Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Океанские марганцевые микроконкреции

ВАК РФ 04.00.10, Геология океанов и морей

Автореферат диссертации по теме "Океанские марганцевые микроконкреции"

На правах рукописи У А К. SSi.SS2-.SS5.32

Ивлиев Павел Анатольевич

Океанские марганцевые мнкрокопкрецнп

Специальность: 04.00.10 (геология океанов и морей)

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-мшералогических наук

Москва 1998

На правах рукописи

Ивлиев Павел Анатольевич Океанские марганцевые микрокопкрешш

Специальность: 04.00.10 (геология океанов и морей)

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва 1998

Работа выполнена в Институте океанологии им. П.П. Ширшова РАН

Научные руководители:

Официальные оппоненты:

Ведущая организация:

доктор г.-м.наук В.Н. Свальное (ИО РАН); доетор г.-м.наук, профессор А.И. Гсршков (ИГЕМ)

доктор г.-м.наук, профессор И.О. Мурдмаа (ИОРАН);

доктор г.-м. наук Н.Н.Мозгова (ИГЕМ)

географический факультет Московского Государственного Университета им. * 1.В. Ломоносова

Защита состоится 1998 г. в часов на заседании

специализированного Ученого совета К.002.86.02 по присуждению ученой степени кандидата наук в Институте океанологии им. П.П. Ширшова РАН (117851, Москва, Нахимовский пр-т, 36).

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН.

Автореферат разослан 1998 г.

Ученый секретарь.

специализированного Совета, к.г.наук

С.Г.Панфилова

Введение

В последние три десятилетня в ряде стран проводилось интенсивное изучение процессов океанского рудообразования. Такой интерес обусловлен перспективой практического использования железо-марганцевых конкреции (ЖМК) и корок в качестве руд Mn, Cu, N¡ и Со. Марганцевые микроконкреции (МК) являются частью проявления марганцеворудного океанского процесса, поэтому их изучение позволяет взглянуть на этот процесс в целом. Кроме того, в отличие от ЖМК микроконкреции, повсеместно распространенные "в кайнозойских окисленных отложениях океана, являются важным аутигешгым компонентом осадков и могут служить надежным индикатором процессов седиментогенеза и фациальных обстановок.

Микроконкреции как один из компонентов глубоководных осадков привлекают внимание исследователей давно. В публикациях разных лет (Петелин, Алексина, 1970; Страхов, 1976; Свалыюв, Ляпин, Новикова, 1991; Uchio, 1979, 1982; Partan, 1993; и др.) обсуждаются их минеральный и химический состав, условия формирования, генезис. Однако до cirx пор слабо изучен их гранулометрический спектр, нет общепринятой методики комплексного исследования МК, мало данных по геохимии, минералогии и внутреннему строению этих аутогенных образований, недостаточно выяснены особенности формирования МК, представляющих собой самостоятельную форму концентрирования рудных элементов в океане. Нет четких критериев для оценки доли эндогенного и экзогенного вещества в составе МК, остаются спорными некоторые вопросы их генезиса. Не получил должного освещения вопрос о палеоокеанологическом значении МК.

Цель работы - изучить состав микроконкреций и их соотношения с осадками биологически продуктивных и непродуктивных зон океана.

Задачи исследования. 1. Изучение морфологии, внутреннего строения, гранулометрического спектра и закономерностей распределения микроконкреций в разрезах.

2. Исследование минерального состава микроконкреций в биологически продуктивных и непродуктивных зонах Мирового океана.

3. Выяснение соотношений составов микроконкреций и вмещающих осадков.

4. Выявление генезиса МК и их палеоокеанологического значения.

Научная новизна. 1. Впервые с ьысокой степенью достоверное-ч

изучена минералогия представительного количества образцов марганцевых микроконкреций. Показано, что в биологически продуктивных и непродуктивных зонах Мирового океана микроконкреции заметно различаются по минеральному составу. Выявлена тенденция

увеличения железистости микроконкреций в ряду океанов: Тихий —> Индийский —> Атлантический.

2. Доказана высокая информативность микроконкреций при палеоокеанологич еских исследованиях.

3. Изучены факторы, влияющие на гранулометрический спектр микроконкреций.

4. Выяснены зависимости состава микроконкреций и распределения их в разрезах от состава вмещающих осадков.

Фактический материал. Для решения поставленных задач были использованы осадки, собранные в Тихом, Индийском и Атлантическом океанах сотрудниками Лаборатории геохимии и Лаборатории геологии твердых полезных ископаемых океана ИО РАН в 28, 31 и 41-м рейсах НИС «Дмитрий Менделеев», в 26-м рейсе НИС «Академик Королев», в 40-м рейсе НИС «Академик Курчатов», в 11-м рейсе НИС «Академ"к Мстислав Келдыш», в 31, 33, 35 и 58-м рейсах НИС «Витязь».

При исследовании образцов использовались следующие методы: гранулометрический, статистический, метод сожжения (определение остаточного органического углерода), атомно-абсорбционный, а также методы сканирующей и просвечивающей аналитической электронной микроскопии- (микродифракция электронов и энергодисперсионный анализ). Возраст осадков определен по литологическим, палеомагнитным и микропалеонтологическим данным.

Автором было изучено различными методами около 400 образцов.

Практическая значимость. ,1. Число микроконкреций или их суммарная масса позволяют выявлять скрытые перерывы седиментации в лнтологически однородных толщах.

2. Кривые распределения в разрезах средней массы единичных микрокоИкреций отражают тенденции изменения скоростей седиментации, что особенно важно для «немых» толщ.

3. В минеральном составе микроконкреций заложена информация о размерах, гидродинамике и продуктивности по1 .грхностных вод палеобассейнов. . '

4. Составы редкоземельных элементов в разных фракциях микроконкреций позволяют судить о генезисе исходного рудного вещества и выявлять периоды гидротермальной деятельности.

Апробация работы. Основные положения диссертации докладывались на 11 и 12-й Международных школах по морской геологии (Геленджик, 1994; Москва, ИО РАН, 1997), коллоквиумах Лаборатории геохимии Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН.

По теме диссертации опубликованы 3 статьи и тезисы 8-и докладов. Работа выполнена в Институте океанологии им П.П. Ширшова РАН. За

всестороннюю помощь и научное руководство автор благодарен В.Н. Свальнову и А.И. Горшкову.

Автор выражает большую признательность A.B. Сивцову (ИГЬМ). Существенную помощь в обработке и обсуждении результатов оказали сотрудники ИО РАН - И.И. Волков, Т.Ю. Успенская, З.Т. Новикова, A.B. Дубинин, H.H. Завадская, Г.П. Демидова, JI.H. Неретин, С.В.Стре-копытов, сотрудники ИГЕМ РАН - Т.Н. Вознесенская, Т.А. Петрова и сотрудники МГУ - О.В. Япаскурт, Г.М. Седаева, Т.Ю. Ш'арданова, Д.Г.Когцуг. Всем перечисленным специалистам автор искренне признателен. - „

Объем работы. Работа содержит 156 страниц текста, 20 рисунког 12 таблиц, состоит из введения, восьми глав и заключения. Список литературы включает 151 наименование.

Защищаемые положения

1. Марганцевые микроконкреции представляют соГой разнообразные по форме сингенетические аутигенные рудные стяжения размером менее 2 мм* образованные вблизи раздела вода-дно в результате коллоидно-химических, хемосорбционно-автокаталитических и микробиологических процессов. Они являются самостоятельной формой концентрирования оксигпдроксидов марганца и железа на начальной стадии рудного процесса в океане.

2. Микроконкрешш по сравнению о макрокоикрециями имеют краткую историю формирования и более адекватно отражают изменения параметров среды в момент своего зарождения, поэтому могут служить важным объектом при лнтогенетических и палеоокезнологичеекпх исследованиях.

3. Минеральный состав микроконкреций контролируется биологической продуктивностью поверхностных вод, размером бассейна седиментации, положением обследуемого участка дна относительно источников эндогенного рудного вещества.

4. По источнику вещества микроконкреции разделяются на шдрогепные, условно диагенетнческне и гидрогенно-днагенетические (промежуточные), а по минеральному и химическому составу - на марганцевые, железо-марганцевые, маргаицево-железистые и железистые.

5. Число микроконкреций или их суммарная масса возрастают при замедлении темпов 'седиментации, что позволяет выявлять кратковременные скрытые перерывы в литологичееки однородных толщах. О тенденциях изменения скоростей осадкообразовангч свидетельствуют кривые распределения в разрезах средней массы единичных микроконкреций.

Глава 1. Современные представления об океанских марганцевых микроконкрецнлх

В приведенном • в работе обзоре литературных данных о микроконкрециях отмечены два подхода к этим образованиям. В первом случае микроконкреции рассматриваются как часть непрерывного ряда челезо-марганцевых образований от исчезающе малых по размеру микроконкреции до самых крупных макроконкреций и рудных корок. При втором • подходе микроконкреции считаются самостоятельным проявлением единого процесса океанского рудообразования. На различие между МК и ЖМК указывают отсутствие постепенного перехода между ними в размерности от 1 до 10 мм, особенности минерального и химического состава (преобладание марганцевых фаз в МК по сравнению с ЖМК и высоких значен -й Mn/Fe). Мы разделяем вторую точку зрения. В работе МК рассматриваются как разнообразные по форме сингенетические аутогенные рудные стяжения размером не более 2 мм (обычно менее 1мм), образованные коллоидно-химическими, хемосорбционно-каталитическими .. микробиологическими процессами в основном вблизи раздела вода-дно.

Приведенный обзор свидетельствует о хорошей изученности морфологии МК. Разработана их морфологическая классификация (Свальное и др., 1991а).

В целом в работах ¿второе, изучавших микроконкреции (Петелин, Алексина, 1970; Свальнов и др., 1991; Uchio, 1982; Pattan, 1993; и др.), отмечено следующее: 1) число микроконкреций в осадках обратно пропорционально скорости седиментации.и увеличивается вблизи границ стратиграфических. перерывов; 2) распределение МК' в разрезах свидетельствует об их высокой чувствительности к вариациям условий седиментации; 3) в результате частичного растворения СаСо3 карбонатные илы вблизи КГК пассивно обогащаются микроконкрециями; 4) формирование МК в: основном завершается . в поверхностной пленке жидкого осадка. на границе вода-дно; 5) распределение МК в одном типе осадка крайне неодног одно и контролируется как рельефом дна, так • и гидродинамическим режимом придонных вод; 6) четкие тенденции уменьшения или увеличения количества МК в верхнем 10 - 20 см слое осадков отсутствуют, что свидетельствует о слабом влиянии раннего диагенеза осадков на образование и распределение микроконкреций.

Далее в главе приводится обзор немного гочисленных результатов изучения химического и минерального составов микроконкреций, из которого очеьидно отсутствие в настоящее время единой генетической классификации МК.

Приведенные данные о минеральном составе МК оставляют открытыми ряд вопросов: степень различия минеральных ассоциаций МК и ЖМК, причины этих различий, роль процессов сингенеза и диагенеза в формировании микроконкреций. Для решения этих вопросов требуются, вероятно, более представительные минералогические исследования МК как по площади, так и по разрезам в различных фациальных обстановках Мирового океана.

Кроме того, в результате критического разбора работ по распределению МК следует, что влияние биологической продуктивности поверхностных вод на состав и распространение МК изучено пока недостаточно. Также остается открытым вопрос о пофракционяом распределении МК и его возможной корреляции с другими характеристиками МК и пелагическими осадками. Очевидно, что и эти аспекты требуют дополнительной проработки.

Глава 2. Материал и методы исследовании

Исходным материалом для изучения МК-"послужили глубоководные осадки, собранные премоточными трубками и дночерпателямн в северной тропической и южной субтропической зонах Тихого океана (41-й рейс НИС "Дмитрий Менделеев", 26-й рейс НИС "Академик Королев"), в южной тропической и субтропической зонах Индийского океана (35 и 58-й рейсы НИС "Витязь", 31-й рейс НИС "Дмитрий Менделеев", 11-й рейс НИС "Академик Мстислав Келдыш"), в северной тропической зоне Атлантического океана (40-й рейс НИС "Академик Курчатов"). В Тихом океане опробование проводилось на глубинах 3600 - 5040 м в пределах Северо-Восточной, Южной и Гватемальской котловин. В Индийском океане п"обы осадков подняты с глубин 4560 - 5670 м в Западно-Австралийской и Центральной котловинах, а также со склонов Западно-Австралийского хребта. В Атлантическом океане со дна Канарской котловины пробы подняты с глубин 4720 - 5500м.

Пробы МК автор получал путем промывки влажного осадка объемом 8 см3 через капроновый газ (ячейка около 0,05 мм), с последующим отбором и изучением под бинокуляром. Некоторые пробы предварительно обогащались с использованием магнитного сепаратора (аналитики Т.Н. Вознесенская и Т.А. Петрова).

Отобранные МК взвешивались автором с точностью до 0,0001 г, делились ситоваиием на четыре фракции ( > 0,5; 0,5 - 0,25; 0,25 - 0,1; 0,! -0,05 мм) и взвешивалась каждая фракция с той же точностью. Таким образом получали весовые соотношения фракций МК. ■

В случае малого количества МК (невозможно нофрашиошюе взвешивание) соотношения фракций оценивались автором визуально под

бшюкуляром путем сравнения площадей, занятых МК разного размера и введения поправок на высоту микроконкреций. За единицу принимали высоту и площадь МК наименьшей фракции (0,1 - 0,05 мм). Использованы следующие поправки на высоту МК в порядке увеличения крупности фракций: 2, 4, 6 (реальный размер МК > 0,5 мм обычно < 1 мм). Приведя сумму условных единиц к 100%, нетрудно рассчитать объемное соотношение фракций МК.

Используя данные прямых наблюдений (объем влажного осадка - V, см3; масса сухого осадка - Рос, г; массы фракций МК и осадка > 0,05 мм -Рмк^о.о5мм> г и Рос>о.о5мм . г; массы различных фракций микроконкреций -Р'мк, г; число микроконкреций в пробе - N, шт.), автор рассчитывал слепующие величины:

весовой вклад фракции > 0,05 мм в осадок - А = Рфр/Р0с> %; весовой вклад микр^.конкреций > 0,05 мм в осадок - А' = Рм/Роо весовой суммарный вклад микроконкреций во фракцию > 0,05 мм осадка (коэффициент использования потенциальных ядер) - В = Р„к/Рфр, %;

весовой пофракционный вклад микроконкреций во фракцию > 0,05 мм осадка - В'= Р'мк/Рфр, %;

число микроконкреций в 1 г сухого осадка - N' = N/Poc, шт./г; средняя масса единичной МК - Р"мк = Р„- /N, мкг. . Рассчитаны и некоторые другие параметры распределения МК в осадках: соотношение числа и массы микроконкреций ь погребенных осадках и в поверхностном слое осадков, средний объем осадка, вмещающий единичную МК и т.п. Для выявления возможных корреляций автором • проведена компьютерная обработка результатов с использованием программного обеспечения LOTUS.

Определение остаточного органического углерода в осадках выполнено Н.П. Толмачевой методом сожжения (Марина и др., 1984). Валовое содержание Мп в них оценивалось атомно-абсорбционным методом (аналтик H.H. Завадская). .

Химический и минеральный Состав МК изучен автором с помощью методов просвечивающей аналитической электронной микроскопии: микродифракция электронов, энергодисперсионный анализ. Подготовка Препаратов осуществлялась по методу суспензий с использованием ультразвукового диспергатора.

Расчленение разрезов проводилось по литологическим, лалеомагнитным и микропалеонтологическим данным. Палеомагнитные исследования выполнены ЕЛ. Демидгнко, Т.И. Линьковой, Ю.Ю.Ивановым, микрсалеонтологические - В.В. Мухиной, Г.Х. Казариной (диатомеи, силикофлагелляты), О.Б. Дмитренко, М.Г. Ушаковой (кокколитофориды), Н.В. Беляевой (планктонные фораминиферы).

&

Некоторые образцы МК пропитывали лаком и заливали эпоксидным клеем, после затвердевания производили его полировку. Полированные шлифы (аншлифы) описывали и фотографировали, что позволяло охарактеризовать текстурные особенности МК.

Глава 3. Современные условия седиментации, литология и возраст осадков, вмещающих мшсроконкрещш

Материалом для изучения МК послужили осадки из зон с повышенной и пониженной биологической продуктивностью поверхностных вод Мирового океана. Как известно, зоны повышенной биологической продуктивности связаны с системой течений, образующих широтно ориентированные циклопические круговороты (Степанов, 1974). При циклоническом обращении макроциркуляционных систем центробежные силы разносят воды от центра к периферии, в результате чего возникает подъем вод в центральной части циклонического круговорота. По их периферии воды опускаются. Между циклоническими круговоротами располагаются антициклонические круговороты (зоны с пониженной биопродуктивностью). В антициклонических системах центростремительные силы вызывают накопление вод и их опускание в центральных частях. По периферии антициклонического круговорота воды поднимаются. Таким образом, в циклонических круговоротах происходит подъем к поверхности богатых питательными веществами глубинных вод, что обуславливает высокую биологическую продуктивность поверхностных вод. В центральных частях антнциклонических круговоротов, напротив, поверхностные воды обеднены биогенными элементами, поэтому такие зоны часто называют биологическими «пустынями».

В главе дается характеристика современных условий седиментации по следующим показателям: среднегодовая температура и соленость поверхностных вод (Степанов, 1974), среднегодовая первичная продукция фитопланктона (Кобленц-Мишке, 1977); число клеток фитопланктона в 1 л воды для слоя 0 - 100 м (Волковинский и др., 1972);бномасса сетного зоопланктона в верхнем -100-метровом слое водной толщи (Богоров и др., 1968); общая биомасса бентоса (Зенкевич и др., 1971).

Приводится описание осадков в зонах с пониженной биопродуктивностью. В Тихом океане в Северо-Восточной котловине изученные осадки представлены миопелагическими глинами, а в Южной котловине - эвпелагическими глинами. В Индийском океане (Западно-Австралийская котловина и Западно-Австралийский хребет) изучены эвпелагические глины и фораминиферо-коколитовые илы В

Г

Атлантическом океане (Канарская котловина) осадки представлены миопелагическими глинами и кокколитово-фораминиферовыми илами.

Подробно описаны осадки из зон с повышенной биопродуктивностью. В Северо-Восточной котловине Тихого океана осадки поверхностного слоя представлены окисленными миопелагическими глинисто-радиоляриевыми илами, обогащенными диатомеями. Осадки Гватемальской котловины (Тихий океан) относятся к гемипелагическим и миои^лагическим глинисто-кремнистым илам.

В Центральной котловине Индийского океана изучены миопелагические окисленные глинисто-радиоляриевые илы и гемипелагические глинисто-радиоляриевые туффитовые илы.

Возраст исследованных осадков колеблется от нижнемиоценового до современного.

Глава 4. Общая характеристика микроконкрецин

При отборе и последующем, изучении МК путем прямых наблюдений и пересчета основных показателей (см. ,гл. 2) определялись следующие их характеристики: цвет, характер поверхности, разме), форма, состав ядер, текстурно-структурные особенности МК, масса сухого ' осадка, масса фракции осадка > 0,05 мм, весовой вклад МК во фракцию осадка > 0,05 мм, число МК в 1 г сухого осадка, гранулометрический состав фракции МК > 0,05мм, средняя масса единичной микроконкреции, относительное изменение скорости седиментации (по сравнению с верхним-горизонтом), масса потенциальных ядер, процент занятости ядер, а также валовое количество марганца в осадке (%) (Ивлиев, Новикова, 1994).

Изучение внутреннего строения МК показало, что они состоят из ядра (любой твердый субстрат) и рудной оболочки, текстура которой бывает массиьной и концентрически-слоистой. Структура рудной оболочки массивно-дендиритовая и тонкослоисто-дендритовая.

Ядра часто предопределяют морфологию МК и их разделяют (Свальное и др., 1991а) на биоморфные (преобладают в зонах с повышенной биопродуктивностью), кристалломорфные и литоморфные (преобладают в зонах с пониженной биопродуктивностью). Иногда прослеживается тенденция увеличения. вклада МК в осадок вниз по разрезу. Тенденция изменения скорости седиментации относительно верхнего горизонта (РМы/Рми?) обратно коррелирует с изменением весового вклада МК в осадок (Рщ/Рос): чем больше скорость, тем меньше . вклад. Средняя масса единичной микроконкреции (P„K/NUK) обычно увеличивается по мере роста скорости седиментации (на фоне уменьшения весового вклада МК и их числа) (Ивлиев, Свальное. Новикова, 1997).

Выявлено; что при увеличении содержания ядер в осадке и при достаточном количестве реакционноспособного Мп, увеличивается вероятность зарождения МК. Местами прослеживается положительная корреляция относительного изменения скорости седиментации и содержания фракции 0,5-0,25 мм в верхних частях разреза и отрицательная - в нижних (Ивлиев и др., 1997).

Таким образом, с увеличением скорости осадконакопления увеличивается масса наиболее крупных МК, но уменьшается общее их количество и вклад в осадок. Вероятно, это обусловлено тег, что с 'увеличением темпов седиментации возможность роста сохраняется только для наиболее крупных микростяжений, тогда как мелкие центры зарождения МК не успевают реализоваться за время пребывания в геохимически активной верхней пленке осадков (Ивлиев и др., 1997).

Из вышеизложенного можно сделать следующие выводы:

1. По мере роста скорости седиментации уменьшается весовой вклад МК в осадок (эффект разубоживания осадочным материалом), увеличиваются относительное содержание наиболее крупных микроконкреций и средняя масса единичной микроконкреции.

2. Валовое количество марганца в осадке прямо коррелирует с весовым вкладом МК в осадок и с процентом занятых потенциальных ядер.

3. Для образования микроконкреций наиболее благоприятно сочетание следующих условий: 1) низкие темпы седимент-ции; 2)достаточное количество реакционноспособного Мп в осадке; 3) наличие потенциальных ядер; 4) существование локальных восстановительных условий, необходимых для зарождения рудных стяжений в верхней пленке жидкого ила.

Глава 5. Химический состав микроконкреций

Химический 1 состав МК тучен методом аналитической просвечивающей электронной микроскопии ( по энергодисперсионным спектрам). Исследовано 95 образцов. Этот метод позволил определить качественные соотношения основных рудообразугощих элементов, слагающих микроконкреции (прежде всего Ре и Мп). Данные по другим элементам, входящим в состав МК, обсуждаются по опубликованным материалам. Авторы, проводившие исследование химического состава микроконкреций, отмечают, что МК по сравнению с ТС характеризуются значительно более высокими величинами Мп/Ре - до 61,1 (Свальнов и др., 19916), а местами и до 100 - 300 (ТПБШа, Шпо, 1981).

В целом химический состав марганцевых микроконкрецнй заметно меняется в зависимости от типов вмещающих осадков, а в пределах

одного типа - от места к месту. Стяжения из биогенных кремнисто-глинистых и глинисто-кремнистых илов обогащены Fe и Си по сравнению с МК из пелагических глин. МК из эвпелагических глин обогащены К, а из миопелагических глин - обеднены Ni и Zn. Характерно высокое содержание TL в железо-марганцевых МК (в 3 - 4 раза выше, чем в марганцевых) и Сг (в 6 раз выше), но низкое содеражние Ni ( в 2 - 4 раза : еныие) (Свальное и др., 19S ¡6).

Цитируемые авторы отмечают отсутствие корреляций между Мп и другими элементами в составе МК. Только между Мп и Fe выявлена обратная корреляция «средней силы», что свидетельствует о раздельном поступлении этих д ух элементов в МК. Каких-либо устойчивых связей межцу химическим составом микроконкреций и вмещающих осадков не выявлено, что косвенно указывает на формирование стяжений в основном вблизи раздела вода - дно (Свальное и др., 1991а,б).

Интересны оценки коэффициентов концентрирования элементов микроконкрециями (Ляпин, 1989; Свальное и др., i9916), на основании которых авторы выстраивают ряд геохимической подвижности элементов при формировании микроконкреций; Мп > Ni > Со > Си > Zn > Pb > Ti > Сг > Li > Fe > A1 > К. Делается вывод о том, что в МК по сравнению г макроконкрециями более интенсивно концентрируются Мп, Ni, Со, Си, Си, Сг, но слабее Fe и РЬ, поведение Zn, Ti и А1 сходное. При этом показано, что МК являются основной формой нахождения Мп в некоторых типах пелагических осадков. В какой-то мере это справедливо и для Ni.

Цитируемые авторы приходят к выводу, что химический состав МК отражает изначальные условия среды на разделе вода - дно и практически не зависит от поведения рудных элементов в толще осадков на этапе раннего 'диагенеза. Природа МК является, по их мнению, хемогенно-сингенетической. Образование МК обусловлено коллоидно-химическими процессами вбл.ии раздела вода - дно.

В последние годы получены интересные данные по составам редкоземельных элементов в микроконкрециях (Дубинин, Свальнов, 1995; Dubinin, Sval'nov, 1994, 1995). В частности, выявлено, что в условиях привноса гидротермального вещества в продуктивных зонах наиболее гидрогеннымн являются мелкие фракции МК, а в непродуктивных - самые крупные. Если что справедливо, то составы редкоземельных элементов в различных фракциях микроконкрецин позволяют судить о генезисе исходного рудного вещества и выявлять периоды гидротермальной активности.

Признавая справедливость основных выводов цитируемых авторов (Свальнов, Ляпин, Новикова, 1991,6), кратко остановимся на результатах, полученных нами при исследовании химического состава МК по

энергодисперсионным спектрам. На основании анализа энергодисперсионных спектров можно выделить по химическому составу следующие разновидности МК (Свальнов й др., 1997а,б): марганцевые, железо-марганцевые, марганцево-железистые и железистые. Выявлено, что марганцевые МК наиболее характерны для продуктивных зон Тихого и Индийского океанов и непродуктивных зон Тихого океана. Железо-марганцевые и марганцево-железистые МК встречены в непродуктивных зонах Атлантического и Индийского океанов. Железистые МК наиболее характерны для непродуктивных зон Атлантического океана. Подробнее соотношения химического и минерального составов МК лриведены в главе б. - ,

Глава 6. Минеральный состав мнкроконкрецнн

В главе приведены сведения о структурных особенное, лх минеральных фаз, обычно встречающихся в железо-марганцевых образованиях, обсуждается минеральный состав изученных микроконкреций. В составе МК из зон с пониженной биопродуктивностью определены следующие фазы: железистый и безжелезистый вернадит, гексагональный бернессит, асболан-бузерит, Мл-фероксигит, тодорокит с а = 9,75 А, неупорядоченный тодорокит и гетнт.

Почти все минеральные фазы отличает высокая дисперсность, низкая степень окристаллизованности и пространственной упорядоченности (Свальнов и др., 1997а). Вернадит, Ре-вернадит, гексагональный бернессит, Мп-фероксипгг и асболан-бузерит на электроино-микроскошгческих изображениях на просвет представлены тонкочешуйчатыми агрегатами, поэтому на электронограммах получены кольцевые отражения. Для частиц тодорокита на электронно-микроскопических изображениях характерны двойниковые и тройниковые срастания микрокристаллов, повернутых друг относительно друга на угол 120°. Электронограммы, полученные от тройннковых стростков, представляют суперпозицию трех дифракционных картин, также расположенных под углом 120°. Выявлены две разновидности тодорокита: с а = 9,75 А и смешано канальный неупорядоченный. Неупорядоченность тодорокита на электронограммах проявляется в размытости рефлексов и появлении фона диффузного рассеяния вдоль оси а. Присутствие на электронограммах нецелочисленной серии базальных отражений 001 является важной дифракционной характеристикой асболан-бузерита.

Изученные микроконкреции являются полиминеральными агрегатами. По соотношению минеральных фаз их можно разделить на три гнпа (Свальнов и др., 1997а). К 1-му типу относятся МК, сложенные только марганцевыми минералами различной степени упорядоченности:

//

бе,железистым «ернадитом, гексагональным бернесситом, тодорокитом и асболан-бузеритом. Ко 2-му типу относятся МК, содержащие как марганцевые, так и железо-марганцевые и марганцево-железистые минералы (Ре-вернадит, Мп-фероксигит) в сопоставимых количествах. В МК 3-го типа железо-марганцевые, марганцево-железистые и железистые минералы (Ре-вернадит, Мп-фероксигит, гетит) преобладают над

марганцевыми. .

Различия минерал, юго состава МК могут являться результатом перемен ого вклада в их формирование основных рудных компонентов разного генезису - гидрогенных и мобилизованных в результате физико-химических процессов на ранней стадии консолидации осадка (сингенеза). Скорее всего, окислительно-восстановительные реакции в поверхностной пленке жидкою ила в непродуктивных, зонах сходны с реакциями, происходящими в толще осадка при диагенезе (в классическом понимании), хотя и протекают в условиях свободного доступа кислорода на фоне относительно повышенных концентраций наиболее реакционноспособного органического вещества. Поэтому ниже рудные компоненты, мобилизованные из жидкого осадка и преимущественно ими образованные МК мы будем условно называть диагенетйческими.

Различаются также МК гидрогенные и гидрогенно-«диагенетические» (промежуточные). Для промежуточного типа МК характерно сочетание процессов, происходящих при образовании «диа! нетических»-и гидрогенных МК. Гидрогенные МК образуются за счет либо непосредственного осаждения рудных компонентов из придонной воды в виде тончайших колоидных частиц Бе-Мп гидрооксидов, либр стягивания тех же частиц в самой верхней пленке поверхностного слоя жидкого осадка. Хотя, скорее всего, участвуют оба механизма. Во время роста гидрогенных МК локальные восстановительные процессы во вмещающих осадках сильно ослаблены.

Итак, МК непродуктивных зон разделяются по источнику рудного вещества на три типа: гидрогенные, «диагенетические» и гидрогенно-«диагенетические» (промежуточные). Они различаются между собой по составу и соотношениям минеральных фаз (см. табл.).

«Диагенетические» МК сложены марганцевыми минералами: 1-й тип МК, марганцевый. Они характерны для Тихого океана. МК других типов в нем не встречено, тогда как ЖМК местами содержат Ре-вернадит.

К гидрогенным образованиям можно отнести МК 3-го типа, сложенные преимущественно железо-марганцевыми, марганцево-- железистыми и железистыми минералами. Сходный минеральный состав имеют и гидрогенные • (или седиментационные) железо-марганцевые конкреции (Успенская и др., 1988; Успенская, Скорнякова, 1991).

Таблица

Классификация микроконкреций по источнику вещества, химическому и минеральному составу

Такие МК характерны для Атлантического океана, в осадках которог о встречаются и МК 2-го типа.

Основу гидрогенно-адиагенетических» МК (2-й тип) составляют марганцевые, железо-марганцевые и марганцево-железистые минералы. Они характерны для Индийского океана (встречаются вместе с 1-м типом МК).

Таким образом, в изученных биологически непродуктивных зонах наблюдается тенденция увеличения -железистости МК в ряду океанов: Тихий -> Индийский —> Атлантический, что характерно и для ЖМК. Главной причиной такой закономерности является, по-видимому, фракционирование железо-марганцевой группы элементов, степень завершенности которого прямо зависит от площади океана (Страхов, 1976). В наиболее крупном по размеру Тихом океане процессы фракционирования осадочного вещества доходят до более высоких стадий, и наиболее подвижный Мп легче вовлекается в процессы рудообразования. В других же океанах фракционирование проявлено слабее, что привело к повышению роли реакционноспособного Ре и формированию не только марганцевых, но и железо-марганцевых и марганцево-железистых минералов в МК.

В изученных пробах МК из зон с повышенной биопродуктивностыо Индийского и Тихого океанов выявлены безжелезистый вернадит, асболан-бузерит, Ре-вернадит, гексагональный и моноклинный бернесснт, упорядоченный (с а = 9,75 А) и неупорядоченный смешаноканальный тодорокит. Как правило, МК имеют полиминеральный состав, и только в древних (миоцен-плиоценовых) осадках обнаружены мономинеральные (бернесситовые) МК.

Минералы, входящие в состав исследованных МК, различаются по морфологии и размеру отдельных микрокристаплов. Исследование минерального состава МК с массивно-дендритовой (МД) и тонкослоисто-дендритовой (ТСД) структурами рудной оболочки (по аналогии с ЖМК) показало, что первые сложены относительно более окристаллнзованными и крупночешуйчатыми или пластинчатыми агрегатами марганцевых минералов, таких как гексагональный и моноклинный бернесснт, тодорокит и асболан-бузерит (вернадит может присутствовать в них только в подчиненном количестве); во-вторых, наряду с более упорядоченными марганцевыми фазами, входящими в состав анизотропных слоев, присутствуют наименее окристаллизованные минералы - Ре-вернадит и безжелезистый вернадит, тонкодисперсные агрегаты которых слагают изотропные слон.

В зависимости от условий седиментации, содержания в осадках остаточного Сорг, Мп и минерального состава микроконкреции из зон с повышенной биологической продуктивностью можно разделить на четыре

типа из различных регионов Тихого и Индийского океанов: 1-й тип - из зонь* миепелагических осадков Индийского и Тихого океанов; 2-й тип - из зоны миопелагических осадков Гватемальской котловины; 3-й тип - из зоны гемипелагических осадков Индийского океана; 4-й тип - из зоны гемипелагических осадков Гватемальской котловины.

Основное отличие минералогии МК двух океанов - отсутствие Fe-вернадита в Тихом океане, т.е. повышенная же.'л-зистость МК в Индийском океане.. Такая же тенденция наблюдается и в МК из зон с пониженной биологической продуктивностью. Для этой закономерности, проявленной в районах с разной биологической продуктивностью, можно предположить два наиболее вероятных объяснения. Во-первых, скорость роста МК влияет на время ее пребывания в поверхностном сильно обводненном слое осадков. Как известно (Heye, Marchig, 1977), Мп-слои растут гораздо быстрее Fe-Mn слоев. Поэтому сложенные Мп-минералами МК из Тихого океана быстрее наращивают массу и погружаются в относительно уплотненные слои осадка. Таким образом, Fe-вернадит из-за более затрудненной миграции Fe-Mn коллоидных частиц (по сравнению с диффузией двухвалентных ионов Мп) не успевает осадиться на поверхность МК, в то время как в Индийском океане медленно растущие МК захватывают частицы Fe-вернадита, хотя и в" гораздо меньшем количестве по сравнению с МК из непродуктивных зон. С другой стороны, наличие или отсутствие Fe-вернадита в МК можно объяснить с точки зрения глобального процесса фракционирования осадочного материала в бассейнах разной площади. В самом крупном по размеру Тихом океане процессы фракционирования осадочного вещества доходят до более высоких стадий, на которых марганец значительно легче по сравнению с железом вовлекается в процессы рудообразования.

Для выявления изменений минерального состава в процессе старения рудного вещества МК были изучены четыре колонки осадков из зон с повышенной биологической продуктивностью разных регионов.

Учитывая возраст изученных осадков, нетрудно допустить, что конечным продуктом трансформации марганцевых минералов микроконкреций биологически продуктивных зон является гексагональный бернессит (Свальков и др., 19976).

Причем на протяжении 3-5 млн. лет гексагональный бернессит сосуществует с другими марганцевыми фазами, а с увеличением геологического времени тодорокит (промежуточная фаза минеральных превращений) трансформируется в гексагональный бернессит. Если это так, то мономинеральные (бернесситовые) микроконкреции могут служить индикатором древнего возраста океанских осадков.

Сравнительный анализ показал, что в МК из осадков зон с пониженной биопродуктивностью otcvtctbjtot моноклинный бернессит и

упорядоченный тодорокит с игольчатыми., кристаллами, тогда как в продуктивных зонах в составе МК Не обнаружены Мп-фероксигит и гетит. В ряду океанов: Тихий Индийский -» Атлантический имеет место увеличение железистости МК. Основной причиной этой тенденции является глобальный процесс фракионирования осадочного материала в бассейнах разной площади. Наблюдаемые отличия минерального состава МК и ЖМК связаны, по-видимому, с более кратким (мгновенным в геологическом масштабе времени) пребыванием МК в наиболее геохимически неравновесной верхней пленке осадка, испытывающей воздействие как наддонной воды, так и физико-химических процессов в нижележащих слоях.

Для зон с повышенной биопродуктивностью наиболее характерны «диагенетические» МК 1-го типа, а для непродуктивных - гидрогенные (3-й тип) и гидрогенно-«Диагенетические» (2-й тип).

Конечным продуктом трансформации минерального состава МК является, вероятно, гексагональный бернессит. Для полной гомогенизации состава марганцевых минералов требуется промежуток времени около 4 млн. лет.

Процессы преобразования рудного вещества в непродуктивных зонах идут очень медленно. Заметная трансформация минералов в этих зонах наблюдается только в доплейстоценовых осадках.

Глава 7. Соотношения составов микрокоикреций н вмещающих осадков

Соотношения составов МК и вмещающих осадков различны и зависят от типов осадков.

Биологически непродуктивные зоны. Для МК из непродуктивных зон Индийского и Атлантического океанов, где фракционирование Мп и Ре менее совершенно, чем в Тихом океане, намечается положительная корреляция между содержанием Мп в осадках и минеральным составом МК: с повышением концентрации Мп в осадках возрастает степень кристалличности и меняется состав марганцевых минералов в МК (Свальное и др., 1997а).

В Тихом океане связь содержания Мп в осадке с минеральным составом МК также наблюдается. Но это выражается прежде всего в наличии или отсутствии в заметных количествах более окристаллизованных марганцевых минералов, таких как тодорокит и гексагональный бернессит.

Биологически продуктивные зоны. Изученные биологически продуктивные зоны можно разделить на четыре региона, различающиеся по условиям осадконакоплення, содержанию в осадках Мп, Сорг и по

/б

минеральному состану МК (Свальнов .и др., 19976). Первый регион (миспелагические осадки Индийского и Тихого океанов) характеризуется наиболее низкими содержаниями Мл и Сорг в поверхностных горизонтах осадков (0,2-0,75%Мп; 0,28- 0,43% Сорс). Во 2-м регионе (миопелагические осадки Гватемальской котловины) концентрации Мп сильно повышены (3,20 - 5,^2%) и содержание Сорг варьирует в более широких пределах (0,28

- 0,94%). Для 4-го региона (гемипелагические осад::и Гватемальской котловины) характерны промежуточные значения концентраций Мп (0,64

- 3,24%) и наиболее высокие содержания С„рТ (1,15 - 1,88%). Данные по содержанию Сорг и Мп в поверхностных и погребенных осадках 3-го ■региона (гемипелагические осадки Индийского океана) не были получены, хотя из общих представлений о закономерностях пелагической седиментации (Свальнов, 1991) можно предположить, что в осадках этого региона относительно 1-го региона меньше Мп, но больше Сорг.

Поверхностные микроконкреции. Все выделенные регионы хорошо различаются и по минеральному составу МК. Наиболее тонкодисперсные и слабоупорядоченные минеральные фазы были встречены в МК из миопелагических осадков Центральной котловины Индийского океана (1-й регион): гексагональный бернессит, вернадит, Ре-вернадит и асболан-бузерит. Для минеральной ассоциации МК из миопелагических осадков Северо-Восточной котловины Тихого океана характерно отсутствие Ре-вернадита и асболан-бузерита, наличие в некоторых МК небольшой примеси игольчатого тодорокита с а = 9,75А (станции 3830/29 и 3830/30). В МК из" ге^релагнческих осадков Индийского океана (3-й регион) основной минеральной фазой является гексагональный бернессит, частично замещенный вернадитом (замещение происходило, по-видимому, в результате микробиологических процессов) (Чухров и др., 1989), а также в них присутствует небольшая примесь Ре-вернадита и неупорядоченного тодорокита. В гемипелагических осадках Гватемальской котловины (4-й регион) количество более упорядоченных фаз в МК возрастает, причем в наиболее обогащенных Мп осадках (станции 3885 и 3895) основной фазой является тодорокит, а в осадках с меньшим количеством Мп - гексагональный бернессит (станции 3889 и 3898). '

Для МК из миопелагических осадков Гватемальской котловины (2-й регион) характерны наиболее упорядоченные марганцевые минералы: гексагональный и моноклинный бернессит, неупорядоченный и упорядоченный (с а = 9,75 А) тодорокит. :

Таким образом, основным фактором, влияющим на формирование более упорядоченной марганцевой минеральной ассоциации, является содержание Мп и Сорг в поверхностных осадках: по мере их возрастания в МК увеличивается количество и размер микрокристаллов гексагонального

бермессита и тодорокига, а в наиболее обогащенных марганцем осадках в МК появляются пластинчатые выделения моноклинного бернессита (Свальное и др., 19976). Аналогичная тенденция характерна и для железо-марганцевых конкреций (Успенская и др., 1995). По мере возрастания концентрации Мп в осадках наблюдается тенденция увеличения числа МК , в миопелагичсских илах Тихого и Индийского океанов, причем наиболее значимая положительная корреляция отмечается для осадков (поверхностных и погребенных) 1-го региона (коэффициент корреляции +0,71 для п =21).

Погребенные микроконкреции. С целью выяснения соотношений в системе МК - осадок было изучено четыре колонки из биологически продуктивных зон разных регионов. Вниз по разрезам наблюдается снижение содержания Сорт. Такая тенденция является обычной для океанских осадков: она связана с процессами окисления реакционноспоеобного органического вещества. Очевидна также положительная корреляция количества МК и содержания Мп в осадках. Связь количества МК и концентрации Сорг имеет более сложный характер. В общем случае внга по разрезу осадков наблюдается тенденция улучшения структурной упорядочности марганцевых минералов МК, стремящихся к мономинеральному (бернесситовому) составу.

Глава 8. Генезпе и палеоокеапологическое значение микроколкрешш

В' главе рассматриваются проблемы океанского полиметаллического рудообразования, в котором участвуют ь.нкроконкрецин. Отмечено, что главными вопросами являются источники, пути и формы переноса рудного вещества, механизмы роста рудных тел.

Основными источниками рудных компонентов являются терригенный снос (в основном речной), гидротермы, гальмиролиз пород дна. Не существует единого мнения о роли каждого источника. Прямо противоположно представление по этому вопросу А.Г1. Лисицына (преобладает эндогенное вещество) и Н.М. Страхова (ведущая роль принадлежит экзогенным источникам). В последнее время ведется поиск геохимических критериев для определения генезиса рудного вещества (Волков, Дубинин, 1987; Дубинин, Волков, 1989; Батурин, 1986; Дубинин, Свальнов, 1995; Би^аИа1 а1., 1987).

Путям и формам переноса рудного вещестза в пелагиаль также посвящено большое количество работ (Страхов, 1976; Волков, 1981; Лисицын, 1988; Батурин, 1986; и др.). Ключевая проблема при этом -формы нахождения рудных элементов в морской воде.

/е '

Марганец в морской воде содержится в растворенной форме, во взвеси а в органическом веществе. Преобладающими формами растворенного марганца являются ион Мп2* и МпСГ. Гораздо меньше MnSOj, и в еще меньшем количестве содержатся в морской воде MnClj, МпСОз, МпНСОз, МпОН , Мп(ОН)з (Батурин, 1986; Демина, 1982). Некоторые исследователи указывают на существование марганца в воде и в виде его комплексных соединений с органическими (шинокислотными, белковыми, гуминовыми) лигандамн.(Батурин, 1986).

Отношение взвешенного и растворенного марганца составляет от 1/5 до 1/10. Во взвеси марганец присутствует в составе органических и карбонатных соединений, вместе с терригенным аллюмосиликатным материалом, в форме гидроксидов, а также в сорбированном виде.

Металлы, необходимые для образования рудных стяжении, заключаются часто в органических остатках, которые также определяют геохимические условия в придонном слое. Эти органические остатки играют главную роль в поставке рудообразующих элементов на дно (Кеннет, 1987; Лйсицын, 1988).

При обсуждении механизмов роста рудных стяжений выделяют три основных процесса: коллоидно-химический, хемосорбионно-автокаталитический и микробиологический.

И.И. Волков (1979) показал, что осаждение растворенного в морской воде иона Мп'* происходит не напрямую, а посредством первоначального связывания с оксигидроксидом марганца и последующего окисления и гидратации. Описанный механизм связывания Мп и Fe в аутогенные рудные образования называется хемосорбционно-автокаталитическим, поскольку для его реализации необходимо наличие окисленных форм Мп, играющих роль катализатора (Волков, 1979).

Коллоидно-химический механизм образования рудных форм рассматривается И.И. Волковым (1979)и A.A. Морозовым (1985).

В слабощелочной среде создаются условия для образования коллоидных частиц, содержащих Мп и Fe. На поверхности частицы устанавливается сложное равновесие ионного обмена, зависящее от концентрации различных форм элементов в растворе и от прочности химических и адсорбционных связей. Отдельные частицы, по мнению A.A. Морозова (1995), могут слипаться, образуя на поверхности осадков флокулы и тиксотропные макроструктуры, которые нестабильны и при малейших физических нагрузках могут быть разрушены, но в спокойных гидродинамических условиях за счет энергии теплового движения происходит объединение отдельных частиц, затем дегидратация и кристаллизация.

Следующим механизмом связывания рудных элементов в аутогенные минеральные формы является микробиологическое осаждение

'J

(Дубинина, 1986). В морской воде обнаружен ряд бактерий, спор и бактериальных ферментов, окисляющих и осаждающих рудные элементы. Однако до сих пор не решен вопрос о ведущей роли бактерий в океанском рудогенезе. Кроме того, перед исследователями, работающими над вопросами влияния микроорганизмов на океанское рудообразование, остаются нерешенными, и другие проблемы: может ли происходить биологическая садка марганца в средах, не содержащих органическое вещество; производится ли такое осаждение непосредственно бактериями или продуктами их жизнедеятельности; какие именно и как много микроорганизмов, способных осаждать рудные элементы, и др.

Возвращаясь к источникам рудного вещества, важно оценить доли компонентов, поступающих в железо-марганцевые образования из воды и из осадков. Сторонники гидрогенного происхождения МК полагают, что рудные компоненты поступают в МК из придонной воды' коллоидно-химическим способом (На1ЬасЬ, 3984).

Диагенетический способ ' образования микроконкреций подразумевает поступление рудных элементов из поровой воды осадков.. Ремобилизация элементов происходит в результате развития в о одке процессов восстановления. При диагенетическом варианте генезиса МК возможны все три механизма роста рудных стяжений: микробиологический, хемосорбционно-автокаталитический и коллоидно-химический. Диагенетический рост рудных форм обусловлен поставкой растворенных ионов двухвалентного Мп и Ре иловой водой, которая происходит в окислительных условиях (Петрова и др., 1976; З^Пегэ а! а!., 1984).

Главным критерием, по которому различают диагенетические и .гидрогенные микроконкреции, является величина Мп/Ре в них, т.е. применяется принцип, используемый для ЖМК. Если эта величина соответствует отношению в придонном слое-осадков, то мнкроконкрешш считаются гидрогеиными, если она выше - диагенетическтш. Многие исследователи считают МК диагенетическими образованиями. Однако, диагенетической природе формирования МК противоречат следующие факты. Микрокоикреции встречаются как в придонной воде, так и в поверхностной пленке полужидкого ила толщиной около 2мм (Свальнов, Новикова, Казакова, 1989). Кроме того, МК распределены довольно неравномерно на площади, занятой одним типом осадка; отсутствуют четкие тенденции уменьшения или увеличения количества МК вниз по разрезу осадков одного типа; количество МК резко увеличивается во время перерывов седиментации; отсутствуют прямые коррреляции между химическим составом МК и вмещающих осадков; в пределах одной пробы размеры МК заметно варьируют (Свальнов, Ляпин, Новикова, 19916). Необходимо заметить, что на стадии диагенеза МК теряют воду, т.е. уплотняются, а структурная упорядоченность марганцевых минералов

го

повышается. Все это свидетельствует в пользу того, что МК образуются вблизи раздела вода-дно (т.е не на этапе диагенеза).

И.И. Волков (1979) предложил следующую модель пелагического рудообразования. Процесс проходит в две стадии. Первая стадия имеет седиментационный характер: осадки обогащаются Мп, N1, Со, Си, в меньшей степени Ре, Т|, 7х. На второй стадии протекают диагенечические процессы стягивания коллоидов, обогащенных Ре(ОН)3 и Мп(0!1)3, и кристаллизация этих гидроксидов. Такую модель называют седиментационно-диагенетической (Волков, 1979).

Существует мнение (Свальнов, Ляпин, Новикова, 19916), которое мы разделяем, что МК являются хемогенно-сингенетическими образованиями.

Выше было показано, что МК образуются вблизи раздела вода-дно. ; Таким образом, обстановка, существующая на этой границе (окислительная среда, достаточное .количество реакционноспособного органического вещества, перемешивание осадочного материала бентосными организмами и придонными течениями, поступление рудных элементов из водной толщи и за счет диагеиетического подтока), является наиболее благоприятной для формирования микроконкреций. В этих условиях весьма вероятно протекание коллоидно-химических процессов образования рудных форм. Теоретические основы этих процессов обобщены А.А. Морозовым (1985), подтвердившим путем качественного эксперимента принципиальную возможность фиксации коллоидных частиц гидроксидов Мп и Ре твердой поверхностью, содержащей восстановленные формы этих элементов, Основным условием реализации механизма связывания МпОг является наличие весьма небольших количеств восстановленных форм Мп(Н) и Ре(П) на поверхностях частиц, конкреций, разнообразных ядер и участков дна. Мп(Н) фиксируюстся на перечисленных поверхностях, главным образом, в результате сорбции из морской или иловой воды. Железо (II) может входить в состав пород, ■ минеральных ядер, глинистых частиц и стабилизироваться в процессе их разрушения в окислительных условиях в форме смешанно-валентных соединений. Кроме того, допускается возможность появления восстановленных форм железа и марганца в результате восстановительных микробиологических процессов на поверхности рудных стяжений. Заметим, что при диагенезе локально протекающие в пелагических осадках восстановительные процессы не обеспечивают в полной мере диагенетическую ремобилизацию рудных компонентов, необходимых для образования МК. '

Коллоидно-химические процессы связывания оксигидроксидов Мп и Ре достигают наибольшей'интенсивности, по-видимому, в геохимически активном поверхностном слое, мощность которого, по нашему мнению (ИвЛиев, Свальнов, Новикова, 1997), сопоставима с мощностью наиболее

представительных фракций МК (0,5-0,25; 0,25-0,1мм) и составляет около 0,25мм.

Итак, мы считаем микроконкреции хемогенно-сингенетическймн образованиями, формирующимися вблизи раздела вода-дно в основном за счет коллоидно-химических процессов, не исключая при этом и других механизмов роста рудных стяжений (хемосорбционно-автокатапитических и микробиологических).

Нанесение наших данных по изученным МК на тройную диаграмму показало, что все они ложатся в пределы поля гидрогеиных (т.е. не диагенетических) образований и хорошо согласуются с результатами предыдущих исследователей (Свальнов и др., 19916; Pattan, 1993).

Выше отмечалось, что микроконкреции являются одной из форм проявления единого процесса океанского рудообразования наряду с такими рудными телами, как корки и макроконкреции. Однако, будучи самостоятельным объектом марганцеворудного процесса, микроконкреции имеют ряд отличительных генетических особенностей по сравнению с рудными корками и ЖМК.

Корки всегда формируются на разделе вода-дно (путем осаждения рудных компонентов в основном из придонной воды) и состав их не зависит от субстрата (важно только, чтобы oil был уплотненным). ЖМК в полагали нижней частью погружены в осадок, а верхней частью обычно контактируют с водой, поэтому в их составе отражается двойственное влияние процессов, происходящих как в осадке, так и в придонной воде. Размер позволяет им длительно существовать в условиях изменчивой среды.

МК же являются сингенетическими образованиями (см. раздел 8.1.) и формируются на границе вода-дно. Наиболее благоприятные условия для их формирования существуют в геохимически активном поверхностном слое. Зародившись, МК достигают оптимальной величины, соизмеримой с толщиной этого слоя (около 0,25мм). Затем они опускаются ниже активного слоя либо под действием гравитации, либо в результате захоронения новыми микрослоями осадка или при повторном взмучивании. Следовательно, МК имеют краткую историю формирования (в геологическом масштабе времени) по сравнению с корками и ЖМК, а значит, несут в своем составе информацию о характеристиках среды в момент зарождения. Дальнейшая судьба микроконкреций диктуется условиями захоронения: они не меняют своих характеристик в окислительных условиях; частично растворяются или наращивают рудные оболочки в субокислительной среде; полностью растовряются в восстановительных условиях.

Относительно быстрый рост и последующее захоронение («консервация») микроконкреций позволяют им сохранить информацию о характеристиках среды более полно по сравнению с другими рудными

2 2.

формами. Корки и конкреции испытывают на себе воздействие изменчивой среды более продолжительное время, поэтому «считывание информации» о параметрах этой среды превращается в сложную задачу.

Таким образом, МК, имея краткую историю формирования, чутко реагируют на изменение характеристик среды и наиболее адекватно отражают эти изменения в момент своего зарождения.

Ранее обнаружено (Свапьнов, Ляпин, Новикова, 1991а,б) и нашими результатами подтверждено, что каждый тип осадка в конкретной фациальной обстановке отличается характерными только для него пределами концентрации МК. Ряд нарастания числа МК в разных осадках выглядит так: карбонатные осадки -> кремнисто-глинистые осадки -> миопелагические глины —> эвпелагические глины, т.е. прямо коррелирует с уменьшением скоростей седиментации. Перерывы осадконакоплбния сопровождаются аномально высокими концентрациями МК. Плавное же изменение скоростей седиментации характеризуется плавными вариациями параметров распределения МК (Ивлиев, Новикова, 1994).

При изучении нами параметров распределения МК в разрезах выявлено, что рост числа МК, а следовательно, и замедление темпов седиментации, неизбежно сопровождается уменьшением средней массы единичной МК, что также отражает тенденции изменения скоростей осадкоиакопления (Ивлиев, Свальнов, Новикова, 1997).

Исследование минералогии МК выявило тенденцию увеличения их железистости в ряду океанов: Тихий -> Индийский -> Атлантический. Причина это:ч> заключается, вероятно, в глобальном процессе фракционирования Fe - Мп группы элементов, завершенность которого прямо зависит от размеров бассейна (Страхов Н.М., 1976): чем больше (шире по параллели) океан, тем сильнее преобладает в составе МК наиболее геохимически подвижный Мп. «В то время как большая часть гидратированной двуокиси марганца сохраняет аморфную структуру, ~ 70% Мп (от валового) и связанных с ним элементов находятся в красных глинах океана в реакционноспособной форме, гадроксид железа за счет старения и структурных изменений быстро теряет подвижность и доля реакционноспособных аморфных форм Fe не превышает в пелагиали 510% от валового содержания» (Волков и др., 1980, с.21). Таким образом, но соотношению минералов в МК можно судить о размерах палеобассейнов. '

Изучение колонок пелагических осадков показало, что в биологически непродуктивных зонах трансформация рудного вещества идет гораздо медленнее, - чем в , продуктивных. Таким образом, информацию о палеопродуктивности и палеогидродинамическом режиме бассейна седиментации можно получить из сравнения минерального состава МК в нескольких разрезах.

С течением геологического времени все первичные минералы Мп преобразуются в бернессит. На протяжении 3-5 млн, лет бернессит сосуществует с другими минералами, а с увеличением геологического времени упорядоченный тодорокит переходит в бернессит через свою неупорядоченную смешаноканальную разновидность. Если это так, то мономинеральные бернессиотовые МК могут служить индикатором древнего возраста осадков (Свальнов, Ивлиев, 1997).

A.B. Дубининым и В.Н. Свальновым (1995) был изучен состав редкоземельных элементов в МК разного размера. Известно, что основным показателем гидрогенности материала является положительная аномалия церия, а в гидротермальном рудном веществе цериевая аномалия отрицательная. Исследования, проведенные названными авторами в Гватемальской и Южной котловинах Тихого океана, показали, что в пределах одной пробы микроконкреции различных фракций отличаются по составу редкоземельных элементов в зависимости от условий осадконакопления, включая продуктивность поверхностных вод и гидротермальную деятельность.

Таким образом, для палеоокеанологических целей важно подчеркнуть, что изучение составов редкоземельных элементов в МК разных фракций позволяет выявлять этапы гидротермальной активности и оценивать динамику поставки эндогенного рудного вещества.

Суммируем вкратце палеокеанологический смысл изучения МК.

1. Число МК или их суммарная масса позволяют выявлять скрытые перерывы седиментации в литологически однородных толщах.

2. Кривые распределения в разрезах средней массы единичных МК отражают тенденции изменения скоростей седиментации, что особенно важно для «немых» толщ (для разрезов пелагических глин без определимых биогенных остатков).

3. В минеральном составе МК заложена информация о размерах, гидродинамике и продуктивности поверхностных вод палеобассейнов.

4. Составы редкоземельных элементов в разных фракциях МК позволяют судить о генезисе исходного рудного вещества и выявлять периоды гидротермальной деятельности.

Заключение

В результате комплексного изучения микроконкреций выявлено, что МК представляют собой разнообразные по форме сингенетические аутигенные рудные стяжения размером не более 2 мм, образованные преимущественно вблизи раздела вода - дно. Они состоят из ядра и рудной оболочки, текстура которой либо массивная, либо тонкослоистая (чаще наблюдается в зонах с пониженной биологической продуктивностью

Z4

поверхностных вод). Распределение МК в разрезах контролируется глаьаым образом скоростью седиментации, а также наличием реакционноспособного марганца и потенциальных ядер.

Исследование минерального состава микроконкреций п зонах с повышенной и пониженной биологической продуктивностью океана показало, что по источнику вещества МК можно разделить на гндрогениые (преобладают в зонах с пониженной биологической продуктивностью), «диагенетические» и гидрогенно-«диагенетические» (промежуточные). По соотношению минеральных фаз и особенностям химического состава - различаются МК: марганцевые (преобладают вернадит, асболан-бузерит, бернессит, тодорокит), железо-марганцевые (существенная примесь Ре-вернадита), марганцево-железистые (важная роль Мп-фероксигита) и железистые (преобладает гетит).

В зависимости от размеров бассейна в ряду океанов: Тихий -> Индийский -» Атлантический увеличивается железистость МК, что отражает глобальный процесс фракционирования элементов железо? марганцевой группы.

По мере старения рудпго вещества наблюдаются трансформационные переходы различных минеральных фаз, а конечным продуктом траснформации является гексагональный бернессит. Для полной гомогенизации состава минералов МК требуется, по-видимому, около 4 млн. лет.

При изучении соотношения составов микроконкреций и вмещающих осадков было выявлено, что по мере увеличения содержания марганца в осадках увеличивается степень структурной упорядоченности марганцевых минералов. .

На основании проведенных исследований можно сказать, что природа МК является биохемогенно-сннгенетической: они образуются в результате коллоидно-химических, хемосорбционно-автокаталитических и микробиологических процессов вблизи раздела вода-дно. Микроконкреции имеют краткую историю формирования, чутко реагируют на изменения условий седиментации и наиболее адекватно отражают вариации параметров среды в момент своего зарождения.

Палеоокеанологическое значение МК заключается в том, что в их параметрах (число, суммаргоя и средняя масса МК, минеральный и химический состав) содержится информация о скрытых перерывах и тенденциях изменения скоростей седиментации, об относительных размерах палеобассейнов и об относительной палеобнопродуетивности поверхностных вод, а также о периодах гидротермальной деятельности.

Все это свидетельствует о перспективности дальнейшего, более расширенного и детального изучения МК - интересного природного объекта.

2.5"

Публикации по теме диссертации

1. Распределение марганцевых микроконкреций в осадках северной тропической зоны Тихого океана (совместно с З.Т. Новиковой) И Геология морей и океанов: Тез. докладов 11 Международной школы по морской геологии. М.: ИОРАН, 1994. Т.2. С.216.

2. Минеральный состав и генезис поверхностных и погребенных марганцевых микроконкреций из Гватемальской котловины (Тихий океан) (совместно с А.И. Горшковым, A.B. Сивцовым, В.Н. Свальновым) // Там же. C.213-2I4.

3. Минеральный состав марганцевых микроконкреций Гватемальской котловины (совместно с А.И. Горшковым, В.Н. Свальновым, A.B. Сивцовым, Т.Ю. Успенской) // Океанология. 1996. Т. 36. С. 112-118.

4. Гранулометрический состав океанских марганцевых микроконкреций (совместно с В.Н. Свальновым, З.Т. Новиковой) // Геология морей и океанов: Тезисы докладов XII Международной школы по морской геологии. М.: ГЕОС, 1997. T.I. С. 119.

5. Минералогия марганцевых мйкроконкреций в зонах низкой и высокой биологической продуктивности (совместно с В.Н. Свальновым, Т.Ю. Успенской) И Там же. С. 145-146.

6. Палеоокеанологическое значение марганцевых микроконкреций (совместно с В.Н. Свальновым) И Там же. С.35.

7. Параметры распределения марганцевых микроконкреций в пелагических осадках (совместно с В.Н. Свальновым, З.Т. Новиковой) // Гам же. С. 120-121.

8. Сравнительная характеристика минерального и химического состава Fe-Mn конкреций и микроконкреций (совместно с Т.Ю. Успенской, В.Н. Свальновым)//Там же. С.151-152.

9. Трансформация минерального состава Fe-Mn конкреций и микроконкреций (совместно с ТДО.Успенской. В.Н.Свальновым) // Там же. С.153-154. ;

10. Минералогия марганцевых микроконкреций. Сообщение L Биологически непродуктивные зоны Мирового океана (совместно с В.Н. Свальновым, Т.Ю. Успенской, А.И. Горшковым, A.B. Сивцовым) // Литология и полез, ископаемые. 1997. № 5. С.458-469.

11. Минералогия марганцевых микроконкреций. Сообщение 2. Биологически продуктивные зоны Тихого и Индийского океанов (совместно с В.Н. Свальновым, Т.Ю. Успенской, А.И. Горшковым, A.B. Сивцовым) // Литология и полез, ископаемые. 1997. № 6. С. 636-648.

Формат 60x84 1/J6,,. Объем 1,75 п.л.

Зак. Тип. Мив1Дра»м«пром1 РФ Тир. JCC