Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Механизмы формирования морских гидротермально-осадочных отложений

ВАК РФ 25.00.09, Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Механизмы формирования морских гидротермально-осадочных отложений"

На правах рукописи

РУСАКОВ Валерий Юрьевич

МЕХАНИЗМЫ ФОРМИРОВАНИЯ МОРСКИХ ГИДРОТЕРМАЛЬНО-ОСАДОЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ (на примере четвертичных гидротермальных полей Срединно-Атлантического хребта и гидротермально-осадочных отложений среднего палеозоя Южного Урала)

Специальность 25.00.09 - геохимия, геохимические методы поисков

полезных ископаемых

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

11 СЕН 2014

005552410

Москва-2014 г.

005552410

Работа выполнена в Лаборатории геохимии осадочных пород Федерального государственного бюджетного учреждения науки Ордена Ленина и Ордена Октябрьской Революции Института геохимии и аналитической химии им. В.И.Вернадского Российской академии наук (ГЕОХИ РАН)

Официальные оппоненты: Д.г.-м.н. Голева Рита Владимировна, Всероссийский

научно-исследовательский институт минерального сырья им. Н.М. Федоровского (ФГУП "ВИМС"), главный научный сотрудник, профессор

Д.х.н. Дубинин Александр Владимирович, Институт океанологии им. П.П. Ширшова (ИО РАН), заведующий лабораторией геохимии океана

Д.г.-м.н. Лаврушин Василий Юрьевич, Геологический институт (ГИН РАН), главный научный сотрудник лаборатории тепломассопереноса

Ведущая организация: Всероссийский институт геологии и минеральных

ресурсов Мирового океана им. академика И.С. Грамберга (ФГУП "ВНИИОкеангеология").

Отзывы на автореферат в 2-х экземплярах, заверенные печатью учреждения, просим направлять по адресу: 119991 Москва, ул. Косыгина, дом. 19 ученому секретарю дасс. совета Н.А. Мигдисовой. Продублируйте отсканированный вариант (с печатью) по электронной почте dissovetal@geokhi.ru за 14 дней до защиты. В отзыве необходимо указать: фамилию, имя, отчество лица предоставившего отзыв на диссертацию (автореферат диссертации), почтовый адрес, телефон (при наличии), адрес электронной почты (при наличии), наименование организации, работником которой является указанное лицо, и должность в этой организации.

По вопросам обращаться по телефону: 8-916-601-56-95 (ученый секретарь) Защита состоится " 2014 г. в //час.^^мин.

На заседании диссертационного совета Д 002.109.02 при ФГБУН Институте геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского Российской академии наук (ГЕОХИ РАН) по адресу: 119991, Москва, ГСП-1, ул. Косыгина, 19.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ГЕОХИ РАН и на сайте института: http://www.geokhi.rU/Thesis/F огшз/АИКетз.азрх

Автореферат разослан "_"_2014 г.

Ученый секретарь

Диссертационного совета

кандидат геолого-минералогических наук

Н.А. Мигдисова

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. В рамках работы проводится анализ химического, минерального и литологического состава гидротермально-осадочных отложений современного Мирового океана, дается их сравнение с девонскими отложениями Палеоуральского океана аналогичного генезиса, и устанавливаются основные особенности осадконакопления в разных фациальных обстановках. Результаты исследований позволили выделить гидротермально-осадочные породы в самостоятельную группу в составе более широкого спектра вулканогенно-осадочных отложений.

Вопрос о взаимодействии между гидросферой и литосферой до сих пор остается принципиальным и дискуссионным. В целом процессы трансформации пород океанической коры с участием водных растворов принято называть гидратацией океанической коры. Наиболее ярко процессы гидратации протекают в рифтовых зонах, опоясывающих весь Мировой океан. Установлено, что в этих зонах они тесно связаны с конвекцией морской воды сквозь трещиноватые вулканические породы океанского дна (гидротермальные конвекционные системы). Продукты таких гидротермальных процессов, как серпентинизацня, альбитизация и хлоритизация ультраосновных и основных пород океанского дна, а также офиолитовых поясов Земли, имеют широкое площадное распространение, что указывает на их значительную роль в геологической истории.

Одним из проявлений конвекционных систем является формирование высокотемпературных рудоносных флюидов. Разгружаясь на морском дне, эти флюиды взаимодействуют с окружающими морскими водами, образуя специфическое по своему составу гидротермально-осадочное вещество, слагающее рудоносные и металлоносные осадки (МО) внутри и за пределами гидротермальных полей. Специфический состав осадков и их последующая постседиментационпая трансформация послужили основой выделения особой разновидности вулканогенно-осадочного литогенеза - гидротермально-осадочного. В рамках представленной работы под понятием гидротермально-осадочный литогенез мы будем подразумевать все стадии формирования консолидированных отложений подобного генезиса: от седиментогенеза до диагенеза и регионального метаморфизма [Тимофеев и др., 1974: Анфимов, 1997; Копорулин, 1992; Фролов, 1992; Япаскурт, 1992, 1995,1999 и др].

С накоплением знаний в этой области появилась возможность на новом уровне рассмотреть процессы формирования гидротермально-осадочного вещества, особенности его седиментации и постседиментационных изменений. Следует также отметить, что в настоящее время идет беспрецедентно активное изучение рифтовых и других активных

зон Мирового океана, вызванное, прежде всего, перспективностью промышленного освоения глубоководных полиметаллических сульфидов. С момента открытия в 1978 г. гидротермальных источников в Тихом океане с помощью глубоководного обитаемого аппарата "Алвин" прошло немногом более 30 лет. К началу третьего тысячелетия морские исследователи знали уже более 100 гидротермальных полей, а спустя еще десять лет число открытий возросло до 450 и продолжает стремительно увеличиваться.

Цель и задачи исследований. Главной целью исследований является выявление отличительных черт и особенностей механизмов формирования гидротермально-осадочных отложений и пород.

Эта цель достигается решением следующих задач:

1. Выявление геохимических и минералогических особенностей состава гидротермально-осадочного вещества на стадии его формирования, миграции (рассеивания в водной толще) и седиментации.

2. Выявление основных особенностей его постседиме1ггационных преобразований (диа-, ката-, и метагенез), приводящих к формированию гидротермально-осадочных пород, со свойственными только им геохимическими, минералогическими и структурно-текстурными чертами.

Научная новизна и практическая значимость. Автор предлагает объединенную модель формирования гидротермально-осадочных пород, учитывающую результаты изучения металлоносных отложений как древних (палеозойских), так и современных океанов. Основой для создания этой модели послужили данные минерального, химического и изотопного состава гидротермальных растворов, дисперсного взвешенного вещества "черных курильщиков" и гидротермальных плюмов, а также рудоносных и металлоносных отложений. В общем виде эту модель можно условно разделить на две части: 1) седиментация гидротермально-осадочного материала; 2) его постседиментационное преобразование.

Данная работа будет полезной для широкого круга специалистов, работающих как в области морской геологии, так и изучающих рудные (полиметаллические колчеданные и гидротермально-осадочные марганцевые) месторождения континентов. Результаты исследований имеют важное научное значение для изучения влияния эндогенного (гидротермального) вещества на геохимию Мирового океана и оценки вклада гидротермально-осадочного вещества в формирование осадочных пород в истории Земли.

Автор стремился к тому, чтобы работа представляла собой возможно более полное изложение современных точек зрения по данной проблеме, а его собственные выводы базировались на максимальном количестве доступной информации. Тем не менее, автор не пытался охватить все существующие типы пород подобного генезиса, ограничившись

лишь тем материалом, который был доступен для детального изучения (собственные данные) или наиболее полно описан в литературе.

Фактический материал, объекты и методы исследований. В представленной работе использовались оригинальные материалы автора, полученные в морских экспедициях на борту НИС "Академик Мстислав Келдыш" (ИО РАН), НИС "Профессор Логачев" (ПМГРЭ) и научно-исследовательском ледоколе "Polarstem" (AWI, Германия), а также в экспедициях по Южному Уралу.

Процессы формирования, рассеивания и осаждения (седиментации) описываются на примере активных полей Срединно-Атлантического хребта (САХ): Брокен Спур (возраст поля <1 тыс. лет) и ТАГ (возраст поля -40-50 тыс. лет). Исследования Института океанологии РАН под общим научным руководством академика А.П. Лисицына проходили в несколько этапов. На первом этапе проводилось гидрологическое и гидрохимическое изучение водных аномалий в районах гидротермальных полей с помощью управляемого с борта судна погружного комплекса "Rosett", оборудованного CTD-зондом и нефелометром. С помощью этого комплекса были закартнрованы водные аномалии над полями (гидротермальные плюмы) и прицельно отобраны пробы воды в плюме и за его пределами для изучения распределения химических элементов и взаимодействия между их растворенными и взвешенными формами. На втором этапе проводились исследования вертикальных потоков осадочного (гидротермально-осадочного) вещества с помощью буйковых станций (mooring stations), с расположенными вдоль буйрепа на разных глубинах седиментационными ловушками, разработанными автором [Русаков и др., 1996, 1997], и измерителями течений. На третьем этапе проводился комплекс работ с помощью глубоководных обитаемых аппаратов "МИР-1" и "МИР-2" в непосредственной близости от гидротермального источника, включающий измерение температуры источника, отбор проб гидротермального раствора, установку седиментационных ловушек у основания "черного курильщика" и отбор проб донных осадков. Непосредственно на борту судна проводилось выделение взвешенного вещества с помощью фильтрации н определение концентраций растворенных форм металлов в отфильтрованной воде методом инверсионной вольтамперметрии [Кравцов, 1991].

История седиментации и последующие диагенетические трансформации металлоносных отложений, а также структура осадочных разрезов рассматриваются на примере "зрелых" полей, изучавшихся совместно с коллегами из ПМГРЭ, ВНИИОкеангеолопш и ОАО «Севморгео»: поля "Краснов" (начало активности поля -119 тыс. лет назад, окончание активности -11 тыс. лет назад), а также полей рудного узла Семенов" ("Семенов-2" — активно, возраст поля —76 тыс. лет; "Семенов-5" — неактивно.

возраст поля -124 тыс. лет). Представленные в работе данные основаны на колонках осадков, отобранных в районе гидротермальных полей с помощью грунтовых трубок. Наибольший научный интерес в этом отношении представляет собой рудный узел "Семенов", поскольку он состоит из не менее чем пяти гидротермальных полей разного возраста (активных и неактивных), и по своей структуре напоминает палеозойские колчеданоносные палеогидротермальные поля, состоящие из нескольких рудных тел. С открытием ореола осадков поля "Семенов-5", включающих слои рудокластитовых турбидитов, появилась возможность сравнить механизмы формирования подобных отложений с их древними аналогами, широко распространенными на колчеданных месторождениях континентов. Кроме того, изучение рудоперекрывающих карбонатных отложений, обогащенных атакамнтом, дает возможность по-новому понять постседиментационное поведение меди, включая генезис малахитовых месторождений, тесно связанных с постседиментационными преобразованиями сульфидных руд.

В качестве примера формирования гидротермально-осадочных отложений в условиях доминирующего влияния терригенной седиментации рассматриваются осадки хребта Гаккеля в Северном Ледовитом океане, изученные совместно с немецкими коллегами из GEOMAR (Киль) и AWI (Бремерхафен).

Основные этапы формирования проксимальных и дистальных гидротермально-осадочных пород исследованы на примере колчеданных (Молодежное, Яман-Касы, Сафьяновское) и марганцевых (Кызыл-Таш, Южно- и Северо-Файзулинское, Биккуловское, Кусимовское) месторождений Южного Урала в сотрудничестве со специалистами Института минералогии УрО РАН под руководством В.В. Масленникова. Кроме того, в работе приводится литолого-палеогеографическая и тектоническая реконструкция истории Палеоуральского океана с целью наиболее полного описания взаимодействия между гидротермально-осадочным литогенезом и эволюцией бассейна седиментации.

Лабораторные исследования включали изучение минерального состава осадков, горных пород и руд в смер-слайдах и шлифах под петрографическим микроскопом, а также рентгендифрактометрическим методом; химического состава осадков и пород — на стационарной установке рентгенофлуоресцентным (XRF) методом (анализы выполнены на спектрометре со сканирующим каналом AXIOS Advanced фирмы PANalytical B.V., который имеет рентгеновскую трубку с родиевым анодом в качестве источника возбуждения характеристического излучения); а отдельных частиц - под электронным сканирующим микроскопом Camebax SX-100 со встроенным микроанализатором; гранулометрического состава донных осадков - методом водно-механического анализа;

состава органического вещества - методом пиролиза на анализаторе ЯОСК-ЕУАЬ 6, проводился также анализ 513С органического вещества на масс-спектрометре Ое1Л'А-р1и5 (ГНОХИ РАН). Редкоземельные элементы изучались методом 1СР-МБ в Первом Океанографическом Институте Китая (г. Циндао, КНР). Кроме того, с целью биостратиграфического расчленения для ряда колонок исследованы комплексы планктонных фораминифер (ПМГРЭ, г. Ломоносов). Для ряда образцов пород в прозрачных шлифах изучалась температура гомогенизации флтоидных микровклгочений (ГЕОХИ РАН). В целях датировки четвертичных отложений использовался в"ТЬ-метод (работа проводилась в Санкт-Петербургском Университете под руководством В.Ю. Кузнецова).

Основные защищаемые положения:

1. Впервые установлена вертикальная и латеральная зональность четвертичных рудоносных и металлоносных осадков поля "Краснов" и двух полей рудного узла "Семенов" (Срединно-Атлантический хребет). Исследовано 14 колонок осадков. Выделены две латеральные структуры: 1) центральная зона рудоносных осадков, непосредственно перекрывающих рудное тело и околорудиое пространство, 2) периферийная зона окисленных металлоносных осадков. В свою очередь, центральная зона рудоносных осадков разделена на два вертикальных горизонта, отражающих разные механизмы их формирования: нижний - инфильтрационно-метасоматический, верхний - инфильтра-ционный.

2. На основе сравнительного анализа химического, изотопного, минерального и литоло-гического составов, девонских и четвертичных морских проксимальных гидротермально-осадочных отложений, а также компьютерного термодинамического моделирования, установлено, что их отличия обусловлены постседиментационными преобразованиям!, происходившими на различных литогенетических стадиях. Так, в девонских отложениях выявлено активное развитие вторичных минералов: замещение пирита халькопиритом, халькопирита - сидеритом, гидроксидов Ре - гематитом, опала -кварцем, алюмосиликатов - железистыми хлоритами, а также заполнение межзернового пространства рудокластов вторичным кальцитом. Исходя из состава указанных аутигенных минералов, термодинамического компьютерного моделирования трансформации минерального состава при разных температурах и разной активности кислорода, а также температур гомогенизации флюидных микровклгочений, удалось установить, что девонские рудокластические турбидиты южно-уральского колчеданного полиметаллического месторождения "Молодежное" (полеоаналог современных океанических гидротермальных полей) подверглись постседиментационным трансформациям

при температурах -(150-250)° С, что соответствует стадии метагенеза. Установлено, что латеральная и вертикальная зональность гидротермально-осадочных отложений указанного месторождения схожа с аналогичными четвертичными разрезами (см. защищаемое положение 1).

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

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

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликовано 37 печатных работ в периодических изданиях и сборниках научных трудов, из них 1 патент РФ и 17 (2 приняты к печати и 2 сданы в печать) в реферируемых отечественных и зарубежных научных журналах. Основные положения диссертации докладывались на международных научных конференциях во ВНИИОкеангеологии (г. Санкт-Петербург): "Mineral of the ocean - future development" (2008 г.), "Mineral of the ocean - 5 and Deep-sea minerals and mining - 2" (2010 г.), "Mineral of the ocean - 6 and Deep-sea minerals and mining - 3" (2012

г.); в Первом Океанографическом Институте Китая (г. Циндао): "The Iя China-Russian symposium on marine sciences / Marine Environment and Resources in the 21я Century" (2009 г.); в Институте океанологии им. П.П. Ширшова РАН (г. Москва): "Международная научная конференция (Школа) по морской геологии" (2011, 2013 гг.); на рабочем совещании Российского отделения международного проекта InterRidge (г. Москва) "Процессы в сре-динно-океанических хребтах - что нового дало первое десятилетие XXI века в изучении?" (2011 г.); на Всероссийском совещании в ВИМСе: "Современные методы изучения вещественного состава глубоководных полиметаллических сульфидов (ГПС) Мирового океана" (2011 г.); на Международной геохимической конференции Goldschmidt2013 в Университете Ferrara (г. Флоренция, Италия, 2013 г.).

Объем и структура работы. Работа состоит из двух частей общим объемом 372 страницы, включая 114 рисунков, 57 таблиц и сопровождается списком использованной литературы из 570 наименований. Первая часть включает 10 глав и описывает гидротермально-осадочные процессы (седиментация и диагенез) в современном Мировом океане. Вторая часть включает 5 глав л посвящена формированию гидротермально-осадочных пород полиметаллических колчеданоносиых полей и гидротермально-осадочных месторождений марганца в среднепалеозонском Палеоуральском океане (Южный Урал).

Благодарности. Подготовка диссертации стала возможной благодаря многолетней и всесторонней помощи заведующего Лабораторией геохимии осадочных пород ГЕОХИ РАН, д.г.-м.н. М.А. Левитана. Автор выражает глубокую благодарность ученым, без которых не могла бы состояться эта работа: д.г.-м.н. В.Н. Лукашину (ИО РАН), д.г.-м.н. В.В. Масленникову (ИМ УрО РАН), д.г.-м.н. Б.Н. Рыженко (ГЕОХИ), д.г.-м.н. И.Ф. Габлиной (ГИН), доктору Р. Шпильхагену (GEOMAR), к.г.-м.н. [В.В. П1илову| (ПМГРЭ), к.г.-м.н. И.А. Рощинон (ГЕОХИ), к.г.-м.н. Т.Г. Кузьминой (ГЕОХИ), к.т.н. Н.Н. Коненковой (ГЕОХИ), к.г.-м.н. И.Г. Жукову (ИМ УрО РАН), доктору Я. Янгу (Первый Океанографотеский Институт Китая) и А.М. Асавину (ГЕОХИ).

Автор выражает глубокую признательность экипажам научно-исследовательских судов "Академик Мстислав Келдыш", "Профессор Логачев", "Polarstern" и участникам экспедиций по Южному Уралу за помощь в сборе научного материала.

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

Глава 1.1 Тектонический и термобарический контроль гидротермального рудоотложеиия в океане представляет собой литературный обзор, отражающий степень изученности гидротермальных систем современного Мирового океана.

К настоящему времени в Мировом океане открыто уже более 450 активных и реликтовых гидротермальных полей, включая поля в Красном и Средиземном морях. Около 50 % из их числа расположено в пределах средшшо-океанических хребтов (СОХ) на дивергентных границах литосферных плит, около 22 % - связано с островодужиым и заостроводужным спредингом вдоль конвергентных границ литосферных плит, и оставшиеся 18 % - с внутриплитовым вулканизмом. Некоторые поля содержат десятки миллионов тонн сульфидных руд с высокими содержаниями Си и Zn, а также наиболее ценными попутными компонентами, такими как Ag, Au, Со, Mo и др.

До настоящего времени наиболее распространенной точкой зрения было предположение о том, что существует прямая зависимость между частотой гидротермальных проявлений и скоростью спрединга в СОХ. Чем выше скорость спрединга, тем выше количество полей на единицу протяженности хребта [Baker, Hammond, 1992]. Последующие исследования [Baker, German, 2004] показали более тесную связь частоты встречаемости полей с магматическим бюджетом, нежели со скоростью спрединга, что позволило дополнительно включить в рассмотрение гидротермальные поля, связанные с внутриплитовым вулканизмом. Однако тектонический и магматический контроль в распределении гидротерм продолжает вызывать споры, поскольку зависимость между этими величинами не носит прямолинейный характер.

Более того, важное влияние на распределение руд на дне океанов оказывает термобарический контроль (глубина и температура источника). Установлено, что критическая температура, ниже которой не формируются черные «дымы», составляет ~350°С. Именно они являются основным признаком формирования современных массивных сульфидных руд. Более низкотемпературные растворы, образующие серые и белые «дымы», как правило, служат источником накопления ассоциаций из таких минералов, как оксигидроксиды Fe и Мп, сульфаты Са и Ва, а также аморфного кремнезема. Минимальная глубина, на которой встречаются "черные курильщики", составляет около 1700 м (редко до 1580 м). Вопрос о минимальных глубинах рудоотложеиия в океане поднимался неоднократно [Краснов, 1987]. Существует минимум

две точки зрения на причины, приводящие к снижению температуры растворов и осаждению рудного вещества из первичного рудоносного флюида. Первая из них связана с явлением подповерхностного смешения высокотемпературных флюидов с проникающей им навстречу холодной морской водой. Вторая точка зрения основана на эффекте вскипания растворов на малых глубинах (фазовая сепарация). При гетерогенизации растворов происходит неравномерное перераспределение компонент между фазами: в паре концентрируются летучие соединения (НгБ, СНд, Н2), а в откипевшем рассоле -тяжелые металлы [Гричук, 2000]. Однако взаимосвязь между химическим составом растворов и РТ-параметрами источника продолжает оставаться дискуссионной.

Одним из подходов к решению этой задачи может быть комплексное рассмотрение химического состава гидротермальных растворов. На рис. 1 приведена диаграмма средних составов высокотемпературных источников, расположенных на разных глубинах и на хребтах с разными скоростями спрединга, нормированных по среднему составу океанской воды. Исходя из графика, все источники можно разделить на две независимые группы, для которых характерна общность химических составов: мелководные источники (глубина моря <1700 м) и глубоководные (глубина >1700 м). В общем виде, химический состав мелководных источников по Са, К, Эг, Вг С1 и Иа очень напоминает средний состав океанской воды, в то же время глубоководные источники ими обеднены. Это можно объяснить влиянием процессов, происходящих при формировании рудоносного флюида непосредственно в реакционной камере глубоководных гидротермальных систем, расположенной в океанической коре на глубине от нескольких сот метров до >1.5 км ниже поверхности дна. При кипении растворов на глубинах <3 км сепарация флюида протекает по "привычному" нам механизму, разделяясь на пар и откипевшую жидкость. Сепарация растворов при температурах выше критической точки для морской воды (>3 км) происходит по механизму отделения тяжелого высокоминерализованного раствора (рассола) (рис. 2).

Более подробно механизмы формирования тяжелых гидротермальных рассолов рассмотрены в отдельном разделе данной диссертации. Таким образом, можно предположить, что результат более продвинутой геохимической дифференциации состава глубоководных источников от океанской воды обусловлен формированием таких тяжелых рассолов, которые благодаря своей высокой плотности разгружаются частично или вовсе не разгружаются на поверхности дна, рециркулируя в недрах гидротермальных систем.

Рис. 1. Элементограммы средних составов

растворов гидротермальных источников, расположенных на

различных глубинах моря и на хребтах с различной скоростью спрединга [Русаков, 2010]. 1 - <25 мм/год (40-369)°С; 2-25-60 мм/год (13-382)°С; 3-60-120 мм/год (8-403)°С; >120 мм/год (16-405)°С; 5 -источники, расположенные в зонах

островодужного (заостроводужного) спрединга (278-334)° С; 6 - источники, расположенные на ультраосновных породах (40-364)° С [German, Von Damm, 2004].

A'IUKÏX Ifa ииС-Ч»

Рис. 2. Графики экспериментального определения содержания ЫаС1 в пару для трехфазной системы пар-жидкость-галит относительно давления и температуры [ИвсЬоГГ е! а1., 1986] (сплошные линии -морская вода) (а); гипотетическая схема восходящей ветви гидротермальной системы с рециркуляцией тяжелых рассолов в зоне надкритического состояния морской воды (подробное описание см. в тексте) (б).

На рис. 3 видно, что распространение гидротермальных проявлений неравномерно по глубине, при этом большинство из них концентрируются на глубинах между 2.0 км и 2.8 км, что легко объяснимо их тесной взаимосвязью с экструзивной зоной СОХ. Однако распределение массы рудного вещества выглядит менее предсказуемо. Большая часть руды сосредоточена на нескольких крупнейших полях. При этом подавляющая часть приходится на бассейны, расположенные в непосредственной близости от материков (Калифорнийский залив, хребет Хуан де Фука, Красное море). Менее значительны, но сопоставимы по вкладу отложения низкосиредингового САХ. Таким образом, можно сделать вывод о том, что существует минимум три конкурирующих механизма, отвечающих за распределение сульфидных руд в океане. Первый, необходимый, но недостаточный, определяется частотой встречаемости гидротермальных проявлений. Чем

выше частота гидротерм на единицу протяженности хребта или рифта, тем выше вероятность формирования массивного рудного тела. Второй механизм определяется продолжительностью накопления руд. Наиболее массивные отложения массой в несколько миллионов тонн формируются в течение десятков тысяч лет. Оба фактора, как было показано выше, зависят от скорости спрединга. И, наконец, третий, наиболее значимый, определяется эффективностью рудоотложения. Наиболее высокая эффективность наблюдается на источниках, имеющих слабый водообмен с окружающими морскими водами (зона разгрузки перекрыта придонными высокоминерализовапными рассолами, или водопроницаемыми тонкозернистыми осадками/осадочными горными породами).

Диаграмма фазового состояния системы Распределение гидротермальных Масса ручных построек.

Температура, "С

Рис. 3. Р,Т-параметры известных гидротермальных высокотемпературных источников, распределение гидротермальных источников (тонированные прямоугольники) и плюмов (белые прямоугольники) [Baker, German, 2004], а также массы активных рудных построек в зависимости от глубины моря.

Глава 1.2. Источники макро- и микрометаллов в гидротермально-осадочных отложениях Специфический состав осадочных отложений, залегающих в пределах активных СОХ, а также рифтовых зон островодужного спрединга, заставил исследователей рассматривать их как особую базальную формацию, отличающуюся своей генетической принадлежностью и тесной взаимосвязью с тектономагматическими условиями спрединговых зон Мирового океана [Гидротермальные..., 1993]. Особую роль в этой формации занимают гидротермально-осадочные отложения, образующие отдельную генетическую группу осадков. В литературе эти отложения получили название металлоносных осадков (МО), для выделения которых в настоящее время предлагается использование нескольких геохимических модулей [Bostróm, 1973; Страхов, 1976; Лисицын и др.. 1976]. Однако их использование неизбежно допускает выведение из

рассмотрения целого ряда осадочных образований, связанных с гидротермальной активностью, но обладающих низкими содержаниями Ре и/или Мп. Кроме того, ни один из них не основан на выявлении генетической принадлежности отложений, а скорее служит показателем геохимической типизации осадка по содержанию наиболее распространенных макроэлементов. При этом роль микроэлементов никак не учитывалась.

С целью устранения этого недостатка мы предлагаем использовать диаграмму в координатах (Ре+Мп)/А1 - (2п+Си+РЬ+№+Со)/А1 (рис. 4). Высокая достоверность корреляции (Я2 = 0.94) убедительно доказывает тесную структурно-генетическую связь между всеми типами гидротермально-осадочных образований Мирового океана. Действительно, низкие значения отношений (Ре+Мп)/А1 и (2п+Си+РЬ+№+Со)/А1, характерные для неметаллоносных осадков глубоководных котловин Вудларк, Манус, Лау и Северо-Фиджийской котловины, образуют единый тренд, продолжением которого являются типичные МО с высоким содержанием Ре (до 23.84 %) и сравнительно

Рис. 4. Модульная диаграмма гидротермально-осадочных отложений в координатах (Ре+Мп)/А1

- (7,п+Си+РЬ+№+Со)/А1 [Русаков, 2010]. 1-современньге МО; 2-4-древние МО: 2 - Тихий океан, 3 -

Атлантический океан, 4

— Индийский океан; 5 — осадки поля ТАГ; 6 -ловушечный материал "черных курильщиков" [Русаков, 20076]; 7-взвесь нейтрального плюма над полем ТАГ

ю'

10

Л/ Д.' А .< О -I О 5 о I,

¿Г

О

' у

Ж ^

** ,

А. ^

Л"

Д

Л

/

КГ'

I

10'

10 10 (р1'+Мп)/А1

[ЮшИшшпег, 1986; Тгосте, Тгейу, 1988; Оегтап е; а!., 1991].

высокими значениями указанных модулей. Этот феномен можно объяснить свойствами сорбционной системы взвесь-раствор. Дело в том, что осадочный материал, формирующийся за пределами гидротермальных полей, более чем на 90 % состоит из планктонных организмов и их остатков [Русаков, 2009], которые включают в свой состав микрометаллы. После осаждения на дно подавляющая часть органоминеральных комплексов, по-видимому, растворяется в результате деструкции органического вещества и металлы, заключенные в этих комплексах, переходят обратно в раствор. При этом оставшаяся абиогенная составляющая взвеси полностью идентична первичному составу

гидротермальной взвеси, сформированной еще в восходящем плюме (в меньшей степени -в нейтральном плюме). Таким образом, укоренившееся в научной литературе предположение о том, что гидротермальное вещество нейтральных плюмов теряет свою геохимическую связь с источниками, не подтверждается. Более того, не наблюдается существенной трансформации абиогенной части материала как в водном столбе в момент ее миграции с океанскими течениями в составе нейтральных плюмов, так и после осаждения на дно в виде дистальных МО, что подтверждается высокой степенью сходимости корреляционных связей между макро- и микрометаллами, указывая на единый источник рудного материала (гидротермальные растворы).

ВЫВОДЫ

1. Высокая степень корреляции между содержаниями макро- и микрометаллов в МО показывает, что: (а) биогеохимическая трансформация гидротермалыю-осадочного материала на разных этапах его рассеивания в водной толще существенно не влияет на состав минеральной взвеси, сформировавшейся в районе источника (т.к. ее подавляющую часть составляют гидроксиды Fe, устойчивые к окислению); (б) доминирующую роль в накоплении металлоносных отложений играет механизм рассеяния рудного вещества.

2. Основываясь на составе макро- и микромсталлов, а также на тесной структурно-генетической связи всех известных гидротермально-осадочных образований (металлоносных и неметаллоносных), их можно отнести к единой геохимической группе. По источникам рудного вещества можно выделить две самостоятельные подгруппы: проксимальную (продукты разрушения рудного тела) и дистальную (материал, осажденный в водном столбе из плтома нейтральной плавучести).

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

В этой главе рассматриваются результаты зондирования водных аномалий (гидротермальных плюмов) в рифтовой долине над активными гидротермальными полями, расположенными на 26° и 29° с.щ. САХ (ТАГ и Брокен Спур), оценивается количество гидротермального железа, содержащегося в них во взвешенной форме, и его массы, осаждающейся на дно, на основе данных, полученных с помощью седиментационных ловушек. Обсуждаемый материал был получен в ходе совместной российско-британской экспедиции BRAVEX/94 (British-Russian Atlantic Vents Expedition), проходившей на борту НИС "Академик Мстислав Келдыш" при непосредственном участии автора. Уникальность проведенных исследований заключалась в том, что в ходе рейса были получены подробные карты пространственного положения плюма,

концентрации химических элементов внутри и за его пределами, а также определены потоки вещества, осаждающегося непосредственно из плюма, с помощью седиментационных ловушек, специально разработанных для подобных исследований [Русаков и др., 1996]. Также дается оценка общей поставки гидротермального Ре в пределах наиболее изученной части рифтовой долины САХ между 11" и 40° с.ш. На основе проведенных исследований получены следующие результаты:

1. Благодаря непрерывному поступлению гидротермального вещества над дном образуются устойчивые водные массы с аномальным содержанием взвешенного железа. По приведенным оценкам, в гидротермальных плюмах протяженностью несколько километров и мощностью до нескольких сот метров, количество взвешенного гидротермального железа может достигать несколько десятков тонн.

2. Принимая во внимание динамику придонных течений и размеры плюмов нейтральной плавучести, период существования последних оценивается не более 10 сут. Расчеты показали, что источники молодого поля Брокен Спур в сумме поставляют взвешенного железа меньше, чем его поставка одним источником, расположенным в центре массивного рудного холма ТАГ. Это является результатом более высокой продукции оксигидроксидных форм железа "черным курильщиком" зрелого поля ТАГ.

3. Если предположить, что на участке САХ между 11° и 40° с.ш. находится около 15 активных гидротермальных полей, образующих плюмы, аналогичные плюмам на 26° и 29° с.ш., то они должны поставлять не менее 24 тыс. т Ре ежегодно. При этом, как показали дашше изучения вертикальных потоков, полученные с помощью седиментационных ловушек, в пределах нескольких километров от источника на дно осаждается не более 0.5 % от его общей массы, основная часть рассеивается в океанских водах.

4. При сравнении величин потоков железа с абсолютными массами его накопления в металлоносных осадках поля ТАГ, было установлено, что из плюма нейтральной плавучести в осадки поступает не более 20 % железа. Основным его источником в металлоносных осадках, очевидно, являются продукты разрушения построек, приносимые придонными течениями и турбидными потоками.

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

Гидротермально-осадочное вещество, образующееся при взаимодействии гидротермальных растворов с морской водой, формирует не только металлоносные осадки за пределами гидротермальных полей, но и массивные сульфидные руды непосредственно

в районе источника. Однако до сих пор однозначное установление его роли в формировании рудного тела представляет определенную сложность. Во-первых, на сегодняшний день мы располагаем лишь отрывочными данными о его составе и величинах потоков, поскольку отбор частиц, осаждающихся в непосредственной близости от гидротермального источника, расположенного на глубинах, как правило, более 2 км, представляет собой сложную и дорогостоящую техническую задачу. Во-вторых, процессы формирования самого вещества продолжают оставаться малоизученными. Совершенно неясным остается вопрос относительно возможности изменения состава гидротермально-осадочного материала по мере эволюции субмаринной гидротермальной системы.

В главе обсуждается состав осадочного вещества, собранного непосредственно под «дымами» "черных курильщиков" полей Брокен Спур и ТАГ с помощью седиментационных ловушек с участием автора в ходе экспедиции ВКАУЕХ/94 [ВИАУЕХ-94..., 1994]. Ранее считалось, что формирование гидротермально-осадочного материала локализовано над жерлом источника (восходящий плюм), где величины температурных и геохимических градиентов наиболее высоки. Однако наши собственные исследования минерального состава ловушечного материала показали, что часть этого материала (наиболее высокотемпературные минералы) начинает формироваться еще внутри флюидоподводящих каналов, т.е. до того момента, когда гидротермальный раствор достигнет жерла "курильщика". Было установлено, что гидротермально-осадочное вещество может формироваться минимум двумя путями: путем прямой кристаллизации в результате пересыщения гидротермальных растворов и путем объемного выпадения при резком изменении физико-химического равновесия среды. В первом случае существует ограниченное число центров кристаллизации и, как следствие, формируются сравнительно крупные кристаллические образования (явнокристаллические структуры). Во втором случае, при большом числе центров кристаллизации (чем выше пересыщение, тем большее число центров кристаллизации образуется в данном объеме), формируется скрытокристаллическое вещество, напоминающее коллоидную массу, а при очень резком пересыщении - сами коллоиды. При высокой степени концентрации дисперсной фазы создаются благоприятные условия для самопроизвольной коагуляции коллоидных частиц с образованием шаровидных скоплений колломорфной структуры (рис. 5а и 56).

Принимая во внимание последовательность выпадения во взвесь минералов по мере смешения флюида с морской водой и понижения температуры раствора, колломорфные минеральные агрегаты, собранные ловушкой, можно расположить в следующем порядке: изокубаннт-пирит, пирит-марказит, пирит-марказит-сфалерит, магнетит-сфалерит. Согласно законам коллоидной химии, в результате коагуляции

центральную часть почки (мицеллу) необязательно образует вещество, выпадающие из раствора раньше, определяющим является концентрация дисперсной фазы того или иного минерала. Чем она выше, тем выше вероятность его коагуляции. Не вызывает сомнения, что началом кристаллизации колломорфных агрегатов магнетита-сфалерита с ритмично-зональным строением послужило образование микрозерен магнетита. Рост частиц магнетита вызвал обеднение дисперсной фазы этим минералом и, как результат, смену коагулянта. Последующее наращивание частицы продолжилось за счет формирования сфалерита. Интересно отметить, что в отдельных зернах количество ритмов магнетит-сфалерит достигает трех и более (рис. 56). При этом коагуляция и последующая сорбция происходят исключительно избирательно, формируя только определенные парагенетические минеральные ассоциации, что, очевидно, обусловлено электрокинетическими свойствами дисперсной системы.

Рис. 5. Ловушечный материал в полированном шлифе (поле Брокен Спур). Черные шарики -пузырьки воздуха. Колломорфно-зональные структуры зерен марказит-пирит-сфалеритового (а) и магнетит-сфалеритового (б) составов, а также дендритовые образования пирротинового (в) и сфалерит-марказитового (г) составов. Анг - ангидрит. Сф - сфалерит. Мрк - марказит. Пт - пирит. Пирр - пирротин, Мгт - магнетит.

Не менее интересным представляется генезис дендритов (рис. 5в и 5г). Несмотря на сравнительную малочисленность, они образуют самостоятельную группу со своими парагенетическими минеральными ассоциациями. Как известно, минеральные агрегаты такого типа образуются в результате быстрой кристаллизации по тонким трещинам или в

вязкой среде, т.е. в случае, когда росту кристаллов препятствовали внешние условия. Причины формирования подобных агрегатов не вполне понятны. С одной стороны, ориентированный рост кристаллов может быть обусловлен воздействием ламинарного потока флюида вдоль флюидопроводящих каналов. Однако не исключена возможность того, что первоначально они сформировались в трещинах другого минерального агрегата, разрушенного позже. Так, хорошо известны дендритовые агрегаты сфалерита в микротрещинах постройки на 14°45' с.ш. САХ, по которым часто развивается халькопирит в качестве вторичного минерала [Богданов и др., 1997].

На основе вышеизложенных фактов было показано, что формирование гидротермально-осадочного материала следует рассматривать как сложный многостадийный процесс, тесно связанный с формированием коллоидных растворов, коагуляцией дисперсной фазы и сорбционно-адсорбционными процессами.

На основе сравнения материала полей Брокен Спур и ТАГ было установлено влияние процессов внутри постройки и подрудном пространстве на состав гидротермально-осадочного материала, которое выражается в появлении дефицита серы в составе гидротермально-осадочного материала на более зрелых постройках. Это может быть связано как с эволюцией состава гидротермальных растворов, так и с углублением зоны подповерхностного смешения по мере роста рудного тела. В источнике поля Брокен Спур сульфиды Ре (преимущественно пирротин) преобладают над его гидрокендными формами, а в источнике ТАГ, наоборот, преобладают гидроксидные формы Ре. Исходя из этого, мы полагаем, что состав гидротермально-осадочного материала может быть использован в качестве одного из индикаторов при изучении истории гидротермальной деятельности.

ВЫВОДЫ

1. Формирование гидротермально-осадочного материала следует рассматривать как сложный многостадийный процесс, тесно связанный с формированием коллоидных растворов, коагуляцией дисперсной фазы и сорбционно-адсорбционными процессами. Детальное исследование минеральных ассоциаций и структур этого материала показало, что его формирование начинается внутри рудного тела или ниже в подрудном пространстве, а не только в зоне истечения флюидов из жерла источника, как предполагалось ранее.

2. Важно отметить, что состав гидротермально-осадочного материала (гранулометрический, минеральный и химический) тесно связан с определенными этапами эволюции рудонакопления, отражая состав первичных рудоносных растворов, а

также влияние гидротермальных и экзогенных процессов. Он может быть использован в качестве одного из индикаторов при изучении истории гидротермальной деятельности.

з. Определение потоков гидротермально-осадочного материала с помощью седиментационных ловушек в районе источников позволило выявить структуру потока и оценить его общий вклад в процессы рудоотложения.

Глава 1.5. Гидролого-геохимические особенности гидротермальных плюмов

Процессы накопления МО в результате осаждения дисперсного гидротермального рудного вещества на дно продолжают оставаться слабо изученным. Мало известно о формировании гидротермально-осадочного материала (имеющего тесную пространственно-временную взаимосвязь как с рудообразующими процессами и процессами подводного выветривания (гальмиролиза), так и с биологической продуктивностью водных масс) и скоростях накопления МО. Представленная глава посвящена особенностям распределения гидротермального и фонового осадочного материала в водной среде, а также их потокам в сторону дна в районе активных гидротермальных полей ТАГ и Брокен Спур. В ней проводится анализ взаимодействия между растворенными и взвешенными формами химических элементов в плюмах на разных этапах его диссипации в океанских водах. В качестве индикатора разбавления первичного рудоносного флюида используется концентрация FeB3B, полагая, что она консервативно (линейно) убывает с возрастанием степени разбавления [Klinkhammer et al., 1986; Trocine, Trefry, 1988; German et al., 1991]. Так, по мере понижения концентрации FeB3B

и, соответственно, увеличения доли морской воды, концентрация MnpDC снижается, а концентрация Мпнв, наоборот, растет, указывая на перевод растворенного марганца во взвесь непосредственно в плюме нейтральной плавучести. Однако для других указанных элементов наблюдается более слабое изменение концентраций растворенных форм на фоне более резкого падения концентраций их взвешенных форм (Zn, Си, РЬ, Со). Исключением является Ni, его концентрация во взвеси по мере разбавления гидротермального вещества океанской водой возрастает вместе с концентрацией Мпвзв. Другие исследования, проведенные в том же районе, также указывают на некоторое возрастание концентрации NiB3B при разбавлении гидротермального раствора в (2-4)х10б раз [Klinkhammer et al., 1986; Trocine, Trefry, 1988; German et al., 1991]. Однако ими было выявлено некоторое возрастание концентраций Сиюв, что в нашем случае не наблюдалось. Полученные данные дают нам основание полагать, что прогрессивное увеличение роли сорбционного поступления Ni во взвесь нейтрального плюма скорее всего связана с возрастанием концентрации Mnrj„, что также подтверждается результатами изучения МО поля ТАГ

[Гурвич, 1998]. Было обнаружено, что одним из факторов, контролирующих вариации содержаний химических элементов в абиогенном веществе донных осадков, являются высокие положительные нагрузки Мп, Ва и N1. Е.Г. Гурвич [1998] полагает, что тесная ассоциация этих элементов формируется в результате осаждения взвеси непосредственно из нейтрального плюма, где происходит ее обогащение оксигидроксидами марганца, в свою очередь, сорбирующими из океанской воды N1, Ва и РЗЭ.

На основе представленного материала можно сделать вывод о том, что в плюмах нейтральной плавучести концентрации растворенных форм металлов существенно преобладают над их взвешенными формами. Кроме того, сопоставляя суммарные концентрации взвеси и концентрации взвешенных форм металлов, легко заметить, что суммарная взвесь (0.3-0.5 мг/л) более чем на порядок выше концентрации Ревзв (~20 мкг/л) и суммы взвешенных металлов, таких как Мп, Си, РЬ, N1 и Со, измеряемых нанограммами на литр. Так, по нашим оценкам, на долю рудного вещества приходится < 10 % от общего содержания взвеси на горизонте нейтрального плюма или 0.1-0.2 мг/л, подавляющая часть - это фоновый биогенный и абиогенный материал.

В структуре вертикального потока гидротермально-осадочного вещества, собранного с помощью седиментационных ловушек, высокое значение имеют сульфидные формы Ре, Си и Zn. Менее "значимыми" химическими элементами в потоке являются 5[ и Са. За пределами зоны активного осаждения сульфидов величина суммарного потока резко снижается, в среднем составляя 3.3-6.1 мг/м2/сут„ с заметным возрастанием ко дну. За фоновую величину потока мы приняли величину равную 3.3 мг/м2/сут., что соответствует горизонтам 560 м и 670 м от дна, т.е. выше горизонта рассеяния плюма. Следовательно, поток гидротермального вещества будет вычисляться как разница в потоках над горизонтом распространения плюма и под ним. По нашим оценкам, исключая придонный слой, величина гидротермального потока на расстоянии ~1 морской мили от гидротермального поля ТАГ достигает 1.9-2.4 мг/м2/сут., что составляет немногим более 50 % от фонового потока. Однако ключом к пониманию процессов формирования МО является не столько морфология хребтов и вертикальные потоки осаждающегося вещества, сколько соотношения скоростей поступления и избыточного накопления рудных и нерудных химических элементов в самих осадках. Поскольку основным критерием выделения металлоносности осадков является содержание Бе, а индикатором разбавляющего нерудного материала - А1, то именно соотношения их скоростей избыточного накопления, в конечном итоге, будут надежным репером, указывающим на возможность формирования металлоносных или неметаллоносных осадков. Наши данные показали, что скорости поступления Бе в осадки из плюмов нейтральной плавучести

существенно ниже скоростей поступления А1 (табл. 1). Так, в ловушечном материале их соотношение равно приблизительно 1/3 в пользу А1. То есть формирующиеся осадки будут заведомо содержать менее 10 % Ре в его абиогенной части и не могут считаться металлоносными. В тоже время в МО аналогичное отношение составляет 5/1 в пользу Ре. Таким образом, скорости поступления Ре в осадки поля ТАГ значительно ниже их избыточного накопления в самих МО - 50 мС. Разница между избыточным накоплением в осадках и его поступлением из нейтрального плюма, очевидно, отражает долю переотложенного материала. По нашим оценкам, в районе гидротермального поля ТАГ в результате осаждения дисперсного рудного вещества из плюмов нейтральной плавучести в МО поступает <15 % Ре от его общего содержания. Основным источником Ре является материал, перенесенный из области активного осаждения сульфидов: дисперсный материал «дымов» черных "курильщиков" и/или продукты разрушения рудной постройки (вторичные ореолы рассеяния).

Таблица X. Скорости поступления химических элементов по данным седиментационных ловушек в сравнении со средними скоростями избыточного накопления химических элементов в

Fe | Mil | A1 Си | Zn | Со | Ni | Ва

мС мкС

Объект исследований, источник

Материал щ седиментационных лону щек (поступление), данныеавтора

Ст. 2 2.4 - 6.5 - 218 2.3 14.0 3640

Ст. 3 6.9 - 23.9 - 1310 1.0 43.7 980

Ст. 5 6.6 - 13 - 254 2.3 38.9 1310

Осадки (накопление)

Осадки поля ТАГ (Гурвич, 19981 50 1.5 10 2400 370 39 18 240

Осадки юго-восточной части Тихого океана [Богданов и др., 1979] 10-25 1.8 10 39 12.5 8 30 200

Осадки в 10-20 кы к от оси Bill (20"3U'-гг'ОО'ю.ш.) [Деков, 19941 50 15 - 130 50 13 100 220

мС = МГ/СМ71000 лет, мкС = мкг/с.\Г/1000 лет.

Скорости избыточного накопления 7,п в осадках очень близки к величинам, полученным с помощью седиментационных ловушек. Дополнительным источником его поступления может быть сорбция растворенных форм в плюме нейтральной плавучести, как мы установили выше. Однако скорости избыточного накопления Си в МО поля ТАГ более чем в 6 раз превышают скорости накоплен™ Хп. При этом наши данные показали, что во взвеси плюмов концентрация гп в 10 раз (!) превышает концентрацию Си. Таким мощным дополнительным источником меди в металлоносных осадках могут быть только продукты разрушения рудной постройки, состоящие из сульфидов меди. Большая часть Со поступает в осадки также с сульфидами рудной постройки, на что указывают значительные различия в величинах его поступления из нейтральных плюмов и избыточного накопления в осадках. В противоположность им, N1 и Ва поступает в осадки преимущественно из нейтрального плюма: N1 - благодаря сорбции на частицах оксигидроокислов Ре и Мл, а Ва

- сорбции оксигидроксидами Мп. При этом значительная часть N1 и Ва, очевидно, диссипирует обратно в морскую воду, поскольку скорости их поступления на дно существенно превышают величины их избыточного накопления в осадках.

ВЫВОДЫ

1. Представленные данные показали, что нейтральные илюмы над полями ТАГ и Брокен Спур имеют характерные отличия, которые определяются, главным образом, первичным составом разгружающихся на дне флюидов и особенностями гидрофизического режима водных масс. Наиболее ярким отличием являются повышенные содержания растворенного и взвешенного Мп в плюме поля ТАГ.

2. В плюмах нейтральной плавучести концентрации растворенных форм металлов существенно преобладают над их взвешенными формами. При этом суммарные концентрации взвеси более чем на порядок выше концентрации Реюв и суммы взвешенных металлов, таких как Мп, Си, РЬ, № и Со, измеряемых нанограммами на литр. По нашим оценкам, на долю рудного вещества приходится <10 % от общего содержания взвеси на горизонте нейтрального плюма или 0.1-0.2 мг/л, подавляющая часть - это фоновый биогенный и абиогенный материал.

3. Повышенные концентрации Сорг в плюмах связаны с его хемосинтезом, который может в значительной степени влиять на распределение ОВ в районах с низкой первичной продукцией. По нашим оценкам, поток хемосинтезированного Сорг достигает -0.2 мг/м2/сут„ что составляет >30 % от его фонового потока.

4. Потоки гидротерматьно-осадочного материала, по данным седиментационных ловушек, установленных в районе гидротермальных полей, показали: (1) основным источником 7п в металлоносных осадках является материал, осаждающийся из плюма нейтральной плавучести, (2) основным источником Ре и Со являются продукты переотложения рудного материала, перенесенные из области осаждения сульфидов, (3) избыточное поступление N4 и Ва в осадки из плюма, очевидно, компенсируется их последующим растворением в результате диагенеза.

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

Для локализации активных гидротермальных полей (поисковый этап), как правило, используют погружные буксируемые приборы, регистрирующие гидрофизические и гидрохимические аномалии придонных вод. Однако наибольшую сложность для исследователей представляют неактивные рудные тела, которые не поставляют в придонные воды гидротермальные растворы и, тем самым, над ними не формируются

гидрофизические и гидрохимические аномалии. Для изучения таких объектов используют буксируемые приборы, регистрирующие геофизические поля. Так, для исследования погребенных под пелагическими осадками рудных тел применяют геофизические погружные комплексы, позволяющие регистрировать естественные электрические поля (электроразведка).

С помощью такого комплекса АМК "Рифт-3" [ВеКепеу й а!., 2009в] было обнаружено и исследовано неактивное гидротермальные рудное поле "Краснов". В состав поля "Краснов" входят два рудных тела, размером 580x380 м и 110x130 м, а также металлоносные и рудоносные осадки, примыкающие к рудным телам (рис. 6). Рудные тела представлены реликтами сульфидных построек высотой от 1 до 7 м и их развалами, включая крупноглыбовые оруденелые базальты. Ключевую роль в тектоническом положении поля, как и множества других гидротермальных полей САХ, играет пересечение "краевого" и субширотного разлома [Векепеу й а1., 2004]. Магматические породы, обнаруженные в районе рудного поля, представлены афировыми и порфировыми толеитовыми базальтами (Т-МОКВ). Разрез донных отложений в районе поля, вскрытый на глубину до 127 см, состоит из металлоносных (содержат >10 % Ре в пересчете на бескарбонатное вещество [Лисицын и др., 1976]) фораминиферово-кокколитовых карбонатных осадков верхнего плейстоцена - голоцена, включающих рудоносные (рудные) слои с повышенным содержанием Си и Хп (Си+2п > 0.25 мас.% в пересчете на бескарбонатное вещество). Обнаруженные рудоносные осадки привлекли к себе повышенный интерес геологов, прежде всего, с прикладной точки зрения, поскольку концентрации перспективных для добычи металлов в них сопоставимы с массивными сульфидными телами. Кроме того, учет полезных компонент, содержащихся в рудоносных осадках, может существенно влиять на общую оценку потенциальных ресурсов подобных месторождений в сторону их увеличения. Для детальных исследований осадочной толщи были выбраны 6 опорных разрезов: колонок 28л-50, -122, -162,-176,-192,-194.

На основе изучения минерального и химического состава осадков поля "Краснов" а также проведенного биостратиграфического расчленения и абсолютной геохронологии было установлено:

1. Исходя из характера распределения химических элементов вдоль колонок, можно выделить три геохимических горизонта (ГГ), которые, в свою очередь, хорошо согласуются с литологическими и литолого-стратиграфическими горизонтали (ЛСГ). Перечисленные горизонты по совокупности признаков могут быть определены как

Исходя из предложенной литостратиграфической модели и абсолютной геохронологии осадков, мы можем реконструировать историю седиментации в районе поля, по крайней мере, за последние 75.5-80.0 тыс. л. Однако следует отметить, что максиматьный возраст сульфидов, поднятых с этого поля, оценивается около 119.2 тыс.л. [СЬегказЬоу е1 а1., 2009]. Реконструкция истории седиментации поля "Краснов" выявила три основных периода. Первый (ЛХСГ-Ш) отражает накопление слоя рудоносных осадков в период максимальной активности поля - И 9-75 тыс. л. н. Второй период, между 75 и 11 тыс. л. н.

самостоятельные литохемостратиграфические

горизонты (ЛХСГ),

отвечающие основным этапам

истории седиментации на гидротермальном поле. 2. Соотношения между рудными элементами в металлоносных и рудоносных осадках поля "Краснов" указывают на то, что их основным

источником являются продукты разрушения рудного тела

(проксимальные МО).

тела и их номера, ¡4 - Ре-Мп корки, 15 - изобаты (м).

Рис. 6. Геологическая схема поля "Краснов" с точками отбора колонок осадков и регионального участка

исследований в районе 16° с.ш. САХ.

1 - карбонатные осадки, 2 -базальты, 3 - тектонические брекчии, '/-гидротермальное рудное поле, 5 - предполагаемые тектонические нарушения, 6 — геологические границы, 7 — граница днища рифтовой долины, Я - вулкан центрального типа, 9— вулканическая гряда, 1С — уступы, 11 — металлоносные осадки, /¿-рудоносные (рудные) осадки, 13 - рудные 16 -точки отбора колонок осадков.

(ЛХСГ-Н), отражает историю постепенного затухания гидротермальной активности. Он

делится на два этапа, разделяемых кратковременным усилением вулканической

активности района. И. наконец, третий (завершающий) этап истории седиментации

(ЛХСГ-1) отражает период накопления фонового пелагического карбонатного материала

за последние 11 тыс. лет после прекращения гидротермальной активности поля (рис. 7).

Рис. 7. Реконструкция истории вулканической и гидротермальной активности поля "Краснов" Вулканотектоническая Гидротермальная [Русаков и др.. 2012].

активность района исследований

75 ■

усиление

активность поля

"Краснов" -►

усиление

\

Глава 1.7. Минералого-геохнмическая зональность осадков рудного узла "Семенов" (13"31' - 13°30' с.ш. САХ) Исследования, проведенные в ходе двух экспедиций в районе рудного узла "Семенов", показали, что узел (cluster) состоит из минимум пяти отдельных гидротермальных полей [Beltenev et al„ 2007а, 2009а. 20096]. Он расположен у западного борта рифтовой долины Срединно-Атлантического хребта на склоне подводной горы, поднимающейся в районе 13° с.ш. на 700-800 м над окружающим дном (рис. 8). На вершине горы обнаружены две вулканические постройки. С тектонической точки зрения этот узел (а также такие гидротермальные поля Атлантики как "Логачев", "Ашадзе", "Рэйнбоу" и "Нибелунгов") связан с нетрансформным разломом срыва (detachment fault), вызванным дислокационным тектоническим движением участка океанской коры. Гидротермальные поля образуют цепь из пяти рудных холмов, протянувшуюся на 12 км с запада на восток от 45"00' до 44°52' з.д., и залегают на толеитовых базальтах средне- и позднеплейстоценового возраста, а также частично на перидотитах. По данным телевизионной съемки, в границах гидротермальных полей часто встречаются локальные участки развития рудоносных осадков в виде красноцветных илов и сульфидных песков. Здесь также были отмечены живые представители гидротермальной фауны: креветки, офиуры, голотурии, кораллы, губки и др. В понижениях рельефа дна за пределами рудных построек вулканические породы перекрыты фоновыми карбонатными

осадками (CaCOj > 75 мае. %). Максимальная мощность осадков, вскрытая грунтовыми

трубками в пределах гидротермальных полей, составила 50-55 см (рис. 9).

4S 0VSA 45"00" 44 5» 44 44 5Г 44'5ff 44'üff

_röi-i т^ I i-5 т-6 ж - т-*

Рис. 8. Район исследования с указанием положения гидротермальных полей 1-5: 1 - Западное поле, 2 - Северо-Западное поле, 3-4 - Северо-Восточное поле, 5 - Восточное поле, на батиметрической карте и точками отбора колонок осадков. Составлена на основе карты фактического материала геологического опробования 32-го рейса НИС "Профессор Логачев". Карту составили. Малин В.Б, Мачулин A.B.. Бельтенев В.Е.. Шилов В.В., Рождественская И.И., Бурькова Е.С., ответственный исполнитель Бельтенев В.Е.

1 - Точки отбора колонок донных осадков, 2 - границы и номера гидротермальных полей. 3 -верхнеплейстоценовые толеитовые базальты, 4 - среднеплейстоценовые толеитовые базальты, 5 -габброиды и серпентинизированные перидотиты, б - кокколитово-фораминиферовые карбонатные илы (CaCOj>75 %), 7- поля чередования осадков и выходов коренных пород, «-сульфидные постройки, 9-малоамплитудныетектонические нарушения, 10- изобаты сечением 20 и 25 м.

Для осадков рудного узла "Семенов" нами впервые была установлена и детально описана околорудная минералого-геохимическая зональность гидротермально-осадочного разреза, центральная часть которого представлена рудоносными (оруденелыми) осадками, непосредственно перекрывающими рудное тело, и отражает зону конкуренции между рудоносными растворами (инфильтрационно-метасоматический процесс) и морской водой (инфильтрационный процесс). На периферии эта зона постепенно сменяется проксимальными металлоносными осадками, рудная составляющая которых практически

полностью представлена оксигидроксидами Ре. Основываясь на данных литологического описания отобранных колонок, а также минеральном и химическом составе осадков, можно сделать вывод о том, что вскрытый разрез рудоносных осадков рассматриваемых нами полей отражает закономерное вертикальное распределение последовательно сменяющих друг друга минеральных типов осадков, которые образуют непрерывный ряд сверху вниз от атакамитово-гидроксидно-железистого (АРОК) типа с разным содержанием биогенных карбонатов к бескарбонатному баритово-сульфидному (БС) типу. Такая последовательность, по-видимому, обусловлена физико-химическими условиями формирования минералов, а также условиями их сохранности в осадках. Мы видим, что низкотемпературные минеральные ассоциации (атакамит, гидроксиды Ре), образующиеся в щелочных и окислительных условиях, близких к морской воде, вниз по разрезу постепенно сменяются высокотемпературными минеральными ассоциациями (сульфиды и сульфаты), отвечающими более кислотному и восстановительному режимам минералообразования.

Предполагаемое нинраьлскые 'а'

''Х^О придонных д.'ченнй __

п 2840-| 2860° 2880-я

= 2900-

УО

3420 ~ 2940-

(б)

Рис. 9. Разрез осадков "Восточного" ("Семенов-5") гидротермального поля рудного узла "Семенов" (а) и идеализированная схема вертикального строения гидротермально-осадочного разреза (б). ФПО - фоновые пелагические осадки, ДМО - дистальные металлоносные осадки, ПМО - проксимальные металлоносные осадки, РО - рудоносные осадки. Типы осадков: АГЖ -атакамитово-гидроксидно-железистые, ГЖ - гидроксидно-железистые, БГЖ - баритово-гидроксидно-железистые, ГЖСБ — гидроксидно-железисто-сульфидно-баритовые, БСП — барнтово-сульфиднын песок (турбидит).

На наш взгляд, основной причиной подобной зональности проксимальных металлоносных отложений является влияние восходящих слабонапорных диффузных растворов, которые являются причиной образования вторичных сульфидных минералов и растворения биогенного карбоната. Следует отметить, что часто влияние этих растворов не

нарушает первичную вертикальную зональность отложений, что позволяет выявить основные этапы эволюции гидротермальной активности поля.

ВЫВОДЫ

1. Впервые установлена и детально описана околорудная минералого-гсохимическая зональность гидротермально-осадочного разреза в районе рудного узла "Семенов". Центральная часть разреза, представленная рудоносными (оруденелыми) осадками, непосредственно перекрывающими рудное тело, отражает зону конкуренции между рудоносными растворами (инфильтрационно-метасоматический процесс) и морской водой (инфильтра-ционный процесс). На периферии эта зона постепенно сменяется проксимальными металлоносными осадками, рудная составляющая которых практически полностью представлена оксигидроксидами Ре.

2. Впервые на основе смены минеральных ассоциаций показаны физико-химические условия, возникающие в осадках в зоне взаимодействия между восстановленными кислотными рудоносными растворами, поступающими снизу, и проникающей сверху морской водой.

Глава 1.8. Минеральный состав пелитовой фракции осадков гидротермальных полей "Краснов" и "Семенов"

Исходя из совокупности имеющихся в литературе данных, можно выделить, по крайней мере, четыре основных источника тонкодисперсных минералов в осадках СОХ. Первый - это подводная эрозия гидротермально измененных вулканических пород океанского дна (поставка талька, серпентина, хлорита) и рудных построек (поставка талька, керолита, смектита). Второй - осаждение оксигидроксидов Ре, аморфного кремнезема и алюмосиликатов (включая глинистые минералы) непосредственно из рудоносных флюидов в результате их смешения с морской водой (образуется широкий спектр минеральных фаз в зависимости от термодинамического режима разгрузки флюидов). Третий - фоновое осаждение глинистых минералов в водном столбе в составе терригенного вещества. И, наконец, четвертый — формирование минералов непосредственно в осадках в результате диффузного просачивания сквозь них гидротермальных растворов (нонтронит). В то же самое время наши результаты показали:

1. Пелитовая фракция гидротермально-осадочного материала состоит преимущественно из оксигидроксидов Ре с повышенным содержанием Си и а доминирующим минералом рудоносных осадков в этой фракции является гетит и/или гидрогетит.

2. Основным источником глинистых минералов в исследуемых осадках является тер-ригенное вещество, поступающее с эоловым материалом.

3. Значимые содержания глинистых минералов встречаются в металлоносных осадках, накопившихся либо на удалении от гидротермального источника, где скорость накопления гидротермально-осадочного материала ниже скорости накопления фонового пелагического материала, либо после прекращения гидротермальной активности.

Глава 1.9. Редкоземельные элементы в металлоносных и рудоносных осадках

Диаграмма состава РЗЭ, нормированного на состав хондритов (рис. 10), показывает, что ее верхняя часть согласуется с гидроксидно-железистыми (ГЖ) осадками, а нижняя часть - с баритово-гидроксидно-железистыми (БГЖ) и баритово-сульфидно-песчаными (БСП) слоями турбидитов (см. главу 1.7). Самые нижние значения отвечают составу РЗЭ в гидротермальных баритах и сульфидах [Дубинин, 2006; Barrett et al., 1990]. По сравнению с осадками поля "Краснов", ГО поля "Семенов-5" имеют более низкие содержания РЗЭ и в среднем (за исключением двух аномальных горизонтов ЛСГ-Н, см. главу 1.6) более высокую Ей аномалию. Факторный анализ, проведенный для исследуемых осадков на основе корреляционных матриц, выявил четыре значимых фактора, контролирующих вариацию их химического состава. Наиболее значимый из них - это позитивная корреляция между Mg, AI, Si и К (фактор 1, объясняющий 37.56 % вариаций). Такие элементы, очевидно, указывают на сильное влияние силикатов (а также аморфного кремнезема) и алюмосиликатов на состав изученных осадков. Другие три фактора отражают влияние Zn и S (Zn, в основном, находится в составе сфалерита) (фактор 2), Ва и Си в составе сульфидных и сульфатных минералов (возможно также атакамита) (фактор 3), а также Р, Fe и С1 (фактор 4). Наиболее важным показателем, на наш взгляд, является значимая позитивная корреляция между фактором 1 и РЗЭ с коэффициентами корреляции от 0.92 (для Lu) до 0.97 (для Се и Рг). Корреляция РЗЭ с другими факторами существенно ниже. Особняком в этом ряду выглядит Ей, проявляющий низкую корреляцию со всеми факторами. Исходя из этого, можно предположить, что вариации состава РЗЭ в рудоносных осадках тесно связаны с содержанием силикатов, алюмосиликатов и аморфного кремнезема.

На основе проведенных исследований можно сделать, по крайней мере, два фундаментальных вывода:

1. В отличие от металлоносных осадков, рудоносные осадки обладают высокой позитивной корреляцией РЗЭ (за исключением Ей из-за его восстановления) с Si и AI, а также отрицательной корреляцией с Fe. Последнее обусловлено тем, что носителем Fe в рудоносных осадках являются либо сульфиды, либо продукты их окисления, в которых содержание РЗЭ изначально было крайне мало.

2. Распределение РЗЭ в рудоносных осадках контролируется, по крайней мере, двумя факторами: окислительно-восстановительным барьером (для Ей), а также содержанием силикатов (и аморфного кремнезема) и алюмосиликатов. Очевидно, последние являются основным сорбентом РЗЭ в рудоносных осадках.

Рис. 10. Нормализованные (на состав хондритов) значения РЗЭ рудоносных (РО) и металлоносных (МО) осадков гидротермального поля "Краснов" и гидротермального поля "Восточное" рудного узла "Семенов" (данные автора), фоновых пелагических осадков (ФПО) вдоль 22° с.ш. трансатлантического профиля [Дубинин, Розанов, 2001], а также средние значения для осадков гидротермальных полей: 1 - "OBS", 21° с.ш. ВТП [Klinkhammer et al., 1994а], 2 - "Лаки Страйк" [Dias et al., 2008], 3 - "Салдана" [Dias, Barriga, 2006], 4 - "Кайрей" [Peng et al., 2011], 5 - "Логачев" [Peng et al., 2011], 6 - "Рейнбоу" [Chavagnac et al., 2005]. БСП - баритово-сульфидный песок (см. главу 1.7).

Гпава 1.10. Верхнегшейстоцеп-голоценовые осадки хребта Гаккеля

Содержание данной главы направлено на выявление особенностей седиментации и диагенеза гидротермально-осадочных отложений в высоких широтах на примере ультранизкоспредингового хребта Северного Ледовитого океана. По примеру других низкоспрединговых хребтов Мирового океана, в которых обнаружены крупные рудные тела глубоководных сульфидов (Срединно-Атлантический хребет, Западно-Индийский хребет), есть основания предполагать перспективным в этом отношении и срединно-океанический хребет Северного Ледовитого океана - хребет Гаккеля. Для него известно около 20 гидрохимических и гидрофизических аномалий, связанных с современными гидротермальными полями, однако ни металлоносные осадки, ни руды глубоководных сульфидов пока не обнаружены.

В районе исследований в водном столбе на глубинах между 2100 м и 3000 м в экспедиции, проходившей на борту НИЛ "Polarstern" с участием автора, были зафиксированы аномалии солености и температуры, а также повышенные содержания растворенных Мп и Fe [The Expedition..., 2008]. Эта водная аномалия, очевидно, представляет собой продолжение обширного гидротермального плюма, обнаруженного над хребтом в районе 85° с.ш. в экспедиции "AMORE 2001" [Polarstern..., 2002]. Следует отметить, что на сегодняшний день вдоль оси хребта от 8° з.д. до 85° в.д. обнаружено не менее 9 гидротермальных аномалий в водной толще [Edmonds et al., 2003]. Основанием для наших исследований послужила колонка донных осадков, отобранная в пределах упомянутой водной аномалии.

Глубоководные осадки Северного Ледовитого океана обладают низкими содержаниями органического вещества и повышенными содержаниями окислов железа и марганца, что делает их схожими с окисленными пелагическими осадками Мирового океана [Glasby, 1991]. Однако, в отличие от "типичных" пелагических осадков, покрывающих более 50 % земной поверхности и представленных карбонатными и кремнистыми биогенными илами, а также глубоководными красными глинами, арктические гемипелагические осадки состоят главным образом из терригенной кластики различного гранулометрического состава. Специфика диагенетических преобразований глубоководных осадков Арктики почти не изучена. В частности, автору не удалось обнаружить в литературе работ, относящихся к выявлению особенностей геохимии субаквального диагенеза на хребте Гаккеля. В первую очередь это связано с небольшим количеством колонок осадков, отобранных в основном в западном сегменте (западнее 59" в.д.) хребта [Kubisch, 1992; Eisenhaueret al., 1994; Stein etal., 1994a, b; Nergaard-Pedersen et al., 2003]. Отдельным вопросом остается причина формирования тонких прослоев, обогащенных оксигидроксидами Fe. Замечателен тот факт, что они практически не встречаются в осадках, отражающих гляциальные климатические фазы [The Expedition..., 2008], для которых характерна низкая аэрация глубинных вод. Исходя из этого, можно предположить, что их накопление тесно связано с усилением вертикальной конвекции поверхностных и глубинных вод Северного Ледовитого океана и повышенной поставкой гидрогенного Fe. Как мы отмечали выше, в районе исследований обнаружены водные аномалии, указывающие на возможный дополнительный источник железа -гидротермальный плюм. Однако общее влияние гидротермального вещества на осадконакопление в этом районе очень невысоко, что подтверждается низкими отношениями (Fe+Mn)/Al = 0.5-0.8, более характерными для терригенных осадков, нежели для металлоносных.

О Гори юн 1 1+Па О Горизонт 11б-г А Горизонт III О Горизонт IV

_ Горизонт Пг

(Зона II) '

1.5

2.5 3.0 3.5

А1, %

Рис. 11. Положение слоев, обогащенных оксигидроксидами Ре (указаны стрелками), в осадках хребта Гаккеля на диаграмме А1 - Ре/А1. Пояснения даны в тексте.

В нашем случае основным разбавителем рудного

(гидротермального) вещества

является терригенный материал, разнообразный по своему

минеральному составу, однако

состоящий в основной своей массе из алюмосиликатов. Исходя из этого, избыточное накопление гидрогенного Ре над его фоновым содержанием в алюмосиликатах может быть определено с помощью диаграммы А1 Ре/А1 (рис. 11). На этой диаграмме видно, что прослои, обогащенные оксигидроксидами Ре, образуют три самостоятельных поля (кластеры: А, Б, В), не перекрывающих друг друга. Кроме того, они выстраиваются в некую хронологическую последовательность, которая может отражать эволюцию фациальных условий седиментации. Мы полагаем, что их формирование может быть связано не только с осаждением гидротермального Ре в периоды максимальной аэрации глубинных водных масс, но и с вулкано-тектонической активностью самого хребта, «записанной» продуктами окисления вулканических стекол. В окислительных условиях океана оксигидроксиды Ре активно развиваются по гиалокластическому материалу и способны образовывать самостоятельные отложения, на что нам указывают два прослоя осадков, обогащенных V и Аэ, на глубинах 10-12 см и 118-119 см. Следует отметить, что резко выраженные тонкие слои осадков, обогащенные оксигидроксидами Ре, не были описаны в других глубоководных районах Арктики и, на этом основании, могут быть отнесены к особенностям осадков хребта Гаккеля, что объединяет его с осадочными формациями океанских рифтов Мирового океана.

ЧАСТЬ 2. ГИДРОТЕРМАЛЬНО-ОСАДОЧНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ ПАЛЕОУРАЛЬСКОГО ОКЕАНА

В геологической истории Земли можно выделить четыре основных относительно коротких периода активного колчеданообразования: неоархейский (2.72-2.69 млрд.л.н.), палеопротерозойский (1.98-1.85 млрд.л.н.), кембрийско-ордовикский (542-472 млн.л.н.) и девонско-раянекаменоугольный (416-330 млн.л.н.) [Дергачев, 2010] В этой части подроб-

но рассмотрены процессы рудоотложения в Палеоуральском океане, отвечающие девон-ско-раннекаменоугольному периоду наиболее мощного в истории Земли колчеданообра-зования.

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

Глава посвящена литолого-палеогеографической и тектонической реконструкции Палеоуральского океана, а также металлогеническим зонам Урала и гидротермально-осадочным фациям. Фактически она представляет собой литературный обзор, основная цель которого - показать тесную взаимосвязь между гидротермально-осадочными процессами и эволюцией бассейна седиментации.

На основе литолого-палеогеографической реконструкции А.Б. Ронов и др. [1984] полагали, что история Палеоуральского океана начинается с расхождения материков гондванской группы -800-600 млн.л.н. в результате раскола Родинии. Согласно В.Е. Хаи-ну [2001], тектоническую историю Уральского региона можно проследить начиная с позднего кембрия. Однако, исходя из возраста лерцолитовых массивов (полученного на основе изотопного состава Re-Os и Sm-Nd) [Koroteev et al„ 1997; Glasmacher et al„ 2001], начало рифтинга могло начаться значительно раньше - около 1.35 млрд. л. н. Он сопровождался формированием вулкано-осадочных комплексов, гранитных массивов и слоистых интрузивов основного состава, которые сегодня находятся в западной части Южного Урала (Башкирский антиклинорий). Считается, что подобный рифтинговый режим существовал в то же самое время вдоль пассивных окраин Сибири и Казахстана [Khain et al„ 2003]. Это, возможно, привело к расколу мезопротерозойского Евроазиатского континента на Восточно-Европейскую платформу и Сибирь около 1.3-1.2 млрд. л. и. [Tessalina et al., 2007], которые, вероятно, входили в состав Пангеи 1. а не Родинии.

Раскрытие океана достигло своего апогея приблизительно в позднем кембрии-начале ордовика (-502-488 млн.л.н.). К концу кембрия материки гондванской группы концентрировались в экваториальной зоне, не выходя за пределы 50-х градусов южной и северной широты. Индикаторами тропического климата этого периода времени можно считать эвапориты Сибирской и Северо-Американской платформ. Таким образом, в полярных и приполярных районах Земли располагались две обширные области древних океанов, северный из которых считается Протопацификой. Максимальная ширина палеоокеа-на, исходя из предполагаемой скорости спрединга и длительности вулканизма, оценивается около 2 тыс. км [История..., 1984]. С тектонической точки зрения западные зоны Уральского пояса с позднего кембрия и почти до конца девона представляли собой пас-

сивную окраину Восточно-Европейского континента. Во второй половине ордовика нача-

ли формироваться вулканические структуры (дуги) - Тагильская и Магнитогорская.

Рис. 12. Карта (а), тектоническая схема (б) (по В.Н. Пучкову) [Хаин, 2001] и метаплогенические зоны Урала (в) [Медноколчеданные..., 1985, 1988; Зайков и др., 1993; Контарь, Либарова. 1997]. (б) - тектонические подзоны: 1 - Денисовская. 2 - Восточно-Мугоджарская, 3 - Магнитогорская, АК - антиклинории; (в) - метаплогенические зоны: С - Сакмарская. Т - Тагильская. М - Магнитогорская. ВУ - Восточно-Уральская; рудные районы: 1 - Ивдельский, 2 - Карпинский, 3 - Кабан-ский, 4 - Красноуральский, 5 - Кировоградский, б - Маукский, 7 - Юлукский, 8 - Ивановский, 9 -Ишкининский, 10 - Медногорский, 12 - Карабашский, 13 - Миасский, 14 - Учалинский, 15 -Верхнеуральский, 1 6 - Александринский. 17 - Сибайский, 18 - Баймакский. 19 - Подольский. 20 -Бурибайский, 21 - Гайский. 22 - Теренсайский, 23 - Ащебутакский, 24 - Домбаровский. 25 - Ре-

жевский (Сафьяновский), 26 - Кунашакский, 27 - Амурский, 28 - Айдырлинский, 29 - Среднеор-ский 30 - Верхиеорский, 31 - Берчогурский, 32 - Узельгинский; околорудные гидротермально-осадочные отложения: 1 - марганцовистые и высоко-железистые кварц-гематитовые, 2 - хлорит-магнетитовые и гематит-кварцевые, 3 - умеренно-железистые гематит-кварцевые, 4 - маложелезистые яшмы и силицыты; 5 - серицитолиты и хлоритолиты.

В раннем девоне материю! Лавразийской группы испытали незначительные горизонтальные перемещения. Восточно-Европейская платформа и Северо-Американская продолжали незначительный дрейф в одном направлении, а их фронтальной частью оставался Уральский пояс, но с уже затухающим подводным вулканизмом. Казахстанский континент в результате этого движения немного приблизился к Восточно-Европейскому и Сибирскому. В карбоне Северная Америка и Европа, сохраняя свое единство, столкнулись с Гондваной, а Казахстанский континент столкнулся с Сибирью, увеличив пространство океана Палеотетис. С ранним карбоном связывают развитие орогенного режима в пределах Уральского пояса и, таким образом, окончательное исчезновение Палеоуральского океана. В поздней перми наметилось постепенное угасание орогенного режима Уральского пояса в результате его коллизии с Казахстанским континентом.

В составе колчеданоносной провинции Урала выделяются четыре металлогениче-ские зоны: Восточно-Уральская (ВУ), Магнитогорская (М), Тагильская (Т) и Сакмарская (С) (или Тагило-Сакмарская) [Материалы..., 1998] (рис. 12). Все они неразрывно связаны с определенными геотектоническими структурами Урала (каждая из них соответствует палеоокеанической или палеоостроводужной структуре) и отражают определенные вулка-ногенно-осадочные условия рудоотложения.

Глава 2.2. Донные осадки Палеоуральского океана

2.2.1 Кремненакопление. Ключевым звеном в понимании фациальных условий рудоотложения в палеозойских океанах является состав их донных осадков. Так, одним из наиболее дискуссионных вопросов остается соотношение между биогенным или хемоген-пым отложением кремнезема в разные геологические эпохи. В начале палеозоя отмечается резкое изменение условий осаждения железа и крем1шя, выносимых как вулканическими источниками (гидротермальные растворы, вулканический пепел), так и в результате выветривания суши. Осаждение железа локализуется в непосредственной близости от его источника, а зоны накопления кремния, наоборот, расширяются. Последнее является результатом более активного вовлечения кремния в биологические циклы. Таким образом, с этого момента в океанах начинает активно развиваться биогенная седиментация кремния, приведшая к широкому распространению палеозойских глубоководных органогенных си-лищггов, являющихся продуктом постседиментационных изменении радиоляриевых илов.

Несмотря на это, по крайней мере, вплоть до конца девона продолжает сохраняться тесная связь кремненакопления с гидротермальной активностью. Изучение состава яшмовых горизонтов Южного Урала показало, что наравне с гидротермальной поставкой кремнезема отмечается также периодически высокая поставка туфогенного (вулканический пепел) материала, формирующего отдельные прослои в силицитах.

2.2.3. Карбонатонакопление. Вторым, не менее значимым, вопросом является накопление карбонатов. В середине девона глубоководные железо-кремнистые и кремнистые фации начинают сменяться карбонатными отложениями. Причина подобной смены состава осадков окончательно не установлена. Многие исследователи связывают это не с климатическими изменениями, а с уменьшением глубины бассейна седиментации [Зайков и др., 2002]. По мере закрытия Палеоуральского океана глубины его бассейнов уменьшались и с середины девона на большей его части господствовали мелководно-морские условия, выразившиеся в накоплении терригенных и карбонатных осадков. Было отмечено, что кремнисто-железистые отложения совпадают по своему литолого-стратнграфическому положению с известково-карбонатиыми толщами, а зачасгую и перекрываются ими. Более того, на месторождениях, где известняки или известковистые толщи отсутствуют, крсмнисто-железисгые отложения либо не встречаются вовсе, либо распространены крайне незначительно [Масленников, Аюпова, 2007].

2.2.3. Органический углерод. Палеоуральский океан за свою историю испытал существенные изменения условий седиментации: от развитой пелагической глубоководной седиментации в период его максимального раскрытия (доминируют окислительные обстановки) до формирования аноксическнх обстановок в локальных (батиметрически изолированных от открытого океана) депрессиях с застойными гидродинамическими условиями. Последние были широко развиты в период закрытия океана; в силу локальности самих депрессий их отложения не имеют широкого распространения. Следует отметить, что в целом аноксические условия не характерны для глубоководных частей Палеоуральского океана. Напротив, состав яшмовых формаций Урала указывает на субоксические и окси-ческие условия осадконакопления, что в значительной степени предопределило крайне низкое содержание органического углерода в большей части пелагических и гемипелаги-ческнх отложений.

Глава 2.3. Гидротермапьно-осадочные отложения колчеданных месторождений

В главе рассматривается состав проксимальных вулканогенпо-осадочных отложений колчеданных месторождений "Яман-Касы", "Сафьяновского" и "Молодежного", которые исследователи [Зайков, Масленников, 1987; Зайков и др., 1995; Коротеев и др.,

1997; Масленников, 2006] относят к слабометаморфизированным, что делает возможным сравнение состава их седиментологических фаций с составом современных проксимальных гидротермально-осадочных отложений.

Наибольшее внимание уделяется составу рудокластических турбидитов месторождения "Молодежное". Само месторождение находится в пределах Узельгинского колчеданоносного поля, расположенного в Магнитогорской металлогенической зоне. В геологическом разрезе выделяются две свиты; рудовмешающая карамалыташская и перекрывающая ее улутауская, относящиеся к среднему и верхнему девону [Медноколчеданные..., 1988; Масленников, 1999]. Карамалыташская свита состоит из трех толщ: базальтовой (подрудной), риодацитовой (рудовмещающей) и риолитовой (надрудной). Возраст месторождения оценивается как эйфельский. Улутаусская свита состоит из двух толщ: андезиты, известняки и вулканомиктовые песчаники в нижней части разреза, а также алевролиты и песчаники в ее верхней части.

На месторождении обнаружено четыре рудных тела, в двух из которых сосредоточены основные запасы. В наиболее массивном теле кластогенные сульфидные руды слагают кровлю, а во втором - практически полностью рудное тело. Рудные тела пластообразных и линзовидных форм залегают на глубине 80-300 м и имеют резкие контакты с вулканическими породами. Геохимический ореол месторождения проявлен локально в подрудных вулканических породах и отражает зону циркуляции высокотемпературных гидротермальных флюидов, поскольку практически полностью совмещен с метасоматическим ореолом [Баранов, 1987]. В перекрывающих породах он проявлен очень слабо, либо не фиксируется вовсе, что указывает на незначительные изменения первичного геохимического состава гидротермально-осадочных отложений.

Структурно-текстурные особенности, а также минеральный и химический состав рудокластитов рассмотрен на примере образцов, предоставленных для исследования сотрудниками Института минералогии УрО РАН. Впервые литология, а также минеральный и химический состав указанных образцов был описан в статье В.В. Масленникова с соавторами [Ма$1епшкоу е( а1., 2012]. В данной работе приводятся результаты наших собственных исследований.

Исходя из структурно-текстурных особенностей и минерального состава отдельных слоев рудокластитов, их можно разделить на три литотипа: яшмовидные кварц-гематитовые слои (госсаниты - литифицированные продукты рудоносных осадков), а также мелкозернистые и крупнообломочные рудокластитовые слои, представляющие собой рудокластические отложения гравитационных турбидных потоков. Собственно, по присутствию слоев рудокластов эти отложения и получили свое название - рудокластиты.

— Переходное литолого-фациальное положение между массивным рудным телом (метасоматического генезиса) и оксидно-железистыми отложениями (гидротермально-осадочного генезиса) определило специфику строения их вертикального разреза. Иногда рудокластиты называют также слоистыми рудами по характерному чередованию рудных (сульфидных) и кварц-гематитовых слоев. По крупности рудных обломков, а также литодинамнческим характеристикам, их разделяют на проксимальные и дистальные (ритмиты) (рис. 13).

На основе проведенных структурно-текстурных и минералогических исследований фацию рудокластитов можно разделить на три группы: слабодифференцированные рудокластиты, крупнообломочные рудокластиты и тонкозернистые рудокластиты. Они образуют последовательный ряд, отражающий постепенное изменение литодинамических условий аккумуляции рудокластических турбидитов от массивного рудного тела к госсанитам.

Сравнение состава исследуемых отложений с их современными (голоцен-плейстоценовыми) аналогами

с та

& представлено в табл. 2. Из таблицы видно, что кварц-

и

>= гематитовые отложения в виде госсанитов по своему

| макроминералыюму составу соответствуют гидроксидно-

= железистым идам поля "Семенов". Исключением являются

аа

& отложения, обогащенные атакамитом. В осадках этого поля он

| тесно ассоциируется с биогенным карбонатным материалом и

§ устойчив в узком диапазоне значений рН<8 при строго

| окислительном режиме (положительными значениями

V

с ЕЬ>200). Кроме того, этот минерал термочувствителен и и

3 неустойчив при температурах выше +(10-13)° С в системе

с

§• «карбонатная порода - морская вода» [Русаков и др., 2013]. >!

3 Для современных осадков также характерны относительно с

и более высокие содержания сульфидов и барита (СБГЖ и

сс

* ГЖСБ отложения). Отсутствие их прямых аналогов в отложениях месторождения "Молодежное" может указывать на постседиментационное

окисление сульфидов, т.е. СБГЖ и ГЖСБ отложения преобразуются в отложения БОЖ типа. На примере "современных" дистапьных рудокластитов (баритово-сульфидный песок - БСП) можно заметить то, что их древние аналоги характеризуются более высокими содержаниями оксидных форм железа, т.е. БС тип может преобразовываться под воздействием окислительных реакций в БОЖС и ОЖБС типы, (а)

(б)

о—

5 —

Я 10 I

10— 15-

Рис. 13. (а) - проксимальный и (6) - дистальный рудокластический турбидит. Медноколчеданное месторождение "Молодежное" (Южный Урал).

Согласно нашим данным, существуют, по крайней мере, два возможных механизма формирования вторичных минералов в отложениях подобного типа. Первый - это ин-

Гориюшы о г Лора проб, см

фильтрационно-метасоматический, в результате воздействия на отложения восходящих диффузных потоков гидротермальных растворов. Граница этого потока, в отличие от струйного истечения флюидов, может представлять собой сплошной фронт, который продвигается вверх по разрезу, не нарушая первичную слоистость отложений (см. главу 1.7). Второй - это выщелачивание подвижных металлов (прежде всего меди) из сульфидов в результате инфильтрации холодной окислительной морской воды сквозь поры сульфидной матрицы. Проникая внутрь рудного тела или рудоносных осадков, морская вода реагирует с сульфидными минералами. В результате этого взаимодействия, согласно Д.К. Нордшторму [КогскЮпп, 1982], сульфид превращается в гидроксид: (Ме)5„ — Ре(ОН)3, а медь и частично железо переходят в раствор в форме хлоридов.

Инфильтрационно-метасоматический механизм замещения нами рассмотрен на примере состава массивной медноколчеданной руды месторождения "Молодежное". Результаты изучения флюидных микровключений и температур их гомогенизации в образцах слоистых руд показали, что все обнаруженные флюидные включения были гомогенно жидкими, а температуры гомогенизации не превышают 150-210° С. Несколько более высокие температуры отмечены для массивных руд метасоматического генезиса (до 325° С). Макроминеральный состав и текстурно-структурные особенности образцов показывают, что в руде присутствуют реликтовые зерна пирита (29.66 мас.%) со структурами распада, а также алюмосиликаты (1.25 мас.%), обломочный кварц (1.07 мас.%) и отдельные кристаллы барита (0.14 мас.%). Это указывает на то, что халькопирит в руде развивался по ранее отложенным рудокластитам в результате диффузного просачивания медьсодержащих рудоносных растворов (инфильтрационно-метасоматическое воздействие).

На периферии рудного тела, где инфильтрационно-метасоматическое воздействие восходящих рудоносных растворов минимально, ключевую роль в формировании вторичных минералов играют процессы восстановительного диагенеза, тесно связанные с повторным сульфидообразованием, а также с растворением биогенных карбонатов и окисно-маргапцевых минералов. С целью реконструкции инфильтрационного механизма образования минеральных фаз в исследуемых образцах было проведено компьютерное моделирование, позволяющее сопоставить равновесные минеральные ассоциации при разных температу рах и различной парциальной летучести Ог. Было установлено, что формирование вторичных минералов происходило минимум в два этапа. На первом этапе происходило замещение пирита халькопиритом и халькопирита сидеритом. На втором этапе при более низкой активности кислорода происходило перераспределение карбонатов между слоями породы. Биогенные карбонаты растворялись в оксидно-железистых и баритово-

оксидно-железистых отложениях и отлагались в виде аутогенного кальцита в баритово-оксидно-железисто-сулъфидных и баритово-сульфидных отложениях.

По-видимому, спусковым механизмом к последующей литификации осадков подобного генезиса является кристаллизация гидроксидов Ре и кремнезема, которые можно выразить реакциями гидратации и дегидратации, катализируемыми ионами ОН : 2Ре(ОН)3 <- Ре203 + ЗН20 (1)

(5Ю2)х-1 + 51(ОН)4 ~ (5Ю2)х + 2Н20 (2) В свою очередь, механизмы кристаллизации кремнезема контролируются сложной системой взаимодействия между твердой фазой осадков и поровыми растворами.

ВЫВОДЫ

1. Проксимальные гидротермально-осадочные отложения колчеданных месторождений имеют четко выраженную латеральную зональность, которая контролируется не только зональностью рудоотложения, связанной с механизмами осаждения гидротермального вещества в результате смешения высокотемпературного флюида с морской водой, но также разными механизмами аутигенеза: инфильтрационно-метасоматическим - в высокотемпературной центральной части рудного ноля, и низкотемпературным инфильтационным - на периферии рудного поля.

2. Литификация гидротермально-осадочных отложений выразилась в виде цементации рудокластов аутигеиным кальцитом, дегидратации гидроксидов Ре и аморфного кремнезема. В результате дегидратации гидроксиды Ре заместились гематитом, а аморфный кремнезем - кварцем.

3. Можно выделить, по крайней мере, два основных этапа формирования изученных рудокластитовых отложений:

Первый этап - седиментация. На этом этапе идет накопление слоев рудокластитов турбидными потоками, переносящими продукты разрушения рудного тела на небольшие расстояния (п х 100 м) под действием сил гравитации.

Второй этап тесно связан с литогенетическими стадиями субаквального диагенеза, катагенеза и метагенеза. На этом этапе происходит активное развитие вторичных минералов (аутигенез): замещение пирита халькопиритом, халькопирита сидеритом и развитие вторичного хлорита. Исходя из состава аугигенных минералов, термодинамического компьютерного моделирования и температур гомогенизации флюидных микровключений, можно заключить, что рудокластические турбидиты подверглись постседиментационным трансформациям при температурах 150-250)° С, что соответствует стадии метагенеза (метаморфизм погружения).

Гпава 2.4. Гидротермально-осадочные месторождения марганца

На сегодняшний день на Южном Урале известно несколько десятков гидротермально-осадочных месторождений марганца. Все они расположены вдоль Магнитогорского палеовулканнческого пояса и локализованы в осадочных отложениях, завершающих циклы вулканической активности и аккумулирующих вулканогенное, гидротермальное и органогенное вещество [Брусннцын, 2013]. В рамках представленной работы рассматривается геологическая структура, а также минеральный, химический и изотопный (513С, 5|80) состав руд и рудовмещающих пород месторождений "Южно- и Северо-Файзулинское", "Биккуловское", "Кызыл Таш" и "Кусимовское".

В общем виде историю накопления металлоносных отложений Тагильско-Магнитогорского палеобассейна можно проиллюстрировать рис. 14. Из рис. 14 видно, что периоды усиления вулканической активности, которые достигали своего апогея в эмское, живетское и фаменское время, сменялись более спокойными периодами пелагического накопления фонового осадочного материата вначале кремнистого (02еГ-0?й-), а впоследствии и карбонатного (С](). Это нашло свое отражение в осадочной истории региона в виде отложения бугулыгырского и мукасовского яшмовых горизонтов, сформировавшихся в эйфельское и франское время, соответственно. Исходя из стратиграфического положения рудных объектов, накопление гидротермально-осадочных отложений происходило преимущественно в момент затухания вулканической активности. Наиболее четко это проявилось в отложениях месторождений Биккуловское и Кызыл-Таш. Гидротермально-осадочные слои этих месторождений располагаются внутри кровли вулканогенно-осадочной улутауской свиты, которая перекрыта пелагическими осадочными отложениями мукасовского горизонта.

Упомянутые месторождения можно расположить также в хронологическом порядке, отражающем общую направленность литолого-палеогеографических эволюционных изменений Палеоуральского океана. Так, сравнительно низкое содержание карбонатов в отложениях месторождений Южно-Файзулинское (северный участок), Север о-Файзулинское и Кусимовское может указывать на то, что первоначально Мп накапливался на сравнительно больших глубинах (возможно, ниже глубины карбонатной компенсации). В подобных условиях формировались месторождения, как правило, расположенные в более ранних отложениях эйфельского времени - наиболее глубоководного периода в истории палеобассейна.

Рис. 14. Схема последовательного накопления вулканогенно-осадочных пород Западно-Магнитогорской островодужной системы, содержащих марганцевые рудные месторождения: 1 - туффиты и эффузивные вулканиты, 2 - гидротермально-осадочный материал, 3 - пелагический кремнезем (биогенное кремненакопление), 4- карбонаты.

Месторождения мукасовского горизонта, наоборот, отражают более поздние и мелководные периоды истории, связанные с закрытием океана, усилением влияния карбонатного осадочного материала, сменой состава вулкани тов с базальтового и андезито-базальтового состава на базальт-риолитовый, а также развитием вулканических островов. На более мелководные условия седиментации этих месторождений могут указывать, по меньшей мере, два факта: более высокие содержания карбонатного материала в осадочных отложениях франского времени, а также наличие большего количества туфов (в том числе, пепловых отложений) эксплозивных вулканов островных дуг. В целом можно предположить, что руды Биккуловского месторождения формировались в непосредственной близости от вулканического острова или активной окраины континента. На это также указывает более высокое содержание А1 в отложениях данного месторождения. Иными словами, накопление Мп не всегда связано с аккумуляцией железо-кремнистых осадков (протоджасперитов), отвечающих пелагическим глубоководным условиям седиментации, а может происходить и в условиях доминирующего влияния биогенного, тсрри-генного или вулканогенного материала, например, внузри вулканокластической осадочной толщи, образованной под влиянием эксплозивной вулканической активности островных дуг с вулканами центрального типа.

Исходя из геологической структуры и минералого-химического состава руд и ру-довмещающих пород, указанные выше месторождения можно условно разделить на три типа по степени дифференциации между Ре и Мп (рис. 15). Из рис. 15 видно, что наименьшей степенью дифференциации обладают месторождения, состоящие из трех уровней, образующих вертикальную последовательность (снизу вверх): гематит-

Стратиграфическая Возраст. Усиление скоростей

школа млн л накоплении отложении

359.2 ЗМ.5

385.3 387.5

- 591.8

1>,еГ

- 397.5

400 С

из

□

□ -з

кварцевые джаспериты (Fe-Si хемотип), оксидно-карбонатно-силикатные (ОКС) руды (Са-Mn-Si хемотип) и яшмы (Si хемотип). К первому типу относятся месторождения Кызыл-Таш и Биккуловское, залегающие в верхней части улутауской свиты. Более того, рудные горизонты этих месторождений имеют сравнительно высокое содержание карбонатного материала (Кызыл-Таш ~ 23 %, Биккуловское ~ 24 %) и залегают непосредственно на джасперитах. Условно отнесем их к проксимальным месторождениям 1-ой степени дифференциации.

Н-степепь

SÍO. Л10. Fc.O, MdO CaO MiVFc

П1-степень

S¡0, Al,O. Fc.O, MnO CaO Mn.Te Возрастание

Яшм.

is¡)

С

Возрастание

(X (Ma-Si)

ДЖ. (Fe-Si)

10жни-Ф«нзулинскч>с

Севсро-Файзулпыскос

К}СИМОВСК<К

Рис. 15. Вертикальная хемостратиграфическая схема гидротермально-осадочных марганцевых месторождений с указанием степени дифференциации между Ре и Ми, а также вертикальное распределение некоторых химических элементов и отношение Мп/Ре. Породы: Дж. - джаспериты, ОКС - оксидно-карбонатно-силикатные руды, ОС - оксидно-силикатные руды, Яш. - яшмы; их хемотипы указаны в скобках.

Более высокая степень дифференциации (II степень) проявляется при формировании оксидно-силикатных (ОС) руд (Мп-81 хемотип), которые перекрывают ОКС руды. Этот тип месторождений состоит из четырех вертикально расположенных уровней: джаспериты - ОКС руды - ОС руды - яшмы. Характерной особенностью рудных отложений подобного типа является сравнительно меньшее содержание карбонатов (Са ~ 2.53 мас.% или -4.4 % СаСОз). Как правило, месторождения подобного типа залегают в пределах яр-лыкаповского и бугулыгырского горизонтов, характеризующихся более низкими содержаниями карбонатного материала (-4.4 % СаСОз). К месторождениям этого типа можно отнести Южно-Файзулинское. Согласно нашей классификации, оно будет относиться к проксимальным месторождениям Н-ой степени дифференциации, которая выражается в появлении оксидно-силикатных руд.

И, наконец, к месторождениям с наивысшей степенью дифференциации (111-степень) можно отнести дистальные рудные отложения месторождений Северо-Файзулинское и Кусимовское (-3.7 и -6 % СаСОз, соответственно). Эти месторождения полностью представлены оксидно-силикатными рудами, залегающими со значительным

стратиграфическим отрывом от джасперитов. Как правило, рудовмещающне яшмы обладают наиболее низким содержанием карбонатного материала. Отложения этого типа месторождений образуют три уровня (снизу вверх): джаспериты - яшмы - ОС руды.

Исходя из вышеприведенных данных, можно предположить, что наиболее вероятной причиной различной степени дифференциации между Ре и Мп для разных месторождений является первоначальное содержание карбонатного материала, как в первичных Мп-Ре (Ре-Мп) осадках, так и в перекрывающих их породах (яшмах). Ранее мы уже указывали на ведущую роль карбонатного материал в качестве геохимического барьера для миграции металлов. Несмотря на то, что доминирующая роль карбонатов не вызывает сомнения в плане контроля за локализацией и распределением сульфидных руд, она остается слабо изученной для марганцевых месторождений. Мы полагаем, что влияние карбонатного материала на формирование марганцевых руд не менее значимо. В первую очередь это видно из того, что все проксимальные марганцево-рудные отложения, залегающие непосредственно на "материнских" джасперитах, обладают аномально высоким содержанием карбонатов, а дистальные отложения, наоборот, характеризуются их крайне низкими концентрациями. Иными словами, содержание карбонатов тесно связано с миграционной способностью маргаица.

Седиментация. Исходя из накопленной информации, практически не вызывает сомнения гидротермальный источник рудного вещества описанных выше марганцевых месторождений. Более того, химический состав и морфология отложений однозначно указывают на гидротермально-осадочный механизм их аккумуляции. Однако, исходя их совокупности приведенных выше данных, можно заключить, что источником рудного вещества "протоджасперитов" мог являться осадочный материал плюмов нейтральной плавучести, который осаждался на больших площадях в окислительных условиях и при низких температурах, соответствующих придонным водам Палеоуральского океана. Такие плюмы в современном Мировом океане формируются исключительно вследствие разгрузки высокотемпературных гидротермальных флюидов. Однако в силу более высоких скоростей аккумуляции аморфного (биогенного) кремнезема и пеплового материала в Палео-уральском океане, рассеянное рудное вещество не смогло образовать мощных самостоятельных горизонтов. Локальный характер распределения металлоносных отложений Палеоуральского океана, очевидно, контролировался морфологией рельефа дна и структурой придонных течений. В Тагильско-Магнитогорском палеобассейне, западная оконечность которого в период накопления рудных отложений представляла собой Западно-Магнитогорскую островодужную систему со сложной топографией дна и развитой системой впадин и подводных гор, накопление гидротермально-осадочного материала могло

происходить локально на дне небольших депрессий. Таким образом, металлоносные осадки скапливались в понижениях рельефа дна, формируя отдельные линзы или цепочки линз, аналогичные описанным выше отложениям джасперитов. В период тектонических деформаций первоначальная топография дна была нарушена, а сами линзы смяты в складки.

Посгселиментацнонные преобразования. Диагенез. В качестве наиболее вероятного механизма постседимептацнонного концентрирования Мп может выступать субаквальный восстановительный диагенез, способствующий растворению гидроксидов Мп в осадках. Изучение изотонного состава углерода в карбонатах представленных месторождений [Кулешов, Брусницын, 2005; Брусницын и др., 2009] показало, что более легкий изотопный состав 513С < -30 %о РОВ Южно-Файзулинского месторождения может объясняться более высокой концентрацией легкого биогенного метана и углекислоты органического вещества (рис. 16). При этом, более тяжелый изотопный состав 813С = -(19.7-10.8) %о РОВ в карбонатах месторождения Кызыл-Таш указывает, наоборот, на более высокую роль углекислоты, выделившейся при растворении карбонатов. Промежуточное положение, с точки зрения изотопного состава углерода, занимают месторождения Биккуловское (5|3С = -(29.3-13.7)%« РОВ) и Кусимовское (513С = - (22.0-17.3) %> РОВ). Состав их карбонатов указывает на смешанное влияние углекислоты, образованной как за счет окисления органического вещества, так и растворения первичного биогенного карбонатного материала.

Катагенез. Изучение изотопного состава кислорода в карбонатах месторождений подтверждает предположение об их катагенетическом и даже возможно метагенетическом (метаморфизм погружения) происхождении [Старикова, 2001; Кулешов, Брусницын, 2005; Брусницын и др., 2009]. Наравне с диагенетическими процессами мобилизации рудного вещества, часго наблюдается растворение карбонатного материала под влиянием более высоких температур и давления - катагенетическое растворение. Было установлено, что в интервале температур 75-150° С карбонаты начинают разлагаться с выделением СС2. Более того, хорошо известно, что при катагенезе также происходит существенная трансформация рассеянного в осадках органического вещества. По мере роста температур и давления органическое вещество преобразуется в нефть и природные газы. Под воздействием таких процессов поровая вода проявляет свойства кислоты, переводя в раствор легкорастворимые компоненты осадка. Такие минерализованные растворы часто содержат повышенные концентрации Са, Mg, Мп и НСО^1 .

Повторное осаждение Мп-содержащих растворов на более высоких стратиграфических горизонтах вулканогенно-осадочного разреза обусловлено возрастанием парциального давления кислорода, а также падением температуры и давления. То есть, поровые рас-

творы вследствие литификации отложений выжимались в вышележащие слои, где попадали в условия, способствующие их повторной минерализации. Принимая во внимание морфологические особенности рудных тел, прорыв таких растворов происходил локально в зонах ослабления плотности горизонтальных пластов (зоны локальных тектонических деформаций). Именно с этим связан локальный характер залегания рудных тел, часто в виде выпуклых верх линз, ошибочно интерпретируемых как рудная постройка. Более того, наблюдаемое брекчирование породы в основании силицитовой линзы ("постройки") на месторождении Кызыл-Тащ, является прямым доказательством механического воздействия рудоносных растворов, нарушивших латеральную слоистость осадков в месте их прорыва в вышележащий горизонт.

Рис. 16. Соотношение между 70 " ~" изотопным составом 613С в

карбонатах и средним содержанием карбонатов в рудах гидротермально-осадочных марганцевых месторождений Южного Урала. МОК - морские осадочные карбонаты (построена по материалам Е.В. Стариковой [2001]; В.Н. Кулешова, А.И. Брусницына [2005]; А.И. Брусницына и др. [2009]).

Метагенез. Завершающим

этапом формирования

современного облика месторождений, без учета процессов денудации и гипергенеза, стали тектонические деформации и низкоградный метаморфизм (метагенез). И.Б. Серавкин и др. [1992, 1997] отмечают, что общая мощность осадочного чехла, накопившегося поверх рудоносных (металлоносных) отложений, составила около 7-8 км. С учетом геотермического градиента И.Б. Брусницын с соавторами [2009] оценивают температуру метагенеза (метаморфизм погружения) от 160 до 240 "С при давлении от 2 до 2.2 кбар. Е.В. Старикова с соавторами [2004] дают более высокие температуры - 210-280 "С. Однако, несмотря на подобные незначительные расхождения, при таких термодинамических параметрах весьма вероятна существенная минеральная трансформация рудных отложений: образуются силикаты марганца, такие минералы как кариопилит, родонит, тефроит, андрадит, гроссуляр, спессартин и др.

ВЫВОДЫ

1. Механизм формирования протоджасперитов вполне можно объяснить осаждением в водном столбе гидротермально-осадочного материала из плюмов нейтральной плавучести

60 50 ; 40

и

мок

201- Кызьш-Таш

. ТОжно-Фаюулинскос Кусяшовсюе. _!_I_I_I_

Биккуловское

_ Г),?У - О/г

-50 - 40 - 30 - 20

б"С(„..„ X. (РОВ)

по механизму "частица за частицей", который отличался от фоновых осадков более высокими содержаниями Ре и Мп (возможно, также органического вещества). 2. Формирование марганцеворудных отложений является следствием постседиментацион-ных процессов, вызвавших перераспределение марганца внутри уже ранее сформированного осадочного разреза; мобилизацию рассеянного в осадках Мп и его повторное осаждение в виде концентрированных руд на поверхности ''родительского" слоя или в отрыве от него на более высоком стратиграфическом уровне. То есть, концентрация марганца происходила минимум в два этапа.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На основе описанных выше данных предлагается объединенная модель формирования гидротермально-осадочных отложений, учитывающая результаты изучения отложений как древних океанов, так и современных. Основой для создания этой модели послужили данные минерального, химического и изотопного состава гидротермальных растворов, дисперсного взвешенного вещества "черных курильщиков" и гидротермальных плюмов, а также металлоносные проксимальные и дистальные отложения. В общем виде, эту модель можно условно разделить на две части: 1) модель седиментации и 2) модель ностседиментационного преобразования гидротермально-осадочного материала (рис. 17, табл. 3). Поскольку минеральный и химический состав проксимальных и диетальных отложений сильно отличается, то субаквальный диагенез и последующие ката- и метагене-тические преобразования для этих типов отложений реализуются по-разному, то в работе они рассматриваются отдельно.

Проксимальные отложения, как мы показали в главах 1.2 и 1.4, формируются преимущественно за счет продуктов разрушения рудного тела, а представленные в главах 1.7 и 2.3 данные показали, что постседиментационные минералого-геохимические преобразования отложений тесно связаны с миграцией Си. Так, на примере рудного узла "Семенов'' и Си-колчеданного месторождения "Молодежное" было установлено широкое развитие вторичных минералов меди, как в результате инфильтрационно-метасоматических процессов, так и инфильтрационных. При низком парциальным давлении кислорода устойчивыми оказываются ассоциации, включающие барит, пирит, халькопирит и сфалерит. Повышение парциального давления кислорода постепенно приводит к замещению пирита халькопиритом (глава 2.3), а затем и халькопирита сульфидами меди (халькозин, ковел-лин). В наиболее окислительных условиях в системе появляется атакамит. Согласно нашим данным, в карбонатных осадках он может быть единственным медным минералом. Отсутствие атакамита в околорудных отложениях колчеданных месторождений определя-

ется его чувствительностью как к температурному режиму, так и к активности С1 и СОг. Более высокая активность углекислого газа ведет к замещению атакамита малахитом. Если процесс инфильтрации рудоносных осадков заходит глубоко (это происходит, как правило, в условиях низких скоростей фоновой седиментации), то осадки могут полностью потерять минералы меди, а оставшиеся сульфиды замещаются сидеритом Или гематитом в зависимости от активности С02. В палеозойских колчеданных месторождениях подобные отложения часто представлены кварц-гематитовыми породами, получившими в отечественной литературе название госсаниты. Единственными минералами, сохраняющимися под воздействием диа-. ката- и метагенетических трансформаций, являются барит и Ре-хлориты (табл. 3). Последние в отложениях подобного типа замещают практически все глинистые минералы.

Рис. 17. Объединенная модель накопления и постседиментанионной трансформации гидротермально-осадочных отложений, (а) - Седиментация. Гидротермально-осадочные отложения: БС - баритово-сульфидные, ГЖСБ гидроксидно-железисто-сульфидно-баритовые, БГЖ - баритово-гидроксидно-железистые, ГЖ - гидроксидно-железистые. МГЖ - марганцево-гидроксидно-железистые. (б) - Постседиментационные преобразования. Гидротермально-осадочные породы: БС - баритово-сульфидные, ОЖБС -оксидно-железисто-баритово-сульфидные. БОЖ - баритово-оксидно-железистые, ОЖ - оксидно-железистые. Наиболее яркими вторичными преобразованиями гидротермально-осадочных отложений являются - мобилизация Си из рудного тела и рудокластитов, а также Мп из МГЖ отложений, с их последующим осаждением на более высоких стратиграфических горизонтах, (в) - Изменение содержания

главных химических элементов в гидротермально-осадочных отложениях по мере удаления от массивного рудного тела (в скобках приведены названия пород).

Дистальные отложения, в отличие от проксимальных, формируются в условиях, сходных с фоновым осадконакоплением. Поэтому их отличительной особенностью является отсутствие гидротермальных сульфидных минералов, неустойчивых в окислительной среде морской воды (глава 1.5). В дистальных металлоносных отложениях сульфиды имеют исключительно диагенетическое происхождение. Приведенные в главе 2.4 данные показали, что наиболее подвижным металлом в дистальных гидротермально-осадочных

Таблица 3. Минеральный состав гидротермально-осадочных отложений на стадии седиментации, а также на разных стадиях постседиментационных преобразований (сплошная линия - устойчивое состояние минерала, пунктирная - переходное)

Идеальная формула

НЮ,

Минерал

Т. "С"

БЮ^иморфп Кварц Гидрокс. Кс

Ке. О. Ппрроши Кс, Пирис РеЯ-

Халькпппрш С'иРеБ-Халькошп СЧиЬ Ковеллип Си8 Ашкшш Си.СШШ, Малохт СЧи(011),[СО,] Сфадерт /аН Кальшк СаСО, Сиасрт РсСО, Ьарш Ва80.

Серпом ни МуЛО! !)„ Тальк М&(011Ь£ЭД*1

Рс-хлориты

Мусковит - КАЦО!1„Ь );[А1$!,0|в] Иляиг- (К.111())Л1,(<)11Ы(Д1.8о10|||]п(1}0 ■ Смекни - М&ЮНЦБЦМОПЫпЩ) ■ Ноитроммт (Рс .А1),(011 Ц8|,Ок4011).]п11.0Р Апатит Са,(Р.С1)[РО,1._

Ссдимеспо-I еим

Дишеиел

Кагагеие* .\lcraicuci

8Ю.(аздорфн. Кварц I н.чрокс. Ре 1 смани Оксиды Ми I аусмаиит Р0Д0ХрШ1П Кильцич Кариишишт Тсфрок I Родонш Спаерш Машспн

Рс.О,

Мп,0,

МпСО,

(Са.Мп)СО-,

Мп,(51гО,)г(ОИ)л

Мп:(ЯЮ„)

СаМп^^О,,)

РеС'О,

Не,О,

отложениях является Мп. Так, согласно данным А.И. Брусницына [2013], в марганцево-рудных отложениях широко представлены вторичные, как диагеиетические, так и ката- и метагенетические минералы. Первичные окислы и гидроокислы Мп практически полностью преобразуются, уступая ведущую роль диагенетическим (гаусманит, родохрозит,

марганцевый кальцит), а затем катагенетическим (кариопилит) и метагенетическим (теф-роит, родонит) минералам. Более того, в силу более высокой миграционной способности Мп по сравнению с Fe, дистальные металлоносные осадки могут практически полностью терять марганцевые минералы, преобразуясь в гематит-кварцевые породы (джаспериты). При этом Мп часто формирует самостоятельные отложения в виде марганцеворудных тел на более высоких стратиграфических горизонтах. Таким образом, минеральный состав и облик дистальных отложений, испытавших эти преобразования, меняется фактически полностью (табл. 3). Именно этим можно объяснить сложность установления их генезиса, нашедшую свое отражение в широком спектре теоретических моделей.

По теме дисссртацин опубликованы следующие работы:

1. Lukashin V., Lisitzin A., Ivanov G„ Kravtsov V., and Rusakov V. The southern hydrothermal plume at the Broken Spur vent field, 29°N (BRAVEX-94) // BRIDGE Newsletter. 1995. No. 9. P. 20-23.

2. Русаков В.Ю., Лукашин ВН.. Буровкин А.А. Седиментационная ловушка для кратковременных исследований вертикальных потоков вещества в океане // Океанология. 1996. Т. 36. №5. С. 798-800.

3. Лукашин В.Н., Лисицын А.П., Иванов Г.В., Кравцов В.А., Русаков В.Ю. Гидротермальный плюм на 29° с.ш. Срединно-Атлантического хребта, экспедиция BRAVEX-94 // Доклады АН. 1996. Т. 348. № 5. С. 683-687.

4. Лукашин В.Н.. Лисицын А.П.. Иванов Г.В., Кравцов В.А., Русаков В.Ю. Исследования гидротермальных плюмов над рифтовой долиной Срединно-Атлантического хребта в районе 29° с.ш. // Океанология. 1997. Т. 37. № 5. С. 770-779.

5. Русаков В.Ю., Лукашин В.Н., Дозоров Т.А., Москалев А.С., Буровкин А.А. Седиментационная ловушка для долгопериодных исследований вертикальных потоков вещества в океане // Океанология. 1997. Т. 37. № 2. С. 303-306.

6. Русаков В.Ю., Лукашин В.Н., Москалев А.С. Патент РФ № RU 2119151 С1 (6 G 01 N 1/10). 1998 г. "Седиментационный пробоотборник KCJI-400/12".

7. Lukashin V.N., Rusakov У.Yu., Lisitzin А.Р., Lein A.Yu., Isaeva А.В., Serova V.V., and Karpenko A.A. Study of particle fluxes in the Broken Spur hydrothermal vent field (29°N, Mid-Atlantic Ridge) // Explor. Mining Geology 1999. V. 8. No. 3 and 4. P. 341-353.

8. Rusakov V. Yu., Lukashin V.N. Study of particle fluxes above the hydrothermal fields (TAG and Broken Spur) / PACON-99 Proceedings "Humanity and the World Ocean: Interdependence at the Dawn of the New Millennium". 1999. P. 231-238.

9. Луктиин В.Н., Русаков В.Ю., Лисицын А.П.. Леин А.Ю., Исаева А.Б., Серова В.В., Карпенко А.А. Потоки осадочного вещества, его минеральный и химический состав в районе гидротермального поля Брокеи Спур (Срединно-Атлантический хребет, 29° с.ш.) // Геохимия. 2000. № 4. С. 370-382.

10. Русаков В.Ю. Поставка и осаждение гидротермального железа в рифтовой долине на 26° и 29° с.ш. Срединно-Атлантического хребта // Океанология. 2007. Т. 47. № 2. С. 266-281.

11. Русаков В.Ю. Сравнительный анализ минерального и химического состава дымов "черных курильщиков" гидротермальных полей ТАГ и Брокен Спур (Срединно-Атлантический хребет) // Геохимия. 2007. № 7. С. 766-785.

12. Daniel К., Gebhardt С., Lensch N.. Rusakov К, Schmidt A., Semenov P., Spielhagen R. Marine Geology / The Expedition ARKTIS-XXII/2 of the Research Vessel "Polarstern" in 2007 // Reports on Polar and Marine Research. 2008. No. 579. P. 163-179.

13. Rusakov, V.Yu., Levitan, M.A., Spielhagen, R.. Schauer, U„ Gebhardt, C. and Roshchina, /.A. Hydrothermal activity impact on sedimentation in the Central Arctic: evidence from the Gakkel Ridge sediments. Proceedings of the 4-th International conference "Mineral of the ocean - future development" 12-14 May 2008. St. Petersburg. Russia. P. 107-110.

14. Русаков В.Ю., Левитан MA., Шпильхаген P., Шауер У., Рутгерс ван дерЛефф М. Па-леоокеанологические исследования в Арктике // Новости МПГ 2007/2008. 2008. № 13. Р. 13.

15. Rusakov V.Yu. Hydrothermal-Sedimentary Facies of the Mid-Atlantic Ridge, Evidence from Active TAG and Broken Spur Hydrothermal Fields / The 1st China-Russian symposium on marine sciences / Marine Environment and Resources in the 21st Century. 22-24 October 2009. Qingdao, P.R. China. P. 127-128.

16.Rusakov V.Yu. Hydrothermal-Sedimentary Facies and Si-Fe Deposits (Jasperites, Gos-sanites, and Umbrites) of the South Ural / The 1SI China-Russian symposium on marine sciences / Marine Environment and Resources in the 21st Century. 22-24 October 2009. Qingdao, P.R. China. P. 129.

17. Шилов В.В., Русаков В.Ю., Рощина И.А., Коненкова Н.Н. Цитологический и химический состав металлоносных осадков поля "Краснов" (16°38' с.ш. САХ) / Геология морей и океанов. Том II. М: ГЕОС, 2009. С. 206-210.

18. Русаков В.Ю., Левитан М.А., Рощина И.А. Распределение макро- и микрометаллов в четвертичных глубоководных осадках Центральной Арктики (первые результаты) / Геология полярных областей Земли. Том II. Москва, 2009. С. 164-167.

19. Русаков В.Ю. Геохимические особенности гидротермальных плюмов над полями ТАГ и Брокен Спур (Срединно-Атлантический хребет) // Геохимия. 2009. № 2. С. 115-140.

20. Русаков В.Ю. О причинах корреляции между макро- и микрометаллами в металлоносных осадках // Геохимия. 2010. № 3. С. 85-94.

21. Русаков В.Ю., Левитан М.А.. Рощина И.А., Шпильхаген Р.. Ггбхардт К. Химический состав глубоководных верхнеплейстоцен-голоценовых осадков хребта Гаккеля (Северный Ледовитый океан) // Геохимия. 2010. № 10. С. 1062-1078.

22. Rusakov V.Yu., Shilov V.V., Roshchina LA., Kuzmina T.G., Kononkova NN. Sedimentation history of metalliferous and ore-bearing sediments of the Krasnov hydrothermal field (16°38'N, MAR) for the last 80 kyr / Proceedings of the International conferences: "Mineral of the ocean - 5" and "Deep-sea minerals and mining - 2" 28 June - 01 July 2010. VNIIO-keangeologia, St. Petersburg. Russia. P. 84-86.

23. Русаков В.Ю., Шилов Б.В., Добрецова И.Г., Габлина И.Ф., Рощина И.А., Кузьмина Т.Г., Кононкова Н.Н. Литохемостратиграфические горизонты верхнеплейстоцен-голоценовых осадков рудного узла "Семенов" / Рабочее совещание Российского отделения международного проекта InterRidge "Процессы в средиино-океанических хребтах - что нового дало первое десятилетие 21 века в изучении?" 1-2 июня 2011. Москва. С. 65-67.

24. Русаков В.Ю., Шилов В.В., Рощина И.А., Кононкова Н.Н. История накопления металлоносных и рудоносных осадков гидротермального поля "Краснов" (16°38' с.ш. САХ) за последние 80 тыс. лет (часть I) // Геохимия. 2011. № 12. С. 1284-1316.

25.Русаков В.Ю., Шилов В.В.. Рыженко Б.Н.. Рощина И.А.. Кузьмина Т.Г., Кононкова Н.Н., Добрецова И.Г., Габлина И.Ф. Основные черты структуры гидротермально-осадочного разреза на примере рудного узла "Семенов" (13°31' - 13°30' с.ш. Срединно-Атлантический хребет) / Геология морей и океанов. Том II. М.: ГЕОС, 2011. С. 186190.

26. Русаков В.Ю., Кузьмина Т.Г., Рощина И.А., Шилов В.В. История накопления металлоносных и рудоносных осадков гидротермального поля "Краснов" (16°38' с.ш. САХ) за последние 80 тыс. лет (часть И) // Геохимия. 2012. № 3. С. 271-297.

27. Gablina I.F., Dobretsova I.G., Rusakov V.Yu., Popova E.A. Minaral and ore formation in sediments at the Mid-Atlantic Ridge / Proceedings of the International conferences: "Mineral of the ocean - 6" and "Deep-sea minerals and mining-3" 04-08 June 2012. VNIIOkeangeo-logia, St. Petersburg. Russia. P. 105-107.

28. Rusakov V. Yu., Yang Y. REE in the metalliferous and ore-bearing sediments from the Krasnov and Semenov hydrothermal fields / Proceedings of the International conferences: "Min-

eral of the ocean - 6" and "Deep-sea minerals and mining - 3" 04-08 June 2012. VNIIO-keangeologia, St. Petersburg. Russia. P. 138-140.

29. Русаков В.Ю., Кузьмина ТТ., Рощина H.A. Использование статистических методов для изучения химического состава океанических осадков (на примере глубоководных верхнеплейстоцеи-голоценовых осадков хребта Гаккеля), часть II // Геохимия. 2012. № 9. С. 848-859.

30. Русаков В.Ю., Шилов В.В., Рыженко Б.Н., Габлина И.Ф., Рощина И.А., Кузьмина Т.Г., Кононкова H.H., Добрецова И.Г. Минералого-геохимическая зональность осадков гидротермального узла "Семенов" (13031' - 13°30' с.ш., Средшшо-Атлаптический хребет) // Геохимия. 2013. *Г» 8. С. 717-742.

31. Rusakov К Ун. Hydrothermal-Sedimentary Uthogenesis / Goldschmidt2013 Conference Abstracts. 2013. P. 2101.

32. Русаков В.Ю., Рыженко Б.Н. Гидротермально-осадочный литогенез / Геология морей и океанов. Том II. М.: ГЕОС, 2013. С. 196-200.

33. Русаков В.Ю. Методы изучения фациальных условий седиментации рудоносных осадков в районах гидротермальных полей Атлантического океана / В кн. Современные методы изучения вещественного состава глубоководных полиметаллических сульфидов Мирового океана. Труды совещания в ФГУП "ВИМС", 19-20 января 2011. Гл. ред.: Г.А. Машковцев. М:. ВИМС, 2013. С. 309-319.

34. Русаков В.Ю., Рыженко Б.П., Габлина И.Ф, Рощина И.А., Кононкова H.H., Картхи-на B.C. Девонские рудокластические турбидиты на примере медноколчеданного месторождения "Молодежное" (Южный Урал) // Геохимия. 2014 (принята к печати).

35. Русаков В.Ю. Вертикальная структура гидротермально-осадочных месторождений марганца (Южный Урал) // Литология и полезные ископаемые. 2014 (сдана в печать).

36. Yang Y., Русаков В.Ю., Кузьмина Т.Г. РЗЭ в рудоносных осадках гидротермальных полей "Краснов" и "Семенов" (Срединно-Атлантический хребет) // Геохимия. 2014 (принята к печати).

37. Русаков В.Ю. Cu/Zn в гидротермальных сульфидных постройках, как показатель глубины рудоотложения // Геохимия. 2014 (сдана в печать).

Отпечатано на ризографе в ОНТИ ГЕОХИ РАН Тираж 100 экз.