 196?). Таким обрывом, в океанах на глубинах около 5 км следует оввдать уоилення диффуз тянедцх металлов ( Cu,iu в ДО.) в растворах морокой вода, что благоприятствует более активному течению процеооа хемосорбцион ного их накопления на оксигидроксидах Иа.

G.3. Экспериментальное изучение роли раотворенного органического вещества в процесса сорбции переходных, тяаалнх металлов окоигвдроноадвда

Основные результаты этих исследований опубликованы в нашх предыдущих работах'(Путилина, Варенцов, 1982, 1984; Batilina i Varenteo», J9B0, I9S3)'. Ь акоперщлаятзх по изучению махэкнзма глощения £¿(11) бернэсситом из морской воды в присутствии разш пах количеств кошиюксувдего компонент (цитрата натрия) установлено, что *е присутствует в виде агва-иона, а таете оульйа! и хлорид-ионов. В слабо щелочной аэрируемой среда растворении! кислород окисляет ?еЦ1) + Fe(k). В нрюутотвии органического i

щэства Fe(i;i) удоркпшотсн п раствора в растворенном состоянии, постепенно параходл в более устойчивую цюрму ?е(0П)3°, которая и поглоичогся барнессптом. Скорость такого перехода зависит от концентрация органического компонента.

Изучение сорбции c-u(il) на 7А-Ип02 из морской поди п ирлоут-ствии различных концентраций цитрата натрия, как обобщенного аналога раотворшшого органического вещества морокой вода показало, что цитрат-ион оказывает существенное влияние на кинетику поглощения 0и([[). Рас счетами установлено, что даке при относительна высоких концентрациях данного лошлексообразователя (С0рГ = 140 мг/л) в растворе морской воды преобладает неорганические формы меди. Сорбция меди сксигидроксидами Си является слогяйм многостадийным процессом, в результате которого происходит гидролитическое накопление с формированием окспгпдроксццных фаз, модификация поверхности за счет органического компонента и дополнительная сорбция меди с образованием оложного поверхностного комплекса.

Экспериментальное изучение влияния различных концентраций растворенного органического вещества (FOB), образующего относительно прочные комплексные соединения с переходными металлами ( РКоф>10) на сорбцию меди окспглдрокепдами Ш (?А -манганат) дает основание считать, что даяпнй процесс в существенной море контролируется количеством РОВ (на пришрэ ЭДГА). Сорбция меди ба-рнессигом из морской вода, содержащей РОВ является многостадийным процессом, к которому приладаояат: I) реакция гидролиза и поглощение гидролизовапных форм ионов металлов; 2) сорбция РОВ поверхностью оксигидроксида и модификация поверхности; 3) сорбция дополнительных количеств меди модифицированной поверхностью с образованием смешанного поверхностного комплекса. В природных обстановка« в течение поетеедиментационшх преобразований вследствие окислительно-восстановительных процессов мокет происходить разрушение органичеокого вещества о дополнительным образованием скспгядроксидновкх фаз в общей массе конкреций, корок пли металлоносного осадка.

Ш. Геохимия tti рудообразованпя в падообассайнах (эволюция в истории земной коры)

Общая схема классификации Ып месторождений. В настоящее вне-,.л т основании тлеющейся информации представляется приемлемой

Иодшшшш Екка классификационная cxuua Ыс^-рудних ийоторовдшша (Еатехтан, j[Ö46; Ееренцов, 1962; Рахманов, 196?; Страхов я др., i960; Варещов, Рашанов, 19?й; Bey, i960, 19Ы).

I. Кори выветривания.

1) Оитаточяйо н продукты их локальною дареотлокения (тина латеритов, глубокого вацалечиваниа а первотдонопия). Ua руды • втого типа обычно развиты во изначально бедным ш накоцленияы

В зоне тропического внизтришная: иестороадцния ¡Западной Аррихи (Габоы-Ыоанда, Шш-Нсута ц др.; Кот-д'Пвуар-Ьаыигула), Австралии (Грут Эаландт), Ерьзадии (штаты Анапа, £аЙа, ÍJop<Jiy Урукум) и др.. ш-р- ':.и слоаюны скецгвдроксщцшци шшералаш-криитошла-ном, пиролюзитом, манганите!.;, лагиоаюрнтом, ксутатом, тодорск-

htoii. ш руда отличаются высокий качеством (40,4-5?,3$ ш). Ьа~ насы рассматриваемого moa восьш значительны (многие сотни миллионов тощ! высококачественных lio руд) (Варштцов, 1962; teagane-ßt, 1977; Brasil'a iuiporUaht aew шавдаиева prov.,1978; Ledere aad 1/еЪег, I9ffl; Slea, 19Ы); liahou et al., I9Ö3).

2) Карстовые, ищлльтрациошшь) образования, К данному типу мчюсатся значительная часть ¿ш-руд иеитороадиний районов Куру-ыан, Досшасбург ка севера Капской провинции jüAP. Окисше Цц руды (браунит, бикобинт, гаусыаниг, яшбеит) локализуются в заделах, ьыполнящих полости иалсткарста а нижней доломитовой свита Трановаальской сунаргрушш нижнего протерозоя. Ua руды отличаются шюокт качеством (более 44,¿ ш). Запасы составляют около

3 удрд.т р иарасчети на Ua в руда (boardiuan, IS64; Roy, 1900; Ellison, ISfc3). JIeibüdtwj такьо другие ыастороадения несколько ианших масштабов.

II. Осадочные (ш руды аккумулируются в бассейне седиментации ¡

I) Сооственно осадочные (экзогашшй источник рудных коыпонон-

тов: нереотлокеннце кори выветривания, продукты разшва питающей . yii:ü, падьодаое выщелачивали«); тшшчншш представителями этого Vrüia являшеа нижнаолигоценоьые цаетороздапия Украины (Никопольское, Во л ui! ö -Тогала ко ко а и др.), Грузам (Чцату роков и да.), группа палеоцене®!« иесеорздений восточного склона Северного Урала й др. Никопольский ьщрганцврудщй бассейн, 1964; Чиатур-сков месторождение марганцу, IÔ64). 1кк.штабы рудоносности значи-тблыш: около от ьагшеов Uu руд континентов; наибольшую щ>о-шыленлуь ценность представляют икионып, окисленные руды, сло-юшше ииролизитои, »j-iüi íiiir'i lu, шннра.чаш из группы псоломела-

на-кряитсмалапа; в металлургии попользуются таюте карбонатные руда (кальпивЕНй родохрозит, манганокальцит).

2) Гидротермально-осадочные (эндогенный источник рудных компонентов: гидротермн, эгссгаллцпи и др.); примером данного типа шгут быть стратиформннэ месторождения марганцевых, в.елезо-иар-гэнцевыхгуд морской кротясто-карбонатно-террих'снной толще Оманского возраста, Лтзсуйскпй и другие районы Центрального Казахстана (Сапоетшков я др., 1961; Калинин, 1963; Fohhob и др., 1967); характерна ассоциация яелезо-ттаргзнцевого и барий-свшгцово-цин-кового орудененяя; по прогнозным запасам высококачественных fin руд более 300 млн т (Рознен и др., I9S7) находится на втором места после Нтсапольско-1? натуре кого бассейна. Среди Ка- образований данного типа распространены брауиитовгге, браунпт-гаусмянитоше, кряптомелан-корояадит-толляднтовне руда; в зоне окисления: пси-ломелановые (ромаиошятоше), псилемзлан-вернадитоше (Сапотшпкоя, 1961; Калинин, 1963; Fobhob и др., 1980). В Южной Африка в последние годы изучено я разведано гидроторгально-осадочное месторождение Калахари (запасы 7,5 млрд.т рудн, содернацеП болео 30$ Ш), Тройсиаальскяя Супергруппа, гагашй протерозой, ассоцяирукь-щяв с жэлезисто-яреипяогнмя формациями (Веикев, 1933, 19Я9).

111. Вулканогенные

1) Гидротермальные

2) Контактово-меТасоютлческие

Ив руцы Г и 2 типов существенного иромнвленяого значения не имеют. Однако в ряде случаев они могут являться фацяальпнми типами в ряду вулкяногеяянх-гидротермзльно-осадочннх месторождений fin. Например, ля1мше тела в группа месторовдоний Мп-Fe руд Центрального Казахстана,

17. Метямср^эзоташше (региональная, коитяктннП, дипвмо-метоморфвэм осадочных и вулканогенных рудных накопления

Характерными представителями являются мветоровдеиия Индия, прелстэвл.еппне иотамор^изовашгамя докомбриВоквмя осадочными образованиями, частично иоднтпвпшо обогащйияо в зоне латорзтязя-паи: месторождения СаусарскоЗ группы иаргонповорудяого пигм штатов Надхья Прядет и Узхароттра. Пласты опасных руд (брпунят, бя;?~ сбипт, гплландит, яксбсит) согласно пвреисжаится с №» ojwraro-o:m ^птннпп лсрог'зми (гекдягомя), крае тал яическими оятщамз, чрлгття-

тьлш, аэыеншщщш до зе^аосАавдева-а14.абодигоьой стадия. В породах Хондад^тоаой Груши пласты окисних ita руд заключены в го-двдх, шташр^изованшх до гранулдтоьой фации (штаты Андхра Цра-деы и Орисса). Близкие по гаду местороаденал известны среди до-кембрийских образований Африканского а Бразильского ¡цатов. До-добяне ыестороздешш характеризуются весьш значателышш запасами (Дорр, 1972; Roy, X98Û, 1961).

Ограниченные рашш, предъявляешь к работе, це позволяют дап нидроОное описание гаохиицу н процессов формирования в главных тинах. Результаты sïux исследований приведены в наших более раинах публика!.: лх. Основная ин^ориация по геохиша tta рудообра&о-ьанан в бассейнах геологического прошлого и его зьолщии в геологической истории зеынойюрн показана на рис. II.

lui. lin и ui-ic руды в истории ностсредневрокой седиментации Цлрового океана

результаты, долучешыа но Ирограше Глубоководного Океанского Ьурышя (DSbi?, 1КШ) свидетельствуют, что в Маровои океане нааболее древние отлженпя не сх-арае средней юры. В ото вреия проазсало сыредпш'огса расчленение суаерконтинонта п началось ^оршрованао бассейнов, раявцвшихсл до современны;: океанов. В цч пои ¿м №£ово£р_окета характерны ьиракенные ьгани геохимической эьовдаш седиментацаи, шавдце обвды тенденцию,шсыотра на известные отличая в конкретных бассейнах (Van Abdel et al., I97t; Ь&гь'цгед aui Hoitster, 1977; Benoît at the Couierence on Scientific üceau Drilling, X9B2). В качвсуве пршеров, носящих .отра-тотаничеекиц мрактер, шгут бить приведены разрезы вры-Ролоцеш. в ¡его-аападной Атлантика и Центральной области Северо-оапада Пацанки, аиещаб ключевое значение для решения поставленных во-иросов геологической истории ( Vaiuateov et al., 19 til; Varéuteov Iíiti'J). В этих регионах.шгут быть выдалыш следумдае основные Dïaïai седиментации, с известными ограниченняыа, типичные, в надои, .дщ Царового океана.

I. Средцшя-цоэдния юра - pamuiti мел (I6C),U-106 мдн.лет); да Сеьаро-Ьапада йихоги океана: поздний баррем - поздний альб. Накапливалась относительно иелков^нше ооцдки, '¿Значительная роль принадлежала l'a дроте ршльнсыу арньлосу гджалы;, металлов, Hatcou-лечшь сапрошглааво* о и .¡ипритнои, opiaairaее,лого материала р обстановке С1'8ГНШ<ОЬШШ(.>Ю f>a«i;t'¡i!iif¡.

и. ш is т.

ш и. и. » т, • «••••<0 -—.-...■g

Гис. II. Распродфюнив главннх типов m-рудянх накопления в гаологтеской история земной корн

I) Пестогощмнпя ит. Орпсоп, Пндая (ранний ерхей, (группа Aî(-роп-Ор) ; рякнпй протерозой - поздний spxoS (Хоадалятовая Г'руппп) рчш-иД протерозой (Гаягпурскяп Группа); 12,4 х 10 т Гп <№Э*> мппошх запасов на сумо (.'йО); 2-4) относительно небольшие месторождения (OHM); 5) местороздекяя ГвипэЗслого Цата (Серро-ду-Нончо, Щпъ), поздний археП - рятгаЛ протерозой (Серия Лглпл); 43,G х 1С6 т Мп (0,52> 1,-Ш); G-9) OÎL'-f; ГО) Месторогленао йздахя-гн, ьапяглиП Грякгпп?нд, Айшя, равна! пгэге?огч1 (Трчч--

Шальскшх Cyaepi'pynua), 5U¿S,3 >. Iuu г liii (77,Üú% utC); Ii-iDj ülILl; IG) Уеаторсждишю йоанда, Габон, Западная Африка, раниьй Hporópoaofi (Серия фраисвалль); 96,b х. íü° т иь (I,4£f¿ ;.ЬС); IV-23) üiü; 24) ийсторовденас Шрро-ду-УрукХ'". Бразалил, iceutípat-ордовак; 27,3 i 10° т ш (0,42^ ШО); иеотсрсздшше Уаивское, Кузнацкай Алатау, СССР, равны! каыбрип, '¿tí х 10 т 1ш (ü,43i 26) Каршйльскои и другие ыосгороддюлиа, Цшприлышй iiasaiüi-uu, ёаиви, поздний дииин; Ш,0 х I06 v кш (I,ó4;i- ИХ*); 27-30) 0Ш4; 31) Цйотороадыши Нолонго, Шксика, кш-шрийокий век, поздняя ара (Форшцал Тиши); 523 х JQb т Uu (l¡,ü3;J UaC); 32) йестороад ияо Jpyi' Э'зшщт, Австралии, ши<$, ришиш и«л; 152,9 10° % ш' (2,34£ШС;; 33-33) Uiü; Зэ-37) Uuüroj.o^uiiui Никопольскойt UoJit щз-Токиакское, Чпатурекой, СССР, ринний одщ-оцен; 365 х 10е т Цц {6,W¿ ШС). iJupoBua i-anaüu в г-лалли.; ьиоп.роэдышя суши (архьй - голоцен): 6SIÍ2.2 X 10' т Un. Uu-ма конкрощш, коржи Парового океана (иисцеи-голоцои): Iü" т Uu. Uii-i'ü цитадлоносние осадка Шрового океана (оредндл юра - голоцин): Ь х IC12 т ш.

Ассоциации пород Q.OJнации). I. иртокшрцлтово-х'лауконнтовс, 1'лцпастая; 2. кслбзаошх шц'лдоов: а) ьор„;алыю-цсадочные, О) гндрзатйриальни-осадочиыз; 3. цавьитняк^во-долоштовш:; 4. черни¿ (углеродистых) сланцев: a) ivuiiiaui-o-Tappaiишии, б)глшщсто-кар-бонапна; 5, глубоко иодширдазавемви* ш-рудаих отлоа&шШ (тои-ди-ш, квалузпш а т.д.): драшаи зивашлиити ¿анарозойских ассоциаций, наиршер, оряоишрцатони-1даукишп'оюгаэдшистсШ; 6, гру ппа вулшюшшо-ос-адочнш; ассоциаций поррарового рада: гадроте-рШАШо-осадочниа и^сторхлдииш, связанные с киолии (раодатовиц) вулканазиои; 7. грушш вудкавогенно-иоадочаил ьосоццаций зелено-каивыного ряда: гадротерйальио-осадо'иша иастороаденля, связац-ццо с освошим н средний вулкшшьиш; ь. ньаачалыю седиыентаци-оняыв ассоциации о глубокий нало,шшец относительно поздних вн-зоташих íiBJjüiiiiií: аоци окцопенин, кори шь-'л'р^ьашш, карстооб-рааовшшд (шяряшир, llcyya, Гана, ílocruacdypr, Шсая /«Фрака, l\<yi 9£мащ'гш GüEtipiiSH Австралия); 9. конкреции, корка, оксц-

гидроксидни-э осадки Шров.< о океана; 10-13. уектоничиикая иоза-цая (tan бассейна садшлентации): 10. Ыаог-ег.сшиу'пналпшо (краевые oacuüfiiijj, частияаи ацдуП)Ш& с&.:ивЬш), II. Звгеосциоииа-лишй (бассейны ост^зовг.дл'гашл !.=6лйог«-Й с нкгивнш енродннгоы а ь. лкаьпаиои), илатгирниши»' (ьаутр^н Нь-: ^тма-н^инннталыша fiao oeíhiu, «a íi|-«iiiiu¿, «leiumumcsu нигптг ii»,«r., kjат.ишх).

13. авлакогонн, эпигсонтинентвльшо бассейны, развитие на субпла-Тфор[»9Н!ШХ плопадях С псвотэнной тектонической активностью, активизированные гтипалеозоНогше штфэрм, типа авланогенов, оре-лпннне тгассивч, поболите древние илогфорш, нроепыга прогиби на древнем платформенном основании.

2. Средний-ранний тл - Маастрихт (IDS,0-66,6 млн.лет); для Северо-Запада Тихого океана поздний альб - Маастрихт. Содимэн-тапия преимущественно в открытом океанском топловом бассейне; накопление карбонатных и в меньшей степени глинистых осадков, прогрессивное расииренио и углубленна бассейна. Для этого этапа тп-пичнн сравнительно пгодолллтедьниа интервалы развития стапшро-ванчнх оботановок, в которых аккупулпровзлисъ богатыэ Сорг осадки (тлпа чзрннх сланцев); воды таких бассейнов отличались весьма внсокигга концентрациями растворенного lin (Schlanger and jen-kyns, 1976; Bchlanger, 1386; Schlanger et al., IS86). Характерам зрозяонныв перерыта на гзгшгпшх гоохроноло* паских уровнях, 'в связи о изменениями пялеоокешюграфэтеоких у о ловиВ циркуляции водных масс;га эрозионных повэрягостях откечзвтся Накопления Ш-Fe оксигядрокслдоя, нередко фосфатов. Лекальные стагнировэн-ннв бассоЯни с бескяслор<\шя?м режимом являлись резервуарами, в которнх чмпло место пу^пстрочноо oöorartGima растворенным Ип. Ак-ку'тпчгоряпннй таким .образом Нл мог осавдаться в окешых бассейнах в екзелптвлгянг, ?ор«ао аэрируемых обстаионках; при изменена пчлеооксансгрзишчосг.их условий циркуляции водных тласс. Татч'м r-i'f-ттзн, природа п рссмя накопления богатнх органпчеекпм углеродом, эквивалентов черных сланцев, в известной мэре норед-тсо контролируют обгэзошизч марганцевых руд в юрское я, главны?« образ от«, в головое вро^я (поздявртрскоа нвстороадеипс Мп,Полонго, Нвксягэ, Oklfca eb я1., 1Э06; ~> " я сенонано-туропский меогсргглсияя района Пдани, ;Лорокко, Thein, I9S0). Полученная при изучении материалов по Мчгдународной Програгае Глубоководного океанского бурения информация (ЗоЫяпкег and Jenkjnn, 1976; •/arsnfcaov et al., 1981(1.2); Sclilanger, 1986) свидетельствует, что богатые органическим углеродом отлоаэния Тихого океана отличается сравнительно малой погщгостью я пх аккуттуляцяя проясходила в течение нескольких тисяч лет. Наибольшим развитием пользуется мзловно "ч<зрнослакцовне" осадки, накяплипявшеся в янтср-

- Go -

гаде m lüü до bû wúi.Jinv a'ûtii' яаьад (Оаррсм-сатоя) на глуои нах совремешюго океана 3üü-2üuj m, иремцушьстбшшо олиз скло нов всеисшташх поднятий, например, поднятия Хесса (Vareatsov I9ÜI (1,2); Varenteov et til., I9bl (I)). Установлено, что при дошша океанские тачания ьггого времени были сравнительно вяли Ш1 с температурой вода до 15°С. йодергшнио кислорода в таких црцдошшх ьодах (0-3, Ь ил/л) Сило значительно Нине, чей в цх современных эквавадаитах (2-6 lui/л) (Schlänget and JtmUjua, I97G; beiger, I9bX; Savia, Ib¡32; Scliackletou, 19Б6). Подобная леогаогри^аческаа обслшэька явилась следствием высокого лоло, НИД урсвг : моря того времьиа (¡ЗсЫыойы et ai., I9BÏ; ¿cblang. I9WJ). Таким образом, в цьлоы палеогеографические а гоохимиче« кие условия целевого периода были сравнительно пало благонршг iííüw для широкого, пассированного формирования im-b'e оксигиде кевдшх конг.реций ц корок в Царовом океана (tíl&sby, I97d, 19 Ы Баренцев и др., I9B4; Левин, Варенцов ¡I др., 1Э87).

3. йааотрихт-еоцйн (ôg,ov57,û млн.лот). Перерыв в сединой: циа широкого регионального масштаба.

4. боцьи-голодии (67,U мли.лот - иовреишшооть). Характер! садимся^тацаи оаогшших карсонатных и кремнистых цдов, мирокоь развитии эрозмошшх иерорывоа, сопровождаемых накопленном оот, точных и аутмгешшх продуктов, главный образом ш-Уе оксигидр' кондов. Главные орскшошшь перерывы рассматриваемого oïaua пц робко ооиуьдались кышо (ou. I.3.¿.I). íucкрытые пролива Дрейк ьа границе олагоцыш-ыаоцеиа привело к втор^наы Антарктичеок. вод ь солее северный районы ¡.тревоги о,шана и резко -изминало глооальнуе систему оьсаискм- течений, что вызвало подъем Крит чес;юй глуошш карбонатной кокгшнейции, интенсивное развитие звонит явлений и рормированма ыи-еь океипщроксцдных конкрец корок. Общая O-'jIUi oK6ant!Koiä циркуляции згого времени близка CObpfcLtóUHOíJ,

О bjayuii'öcöi iivüiü/iuri/ítaHcaoi ншшшшиан Lu в Шровом окь овидги-адьствуш следующие данные : в глуоиководтя осадках Пир вою океана ^аллшеио.и \ iül4 t .»•«, а ь глубоков-чцшк кошере я/. - около Д)1' ï 1ш (Wcdcpoitl, ISlsú (i;)), чти существенно вревивает нслмвйиш эд-сч-и tm-nj-.hu ь-х ьсих дестрььдоиапг суп от ацхел до ^ожшыш: ü,c4 1й*и г \ь С 1ъ Kouu¿ *х «а,,¡ВЫ

ûlobt j, lihxO U í;fHM ai!.'uiüi: uitj1'lií'ii, ис-Ли^ИИу 110 СраШ^ШШ О С

äiuua киличиоткчм tíi в :i I.u'r> ï ь.и (t-eu-lrfi, н;?).

В эоцен-гокоценовый этан происходит нмшнвотнов в прошлые геологические апохч глобаль?1ое, экстеноявноз формирование ufa-Fe гуд в Мировом океане.

О соотношении процессов формирования металлоносных осадков

п оксигндроксядных конкреций, корок в геохимической истории седиментации Мирового океана

Ывталлояосннб осадки. В осадочной толиэ мезозоя-кайнозоя Мя-рсвого океана широко развиты металлоносные отложения - характерные гидротермальные образования приосевнх зон. Мощность, размер, состав таких гидротермальных накоплений связаны с геолого-геофпзическнмп особенностями активной зоны: распределением геотермических аномалий, соотношения мантийных, магматических масо (диапиров, камер и др.), структурой разломов, как гидротермальных каналов, скоростью спредашгэ, спецификой циркуляции флюидов и наличием благоприятных условий для аккумуляции гидротермальных отложений. Среди рассматриваемых осадков выделяется несколько групп, различающихся по составу, масштабам рудоносностя и условиям формирования (Ечрбпцов, I960; Взренцов я др., 1984, I9R9; Thompson, 1983; Tarentsov et al., 1983; leinen et al., 1986; Embley and Jonaseon, 1988; Левин, Варенцов И др., 1987; Bona, I9f>7, 1988; Бутузова, IS89).

1. Отлотанвя сульфидов тяжелых металлов, связанное о деятельностью высокотемпературных гидротерм (впадиш Красного моря, накопления полиметаллических сульфидов в области Всоточно-Тихо-океенокого подпягяя, в частности, в зоне Галапагосского Рифта,

п рщ'Ине 21° с.и., Средшпго-Атлэптичвского хребта и др.).

2. Цязялнте накопления Tta-Fe ожоагидроксидов, в меньшей маре - сульфидов тяжелых металлов, ээлогяшлх на измененных базальта.? яторого сейсмического слоя (фундамента) и перекрытие осадочном чехлом. К ним принадлежат также корковидные накопления

на поверхности бээальтоп рггптоиге долин, разлоганх зон и другие осадки, образующиеся близ гидротермальных источников.

3. ilpn широкомасштабном мзесировлгаюм развитии в рассмотренных рнио (см. п/п I) осадках относительно низкотемпературные образования могут быть выделены в самостоятельный тип. Такие металлоносные осадки слагают, возвтоегшоста типа гидротермальных холмов и хребтовядных поднятий пли накапливается в сопредельных с-¡дпменттреншк: тиядипях лряспого иорч, в Юго-Ряш».".-

uüíí иатц.ика. pauií6i4wkufc iu эквивалент известны ь рождении Урлут, Венгрии ü сиекних районах Альпийской зоны (Vac ateov et ai., -|уш). |]рцшрои таких отлохений uoüüt служить образования, в^крнгиа оурЕшшм в района ^йлаиагосского Радта (Уь-renteov et al,, 19ьЗ), нредс гашеивыа eüлини..ы глинаии (cueií£Hi¡ слошшя ¿asa нснтронит-селидонцт) и to» оксагидроксидаш (тсдо-рокнт, берноиоич).

4. ¡Ласой ш-íe сш1Г1др01хцдоь и асйоцннруадих кошкшиагов, аккуиудирущахоя в седшдигездионшк впадинах с сети, разломай* зон, иаирццер ыадини, сиеыни о Восгечно-'Ги^оокеанскш подия-vaeu: leoc- , Eayapa, р г'акза наболыше бассейны на флангах Срв-динно-Атлантичесного хребта (Varonteov, 19V6).

5. Осадки, ннкшииьашйбея на некоторой удалении от осаьи^ аон, ь значительной ьвра рагсаьлешше баогеннш.ш и кластогешш -ш ьатэр^адаш) 1Варенцоь, liírO; Vaie^tbov, I9ai(i,2), -\эы-, Уь reiitsoT et al., 19Ы('| ,2}).

Kci^Kpüü.un и кориц. GoHobtuu боцвкч-ы Гбохоша нроде&я.ь ¡¿оршрования этих отлокенпл рассмотрена ваша (си, Раздел 1.3.). Вахно нрдчб^шуа'ь, что б сравши-альпо большой литературе о роли гихрртерцадпшх процессов ь Уцроьои океане имеется краше tiu ло оценок количеств Ц»„в шталлоносннх осадках и корках.Приводится величина 5 х т Ш (bosti-bü a¡¡d Kmiseiidoxi, IteG), что на порядок шше, чип в 1-лубокоаодних конкрециях - 11)^ т üu («eaept/iil, J9uú(2)), ряд авторов считает, что 9Un, иостуиа1и~ цего из гадротерцадышх источников, захорсияется в виде металлоносных осадков (Backer and íclieicr, PjíjG; BafltüSm еш-Д Питья dorl, 1Уь6; Backet and lange, H>fc¡?; bcutt, IbdY). llpjl атоы В tío-льшлстьа расистов цренабрегается нцзкатешшратурним, гальииро-литическаы вщолачиваниьи из базальтошх пород и клаотичаскщ отлошзнаИ, несцотрл на иасмабнооть зтнх процессов и ах влоглш йначигвльний вклад в оощай саланс Ыы ь океана (V&i-ebtsu^,

Подсчитано (Collier ьпа ьйдюлй, 19«4), чти шлеогся H04Vii точное соответствие и£шду колнчеств^цй ыи, постушодого в океан я - расходуемого на ¿орироь&ние глубоководник КОШФ«ЦИЙ и осадное I! ЧТО toi, ПрйВНОСНШЛ! ИЗ rüI'J-:.'i6.'U-J.4bHüjí ИСТОЧНИКОВ, ilOKpU-

«аат líuiTJi всего иоставянеиого йа ь океапи. Ь работе ¿.ll.i.u снцана и др. (iytói) роль гидритчзр'Иально!о иск/н-.ака расным-рнеа ется как цошнаруьдая. Учншвьн вг->.са&п>г;чь сшч йохшаичг:».*к(»

- С9 -

трансформаций, ьгадачая явления рецикляпга (Ь-чясИпк апл Вгчит-л, 1987), можно прийти к отводт, о ведущей ролй гидротермальных п гяльшролптическлх процессов в №х рудонакоплеттп океана.

И.2. Геохимическая эволщия и Мп-*в рудообразовчнпя в геологической исторПя

Анализ условий формирования ш залежей в история развития земной корн позволяет наметить основные положения эвопвцял рудного процесса от архея до современности (Варенцов, 1962; Баренцев и др., 1984; Левин, Варенцо? и др., 1987; С1пвЪу, 1978, 1988$ Иоу, 1981, 1988).

В архео (древнео 2800 млн.лот) оотсные 15? руда Железорудной Группы Индии; родохрозитоше, 1сутиаторитоше накопления углерод-содеретщей серии Риу-дас-Вельдс, Бразилия и подобные (формации других регионов накапливались в мелководных бассейнах (см. ряс Л Г).

В протерозое (2600-570 "млд.лет) Кп концентрировался в бео-карбонатных , кремнисто-карбонатных, времнпсто-келезистнх и карбонатных осадках, нередко преобразованных в гондитн, кголузпты, эвллзиты, итабирлты, днеопелиты п мрамора, а также в ассоциирующих с основными вулканитами отяохониях. Обнаруживается постоянный парагянез'.с различными типами келозорудинх а углеродистых формаций. Рудообразсваяие происходило и протогеосинклиняльннх бассейнах, заложенных па архейском основании; оно известно как в зонах, сходных о эйгеосинклпналъними, так я в зонах, близких к мчогзоспяклинальннм фанерозоя. Достоверные свидетельства о ш-ргэнцерудннх отлотгениях в крупных глубоководных бассейнах отсутствуют. Прпведоиннэ положения не изменились в свете педашо по-ядиотяхся данных о грандиозных накоплениях № в рапнепротерозой-ской Трянсваальской Супергруппе (2500-2239 млн.лет), район Три-Квалопд Воет, прогтптея ¿Сялэхпрп, Пчпзч Африка. к*» залегп зтего района переслаивается с Рв-рудяь™ и сменятся вверх по разрез;/ доломитами. Рудоносные отло&анпя аккумулпровалпсь в бассейне, заложенном па Кя а два а ль о ком кротоне. Поставка рудпых компенен-тов осуществлялась главным образом из гидротермальных псточпи-ков, ассоциирующих с ношгой серией пзллоу-лав. руды представлены брэунитом, кутпагорятои и марганцевым кальцитом. В районе разведано (1337 сшжпн) »пчп.-гум 13613 млн. тонн руд с содор-ч-рпг„ 1Ъ 2СС. Вндалчотоя 20-м пласт, в котором заключено 400 гг.г. т 'пули с концснтр-аил-П ЗЬ>' М» (£«к*еа, Г9СЗ; 19ВЭ; Л&гя ч~.о в я^ягает:! '^агп>атп схс'пт-зп-рзр.-вгг

- ?u -

bü&>,3 iuu.t ftu (i»«> íoaug et ai., IQá4; Glabüy, lado), a o Ui количество cücaaBU'i' 95,рудах докыыдрш иди 78,ь% Mapoi ьааасов Иь руд на суша от архш до голоцана (си. рис. II). И то!) ие даиеа, ьна читальная часть Ш поставлявшегося гмдротери ии в этот р^нненротерюгойскай бассейн седиментации в ьесыш с ршдачшшоа шр& сыэдвалось в яизковаленгние (брауащ'овые) щ оцдц и диагшштичаскпс} карбонатша руда и рассеивалось в вод-tícii tojiiuü, tiощмл1Ау ó'u.ííepüamiá кислорода в атмосфера того ар ишщ поставляла iipiiü.jpuo одну сотуи часть от соврешвнаго эя. Чи.ШН. ,

Н полирам, (Ь'/и-ази ыдл.лчт) Формировались, главный обра; ü» wiib^t щмтотто-оои^оши (йазальтсиадда.) формаций. Ь, ci-ít-íLuiiiui ншшшишшась в ьвгиийишшишдышх риул'овш басськ ши, в у^оьалл; oti üj;ji нацм ¡«и'лусю};овс.щш.х дапроссин (Llarui Toi'upuiaiil uHiijCiijiiopH'í) ирн ш.сьип активной водводном вулкана: tJú. ¡jtf'üoiiu'riiwj Улииа&л-о а Улутелдкокого типов аккуыул! |)obuü»iot л upuu.mtiJUtui ыал^сиводных, аоотватствешю островод; Иом (эвш<кшшс.шад«пш) и чдеч'Фориешом аванорцтовои бассай-иа^. Ч-аыиискно шц>йч'вр)йальнй-осадонвие ин рудц, ассоцаирущ; с бааадьгоьш нулкаильиоц Цшнрдльного Казахстана (сталио 3Ü0 или-т), накапливалась в рилтигаиноы оаисеЙш, заложенной на . оолидированкил складчатой адшцалеозойскоы основании (си.рис..

В цаьоаоь (23U-fia ылл. лай1) ,исшьо восьиа «еоолыиах Uu ыи тиролдышЦ изььотияковз-долонш'оьой ^ориацвв Северной Афрвки нраиочаюльна фордшрывгнша шьсрецнА и шталлоносшх осадков цышнчасши сботшвках рыший юри - иола (ираавые ucptii Тет си, Авиийски-Оридвйбшоыорокип равной, о^-в 'Гшдор, Püi-и, Инд Нсьия). Basaio поцчаркнугь, в средней юра вроизошал раско cyuapiíoHuaiuii-a, цраьадицй к началу образования оовршшших авиь.

- üuBiicfclofaiíOH'fb) . В конца налэогоаа но ccBtpiioü нарцЬериц Наратетаса в уоловдяи поре ко ü литорали аальра ^срцйровалась крушэйыцо Ыо месторождения (Варнвншздй рейса Ьоагв{щв, w >'s,;p-íia¡üi, '¿шшднуя рруаая, полуостров Ьаш «аь.). Ьдиаки, рссцспри на иришалицуи эначинииуь указаниях ь лирллеййй, cjutidpiitoJ зонами a ши Un или.* Uuj epaj

íiujsw.mUi в j-t ..и.я-вческ--)й Uf'T,)pua uv количества

% г.'» да- «и: c.'jUb. v.u. ¡ a-. 11)

Начало образования глубоководных Ып-Fe конкреций связано, главным образом, о границей палеогена и неогена, когда в результате раскрытия пролива Дрейка произошло массированное вторжение Антарктических вод в белее северяне районы. Развитие Мирового океана, проявлявшееся в его растрепли, углублении, сопровождавшихся эндогенной активностью осевых зон, привело к неизвестному по масштабам в истории Земли марганцерудонакошю-нив: Ю11 тоня Ufa в форме конкреций, корок и 5 х 10 т Никак металлоносных осадков (Wedepohl, 1980(2); Boatron and Kun~ zendorf, -1986).

ЗАЩИЩАЕМЫЕ 1Ш0Ш31Я

I. На основании литолого-геохишческого изучения формирования i&i-Fe оксигздроксидгшх корок, конкреций и металлоноо-ных осадков в современных бассейнах (озера,■ внутренние моря, Мировой океан) разработана геохимическая модель процесса образования марганцевых, железомарганцевых руд.

Главная роль в процесса аккумуляции огссигидронсидиых фаз Кп, Fe и ассоциирующих переходных, редких и редкоземельных элементов принадлежит процессам гидролитического осаждения, сопровозщаемш, как правило, автокаталитичесшта окв-слением. ' •

При формировании Un, Ре корок и конкреций важнейшее значение имеют явления сорбционного взаимодействия компопентсо-держащих растворов (придонная вода, ялоэне растворы) с активными поверхностями.

При аккумуляция окслгидроксидннх металлоносных осадаоп главное место занимают реакции гидролитического осаждения (с автокаталитическии окислением), протекащзе в объеме раствора .

Широкое развитие млкробактвриалышх явлений резко продотирует кинетику аккумуляции, окисления и рассматривается как проявление биокаталитичесгсих процессов.

В восстановительных условиях диагенеза, режимах кислородного минимума или стагнации, при наличия эквивалентных количеств карбонатного, оульфадного, силикатного иерв могут фор-

шрошться соответствующие соединенна марганца, железа и ассоциирующих металлов.

2. В результате экспериментальных исследований, моделируй mux формирование 1ы-г<з полишталллчешсих корковидных нарастаний, конкреций, изучен многостадийный механизм процесса. 1-я стадия: аонний оамьи, физическая сорбция. 2-я стадия: гидроли ■ ц'ичэскоо осаздаше о автокаталитичаским накоплением (окислением)» формованием окаигадроксидных даз переходных металлов. 3-я стадия: дагидратация, раскристаллизация аморфного или структурно неупорядоченного оксигадроксидного материала, его дальнейшие г ордофданое окиолашш и структурный трансформации, кон солидация для последующи актов (циклов) взаимодействия. Развитие каздой на этих стадий контролируется физико-химическими, кинетическими параметрами; режимом рЦ.ЕЬ, концентрацией, формой нахождения аккумулируешь элементов в растворе, соотавом, содержанием макроаонов, структурными характеристиками раствора фонового электролита (прародина, илоше воды бассейнов различного типа).

3. Данная ыодель непротиворечиво объясняет главные особенности образования ш руд в бассейнах геологического прошлого, Шл8сте с геи, геохимическая сущность модели мозкат бить использована ддя ношшашя процессов формирования марганцевцх руд,

, цолооредствешо не сьязашшх с седшдентациошыми баесеШшш. flaupuuep, ш., lSu-ie накоплении в различных тинах кор ввдетриаи Ш1Я (включая карст), хильши, аифальтрацаошшх залеках.

4. В геологичаской истории развития континентального йлокг Земли ьшшшнц главные чарты зуолюции формирования марганцевые аалезошршнцввих руд. В докембрии, палеозое преобладают ГВД-ротаршдьло-осадоч1ше кемв&оциугащашэ, в меньшой мэре - марганцевый кистородденин, нанаиливашиеся в относительно ыадков:. uhux интракратоннмх бассейнах. В мезозое, кайнозое широкое pat ■sua и илу ниш круимаииша осадочшш накопления шрганцавцх руд i 0{jCCti£lUas ШеЛЬфОВОГО '¡ШШ с икэогишшм источником рудного ва-цасгва u мвщироздацив, связанный о осваточными, ивраотлоюиш uj Kapci£ij вииэдишшш*. Как правило, большинство круиних меси рохц-лиа iitoi'O tii'tipnuiH «^ормаревшкэдь ьидидотшш процессов

экзогенного.обогащения изначально относительно бедных ПОКОЛЕНИЙ.

5. В геохиттической истории псстсрадпегрсиой содгочептатшп îh рового океана ввделяятся три главных этапа, с которыми ся'^рн" определенные типы Нп рудообразовэния: I. ПротоокеапскпЯ; II. Па -реходний; Ш. Собственпо океанский. В течение протооксанокого этапа при образования повой океанской корн происходит пассированное накопление металлоносных Kn-Fe осадков. Для переходного "-тапа, охватывающего в современном Мировом океане интервал от ла до палеоцена, формировались, главным образом, металлоносные осадки осевых зон спрединга, тогда как аккумуляция корковых и конкреционных Mn-ïe онсигидроксндпнх накоплений мало характерна В течение собственно океанского этапа, главным образом с копия палеогена, вследствие существенного сокращения скоростей опре-дпяга л связанным с этим ослаблением тепличного эффекта, развитием оледенений, широким распространение» ойоигонпзпровпнкпх придонных антарктических вод.и установлением современной глобз-чмгсЯ систеш течений, формируются грандиозные залеял т:оряов*х, ^""креционпых fta-Pe накоплений.

Автором по теме диссертации опубликовано более 182 работ. Основными из них являются (01):

I. Варенцов И.if. Некоторые Еопрооы геохимии Усинского мзргакпо-вого месторождения (Кузнецкий Алатау). Докл. АН СССР, I9SI, т. 138, 5, С. И75-И78. Z. Варенцов И.¡Л. О геохимии Усинского марганцового месторождения в Кузнецкой Алатау. В кн. : Осадочные руды келозп и мар-гагша. М. Лзд-во Ail CCCF, I9B2 (Тр. 1Ш All СССР, еш. 70). 0. 28-64.

3. Варенцов иИ.М. 0 главнейших маргапцепосннх формация. В кп.:

Осадочные руда железа и марганца. 1,5. Иэд-во Ali CCCF, I9G2 (Тр. ШН АН СССР, вып. 70). С. II9-I73.

4. Варенцов И.М. 0 распределения ito, Ре, Р, С02 и со?пч в ола-

гонене Юяло-Украпнского мзрганцерудного бассейна. Дом. АН СССР, 1962, т. 147, » 3. С. 703-70S. ij. Варенцов И.М. К геохимия олигоцека Екно-Украинского мзргяп-цер-'дного бассейна. В кн.: Геохимия осадочных месторо«.".*.-ниГгаргаща. М. Изд-во All СССР, 1963 (Тр. Ш АН СССР,

pun. 97). С. 73-К4.

с. Баренцев П.Ц. К позиашю условии образования Ццкоиолхскоги и другая месторождении шю-Украинского иаргавдерудаого бl сапна. .Литология и нолезше ископаемые. 1964, Jí I. С. 2ü--í

7. Vureiitaov 1.Ц. Suclititmtary ш&хщивеае ores, ¿usterdam et al. Klauvier tubl. Co., -ly&i. 119 P>

ti. Вареацов II.U. 11адеогео1'рифичвохсад карга размещения иарг&цщ ьш. маете рознит; It в оядгоцене юга Европейской территории СССР и обшшителыная записка к ней. Атлас палеогеографи-чеокла карт СССР иод ред.акад. A.ií.Виноградова, секция «b¡ но иолааиии иишщеши иод ред.акад. В.II.Смирнова. U. I9GC

9. Ьирыщ'в И.У., Базилехкилн 14.С., Бедова И.В., Семенова М.Г.

Ооооеииоога распределения Hi, Cu, V, Ог в рудах а виешдАА! oíлощениях йанб-Украшнжого шрганцерудиога бассейна. В ia йарханцовиа местероэденан СССР. Ы., Наука, 1967, С. I?S-Ii

10. Страхов I1.U., Вареацов И. Li., ¿чадшенко В.В., Тихомирова L Штереиберг Ji.E. К иизнышм механизма иарганцвворудного нр< цесса (на up«iuapu а/Ш1'оц«ноьых руд юга СССР). В кн.: Üapr¡ цеаые меитороадешш СССР. U., Наука, 1367. С. 34-56.

it, Варонцса II.Ы., Стананец Ы.11, йкоцеримантн ао моделирование процессов выщелачивания марганца морской водой из вулкана1 скцх материалов «шовного состава. Докл. АН СССР, 1970, г I9Ü, U 3. С. 679-4Ж.

12, Баренцев ü.li. Изучение выщелачивании марганца при взаицид отьцu осшыш*. вулкышчаоких материалов с морской водой.

ологин Руднцх Цесторшмизний, 1970, li 3. Q, 93-'Н>).

13, Vaieüttíoy l.M, üa the leactilug ut mafigabetie in tha eoatao inteiactici) oi basic vplcat4c uaterials witb sea water. Ь liíuluts (icol. Japan, Брьо, leaufe, 1971, 3. Р. ЧЬ6-4У5 (í\ru iu. - laüül) ucíétliu vo. JiiSUp vpl. ) •

i-i. Варчнцов li.U. 0 главна* tícusttíax формирования а.едмао~ийрг Htjbuí руд в савре1;ен1шх бассейнах. В кн.: Иннеральше иие I>CKj,«i»uti. jU:KtaWJ Советских геологов. Ыоздудароданй Гиоло гачьикай конгресс, Jü£[V оесиия, Проблема 4. Ц,, Наука, 19 С. Ibú-IVa.

if,. V&rectfcci 1.Ы. Uu tt<c wdJi» »üiiec^B of formation of ferrot t'a«.c£ie otsí! )Jj ílet-cuV btuiiu!. lujeiiifitiond 1 übuiogical Oí 'r»ci.ij-l?i¡uí StBrtiui». Set'tiim , íiiiioral ltei><juítu, i ¿tlísl, \i"r . X . r'j1, '! Г.,

JR. Varentsov 1.Ц. Geocheraicol Dtudie3 on the forraation of iron-manganese nodules arid crusts in Bècerit Bnutna. 1. fJningi-I.n mpi bake, Central Karelia. Acta liineralofiica-Fpfcrograpbicà, vol. И, T). 2, Donnel Foster Hewett Menorinl volurao, Зг»ве4, Hungaria, 1972. P. 3SJ-381.

17. Дубинина Г.А., Варспцов iï.fi., Грейсер Е.Л., Сгрлвинскяч ЕЛ. Геохлмпчебкле л мпкробиологачвсйяп аспектн поступления коле -за a марганца в озеро Красное (Пуинус-Лрвп), КярельокпЯ перешеек. В кн.: Геохимическая деятельность ткрооргаяпзиов в водоемах и месторождениях полезных азкопаешп:. Нп-т Микробиологии АН СССР. НаучннЗ совет по Проблемам Фпзяологяя я биохимии микроорганизмов АН СССР, M. 1973. С. 216-218.

ГВ. Varentsov 1.Ц., Pronina K.V. On the stud^ of mechanisBa of Aron-manganeae ore formation in Recent tasins: The expori-nental data on nickel and cobalt. Mineraliua Depooita, 1975. vol. 0, H«2. Î. 161-173-

ПК Варенцов И.M. К изучению формирования зг.0лезо-!.тарганцевю: по-тсрещтй и корковидных образовэялй в совремеяннх водоем,ix. В кн.: t-î! .'."егда^ародкый Геойкгаческий Конгресс, СССР. Москва, 20-25 июля 1971, т. 4, кн. 2, Осадочные процессы. и. 1973. С. 24-37,

20. Пронина JI.B., Баренцев Й.М., Спакторова Л.В., Снекторов К.В., Овсянникова М.И. Изучение поглощения никеля и кобальта (биогенные форш) из морской воды природншля гидроокнолзг.га желта и марганца. Геохимия. 1973. .№ 6. С. 876-836. Поонина Н.В., Варенцов И.М. О слециЬяке поглощения нпкеля а кобальта лз морской води природными гкдроокледамя железа п месгяпот. Лог-л. АН СССР. 1973, т. 210, Л 4. С. 944-947.

И", Varerteev I.?«. fleechenicsl sspectn of formation of ferrcnan-ganese ores in shelf reglоря of Becent seas, icta Mjneralo-gica-Petroçraphica, Sr.egftd, Hungary, 1975, vol. XXX, 1Ы. P. 11-1-153.

ЯЗ. Баренцев И.M., Рахмянов В,И. Маогороадвнля марганца. В кн.:

Гудпне шеторежденяя СССР, г. I. М., Нздра, 1974. С. 109-16/24. Vnrentsov I.M. Comparative characteristics of the processes of formation of iron-manganese ores in ¡Recent shelf seas. In: Theme 9, Jm sod-imentnJosie et la géologie économique, 1ез gisaents sedinentares. ГХ-me Congres Internationale da SsdJiwntologie, lîice, 1975. F. 97-1|>'<-.

Еарсшдоа 11-Li., Бдакчшшш А.И., Сгаианец М.Н., лубчинко Ц.и Калакша il.A., Шурыгииа E.B. ^охамическаа специфика (¿оры ровання копкрадий в Pato кои заливе и Гдакьоко-Клашедокоц районе Балтийского моря. Б кн.: Проблема геологии шельфа. Id., Неука, 1975. 0. 178-Ш.

Баренцев И.Ц. 0 геохимических особенностях формирования ■ «и лозомарганцешх руд в озерах Центральной Карелии. В кн.; ( временное состояние учения о месторавдашт долезши тш ешх. 'Ташкент, "<ki¡i\ 13?Ь. U. 422-433.

¡¿7. Воронцов 11.Í.1,, Едаьчдыин A.li. Л&иаэо-маргаицавие конкрецш ГдавЕ.- в ни,; Оология Ба^тцИокого царя, Вилышс, изд-ш "Ikuccaau", 1S7G. С. ЗИП-Ж,

2U, Варощов 11.11. Геохимия переходных металлов в процессе ttupi рованид хедььо-марграцаьых руд в современных бассейнах. В кн.: йшаралыше ыотороадвшт. Докдадц Советских Геолого;

. Цыьдународаый Геологический Конгресс, ХХУ сессия. ¡4., Hay-lea, 1У76. С. 79-9о.

'¿Э. \ureutsov IitUologic-juiuoralogic studies ot the aeo4. tary depoaitp /гиш Hole 3^0, ШЮР Leg 36. Ju¡ l'alwani, li. Utíintsev Ü.B., et ul. , Initial Eeporte of the Deep Sea lina Project, vol. Washington (U.S. Government; Print} Office), I9?6. lit-120. !

ЙО. Вареацов H.lá. Процессы формировании железо-марганцевых ру, в современных шольфошх морях. В кн.: Проблемы современно литологии к с<;адмни.: полезных ископаемых. Новосибирск, "Наука", «но. отделение, IS77. С. 162-170.

31. Варишюв Я.М., Баакчиацш А.И. &здезо-маргащевив кешкрацц íiiJiOKOio задана. В кн.: Проблемы рудообразованкя. 1У-Й Су позаум ПАГОД (UüOt>), Варна, 1974, 'í. Ш, София, 1978. Q. 35-44.

С)2. Варвнцоа И,Ы,, фладчиишя АЛЬ, Оокодова Г.В, Региональный ьариами минерального состава жилезо-маргаицишх конкрецм jjopoi, iíiüiníipKüü мири. В кн.: "Коикрдцив и конкрециоиаыИ анализ". LI., Наука, LifV?, tí. Iüü-Jti7.

33, Ьа}:ь.ч1рь И. J,, Диг.оь ü.ii,, Ьькоан tí.В. tí модели фориаровс ifc-iui руд ь сонрекшших Oaccatía^i (;>коиврименти по оинте; Ойсгшх ie , tíi, Со на t'iSjtyf..-окислих кедооа). 1Ъох> Í\f¡'b, к Ь, 0, llj.i I 'll)

34. Verontsov 1.И., Rakbmanov V.P. Deposits of Manganese. lAt Smirnov V.I. (Ed.), Ore Deposits of the UBSE. Vol. I. London et al.. Pitman Publishing, 1977. P. 114-178.

,%. Varentsov I.M. The geochemistry of heavy metala in Upper Oenozoic Bailments near the creat of tha llid-Atlantlc nidge, Latitude 23* И, drilled on DGDP Leg 4-5. Ins Мэ1яоп 17.G. , Rat>ino'*itz P.D. et al., Initial fteport3 of the Deep Eea Drilling Project, vol. 4-5, ?fasi*Lngton (U.S. Government Printing Office), 1978. P. 523-347.

36. Варенцов И.М., Дриц В.А. Лиголого-минералоглческое изучен«? образований осадочного чехла по ожгокинв 350. В кн.: Результаты глубоководного океанского бурения в Атлантическом океане в 38-м рейсе "Гломара Челлендаера". Литология и петрография. М., Наука, 1979, С. 63-101. •

37. Варенцов И. П., Пронина Н.В. Изучение процессов поглощения нл-. келя, кобальта и других переходных металлов из морской йоды гидроокяслащ железа л марганца. В кн.: Взаимодействие меаду водой и дивны веществом. Труды Международного Симпозиума, Одесса, 6-10 октября 1975, т. I, II., Наука, 1979,

0. 65-71.

ЗУ. Varentsov I.M., Bnfcova H.V., Dikov lu.P., Gendler T.S., Gin vanoli R. On the model of fin, Je, Hi, Co ore forcation jri Recent Basins; Experiments with synthesis of Ый-Hjdrori lo phases on ftojO^.' Mineralium Depoaita, 1979, vol. 14. P, 281-296.

ЗЭ, Варенцов ИЛ!.. Металлоносные ооадо Северной Атлантики (геохимия, особенности формирования). В кн.: Морская геология, садимеитология, осадочная петрография и геология окоана. Международный Геологический Конгресс, JXTI сессия. Доклады Советских Геологов. М., .Недра, 1900, С. 29-42.

40. Varentsov I.M. rieoehemistry of transiton netals in the pro cesaes of Геггояял^апезе ore fornation in Hecent basins. In: Varentnov 1;Ы. and Grasselly Gy (Bda.), Geology and Geochemistry of Manganese, Vol. 1. Mineralogy, Geochemistry. Budapest. Publishing House of the Hungarian Acad. Sci. Joint edition with Schweizerbart'sche Verlaga-fcuchhandlung U'agele u. Ober.ailler). Stuttgart, 1930. P. 367-38?.

II, Varentsov I.II. and Iicikhnrmov V.P, liangnnese deposits of uk-

- Yu -

UtíSít (A üt¡viesy). Xu: Vartijtsov 1.Ы. aud Grasaellj ciy., ( Geology apd Geochemistry oí Manganese.. Vol. 2, Manganese Deposits Qa Coatiueata. Budapest. Publishing House of tii Hungarian Acad. ßci., Joint edition ^ith Bchweizerbartiso Verlu^iuctihaudluiiß (Hagele u. Obermiller), Stuttgart, 19<tO. P, '

Varentaov I.iif, DUtov "iu.P. and Вакоур U.V. On tija fc'ü-liu oí-« forautlad iu Süouat taalna: fcxperiments oa the Wüthuaiu of Vn, , tú, Cu hydroxiás phaaes on iron i¡yd roxiduM (y-üeCat). l»i» V¿u-««tuov l.U. and Graaaelly Gj. (itjology иЫ ífBOcliiiaiiüLry or Uan^aueefc. Vol. 3. Hangonbed cu uhu bottom ut Kücnit tiiiülna. Budapest. PublialUji^ Hou of the ÜiUi^örian Ao&ti. ßci., Joint udition with buvb'acUo Vuriüöiitiiullihtunuug (Nägele u. Oberailley), Bt t¿arl,', 4<Wü. Ь Vi-'t^u 4J. Ьарсшцов U.U., Ьюуиииш ii.ií,, Казишров Д.А., Коренева Jä Гендяер Т.О., /дащ^ь Г.Б., Градусов E.ll,, Чайкина H.Ü. адова Х.М,, Боляевп И.Ъ., Диннордозе Р.Л, Уеталдояишша дки Исландсдаро ллш-о, Северная Атлантика: геохниннейгйкз oóoiUiou'i'H форшровпния, Гаохшия, I9bQ, & 10. С.' J528-I5 •U. Шреидов U.U., Ьакова it,р., Диков Ю.И,, ГвндлерЛ'.С. К и 44 (рормироадная руд Ьш, it, til, Cu в современных paooeüü BKoiiepaiiutira но сцц^изу хвдроокасних фаз этих нмгзллов И x'iinpocnciiojüu täe. в jui.: лнгология на новой этаде развале геологических. ананий. Ы., ílayKa, I9BI.C. 270-3Ü2, ■ 4L¡. tfareutsiy IM,, fimofdev P.P, and iíateev U.A. Geocbemlc« iuecory oí yoet-Jucaeüic efcdiaentation i» the Ceutral tic (,'Baturn Pacific, Westurp llid-Pacific Jáounteiiiá, Dpaj>-8ep PrilUuá project, Sité 463. In« '.Thiede J., Valliec 5.L. ai., Ibltial fioport pí tbtí Deep Ьеа Drilling Project. Ve 6¿. «rabliiutfLcxi {U.S. áoveriiiaeub Printing Office), 1961, P. '/.-¡z-bwi.

jC, Varejiteov I.it., dattiiirpv b.i,, Ratecjy U.A.. and Choporoy Xu. Geüclicüical history of tbe post-Jurasaic afcdimeutatl in the Central liortíisbateru Partie, Hortharn Невя Rifle, lucí- tíb» Diiliiiit Project Bite ttW. luí Thiede J., fallí 'I.L. et ut., i ti ai Kepußta o^-tiió Itee¿i-aea Drilling Pj jevt, vcl, túí, touuliixtíttni i.Ü.6í0>i«eritiarut Prlnbiuft lift: t-ísl. i. v.'¡-, я |:>. ,

•17. Varentsov i.И. Geochemical history of post-Jurassic sedimentation in the Central Northwestern Pacific, Southern Неяз Ri-se, Peep Sea Drilling Project Site 465. lilt Thiede J., Valuer T.L. at el., Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, vol. 62, VInBhington (U.S. Governaenfc Printirg Offi ce), 1981, P. 819-832.

4P. Varentsov I.M. Geochemical history of post-Jurasaic sedimentation in the Central northwestern Pacific, Southern Пезз Rise, Deep Sea Drilling Project Site 466. Inj Thiede J., Valuer 5.L. et al., Initial Reporta of the Оёер Sea Drilling Project, vol. 62, Washington (U.S. Governiisnt Printing Office), 19S1. P. 833-845.

19, Варвнцов И.М. Месторождение марганца Грут Эйлапдт, Лвстралпя. Б кн.: Геология и геохимия марганца. 'fl. .Наука,1982. С.66-83.

30, Varentsov I.M. Groote Eylandt manganese oxide deposits, Australia. I. General Characteristics. Chemie der Erde. 1982, v. 'И. Р. 157-173.

"'I. Варенцов И.М. Геохимическая история п ос тюре кой седиментации в Северо-Восточной Атлантике. В кн.: Проблем» Литологии Мирового Океана.- Лятология и геохимия Атлантического океана. Труда Ш1 АН СССР, вш. 374. М., Наука, 1982. С. 47-02.

52- Varentsov 1.Й., Sakharov В.A., Drits V.A., Tolpursky Б.I.,Chr. -porov D.Ta. and Aleksandrova V.A. Hydrothermal deposits of th? Galapagos Rift Zofae, leg 70: Mineralogy and Geochemistry of major components. Inf Honnoroz J., Von Herzen П. et al., Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, vol. 70. Vlaobln gton (U.S.Government Printing Office), 1983- P. 235-268.

3. Varentsov I.M. Trace element geochemical history of the bate Kesozoic sedimentation in the Southwest Atlantic, Falkland Plateau, Sits 511. In: Ludwig Я.J., Kr&shenlnnikov V.A. et s]. Initial Reports of the Deep Ssa Drilling Project, vol.71, ТГч-shington (0.5.Government Printing Office), 130?. P. 591-407.

4. Varentsov I.M. Geochemical history of post-J'iddle Jurassic sedimentation in the Southwestern Atlantic Deep Sea Drilling Froject Leg 71: Ba, Sr ar,d najor components. In: Ludwig W.J., Krashenlnnlkov V.A. et al., Initial Reports of the Deep See Drilling Project, vol. 74, Washington (U.S. Oovernmsbt Printing Office), 19-J- P- ггт-t"42,

6b. Ьаааг iu.li., Yiixenteov 1.11. a»d Xermilov V.V. Volcanogejaiv; copper and zinc minerals ct Early-Cretaceoua deposits in the Central liarthuaetecn. Pacific, Deep Беа Drilling Project, befj 62, Cheuia der Erde, 1984, vol; 43. P. 129-13766. Варенцов H.tl.-, ЗаМцзкз Д.В., Пушлдна B.C. О рощ главных ионов ьюрехой вода в сорбции Си(П) гвдроокислаьщ марганца (а сиерш&нтальша даццца к цодехщ формирования конкреционных нолшеталдачеошп руд в ооврашшшх бвсое&шх). Докл. АН GGC 1984., ч. 277, & 2. С,- 476-479. 67, Tuuo-Joub П.Н., Варенцов И.Ц., Ренгартен II.В., Ратаев Ы.А., Боголюбе: а Ji.Il., Стукалова ¡I.E., Сахаров В.А., Елисеева ТД\ Проблеш литологии Шарового сшана. Шшералогия в гсохшця Атлантического океана, 11., Наука, 1984 (Труды Ш1 All CGGP, вин. 337), 190 о. Ьи. Тыиосри&в П.П., Варещов 11.Ц.. Ратаев 11.А,, Сахаров Б.А,, ' ?о-цоров Д.Я., Александрова В.А., Боголюбова Ji.II., Дрвц В,А., Ерзиеев В.В., Зологарав Е.П., Ршггартен Н.В., Щшурокв?! 0.1 Цробдеш вдтодогад Щрювото океана, Минералогия и гвохщцщ 'iuxoru океана. U,, Наука, BUS (Труда Ш1 АН ССОР, дац/ЗЭЙ] 221 а. - '

¿¿ь Варенцов ii.il., Зайцева I.B., Нутилшш B.C. ампарииентзльнш носАьдевашш рода главных цоноь морской вода в процессу поглощения Си(П) глдроокмолаш шрх'ашщ - к геохвшц форляров; нал иолаиа'х-аллияеоких конкреционных руд в совреыагиш ¿ас-сейш;!. Геогшмз, IS85, 1* 5. С, 710-722, cU, Varentoov 1.11,, £aitaeva LfV. and Putiliiia Qu the, geoc

miatry of nodular polyaetallic ore forniation in Becent ba~ eiii3i Experimental data cm tb$ role of major ions of esawa-ter in the proceaa of copper sorption bj aangaoase bydioxid Ch^uie der Ьх-de, 19Б5, vol. , ».3. P. 193-225. »ii. Jia'Jip li.ii., Варенцов И.Ц., Ершлов В.В. Раосеяннад «п-» ia-сц-, Z.K- ьпширадязация в пщротирьаальши ц пелагичбокшс ояв дшх uoiiu liiAaiuu occKox'o р«$та (70-й ребс- бурового судна ' "ljuuup чаллвадд.е!/').. г-.ианшя, i9bs, if '¿. с. j70-'i77. гЛ. Ьарзнца» U.U., Головин Д-Н. Царшщерое ыесюрождошнэ Х^ут иилхшдд, Сьвариад Авзграяая: U-Aj ssppaov крцптоцвланоадх Р/Д u а'лпяа-u lettsfcHca. Джд. АН Cqjj?,' j9b7, 294, » i. и. irua ¿ii/.

г-3. Ловля Л.Э., Баренцев Ü.M., Басгся1сош Д.К., Вирта Л.Н. Рудо-носпостъ осадочного 7пхг:а Тихого океана я ее опчзь со спра-дпнгои и вулканизмом. Гл л л. Моск. о-ва пойнт. прнродтг. Отд. геол. 1987, т. 64, № 4. С. 3-417.

(И. Варенцов U.M. Маргоицешо рудм. Горная Знциклоппдия, т. If, !i., Изд-во Советская Энциклопедия, 1987. С. 255-257. Зайцева Л.В., Варенцов И.М. К модели формирования иолиметп.--ллческях кошерещюшшх руд в соврененнпх öaccefmax: эгозпе-рголентельные данные о ролл главных ионов морской года (хло-рпдныз систеш) в нроцоссо сорбции Сц(П) на борнесепте (7Я ■-мп02). Геохимия, 1988, № 6. С. 679-691. Варенцов II.iL, Цутплина B.C., Зайцева JI.B. Изучение механизма формирования железомаргашовнзе когкрецчй и корок в современных бассейнах. Сообщение I. Эксперименты по синтезу гпд-роокпенызе соединений Ре, Мп, Си, Со на гидроокаслах марганца. Литология а полезные яскопзешв, 1908,,-Л 4. С. 14-20.

"7. Варенцов И.М., Путиллна B.C., Зайцева Д,В. Изучение гатяппз-ма формирования ягелезошргащелых конкреций и порок в соврр -мешпгх баесойпах. Сообществ II. Эксперименты яо оцоппо роли главных ионов морской пода и растворимого органического щесгва в процесса сорбция Cu(il) на 7 Я~з?п02 (¿орнссспто). 'Литология л полезше ископаешгс. I9S8, Л 5. С. 88-101). Varenteov 1.Ы., Grasselly Gy. and Szabo Z. Ore formation in the Early Jurassic basin of Central Europe: aspects of mineralogy, geochemistry and genesis of the Örkixt l'anganese deposit, Hurgary, Chemie der Brde, 1988, vol. 48. P. 257-3СП. Варенцов U.M., Гсворкьян B.I., Серебренникова Н.Д. Геохимия марганцевого рудообразованпя и Атлантике (район Азорского поднятия). Геология рудннх месторождений, 1988, 5. С. 7080.

ТС. Варенцов U.M. К литолого-геохиппеской'иодела формирования марганцевых руд в зоне гшергенеза. В гл.: Тимофеев 1Г.П. (отв.ред.). Осадочная оболочка Земли в пространства и Ереме-нй: седпмснто- и литогенез. Дсгл. Совет. Геологов на сес. Шкдунар. Геол. ЗСонгр. ГОолиягтои, ишь, 1989). М., Наука, 19Ш. С. 114-120.

71. Varentsov I.t:. , Zaitseva Ь.7., Putilina V.S. A model for nodular ore fornation in Recent basins: 'Experimental data on the role of major bopvater ions in the sorption of Cu(ll)

ou 'f l-iuau^imatt;. iJxucfcud±ii5a o£ tilts büvertii циа^гcaica ül IAüül) БущршЯат., Stuttgart, ßciiwtizuxbaa't"sehe Verla^ibuc handiuug tHä^ele iu ObamUIer), 1988. i>. 3Ö3-390.

72. Вароцдии U.U. 0 гдашшх ироилеиах в иознашш генезиса uap доаш: uti0?0jp04KiitMiU> В ku.; Холодов B.II, (огв.ред.). Даго низ ц рудооораы j¡auuu (uputäpuu разграничения зкзогашшг аедоглшшс lipüHiXo.jb). U., Воука, I(J&9. С. 151-157.

73. Воронцов U.M.,, ¿jj.K¡M£-lui; В.Л., итотаров Е.П., ЕоОешьв ü Цолцгон шдволиюЛ го^и прилова! íe-ш корна и г-едротерша нии uaiiöiiQiiJji иоред 0уоо1'ратц (¡шшгирегшг'цзация), шшири логд>) ■ геохдшш процессов. В íuu: 'Хшо&юав П.И. (спв. рьл Вуд^лочсо^ио иодня-ды a глуоишьоДНДО осадки Востока Дон рцлышй A'i'Jiuai'iuüi. U., ¡Ьука, IÖü'3 (Труди Геол. im-ta, № 4Ü6). С. Ш-149п

74. Воронцов H.Ü., BtiCjUtíB Й.И., йологарен B.U., Ерацев-Ыаи X Полигон цодиодиоИ горн buümiiimuil-"o4Q"; Se-tia коред ц п роазршдишо iiautiiiijuiiii о^остра'ги (ц>оо|ф:еизацця), uirnupaJic tun, гооашш 1цпа\оос.аи. В ш.; 'Хшюфеев 11.11. (ох'в.рад.), дкашчеокцо нцдшп'ци u оикоьоднма осадки Воитока Цевц дьнин Атлантики. ¡4., liayica, Д9В9 ('Хруди Геол. ам-га, ша. 43о). С. ХМ-194.

75. EuöeuidB 11.11., Ьалогарьа К.П., Ь'рощев-Ыак В.А.,Илгдц Д.В, Даоров B.W., Варшщсь U.U. ц др. Вулканические додннтш i гдуодеоводоод осадку Воитока Центральной А^лаш'ц^ц. Ц., I ки, Jyi>j, (Гр. Í121 Ai! СССР, mi. 435), 2-17 с.

Vfi. Вараицов У.¡Л., Дрцц U.A., ХоршкоьА.Я., Андреев D.K, íe-j корлц Ai'.'ibü'iUKü: woiauiiäj радкмх зоыедь и асиикти г'анези!

тора/ФШива. М-г'моши и подвали« иокопаоше, teZv, Ii 5, С. 1Í4-UÍÍ.

77, Вар'йццов U.U., Дриц В,А., Горшков А.И. К додели фориир&в íB-un í:ü£xís u KoüKptuuil океана: ьишоралихад, гесшшвд рл un« и paocuiiuaui' адешинив ешцгцирокоидннк корой (нодво гора Ьузиишнаи-"С4й", А-сдиииика). Дитолоа'аа ц шдозниа Kwiüttíuiid. ilráü, jV 4. О. ä-£7,

Ví>. baptnu.uö D.M., Дрлц U.A., 1 oj^inj-f А ,11,, йиьциа Á.Ü., Cas 1,-ов L.fc. iö-Ut икс4iu.upoшишши рориь ¿'^шитики: шиирас mi, iü-,-'.iu.;u.i lüabiuii. и jw.siuiHUfci ьдиионч-ов, • 1енезиз (i fjíiáii i ! :■! н ирйЛ WJ. 1^'Л/, i¿ ei, tí, ii?l t:HJ,

; i - нз -

79. 7nrertoö» t.и., DrltB т.а., (JorpWtbv к.l. t-uneralcgy, f,«o-chemjatry pncv geneaie of пйлрап^пэ-drfin crueto on the pn-zj-mi чпппуи i5eamoijnt-,,è'io", Cape Vferdo flatf, Atlantic. Im Pnrii?31, .1. (pi.)» 8ed1menl;-Hoatnd rinsrol p4p03lt3. 3pí>c. fiim. Inter. Аяв. gedîmant, 1990, vol. 11. p. 69-1O7. Yarerifcranr т.н., Dr j fee 7. а., öorehfco"» A.it., Slvtnov A.7. ami Gakharov п.а. Mn-pe oxyhydroxl du cruötij from Krylov (?евио-unfc (san tern Atlantic) 1 Mineralbgy> 6''°cbniaiBtty .and çen?-в!я, vnhne Geology, 1991, vol. 96, г. 53-70. "1, Varentaov i.II., Drits 7. A. end gorslikov A.i. hare earth f»J a тпяпь inrticatorfl of hn-fe cxylmflJroridn erupt formation of Kr.yl ov Spamonnfc, Ba^tein AtliVnfcir.. Íí.irltin (îeolorçy, 1991, vu1. 9ñ. t. 71-^7.