Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Океанские железо-марганцевые конкреции

ВАК РФ 04.00.10, Геология океанов и морей

Автореферат диссертации по теме "Океанские железо-марганцевые конкреции"



п

АКАДЕМИЯ НАУК СССР ИНСТИТУТ ОКЕАНОЛОГИИ им.П.П.ШИРШОВА

на правах рукописи

СКОШКОВА НАДЕВДА СЕРГЕЕВНА

ОКЕАНСКИЕ ЖЕЛЕЗО-МАРГАНЦЕВЫЕ КОНКРЕЦИИ (закономерности распределения и состава)

/04.00.10 - геология океанов и морей/

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-ыинвралогических наук в форме научного доклада

Москва - 1989

Работа выполнена в Институте океанологии им.П.П.Ширшова АН СССР

Официальные оппоненты: Академик

Шнюков E.S. (ИГН АН УССР)

доктор геолого-минералогических наук процессов И.В.Хворова (ГИН АН СССР)

доктор геолого-минералогических наук профессор Фролов В.Т. (Московский Гос. Университет)

Ведущее предприятие: Всесоюзный научно-исследовательский институт геологии и минеральных ресурсов Мирового океана (ВНИИОкеангеология) Северного производственного объединения по морским геологоразведочным работам 11Г0 "Севморгеология"

Защита состоится " " _ 1990 г. в_час.

на заседании Специализированного совета Д.002.86.01 по защите докторских диссертаций при Институте океанологии им.П.П.Ширшова АН СССР по адресу: Москва 117 218 ул.Красикова, 23.

С основными опубликованными работами по диссертации в форме научного доклада можно ознакомиться в библиотеке Института океанологии мм.П.П.Ширшова АН СССР

Ученый.секретарь Специализированного Совета, доктор географических наук

Б.Н.Филюшкин

'. Актуальность теш. Процесс железо-марганцевого рудообразо-ания" уникальное природное явление широко развитое в современ-лс водоемах (озерах, морях, океанах), йорнированио аутигенных югокошоненгных келезо-марганцевых конкреций обогащенных ка, I, си, Со и некоторшя другими редкими и благородными мэрами специфическая черта океанского рудного процесса. Гло-ш,ный характер этого природного явления, его неразрывная зязь с океанским осадочным процессом и, в первую очередь, с магическим литогенезом, определяет актуальность поставленной Ее разработка привала автора к необходимости системного >дход& в исследовании келезо-«арглицевых конкреций, вкличаю-¡го анализ условий (среда) осадкообразования, состава вмещаю-ос осадков и самих конкреций.

Проведенные автором в течение 30 лет комплексные исследо-шия, по единой для всего Мирового океана методике, вывели юблему конкрециониого рудообразования в ранг актуальных нап-шлений современной морской геологии.

^следование океанских железо-марганцевых конкреций важно «же для понимания осадочного рудного процесса в целом, что :авит их в ряд актуальных проблем геологии полезных ископаема.

С другой стороны, актуальность работы в ее практическом [ачеиии. Выявленные автором закономерности распределения и ютава конкреций послукили основой для постановки геолого-1 исковых работ в наиболее перспективных дая освоения регионах.

Рель и задачи работа. Целью настоящей работы было обобще-■а данных по закономерностям распространения, химического и морального состава, морфологии, особенностям внутреннего роения конкреций, условиям и механизму их формирования.

Перед автором стояли следущие задачи:

1. Выяснение глобальных и региональных закономерностей спространения, вариаций химического состава » морфологии нкреций, их связи с фациальной обстановкой осадао- и рудооб-зоваиия.

2. Изучение масштабов и причин локальных вариаций конкре-

Я.

3. Анализ характера взаимосвязи состава конкреций и вие-щих осадков.

4. Морфологическая типизация кошереций, выяснение условий механизма формирования морфогенетячвехих типов конкреций.

Научная новизна работы. На основании анализа огромного ктяческого материала, собранного в советских и зарубежных

экспедициях, автором впервые на примере Тихого океана под единым углом зрения были рассмотрены глобальные, региональные (1961-19й1) и локальные (1976-1989) закономерности количественного распространения, морфологии, внутреннего строения,

и химического состава железо-марганцевых конкреций, их связь с фациальными условиями и процессами океанского седиментогенеза (1970-1989).

Б 1961 году автором была дана первая реалистическая оценка потенциальных ресурсов железо-марганцевых руд крупнейшего из океанов - Тихого. Изучение распределения и состава тихоокеанских конкреций сопровождалось(в отличие от большинства работ того времени) анализом вмещающих конкреций осадков. В 1964 г. автором впервые для Тихого океана были составлены карты Кп, Ре в конкрециях и рассмотрены закономерности их распределения во вмещающих конкреции осадках. Позже (1976) аналогичные карты были составлены также для К1, Сои Си .

Фациальный подход к анализу закономерностей распределения и вариации состава конкреций послужил основой выявления зональности процессов конкреционного рудообразования, впервые сформулированного автором (1979).

Начатые автором ь 1968-70 годах исследования локальных вариаций морфологии, внутреннего строения и состава конкреций послужили основой для морфогенетической типизации конкреций, и привели к разработке новой концепции генезиса конкреционных руд (Скорнякова, 1981-1989).

Практическая ценность работы. С самого начала работы автора по изучению океанских железо-марганцевых конкреций имели, наряда с решением фундаментальных научных задач, также практическую направленность. Впервые в нашей стране и почти одновременно с зарубежными исследователями автор стал рассматривать конкреции как потенциальные руды Мп и ряда цветных металлов, дав первую реалистическую оценку их потенциальных ресурсов в Тихом океане. Выявленные автором закономерности распространения конкреций и изменчивость их состава послужили научной основой постановки первых рекогносцировочных и региональных геологоразведочных работ в океане организациями Мингео СССР. Обоснование идеи о широтной (климатической) зональности состава железо-марганцевых конкреций в Тихом, а затем Индийском океане привело к обнаружении приэкваториального ("радиоляриевого") рудного пояса распространения наиболее высококачественных (по ма,Н1,Си ) руд. Поис-

кам богатых залежей которых способствовала разработка автором морфогенетической типизации конкреций. Изучение автором локальной изменчивости концентрации и состава железо-марганцевых конкреций послужило разработке рациональной методики поисковых работ.

Фактический материал, вклад автора. Автор с 1958 г. занимается изучением океанских конкреций и осадков. В основу работы положен материал более 25 рейсов советских экспедиций в "Босом и Индийском океанах, в 12-ти из которых сбор и обработка материалов по конкрециям и осадкам проводилась с участием, а в ряде рейсов под руководством автора. Основной материал по конкрециям Тихого океана собран и обработан автором. По Иццийскоцу океану автору удалось собрать материал по наиболее обогащенным Иа , Н1, си конкрециям радиоляриевой зоны (Скорнякова и др., 1979,1989; Скорнякова, 1983; Скорнякова, Ванштейн, 1983), по Атлантическому - в Бразильской котловине.

Автором выполнялась как первичная обработка проб конкреций и осадков, так и результатов их химических и минералогических анализов, составление карт распределения конкреций, геохимическое картирование денных по конкрециям и вмещагацим осадкам, составление карт донных осадков (совместно с П.Л.Безруковым, А.П. Лисицыным, В.П.Петелиным, И.О.Мурдмаа), обобщение результатов исследований и разработка отдельных теоретических вопросов океанского рудообразования.

Объем и опробвция работ. Диссертация представляется по совокупности опубликованных работ. По теме диссертации опубликовано более 80 работ в периодической печати и монографиях. Основное содержание диссертации отражено в монографиях "Осадкообразование в Тихом океане", где автор написал разделы Ре н Мп в осадках, железо-марганцевые конкреции (1970), "Келезо-марганцевые конкреции Тихого океана" (1976), где автор является основным автором, "Железо-марганцевые конкреции Центральной части Тихого океана" (1986) и "Железо-марганцевые конкреции центральной котловины Индийского океана" (1989), в которЬх автором написаны разделы по железо-марганцевым конкрециям.

Отдельные части работ докладывались и обсуждались на 2-м Международном Океанографическом Конгрессе (1966), на Всесоюзных литологических совещаниях (Моеква, 1960, 1965), на семи Всесоюзных школах по морской геологии (Геленджик 1974-1986), на съездах советских океанологов (Москва 1977; Ялта, 1982), на 7-м Мезвдуна-

родном симпозиуме МАГЙ8 (Тбилиси, 1982), на 27-м Международном геологическом конгрессе (Москва, 1984), на совещаниях рабочей группы "Твердые полезные ископаемые" Комиссии по проблемам Мирового океана АН СССР.

Большое влияние на развитие наших представлений о специфике океанского рудообразования и процессов диагенеза океанских осадкой оказали работы Н.М.Страхова. Основой для разработки представлений о закономерностях формирования железо-марганцевых конкреций послужили фундаментальные работы по океанскому седиментоге-незу и, в частности, зональности процессов осадконакопления, биоседиментации, фациальному анализу П.Л.Безрукова, А.П.Лисицына, Ю.А.Богданова, И.О.Цурдмаа.

В процессе многолетних работ по исследованию железо-марганцевых конкреций в экспедициях и в лаборатории вместе с автором участвовали сотрудники Отдела геологии океана и Аналитической лаборатории ИОАН, ИГЕЫ, ДВГИ ДВНЦ, Института вулканологии АН СССР. Автор искренне благодарен всем им за сотрудничество и помощь в работе.

Особую благодарность автор выражает члену-корреспонденту АН СССР Д.Л.Безрукову, под руководством которого начинались работы по конкрециям, идеи которого помогают нам в продолжении этих работ. Я благодарю И.О.Мурдмаа за большую помощь в организации, и особенно за постоянное научное сотрудничество, совместное обсуждение полученных результатов.

I. МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ

Одним из основных методов выявления региональных закономерностей распределения и вариации химического состава конкреций, так же как и вмещающих осадков, послужило геолого-геохимическое картирование, методика которого была в значительной мере развита автором. При составлении карт распределения конкреций нами использовались данные сборов проб дночерпателями, трубками, драгами и фотографии дна. По фотографиям и дночерпателям определялись концентрация по разработанной автором методике (процент покрытия конкрециями площади дна) и весовое количество (продуктивность в кг/м^) конкреций (Скорнякова, Зенкевич, 1961, 1976; СкорняКова, Заикин, 1989). На составленных по этой методике картах концентрации наносятся в масштабных значках, а по данным полученным драгами и тралами отмечается присутствие или отсутствие конкреций (рис. I и 2). На основании фактических данных с учетом фа-циальной обстановки осадкообразования (распространение типов

осадков и скоростей седиментации) на картах удается выделить области преимущественного распространения конкреций и в особенности поля их повыпенной (рудной) концентрации, многие из которых имеют экономическое значение.

В связи с большой изменчивостью химического состава конкреций (особенно в радиоляриевой зоне) по площади дна и с глубиной на геохимических картах отражается фоновое содержание металлов и масштабны™ знака!® содержание по станциям.

Для выяснения локальных вариаций распределения, морфологии, внутреннего строения и состава конкреций при участии автора был разработан и внедрен в практику экспедиционных работ полигонный метод исследования, который предусматривает проведение детальных геологических работ на небольших по площади участках дна (масштаб 100 000-200 000).

Морфологическая характеристика и морфогенетическая типизация конкреций основана на проведении массовых замеров максимального и минимального диаметра конкреций, размера ядер .толщины рудных оболочек, статистического анализа адер, характеристики поверхности и текстуры рудного вещества в полированных шлифах в совокупности с данными химического и минералогического анализов (Андрущенко, Скорнякова, 1967, i960, 1970; Скорнякова, Андруценко, 1968, 1971, 1976; Keyisn, 1974; Raab, 1977; Morita-ni et al., 1977; Sorera et al., 1979; Halbach et al., 1981; Скорнякова и др., 1981, 1985, 1989; Скорнякова, 1984, 1986 и др.). По результатам этих исследований также составляются карты (Скорнякова, Андрущенко, 1976; Кронен, 1982 и др.).

Для характеристики химического состава конкреций в большинстве случаев анализировались средние пробы конкреций (без одра). Для морфологической типизации конкреций использовались данные послойного анализа (слоев отличающихся по текстуре и отражательной способности) конкреций и рудного вещества их верхней и нижней поверхности. Чаще всего выполнялись определения Ре, Иа, . lil,Co,Cu,ib,Sn . Основная часть определений этих элементов выполнено атомно-абсорбционным методом, для контроля Ре и На определялись тайке колориметрическим и объемным химическим методами.

Полный силикатный анализ проводился как традиционным "Химическим методом, так и рентгено-спектральным флуоресцентным методом. Метрологическое обеспечение анализа обеспечивается параллельными определениями проб и стандартов. Сходные методы при-

менялись и для анализа валового состава осадков. Определение подвижных форм Ре, Jin и малых элементов в осадках выполнялось по методике Честера (Cheater, Haghes, 1967 ) и Базилевской (1986) обработкой проб осадков 1% K2Z0A • Данные по минеральному составу конкреций обычно основываются на дифрактограммах средних проб рудного вещества конкреций (Андрущенко, Скорнякова 1967, 1969; Андрущенко, 1976; Кронан, 1983) реже микропроб рудного вещества, отобранных из слоев с различными оптическими свойствами (Вигпз, Burns, 1977 ; Аццрущенко, 1976). Приведенные в настоящей работе данные основаны на комплексе методов, включающих аналитическую просвечивающую электронную микроскопию (микродифракция электронов), рентгеноструктурный анализ послойно отобранных образцов и минераграфию (Чухров и др., 1976,1983, 1984, 1987; Успенская, 1986; Успенская и др., 1987, 1988).

Единство применяемых автором методических подходов к исследованию конкреций и вмещающих осадков, по существу на материалах собранных по всему Мировому океану, обеспечили достоверность результатов проведенных исследований и их широкое использование во всем мире.

II. ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ ЖЕЛЕЗО-МАРГАНЦЕВЫХ КОНКРЕЦИЙ НА ДНЕ МИРОВОГО ОКЕАНА Железо-марганцевые конкреции или корки на поверхности коренных пород встречены в океане в широком диапазоне фациальных условий: на шельфе, континентальном склоне, на дне глубоководных котловин и подводных поднятиях, во всех широтных зонах. Несмотря на большое разнообразие природных обстановок формирования конкреций в океане четко проявляется преимущественная, приуроченность конкреций, особенно полей их повышенной концентрации к пелагическим фациям.

В гемипелагических районах с повышенными скоростями седиментации конкреции встречаются редко, либо совсем отсутствуют. Скопления конкреций или рудные корки на поверхности коренных пород здесь обнаружены на склонах и вершинах подводных поднятий, участках дна с' крайне низкими скоростями седиментации или размыва.

Приуроченность железо-марганцевых конкреций к пелагическим районам океана обусловлена господством низких скоростей (обычно 1-3 мм и менее) осадконакопления, обеспечивающих возможность длительного роста конкреций на границе вода-дно (Скорнякова, Зенкевич, 1976; Скорнякова и др., 1981). Наиболее обширные поля конкреций встречены здесь в глубоководных котловинах на глуби-

нах вблизи и ниже критической глубины карбонатонакопления, на поверхности пелагических глин и радиоляриевых илов и их мергелистых разностях, в меньшей мере на диатомовых илах.

Самые крупные области повышенных концентраций и весовых количеств ( > 5 кг/м^) конкреций развиты в пределах обширной пелагической части Тихого океана. Здесь ввделяются три субширотных конкреционных пояса, два по обе стороны от экватора и один- в приантарктической зоне (рис. I).

Северный пояс расположен между 2-7 и 24-30°с.ш. в СевероЗападной, Центральной и Восточной котловинах, под центром северного субтропического антициклонального круговорота течений и под сеперным пассатным течением. Северная часть этого пояса приурочена к области распространения эвпелагических глин с средними скоростями седиментации менее I мм/1000 лег, средние скорости осадконакоплёния в кремнисто-глинистых илах южной части поля (в приэкваториальном поясе радиоляриевых илов) по данным А.П.Лисицына составляют 1-3 мм/1000 лет. Однако реальные скорости осадконакопления по данным полигонных исследований колеблются от сотых долей мм до 5-6 мм/1000 лет (Скорнякова и др., 1981; Свальнов, 1986), нередко на поверхности обнажаются дочетвертич-ные осадки (Riedel, Purmei, 1964 ). Повышенные значения концентрации конкреций здесь ассоциируются со скорос^-лми осадконакопления обычно менее I мм/1000 лет.

Концентрация конкреций в пределах северного рудного пояса варьирует в широких пределах от 0 до 100%, составляя часто более 25?, весовое количество - от грвммов до 40 кг/м^(в Центральной котловине). Большая частота встречаемости повышенных весовых значений отмечена в южной части рудного пояса, в зоне распространения радиоляриевых илов. В провинции Кларион-Клиппертон, восточной части пояса радиоляриевых илов, примерно в 60% дночер-пательных проб продуктивность конкреций превышает 5 кг/м^, достигая 25 кг/м^.

Шный пояс высоких концентраций конкреций расположен между 6-8 и 40°ю.ш., под южным субтропическим антициклональным круговоротом течений. Крупные подводные поднятия разделяют его на несколько полей, расположенных на дне котловин. Наиболее крупное из них находится в северо-восточной части Пшой котловины, где высокие концентрации приурочены к эвпелагичесюш глинам и их мергелистым разностям, средние скорости накопления которых менее I мм/1000 лет. В ВО?) дночерпательных проб продуктивность

Рис. I. Распространение железо-марганцевых конкреций на дне Тихого океана

I. конкреции встречаются редко; II - области преимущественного распространения конкреций; 01 - поля повышенных концентраций.

1-10 - геологические станции с оценкой концентрации, % (Г-6 по фотографиям и дночерпателям: 1-конкреции отсутствуют, 2-менее 10, 3- 10-25, 4 - менее 25(без расчленения), 5- 25-50, 6 - более 50, 7 -10-по тралам: 7 - отсутствуют, 8 - мало, 9 - много, 10 - без оценки количества); II - станции на которой концентрации обнаружены трубками; 13 - изобата 5 000 м; 14 - изобата 4000 м.

конкреций оказалась более 5 кг/м^, а в 50$ - более 15 кг/м*\ Другое поле расположено между плато Манихики с одной стороны к островами Тубуаи, Общества и Маркизскими - с другой. Высокая продуктивность конкреций приурочена здесь к дну и склонен небольших котловин Пенри, Тапу. Тики, где распространены звпэлаги- ■ ческие, цеолитовые глины и их мергелистые разности. Продуктивность конкреций нередко превышает 10 кг/м^, достигая 62 кг/ы^. Довольно высокие концентрации и продуктивность (от 1,6 до 19 кг/м^) конкреций обнаружены в котловина Бауэр на поверхности металлоносных осадков и в Перуанской котловине (до 30 кг/м^),в области распространения кремнисто-мергелистых илов и пелагических глин. Приантарктический пояс высоких концентраций конкреций вытянут в широтном направлении между 52-55 и 60-62°ю.ш. от пролива Дрейка через котловину Беллинсгаузена на запад до Индийского океана, располагаясь под Антарктическим круговым течением, с высокими скоростями придонных течений, По данным фотографий дна, выполненных в экспедициях и/с "Элтакин", здесь нередко наблюдаются сплошные "мостовые" из конкреций.

В Индийском океане области повышенных концентраций и продуктивности занимают гораздо меньшие площади, но общие закономерности распространения сходны с установленными в Тихом океане (рис. 2). Здесь' также проявляется приуроченность конкреций к глубоководным котловинам пелагических областей, в основном к районам распространения пелагических глин и радиоляриевых, илов. В Индийском океане выделяются два широтных конкреционных пояса, один из которых расположен под южным субтропическим круговоротом течений, а второй под циркумантархтачесним течением.

Северный пояс повышенных концентраций конкреций (южнее 8-10° ю.ш.) крупными подводными хребтами расчленен на более или менее изолированные друг от друга рудные поля. Здесь выделяется Центральное, Восточное (?), Мадагаскарское поля, поле Диамантина и Крозе.

Центральное рудное поле расположено в глубоководной части одноименной котловины (южнее 8°ю.ш.), в области распространения радиоляриевых илов и пелагических глин со скоростями осадконако-пления 1-3 мм/1000 лет и менее. В северной части этого поля в зоне распространения радиоляриевых илов (8-13°ю.ш.) продуктов- . ность конкреций колеблется от 0,1 до 22 кг/ы^, обычно более 5 кг/м^.

На поверхности пелагических глин южной части поля конкреции-

.....-«- - - ..» " ■ ----а

Рис. Z. Распространение железо-марганцевых конкреций на дне Индийского океана

I - области спорадической встречаемости конкреций; П - области преимущественно распространения конкреций; Ш - поля повышенной концентрации конкреций; 1-9 - геологические станции с оценкой концентрации конкреций^ 1-4 по фотографиям,%: I - конкреции отсутствуют; 2- менее 25; 3 - 25-50; 4 - более 50; 5-6 по дночерпателям: 5 - конкреции отсутствуют; б - присутствуют; 7-Ь по тралам и драгам: 7 - отсутствуют, 8 -присутствуют; 9 - станции на которых конкреции обнаружены трубками} 10 - граница мощности окисленного слоя более 1м; II - изобата 4СС0 м.

покрывают от 20 до 5Q% площади дна, а их продуктивность по имеющимся донным составляет 4-12,7 кг/и2. Учитывая крайне низкую скорость накопления эвпелагическмх глин (менее I ым/ЮОО лот) здесь можно ожидать значительно более высоких величин продуктивности .

Восточное рудное поле приурочено к расчлененной поверхности дна южной части Кокосовой и Западно-Австралийской котловин к глубинам более 4800 м, где распространены радиоляриевые или и пелагические глины. Большая расчлененность рельзфа и связанные с ней резкие колебания скоростей осадконакопления в пределах 3-10 т/1000 лет (Лисицын, 1974), а по данным В.Н.Свальнова (1983) от 0 до 20 мм/1000 лег, наличие участков размыва, неотложения или крайне низких скоростей осадконакопления приводит здесь к большой неравномерности концентраций конкреций.

В пределах северной части поля продуктивность конкреций в радиоляриевых илах колеблется от нулевых значений до 16,8 кг/м^, в центральной части (север Западно-Австралийской котловины) 1,421,6 кг/м^. Юкнее в области распространения пелагических глин конкреции покрывают от 20 до 50% плоцеди дна, их продуктивность обычно более 10 кг/м*-.

Поле Диамантина расположено в восточной части Амстердамской (на Глубинах 4300-4500 м) и северо-западной части Окно-Австралийской котловин (на глубинах 4800-5500 м). Подстилающие конкреции осадки представлены здесь пелагическими и мергелистыми глинами, реле известковыми кокколитово-фораминиферовыми илами. Судя по данным фотографий продуктивность конкреций здесь достигает 10 кг/м^ и более (Frazer, Wilson, 1979; Kennet, r/atkins, 1975). По данным прямых наблюдений в дночерпательных пробах, она испытывает значительные колебания от 0,8 до 54,4 кг/м^ (Левитан, Гордеев, 1981; Андреев и др., 1984). Формирование зтого поля связано с низкими скоростями седиментации из-за эрозии глубоководных осадков сильными придонными течениями

Поля котловин Крозе и Мадагаскарской с высоким значением продуктивности (в последней до 43,2 кг/м^) приурочены к глубинам более 4600 и вблизи и ниже ЮТС, к районам распространения пелагических глин и их мергелистых разностей, со скоростями седиментации 1-3 мм и менее.

DitHoe приантарктическое рудное полег- (Австрало-Антарктическое) расположено в районе распространения диатомовых и мергелисто-диатомовых илов со скоростями седиментации порядка 3-30 мм/1000

лет (Лисицын, 1974; Когте«, №а-Ыс1пв, 1976). Основой для его вццелення послужили данные фотостанций с учетом геологического опробования трубками. Концентрация конкреций здесь испытывает большие колебания, а ее высокие значения встречаются сюрадичес ки. Эту область ыокно лишь условно отнести к рудному

полю, ибо по-видимому, повышенные значения концентрации конкреций по фотографиям отрезают концентрации ледового гравийно-га-.лэчного материала, с поверхности покрытого тонкой корочкой гидроокислов.

В Атлантическом океане области распространения конкреций н тем более поля их повышенных концентраций значительно меньше. Это связано с большими размерами приконтинентальных областей, включая абиссальные аккумулятивные равнины и континентальные подножия, где происходит накопление терригенных осадков, и площадью развития Срединно-Атлантического хребта, покрытого быстро накапливающимися известковыми осадками, с редкими конкрециями. Отдельные сравнительно небольшие площади повышенной концентрации конкреций отмечены на холмистых участках дна Канарской, Северо-Американской, Бразильской и Капской котловин, главным образом в районах развития пелагических глин и мергельных илов, а в проливе Дрейка и море Скотия - на диатомовых илах. Концентрация конкреций, по данным фотографий, в котловинах колеб лется от нулевых значений до 9055, обычно более продуктивность конкреций по редким определениям в дночерпателе для северной части Атлантики 5-10 кг/м^, в Бразильской котловине от граммов до 25 кг/м^, в Капской котловине 0,8-15 кг/м2.

Небольшие по площади поля распространения конкреций обнаружены на плато Елейк, на вершинах подводных гор Новой Англии и некоторых других, где их формирование, как и в проливе Дрейка, связано с высокими скоростями придонных течений.

Расширение полей повышенной концентрации конкреций от Атлантического океана к Индийскому и затем к Тихому связана с уменьшением соотношения площадей водосборов к площади океанов, от 0,67 в Атлантическом к 0,13 в Тихом океане (Лисицын, 1974) и соответственным возрастанием площадей распространения фаций пелагических глин, особенно их эвпелагических разностей, осадков с низкими скоростями осадконакопления.

Закономерности распространения конкреций по площади дна океана обусловлены зональностью процессов осадконакопления и в первую очередь тркумконтинеитальной и широтной (климатической)

(¡Зкогауакоуа, 1979; Скорнякова и др., 1981).

Цпркумкоктикентальной зональность» осадкокахспяеник определяется уменьшение поступления терригенного материала от континентов к цонтрзльнш районам океана и - как следствие - уменьшение скоростей осадконакопления, благоприятствутецос формиро-ванив конкреций на пелагических осадках.

В преимущественной приуроченности конкреций пелагической области к глубоководным котловинам, к глубинам шкэ лязоклина, а большей частьп ниже критической глубины карСонатонакогогения (КШ), проявляется влияние вертикальной зональности оседкона-копления. Это особенно хорошо видно из графика зависимости продуктивности конкреций от глубины в приэкваториальной части Тихого океана (рис. 3). Повышенные значения продуктивности, также как максимальная частота встречаемости конкреций падезот на глубины ниже КГК. Связь формирования конкреций с критическими уровнями растворения карбоната, а через последние о рельофом дна носит двойственный характер. С одной стороны, растворение карбоната приводит (особенно на уровне КГК) к резкому снижении скоростей осадконакопления и таким образом обеспечивает благоприятные условия для роста конкреций. Именно в этом проявляете« вертикальная зональность распространения конкреций. С другой стороны, в составе биогенного карбоната поступает на дно значительная часть железа и некоторых других металлов. Высвобождение металлов при растворении карбонаго-носителя может служить дополнительным источником рудного вещества для формирования конкреций, а следовательно способствовать их росту на глубинах ниже КТО.

Закономерности распространения конкреций по площади дна глубоководных котловин, особенно расположение их рудных полей, связаны с тар о тн ой зональностью осадконакопления. Как уже отмечалось выше, наиболее крупные скопления конкреций сосредоточены в субтропических (аридных) зонах пелагических областей океана, под центрами антициклональных круговоротов течений, 8 районах развития фаций пелагических глин, характеризующихся крайне низкими скоростями накопления (менее I мм/1000 дет). С возрастанием скоростей седиментации в экваториальной, а также в умеренной зонах, частота встречаемости конкреций и тем более их повышенныг концентраций резко снижается или конкреции вообще отсутствуют.

Широтная зональность конкреционного рудообразования представляет собой одно из проявлений зональности океанского седименто-генеза и прежде всего - биогенной-седиментации. Крупные поля

о

Рис. 3. Зависимость продуктивности конкреций(кг/м ) от глубины

I - восточная часть рудной провинции Кларион-Клип-пертон, КГК 3600-3800; П - западная часть той же провинции, КГК 4800-4900м; Ш - Центральная котловина, КГК 4900-5000 м: а - конкреции типа Д и СД, б - конкреции типа С (см. табл. 6).

■ • # ч .

л. 1

гл^бша,

Рис. 4. Изменение содержания Со с глубиной

железо-марганцевых конкреций приурочены к аридным зонам не только из-за малого поступления терригенного материала, но главным образом в связи с низкой продуктивностью вод, малой интенсивностью биогенной седиментации и, соответственно, устойчиво низкими темпами осадконакопления.

Формирование полей .повышенной продуктивности конкреций по периферии экваториальной зоны в областях распространения радиоля-риевых илов, так же как специфика их состава (обогащенность Ип, Н1, Си) является совокупным результатом относительно повышенной продуктивности вод и больших скоростей првдонных течений. С деятельностью придонных течений связано и формирование приантарк тических конкреционных полей.

Рядом исследователей-подчеркивалась связь распределения и состава конкреций 6 тектоническими структурами дна, эндогенными источниками рудного вещества. Не отрицая участия эндогенных источников рудных компонентов в формировании конкреций, мы тем не менее считаем, что связь с тектонической структурой дна кмеет опосредованный характер и отражает зависимость конкрециеносных фаций от тектонического или вулканического рельефа дна, степени и характера его расчлененности, а не от тектонической природы этих структур и тем более не от эндогенной поставки рудного вещества. Хотя з определенных условиях эндогенная поставка рудного вещества может способствовать увеличении весового количества конкреций (Гватемальская котловина).

Таким образом, глобальные и региональные закономерности распределения конкреций по площади дна Мирового океана определяются циркумконтинентальной, широтной (климатической) и вертикальной (батиметрической) зональностями океанского сздяментогекэза.

Циркумконтинентальной зональностью определяется преимущественная приуроченность конкреций к удаленным от источников терригенного сноса пелагическим областям океана.

Основные поля повышенной концентрации конкреций глубоководных котловин (на глубинах ниже КЦС) пелагических областей расположены в широтных зонах с минимальными скоростями осодконако-Ьления, из-за низкой биопродуктивности вод и малого поступления терригенного материала или высоких скоростей придонных течений. Региональные вариации концентраций конкреций связаны таете с рельефом дна и степенью его расчлененности.

- 16 -

II. МИНЕРАЛОГИЯ КОНКРЕЦИЙ

Железо-марганцевые конкреции являются полиминеральными образованиями, рудная составляющая которых сложена относительно слабо окристаллизованными гидроокисными минералами Мп и Fe . Первые работы по исследованию марганцевых минералов были выполнены В.Бузером и А.Грютером С Buser, Grutter, 1956), которые установили три основных минерала марганца: t£- мао2 , 7 А манганит и 10 Я манганит. Позднее было установлено сходство рентгенограмм 7 X манганита с бернесситом ( Manheim, 1965) и 10 А манганита С тодорокитом (LeVinson, 1960; Manheim, 1965).

Качественный скачок в изучении марганцевых минералов получен благодаря электронно-микроскопическим (микродифракция электронов) исследованиям Ф.В.Чухрова с соавторами (Чухров и др., 1978, 1979, 1983 и др.) и Р.Дкиваноли ( Govanoli, itoki, 1979; Govanoli, 1980 ). По современным представлениям 10 А манганит может быть разделен на два структурных типа: слоистый (к нему относится бузерит I, бузериг П, асболан, асболан-бузерит) и гу-нельный (тодорокит). Р. и В. Бернсами и Ф.В.Чухровым с соавторами подтверждено существование бернесита и <£- 1.!п02 , по предложению П.Ф.Андрущенко (1976) названному вернадитом.

Железистые минералы конкреций изучены гораздо хуже, что обусловлено крайне низкой степенью их окристаллизованности. Железо в конкрециях присутствует в виде аморфного оксигидрата ( Godell et el.,1971; Glasby, 1972; и др.). Наряду с этим в конкрециях присутствует гетит (Андрущенко, 1976; Чудаев и др., 1986; Manheim, 1965; 1{ухров и др., 1961). Ф.В.Ч/хровым с соавторами был обнаружен новый железистый минерал - фероксигит ( £-Теоон ). В некоторых конкрециях отмечалось присутствие лепи-докрокита, гематита и акагемита (Burns, Burns, 1977).

Данные о региональных вариациях минерального состава конкреций приводится в работах ряда авторов (Cronan, Toons, 1967; Степан, 1975; Cronan, lloorby, 1976; I.'eylan, 1968; Андрущенко, Скорнякова, 1970; Безруков, Андрущенко, 1973; Андрущенко, 1976; Glcsby, 1972; Calvert, 197S и другие). В них на основании ми-нераграфга и дифрактометрии выделяются 10 X манганит (тодорокит). бернессит и 5"-Кп02 (вернадит).

Выполненные в последние годы электронно-микроскопические исследования конкреций различных районов Мирового океана (Kalbr.ch et Ol., 1981, 1982; Bynor-d et al., 1935; Успенская и др., 1967, 1988; Успенская, 1987, 1989; Успенская, Скорнякова, 1987; Ште-

ренберг и др., 1986) и наличие взаимосвязи минерального состава конкреций с величиной отношения Iln/Pe (Piper, Williamson, 1979 ; Чудаев и др., 1983; Скорнякова, 1986, 1989; Успенская, 1987, 1989) позволяют по новому интерпретировать полученные ранее данные по минеральному составу и, в частности, 10 X фазы конкреций.

Основными минералами обогащенных марганцем конкреций радио-ляриевой зоны Тихого и Индийского океанов являются бузерит I, асболан-бузерит и (в конкрециях с !ín/Fe более 4) бузерит П, в подчиненном количестве присутствуют тодорокит, бернессит и Fe-вернадит (Успенская, 1987, 1989).

Слабо окристеллизованное высокодисперсное обогащенное железом ("л/?е менее 1,5) рудное вещество конкреций Екной котловины Тихого океана, Западно- и Шно-Австралийской (поле Диаманти-на), Северо-Американской котловин сложено ультратонким срастанием вернадита и фероксигита (Успенская, 1987, 1989; Frakee, 1982), в качестве примеси отмечено присутствие небольшого количества асболан-бузерита. Преобладание вернадита отмечено и в обогащенных Ре конкрециях Мадагаскарской, Сомалийской котловин , котловине Крозе и большинство котловин Атлантического океана (Cremen, 1975; Crortsa, í'.oorby, 1976).

По мере возрастания величины Пп/Ре в конкрециях увеличивается доля 10 X фазы представленной асболен-бузеритом.

Рядом авторов отмечалась различная степень окисления синтетических (Eusex, Grutter, 195В ) и природных минералов марганца слагающих конкреции 1965; Безруков, Андрущенко, 1973 и др.) с возрастанием в ряду от тодорокита (10 А) к 7 А бернесситу и &-УяОг (вернадиту).

Исходя из этого, по крайней мере частично,марганцевые минералы конкреций могут служить показателем окислительно-восстановительной среды их формирования (Cror.en, 1967; Cronan, Роотаз, 1969; Snirort, 197В). Подтверждением этого может служить преимущественно вернадитовый состав конкреций и корок подводных гор, находящихся в сильно окисленных условиях, .и бузериговый состав конкреций приконтиненгальной области, растущих в осадках с значительно более низкими окислительно-восстановительными потенциалами.

- 18 -

III. ГЕОХИМИЯ ЖЕЛЕЗО-ЫАРШЦШХ КОНКРЕЦИЙ

Общая характеристика химического состава. Данные по химическому составу конкреций Мирового океана приведены в работах Меро (1964), Скорняковой (1976, 1988), Скорняковой и Ванштейна (1983), Волкова (1979, 1981), Кронана (1982), Мак Кельви с соавторами (Mac Keivey,"l9S3 )» Батурина (1986) и др. Наиболее полная характеристика химического состава конкреций содержится в-работах Мак Келви и особенно Г.Н.Батурина. В последней рассмотрено содержание и коэффициенты концентрации 80 элементов и выявлены элементы (30), концентрирующиеся в конкрециях.

Основное внимание в наших исследованиях бьшо удалено анализу глобальных, региональных и локальных закономерностей распределения основных рудных компонентовв конкрециях и вмещающих осадках, а также вариациям состава различных морфогенетических типов конкреций.

В табл. I приведены средние величины концентраций Ре, Мп, Ni,Co,Cu,2n,Pt,ito,v и наиболее распространенных нерудных элементов в конкрециях Ъиого, Индийского и Атлантического океанов.

Основными компонентами нерудной составляющей конкреций являются Si02 и А12о3 . Их суммарное содержание в конкрециях пелагических районов океана колеблется от 10 до 43? (обычно менее 2ES2) (Скорнякова, 1986, 1988), достигая в некоторых геми-Пелагических конкрециях 60-7С%. Главными носителями Si и А1 являются глинистые минералы, в меньшей степени цеолиты и вулканические стекла. Часть sio2 (соотношение Si02/Ai2o, в конкрециях .колеблется от 2,5 до 6) связана с биогенными кремнистыми остатками, представленными преимущественно скелетами радиоля-' рий и спикулами губок, йштомеи практически полностью, по крайней мере, в конкрециях приэкваториальной зоны замещены гидроокислами 1 Мп.

. Содержание главных нерудных элементов в конкрециях Мирового океана колеблется в широких и довольно сходных для Тихого, Индийского-и Атлантического океана пределах ( I'ac Kelvey et ai., 1983; Kero, 1962; Скорнякова, 1976, 1989; с г опал, 1980 и др.). Средние величины содержания этих элементов по данным ряда авторов варьируют, в целом же отмечается тенденция увеличения в конкрециях Индийского, Са в конкрециях Атлантического и к м -- в кокрециях Тихого океана. Последнее, по-видимому, связано с существенной долей в обломочной составляющей конкре-

Таблица I

Средний химический состав океанских конкреций (содержание в %)

Элементы

К о н к

и и

ие Коэффициенты концентрации

Атлантический Индийский Тихий 2/ осадки ' Атлантический Индийский Тихий

п1/ X п X п X

А1 58 3,04 86 2,63 1172 2,72 5,35 0,56 0,58 0,60

в! 45 7,06 138 8,99 933 7,22 19,65 0,35 0,45 0,37

Нв 28 1,38 68 1,57 464 1,58 1,42 0,97 1,10 1,2

Са 64 2,92 68 1,57 685 1,80 - - -

К 8 0,50 68 0,43 442 0,83 1,33 0,37 0,32 0,61

Т1 142 0,53 134 0,61 1548 •0,72 0,26 2,0 2,30 3,10

V 108 0,074 93 0,037 692 0,045 7,4 з„? 1.6

1 Мп о. " Ре 238 12,78 917 16,36 3080 21,08 29,7 37 49

242 15,74 918 14,25 3076 11,0 5,66 2,7 2,4 1,9

1 Со 261 0,27 900 0,20 2934 0,27 0,0065 41,5 31 .41,5

N1 260 0,35 934 0,39 3088 0,80 0,01 35 39 80

Си 259 0,15 919 0,17 3014 0,59 0,024 6,2 7,1 24,6

2л 130 0,056 553 0,07 _ 1972 0,096 0,013 4,3 .. 5,3 . 7,4

Мо 121 0,033 142 0,033 840 0,043 0,001 . 33 33 43

Ба 103 0,137 126 0,126 796 0,21 0,26 0,52 0,48 0,8

Эг £5 0,078 62 0,077 60У 0,079 0,075 1,0 0,94 1,0

РЬ 69 0,082 604 0,077 1419 0*07 0,004 20,5 19,2 17,5

^ п- -число анализов; х - среднее; ^■ - по ланнда Г.Н.Батурина(198б); - Ып и по данным

А.П.Лисицына (1978)

- 20-

ций Тихого океана палагонитизированных щелочных базальтовых стекол. Калий в конкрециях коррелирует с si и -А1 с коэффициентом корреляции ( г ) соответственно 0,6, 0,7 (Скорнянова, 1989) и входит в состав алюмосиликатов минералов. Me коррели-руется с Mn ( Calvert, Price, 1977; Скорнякова и др, 1989) и его основная часть, по-видимому, входит в структуру 10 2 минералов Нп р?.G.Burns, v.u.Bums, 1979 ). С минералами Кп связана и часть Са, но основная доля его присутствует в виде биогенного карбоната.

Основными рудными компонентами, определяющими геохимический облик конкреций, являются Мп и Ре ,с содержанием и соотношением которых связано и содержание цветных металлов Hi,Си,со, Pb,z»,Mo И рада других. Суммарное содержание рудных компонентов (окислов Ре и Ел и ассоциирующихся с ними малых элементов без учета кристаллизационной воды) колеблется от 10 до 70%, составляя в пелагических конкрециях обычно 40-60$, в среднем 50%.

Как видно из (габл.1, средняя величина отношения Mn/Fe , содержание Мл и связанных с ним малых элементов (Ki,Cu,Zn,Ho ) растет от Атлантического океана к Тихому, в том же направлении увеличиваются и коэффициенты их концентрации (КК) в конкрециях по отношению к вмещающим осадкам. Из приведенных в табл. I металлов наиболее высокие значения КК характерны для iii,Mn,llo, Со (более 30), далее в пордцке убывания следуют ръ и Си (1030), V, Zn, Ре (менее 10). По данным Г.Н.Батурина максимальные величины КК отмечены для Tl, Bi (более 50), высокие, кроме отмеченных выше (с КК 10-50) для Cd,Pt и элементов платиновой группы. Однако все эти данные получены по средним величинам содержания металлов в конкрециях и глубоководных осадках. Реальные величины их содержания и КК существенно варьируют.

Вариации химического состава конкреций тесно связаны с фа-циальной обстановкой осадконакопления, составом вмещающих осадков, самим типом рудных образований.

Конкреции приконтинентальных (гемипелагических) областей, формирующиеся на поверхности разнообразных по составу и условиям диагенеза гемипелагических осадков, отличаются широким диапазоном соотношения основных рудных компонентов ?е и Ми ( На/ Ре от 0,1 до 56) и крайне низкими величинами малых элементов (табл. 2 и 3). В этом плане конкреции приконтинентальных районов океана сходны с морскими (Волков, 1979, 1981).

Конкреции пелагических областей в целом характеризуются по-

вышенным содержанием iün,Hi,Cu,Zn,Ho,P'b,Co и ряда других металлов. Максимальные величины содержания lin,Hi,cu,Zn и Мо приурочены к глубоководным конкрециям приэкваториальной зоны океана - области распространения радиоляриевых илов. Это находит свое отражение в средних величинах содержания металлов в конкрециях из пелагических глин и радиоляриевых илов Тихого и Индийского океанов (табл. 4). От пелагических глин к радиолярие-вым илам к конкрециях увеличивается содержание I£n,Ni,Cu,Zn,Mo. В конкрециях из радиоляриевых илов отмечено возрастание коэффициентов концентрации металлов, особенно по отношению к реакционно-способным их формам во вмещающих илах (табл. 4).

Установлены также существенные вариации химического состава конкреций по глубинам. Конкреции подводных гор обогащены Co,Pb,v,iii с максимальными величинами содержания на глубинах менее 2000 м (табл. 5, рис. 4,5). Увеличение содержания Со на относительно малых глубинах обычно сопровождается возрастанием 1!п . Устойчиво высокие величины Fe и низкие значения отношения Гл/те встречены в корках и конкрециях склонов подводных гор и хребтов на глубинах от 2500-3000 и до 4000 м (рис. 5) (Скорнякова и др., 1989).

Корки глубоководных котловин с поверхности коренных пород или литифицированных осадков с глубин 4000-6000 м характеризуются низкими величинами lin/Pe и суммарного содержания И,Си, Со (менее 1). В конкрециях глубоководных котловин в целом увеличивается содержание lin,ili,Cu,Ko,Zn и величины отношения Mn/Fe (табл. 2-3, рис. 5) (Скорнякова, Ванштейн, 1983).

Глобальные вариации химического состава конкреций. Изменения химического состава железо-марганцевых конкреций по площади дна Тихого океана впервые были отмечены Дк.Ыеро (1962, 1965). Первые карты распределения Iii,Fe,Iii,Си и Со в конкрециях были составлены наш для Ткхого океана (Скорнякова, Андрущенко, 1964, 1970; Скорнякова, 1976) и П.Л.Безруковым и позже нами для Индийского океана (Безруков, Андрущенко, 1973; Скорнякова, 1983, 1989). Кроме того для Тихого океана составлена карта по Мо в конкрециях (Скорнякова и др., 1986). Эти карты отражают широтно-зональный характер изменения состава конкреций пелагической области океана и их локальную изменчивость.

Содержание Мп в конкрециях Тихого океана колеблется от 0,47 до 50,9Й,в пелагической области от 5 до 44,ЭЙ. В его распределении по площади дна пелагической области проступают две

Таблица 2

Вариации средних содержаний металлов в конкрециях Индийского океана в зависимости от фациальных обстановок

Эле- Пелагическая збласть Гемипелагичес-

мент Глубоководные котловины Подводные Срединный горы хребет кая область

в целом радиоляриевый пояс

Ре 13,93 9,87 18,18 18,70 12,74

Мл 17,56 20,57 17,78 15,03 15,70

Со 0,19 0,16 0,67 0,21 0,14

ш. 0,44 0,64 0,35 0,18 0,26

Си 0,24 0,52 0,66 0,10 0,10

гп 0,071 0,108 0,049 0,06 0,06

Мо 0,032 0,037 0,047 0,020 0,027

V 0,035 0,034 0,20 0,096 0,070

Мп/Ре 1,26 2,08 0,97 0,85 1,23

си/зл 0,54 0,81 0,19 0,55 0,33

Таблица 3

Вариации средних содержаний металлов (в %) в конкрециях Тихого океана в зависимости от фациальных обстановок

Эле- Пелагическая область Гемипелагическая область

мент Глубоководные котловины Подводные горы Западная часть Восточная часть

в целом радиоляриевый пояс

Ре 12,39 7,98 1Ь,01 12,94 1,49

На 18,20 23,10 18,39 8,15 34,80

Ti 0,80 0,60 0,98 - -

Со 0,29 0,18 0,61 0,08 0,01

111 0,65 1,10 0,44 0,11 0,15

Си 0,47 0,89 0,13 0,09 0,082

Zn 0,079 0,11 0,066 - 0,05

Ко 0,044 0,049 0,04 - -

РЪ 0,11 0,056 0,18 - 0,017

Мп/Ре 1,47 2,90 1,18 0,48 27,6

Cu/Iii 0,72 0,81 0,30 - -

Таблица 4

Среднее содержание металлов (в %) в конкрециях Тихого и Индийского океанов в зависимости от

вмещающих осадков

Эле- Тихий О к е а н Центральная котловина Индийского океана

мент Пелагические глины Радиолятаевне илы Пелагические глины Радиоляриевые илы

конкреции -| осад:« 1 КК^ конкреции осадки КК конкреции осадки КК конкреции осадки КК

13,82 6,23 п 1 Дсб)2' 2,2 21,0 7,41 4.95 (6,46) 1,5 (1б,1) 13,98 5,9 • 2,3 9,16 2,65 3,4

Ма 16,61 0,94 17,6 26,63 0,59 45,1 15,92 1,62 9,8 23,66 0,65 36,0

(0.52) (31,9) (0,44) (60,5)

'14 0,об 0,49 1,7 0,56 0,39 1,43 0,51 - 0,35 0,17 2,0 1 49,0 Е

Н1 0,49 0,0221 (0,0127) 22.1 (Зё,6) 1,22 0,0211 57,В (0,0142) (8&,9) 0,4У 0,0443 16,8 0,92 0,0186

Со 0,33 0,0135 (0,0103) 24,4 СЗЙ.О) 0,18 0,0096 18,75 0,16 (0,0074) (24,3) 0,0165 9,2 0,16 0,0048 33,0

Си 0,30 0,0281 (0,0131) 11,7 (2Ь,2) 0,89 0,0349 25.5 (0,0208) (42,7) 0,28 0,0376 7,1 0,78 0,0252 30,0

Ко 0,034? 0,0006 57,8 0,049 0,0006 81,6 0,027 - - 0,036 0,002 18,0

2п 0,075 0,0165 4,5 0,11 0,0164 6,7 0,069 ' 0,018 3,В 0,11 0,0105 10,5

0,12 0,0059 20.3 0,Р5 , 0,004 12,5 0,08 - - 0.072 3,0079 9.1

I/ - коэффициенты концентрации ках;

2/ - в скобках даны содержания коэффтщентл концентрации

элементов в конкрециях го отношению х валовым содержаниям в осад-

реахцнонноспособннх форм металлов в осадках и соответственно металлов в конкрециях.

Ríe. 5. Изменение содержания Ni и величины отношения Mn/Fe с глубиной

Таблица 5

Среднее содержание металлов (в %) в конкрециях и рудных корках Тихого океана по глубинам

Глубина,м <1000 1000-1500 1500-2000 2000-3000 3000-4000 4000х/

Элемент п=15 п-71 пв56 П-б1 Пя78 п=10б0

ып 24,84 20,9 19,01 19,54 17,12 19,7

Ге 13,09 14,61 15,82 17,98 17,34 11,5

Со 1,28 0,79 0,72 0,54 0,41 0,26

К1 0,51 0,47 0,44 0,36 0,39 0,74

Си 0,05 0,08 0,09 0,15 0,16 0,58

гп 0,046(3)2/ 0,066(17) 0,059(16) 0,058(52) 0,056(46) 0,08(70) ^

РЬ 0,26(3) 0,19(25) 0,16(20) 0,10(50) 0,10(37) 0,069(565)

V 0,067(3) 0,075(14) 0,068(7) 0,059(38) 0,058(32) 0,042(203) '

Ш1/?е 2,09 1,64 1,21 1,10 1,07 2,15

Т/ ?/

- более 4000 м только конкреции; ^ - цифры в скобках для 2а, РЬ, V количество анализов.

- 26 -

характерные черты: I) увеличение содержания от периферии к центру, с некоторый сдвигом в восточные районы океана и 2) широтный план распространения его максимальные концентраций.

На большей части площади пелагической области содержание На в конкрециях колеблется в пределах 10-2СЙ. На этом фоне в широтной приэкваториальной зоне океана к северу и югу от экватора, в конкрециях из радиоляриевых илов и их мергелистых разностей, содержание На увеличивается до 20-3£$, а иногда и более. Наибольшая частота встречаемости повышенных значений марганца характерна для северной приэкваториальной зоны океана, особенно для ее восточной части - рудной провинции Кларион-Клигаертон. Максимум марганца (30-4Е$) встречен в конкрециях Гватемальской и Перуанской котловин.

£ распределении Ре по площади дна в целом отмечена обратная тенденция. Низкие величины железа (5-1 обычно менее-10$) приурочены к широтным поясам с повышенным содержанием ш к северу и югу от экватора, минимальные (менее 50 - к конкрециям Перуанской и Гватемальской котловин. Поле максимальных значений Ре (15-26Р5) локализовано в Шной котловине.

В распределении К1, Си (рис. 6), Мо в конкрециях глубоководных котловин пелагической области, так же как и основных рудных компонентов, проявляются черты широтной зональности. Содержание N1 в конкрециях глубоководных котловин колеблется в пределах от 0,2 до 255, а схема его распределения близка к Ып» хотя имеются и некоторые отличия. Максимальные величины N1 (более 15?) приурочены к приэкваториальным поясам повышенного содержания Мп . Однако в конкрециях Гватемальской котловины с максимумом Мп содержание N1 не превышает 0,Щ.

повышенные значения N1 (0,6-1,2%) отмечены также в умеренной широтной зоне южной части Ъисого океана. Минимальные величины ( 0,4%) встречены в конкрециях йшой котловины с устойчиво низкими значениями отношения Мп/Ре.

Содержание Си в конкрециях глубоководных котловин пелагической области колеблется в сходных с пределах. Общий характер ее распределения по площади дна - увеличение содержания от периферии к центру, со сдвигом к востоку, сходен с Кп и 111 • Однако области повышенных значений Си (0,6-1%) и широтные зоны максимальных содержаний (> 1,0%) существенно более локализованы. Кроме того, вне зависимости от содержания Мп, в корках и конкрециях подводных гор резко падает содержание Си, достигая

Мя/Ft

Рис. 6. Вариации отношения Ип/Ре и содержания lîi и Си в конкрециях по широтам в пределах центральной части Тихого океана. '

минимальных значений (< 0,1%) на глубинах менее 1500 м.

Содержание Mo в конкрециях Тихого океана колеблется от 0,01 до 0,089%. Картина его разпределекия по площади дна практически целиком повторяет Кп , с максимальными величинами (> 0,05^) в приэкваториальной зоне. Конкреции радиоляриевых илов приэкваториальной зоны характеризуются и повышенными значениями содержания Zn , максимальные величины которого ассоциируются с максимумом î'-n в Гватемальской и Перуанской котловинах (0,15-0,25?).

Содержание Со в конкрециях и корках Тихого океана колебле-

тся от 0,02 до 2,S¡£. Закономерности его распределения по площади дна по существу противоположны Ma,Bi,Cu,Mo и близки к Ге , однако полного соответствия между Со и Ре нет. В конкрециях глубоководных котловин содержание Со не превышает О,ЕЙ, а его минимальные значения здесь приурочены к приэкваториальной зоне минимума Ре . Повышенное содержание Со (0,35-0,5) встречено в обогащенных Ре конкрециях Юкной котловины. Величины более О, ЕЙ Со связаны с конкрециями и корками подводных гор, с максимумами (1,5-2,на глубинах менее 1500 м (рис. 5 а). Увеличение Со в конкрециях и корках подводных гор обычно идет параллельно с возрастанием содержания 1111 .

Сходный с Со характер распределения по площади дна и глубинам (по результатам статистической обработки данных) имеет и РЪ , максимальные величины содержания которого приурочены к коркам и конкрециям вершин подводных гор (0,15-0,2/$ на глубинах менее 2000 м)(табл. 5).

Отмеченные в Тихом океане закономерности распределения основных рудных и малых элементов в общих чертах повторяются и в конкрециях Индийского океана (Безруков, I972;Frazer, William-воп, 1979; Скорнякова и др., 1981; Инюков, Орловский, 1981, 1984). В распределении Mn,Pe,Hi,Cu,Co,Bb,Zn,lio (три последних по данным статистического анализа) по площади дна проявляется две характерные черты: асимметрия состава конкреций западной и восточной частей океана и наличие широтной зональности изменения состава конкреций глубоководных котловин. Конкреции западной части океана, занятой срединными хребтами и примыкао-щими с ним котловинами Сомалийской, Мадагаскарской и северной части котловины Крозе, обогащены Ре,Со и РЪ , тогда как конкреции глубоководных котловин восточной части Индийского океана отличаются повышенным содержанием Mn,Ni,Cu,Zn, иЫо.

Области повышенных содержаний м» (более 20%) и Ni ( более О, Ж) в котловинах восточной части океана расположены в двух широтных поясах. Один из них1 приурочен к радиоляриевым илам приэкваториальной части Центральной и Западно-Австралийской котловин. Здесь же в осевой части радиоляриевой зоны между Ю и 13°ю.т. встречены максимальные для пелагической области значения Иа (25-33%) и Ni (I-I,6f£). Второй пояс повышенных содержаний Кп (20-26$) и Ni (0,5-1,2$) расположен в Амстердамской и Юкно-Австралийской (южнее 32-35?».ш.) котловинах (поле Дда-мантина) в области распространения миопелагических глин и их

мергелистых разностей Продолжением этого пояса на запад, по-видимому, служит относительно повышенное содержание И1 (0,5-0,75 % при фоновых значениях менее О,ЕЙ) в центральной части котловины Крозе и далее Мозамбикской.

Фоновое содержание Си в котловинах восточной части Индийского океана составляют величины 0,25-0, Повьшенные концентрации Си (0,5-1,0%), также как Мз и И , встречены в широтном радиоляриевом поясе, локально в конкрециях из миопелагических глин псля Диамантина (0,5-0,7^). В отличие от 311 величины более 0,735 Си (до 1,72$) встречены лишь в осевой части радио-ляриевого пояса. Отличие в распределении Си и Hi четче проявляется при анализе отношения Cu/Hi в конкрециях. Так в конкрециях радиоляриевой зоны Тихого и Индийского океанов эта величина колеблется в пределах 0,8-1,2, в конкрециях из пелагических глин 0,5-0,6 (в частности, из пелагических глин южных умеренных поясов Тихого и Индийского океанов с повызенныа содержанием N1 ).

Судя по данным о средних содержаниях Zn и Но в конкрециях Индийского океана по типам осадков и котловинам, максимальные величины их содержания (более Zn и > 0,03? Mo) приурочены к области распространения радиоляриевьвс илов.

Фоновое содержание Ре в конкрециях восточной части Индийского океана 10-15$. На этом фоне в широтных зонах с максимумом Mn.Hi и Си встречены минимальные величины содержания Ре (5-9,4$), Со (менее 0,13?) и гь (менее 0,07%). Локальное увеличение содержания Со и ib здесь связано с конкрециями и корками подводных гор.

Конкреции и корки западной части океана (срединных хребтов, Сомалийской, Маскаренской и Мадагаскарской котловин) характеризуются повышенным содержанием Ре (15-20%) с максимумом (20-28 %) в районе тройственного сочленения срединных хребтов и прилегающих к нему участках котловин. Здесь же в западной части океана отмечено несколько повышенное (0,25-0,3?) содержание Со. Однако, в районе максимальных величин Ре его содержание не превышает 0,2i$.

Максимальные концентрации Со (0,5-1,45) и РЬ (0,11-0,26$), встречены в конкрециях и корках подводных гор северо-западной части Индийского океана. При этом величины более 1% Со и более 0,lt$ гъ обычно ассоциируются с наиболее мелководными (-^ 1500м) корками и конкрециями, обогащенными"марганцем.

Конкреции Атлантического океана в целом характеризуются повышенным содержанием Ре и низкими величинами Н1- и Си, Содержание этих металлов в конкрециях глубоководных котловин вместе с Мп увеличивается от периферии пелагической области в сторону Срединно-Аталнатического хребта и затем вновь падает в железистых конкрециях и корках самого хребта. Максимальные величины МпД1 и Си отмечены в конкрециях из пелагических глин Капской котловины с средним значением, по данным Кронана (1975) соответственно 20,9% и 0,5655, а по данным Левитана (1988) -18,935 Ма , 0,75$ Н1 и 0,43£ Си . Повышенное значение Со и РЬ , как и в конкрециях Тихого и Индийского океанов, здесь приурочены к подводным горам (Кронан, 1975, 1982).

Приведенные данные свидетельствуют о том, что вариации химического состава конкреций контролируются такими общими закономерностями пелагического седиментогенеза, как широтная и вертикальная зональность, в меньшей степени циркумконтинентальная, сочетание которых определяет . фациальные обстановки рудообра-зования. Геохимическим показателем фациальной обстановки может служить величина отношения Ып/Ре , отражающая интенсивность диагенетических процессов при формировании конкреций.

Величина отношения 1!п/Ре в океанских конкрециях колеблется от .0,1 до 56, с величинами 0,2-20, обычно менее 10 в конкрециях пелагических районов океана (0,5-20 для Тихого, 0,2-7 -Индийского, 0,1-3,56 - Атлантического). Конкреции приконтинен-тальных гемипелагических районов океана характеризуются максимальными пределами колебания Ып/Ре . от 0,2 до 56 .

Корки на поверхности выходов коренных пород ложа глубоководных котловин характеризуются величинами Ып/Ре порядка I (зоны разломов центральной части Тихого океана в среднем 0,82). Величина Ма/Ре равная I, по-видимому, может быть принята как показатель седиментационного генезиса рудных образований (исключение составляют несомненно седиментационные рудные корки подводных гор с Ип/Ре до 2-3,5). Величины Кп/Ре (менее 1,5) характерные для конкреций глубоководных котловин большей части Атлантики, западной части Индийского океана и Вкной котловины Тихого.

Основная масса конкреций глубоководных котловин Тихого и Индийского океанов характеризуется величинами Кп/Ре 1,5-2,5. На этом фоне в широтных приэкваториальных зонах Тихого (рис.6) и Индийского океанов встречены конкреции с повышенными величинами Мп/Ре , с максимумом в радиоляриевых ипах. В конкрециях

- 31 -

из радиоляриевых илов Индийского океана значение отношения Мп/Ре колеблется от 2,5 до 7, Тихого - от 2,5 до 25, обычно менее 10. Величины более 10 здесь встречены в крайнё*восточной части приэкваториальной зоны в Гватемальской и Перуанской котловинах. Возрастание величины отношения Мп/Ре отражает, по нашему мнению,увеличение роли интенсивности диагенетических процессов при формировании конкреций.

Вторая широтная зона относительно повышенных значений Мп/Ре (1,5-3,5, обычно до 2,5) приурочена к фациям миопелагических глин и их мергелистых разностей в южной умеренной зоне Тихого (Юкная котлошна и котловина Беллинсгаузена между 38 - 43-45° ю.ш.), Индийского (пояс Диамантина, кисная часть Мозамбиксой котловины и Ангольской) и вероятно Атлантического (Капская котловина) океанов.

В периферических районах океана с высокими скоростями осад-конакопления и повышенным содержанием С0рР в осадках разделение реакционноспособных форм Ми и Ре связано с их восстановлением и последующим перераспределением в толще осадков. Восстановление и направленная вверх диффузионная миграция Мп приводит к обогащению окисленного поверхностного слоя осадков гидра-тированной двуокисью марганца (Ъупп, Вопа1;1;1 et а1., 1965; Розанов и др., 1976, 1980; Волков и др., 1976, 1980) и формированию на поверхности диагенетических конкреций. Вариации их состава определяются первоначальным содержанием и соотноше!шем реакционноспособных. форм Ре и На во вмещающих осадках и интенсивностью их диагенетического перераспределения.

В пелагических областях океана с низкими скорости?«! седиментации и низкими величинами содержания органического вещества, редукционные процессы ослаблены (Страхов, 1974; Романкевич, 1977). Процесс разделения Мй и Ре в осадках здесь идет в окислительных условиях, в присутствии свободного кислорода при аэробном микробиологическом распаде органического вещества. Окисление органического вещества и его бактериальный распад приводит к потреблению кислорода и пвнижению ЕЬ поровых растворов, что вызывает частичное восстановление ш и его растворение. Как показали детальные исследования процесса аэробной респирации в пелагических осадках экваториальной зоны I Вгипйяап1в, Миггву, 1982 ) концентрация растворенного в иловых водах кислорода убывает ст' поверхности дна в глубь осадков по экспоненциальному закону, коррелируя с уменьшением содержания С0рГ, отношения

С/Н. Градиенты убывания концентрации Og и С0рГ максимальны в верхних сантиметрах, а к 10-20 см достигается стационарное состояние системы (Grimdmanis, Murray, 1982 ).

Содержание в поверхностном слое радиоляриевых илов приэкваториальной зоны Тихого и Индийского океанов колеблется от 0,3 до 0,73 Св Гватемальской котловине до 0,7-0,9%) и резко снижается уже на глубине 10-20 см (до 0,1-0,2%) (Скорнякова и др., 1979; Скорнякова и др., 1984, 1986 и др.). Более того, данные по седиментационным ловушкам (Betser et al., 1984 ) и составу взвеси в глубинных водах (Лисицын, 1974, 1984) показывают, что осаждающийся на поверхности дна осадочный материал содержит примерно на порядок больше органического вещества, чем верхний двухсантиметровый слой осадков. Следовательно, преобладащая часть (90% или более) осажденного органического вещества распадается на самой границе вода-дно.

Если поступление Мп2+ из твердой фазы осадка в иловую воду (т.е. его ремобилизация) при раннем диагенезе подчиняется таким же закономерностям, как расходование 0^ и убывание С0рГ, то можно ожидать максимальных градиентов его концентрации в верхних нескольких сантиметрах осадка. При этом эффект возрастания градиента к поверхности осадка будет наибольшим в приэкваториальной зоне, где скорость накопления органического вещества несколько вше. Увеличение градиентов приводит к усилению диагенетического штока Ип к границе вода-дно, а значит - к' возрастанию роли диагенетической поставки lbl растущим на этой границе конкрециям. За счет более низкого потенциала восстановления железа, оно остается в осадках неподвижным, чем и объясняются большие величины lfa/Fe в диагенетических конкрециях (Halbach et al., 1981; Скорнякова, 1984).

Д процессе раннедиагенетического редукционного растворения Ып мобилизуется и значительная часть малых элементов (Hi , Си, 2п ), существенно обогащающих поровые воды (Hartman, läüller, 19S2; Callender, Bowser, 1980 и др.)

На границе двух сред (вода-осадок) из-за градиента физико-химических параметров среды (Eh, pH ) происходит окисление и осаждение Мп . Окисление Ма сопровождается сорбцией ионов двухвалентных металлов из поровой и придонной воды.

Исходя из изложенного, участие диагенетических процессов в формировании конкреций пелагических районов океана определяется интенсивностью поступления на дно органического вещества в

свою очередь контролируемой его первичной продукцией. Именно в этом мы видим главную причину формирования обогащенных мп , с высокой величиной отношения Ип/Ра конкреций в широтной приэкваториальной зоне, где биопродуктивность вод повышена. Резкое снижение Мп/Ре в конкрециях из пелагических глин центров субтропических круговоротов течений в таком случае связана с низкими величинами первичной продукции. Процессам диагенетического перераспределения металлов в верхнем полужидком слое радиоляри-евых илов способствует также их высокая пористость.

С повышенной биологической продуктивностью вод (обеспечивающей поставку э осадке не только С0рГ, но и металлов в составе биогенного детрита и пеллетов) связана и геохимическая специфика конкреций радиоляриевой зоны, их обогащенность Си и максимальное для конкреций океана соотношение си/Н1 . Формирование конкреций с несколько повышенной величиной Мп/?е в южной широтной умеренной зоне океанов также, вероятно, можно связать с повышенной биопродуктивностьп вод. При этом важными факторами, обеспечивающими возможность роста и интенсивного развития диагенетических конкреций в этих зонах, служит оптимальное соотношение интенсивности диагенетического перераспределения металлов.и скоростей седиментации, обусловленных высокими скоростями придонных течений. Процессу диагенетического перераспределения металлов способствует также биотурбация, определяющая, с одной стороны перемешивание полужидкого слоя осадков и ускорение диффузионного потока металлов, с другой - затаскивание лабильных форм органического вещества из поверхностной пленки вглубь осадка и, тем самым, создание благоприятной среды для восстановительных реакций.

Таким образом, широтная зональность содержания и соотношения основных рудных элементов в конкрециях, также как ассоциирующихся с ними малых элементов определяется зональностью био-лродуктивности вод (т.е.биогенной поставки металлов, органического вещества и связанной с ниш интенсивности диагенетического перераспределения металлов). При этом вариации содержания "-п и 1'е и их соотношения в конкрециях не связаны (по крайней мере для "л ) с их содержанием и отношением во вмещающих осадках. Так, близкие по Кп/^е (<¡¿,5, обычно менее 1,5) и содержанию

(15-2ЭД) конкреции северной и южной части Тихого океана формируются на поверхности пелагических глин с содержанием Кя от 0,3 до 3,0%. Отсутствие взаимосвязи химического состава

конкреций и осадков устанавливается как на уровне валовых содержаний ь» и малых элементов (Скорнякова, 1978, 1979), так и содержания и соотношения реакционно-способных форм Kn/Ге рцакц (рис. 7) и Me/Ha (табл. 4 и 9).

Как видно из профилей, конкреции с величинами отношения Kn/Fe от 0,49 до 5,52 формируются на фоне незначительных колебаний Kn/Fe pea¡a¡ в осадках от 0,3 до 0,75. Это лишь подтверждает наши представления о том, что вариации состава конкреций пелагической области определяются не первоначальным содержанием металлов во вмещающих осадках, а интенсивностью их диагенети-ческого перераспределения при формировании конкреций.

Исключение из этого правила представляют конкреции восточной приэкваториальной зоны Тихого океана с максимально высокими для пелагических конкреций значениями Г'п и Vn/Vc (Ю-20). Реакое возрастание в них м» , также как повышенные значения продуктивности конкреций этого типа, с нашей точки зрения, является совокупным результатом увеличения биопродуктивности вод и повышенного содержания № во вмещающих конкреции осадках за счет эксгаляционной поставки (Скорнякова, 1976, 1979; Волков и др., 1978).

Малые элементы обычно не образуют в конкрециях самостоятельных минеральных фаз, их распределение в корках и конкрециях связано с содержанием и соотношением основных рудных компонентов - й) и Ре . Экспериментальными работами установлены высокие сорбционные свойства конкреций к катионам цветных металлов. Одинаковый характер обмена цветных металлов для конкреций и синтетической двуокиси марганца свидетельствует о том, что сорбционные свойства конкреций определяются марганцевой составляющей (Челищев, Грибанова, 1983).

Закономерности распределения малых элементов связаны с первоначальной сорбционной природой их взаимосвязи с в меньшей степени - с Ре и последующим вхождением в структуру марганцевой фазы конкреций: бузерита, асболан-бузерита, бернесси-та (?), вернадита. В обогащенных- ( &/?£ более 2,5), сложенных бузеритом и асболан бузеритом конкрециях отмечено повышенное содержание т.-ч.-г, !-'о в конкрециях вернадитового состава - Со и гъ. С возрастанием величины ¡-/-е в конкрециях увеличивается доля бузерита и содержание «i. :'*п>

Взаимосвязь минерального состава фазы конкреций с;'п/-'е отношением отражает окислительно-восстановительную обстановку

Рис. 7. Содержание Ып.Уа и отношение Мп/Ра в конкрециях и реакционноспособных

форм этих элементов во вмещающих осадках северной и «иной части Тихого океана

рудообразоваиия. 10 £ минералы Un. (бузерит, асбояан-бузерит, тодорокит) служат показателе относительно более восстановительных условий (Duaer, Grütter, 1956; Glaaby, 1972 и др.).

С диагенагической ршобилиз&цией Нп и вместе с ним IU , Си,Ко,3п в самых верхних горизонтах осадков радиоляриевой зоны связано и формирование обогащенного малыми элементами бузе-рита. Однако, только зтим нельзя объяснить формирование различных минеральных фаз и вариации содержания в них металлов. Существенны« фактором минералообразования является содержание в конкрециях Ре , Б присутствии больших количеств Ре в железо-марганцевых конкрециях могут образовываться эпитаксиальные сростки 5-iín02 с Реоон-нг0 , которые затрудняют образование других марганцевых минералов (Bunis Я., Burna v.,1977 ). С присутствием Ре связано, по-видимому, и снижение сорбционной емкости Мп в отношении малых элементов (Апексеевский, 1937; Скорняко-ва и др., 1975) и соответственно снижение их содержания в составе конкреций.

Существенное влияние на распределение малых элементов в конкрециях и корках вносит глубина их формирования. Наиболее высокие значения Cu.iíi.sn.Mo приурочены к конкрециям глубоководных котловин, к глубинам ниже критической глубины карбонатона-копления (КГК). Распределение Cu,Hi,Zn,Ho по площади дна определяется ВЗаИМОСВЯЗЬЮ С Ыа И En/Fe .

С уменьшением глубин в конкрециях подводных гор увеличивается содержание со и РЬ и резко падает содержание Си . Максимальные концентрации Со (рис. 4) и РЬ встречены в конкрециях и корках подводных гор на глубинах менее 1500-2000 м. Увеличение содержания Со здось идет параллельно с Ып с коэффициентом корреляции 0,45-0,55 (Скорнякова, 1978; Скорнякова, Ванштейн, 1983).

Вариации содержания Cu в конкрециях подводных гор происходит вне зависимости от содержания Ип и величины отношения ып/Ре. Оно минимально на глубинах менее 2000 м и постепенно возрастает с увеличением глубин.

Содержание и i (рис. 5) меняется с глубиной подобно Ея и величине Lía/Pe (рис. У, с двумя максимумами, один из которых приурочен к железо-марганцевым образованиям подводных гор на глубинах менее 1500 м, второй - к ложу глубоководных котловин (рис. 5). В конкрециях подводных гор сохраняете?, связь lii с Мп и iin/Pe (Скорнякова и др., 1969).

- 37 -

Таким образом в конкрециях и корках подводных гор Со,Ni и РЪ имеют обратную связь с глубиной, их содержание падает с увеличением глубин. Резкое снижение концентрации Со происходит на глубине 2000-2400 м и достигает минимума в глубоководных корках и конкрециях. На тех же глубинах ( ? 2000 м) происходит, хотя и более постепенное снижение концентрации Hi , а затем (глубже 4000 м) содержание Ni вновь увеличивается. Содержание Си неуклонно возрастает с увеличением глубин.

Вертикальная зональность состава океанских железо-марганцевых корок и конкреций по мнению большинства исследователей связана с биогенной транспортировкой и трансформацией металлов в толще вод и на границе вода-дно, изменением их концентрации и времени регенерации (Лисицын, 1983; Klinkhammer, Bender, 198О; Knauer et al«, 1932; Bruland, 1980 ).

В толще вод процесс трансформации металлов наиболее активно происходит в слое кислородного минимума на глубинах 500-2000 м, где отмечено увеличение Мп и ряда малых элементов и, в частности, Со (Martin, Knauer, 1984; Knauer et al., 1982 и др.), ниже концентрация металлов уменьшаемся. С восстановлением Ып в зоне кислородного минимума и его последующим окислением связано формирование обогащенных Ma рудных корок подводных гор (Хальбах, Путеанус, I984;Alpin, Cronan, 1985; Богданов, 1987; Скорнякова и др., 1989 и др.). Свежеобразованная гидроокись Мп сорбирует Co,lJi,Fb и некоторые другие элементы. Из-за высокого окислительного потенциала Нп02 (R.5.Битв, V.M. Burns, 1977 ) или активной динамики ВОД (Barns, 1967 ) Со^+ окисляется до Со^+ и входит в структуру вернадита (Murray,

1975).

Низкие величины содержания Си в относительно мелководных конкрециях подводных гор, по-видимому, связаны с изменением концентрации меди в толще вод. При повышенных величинах Си в верхних горизонтах водной толщи, на глубинах менее 1000 м, ее содержание обычно уменьшается и затем постепенно возрастает с глубиной (Boylo et al., 1977; Danielson, 1980 ), ß отличие от Cu для Hi характерен максимум на глубинах 1000-1400 м, связанный с разложением мягких частей организмов (sclater et al.,

1976).

Увеличение содержания Cu.líi так же как Mo, 2п с глубиной, ниже КГК, обусловлено биогенной поставкой и трансформацией металлов (растворение скелетов карбонатных и кремнистых организ-

мов, разложение фекальных комочков) в верхнем деятельном слое осадков. Концентрация металлов в поровых водах и интенсификация их диагенетического перераспределения увеличивается в районах повышенной биологической продуктивности, где и формируются наиболее обогащенные Un,Hi,cu,Zn и Мо конкреции. С биогенной транспортировкой металлов и, в частности, растворением кремнистых организмов (радиолярий) связано и обогащение конкреций из радиоляриевых илов си и характерное для них повышенное значение отношения Cu/Hl.

Таким образом, глобальные закономерности изменения химического состава конкреций определяются зональностью процессов пелагического седиментогенеза и в первую очередь широтной и вертикальной. На этом фоне проявляются региональные изменения состава конкреций, связанные с эндогенной эксгаляционной поставкой рудного вещества (Гватемальская котловина) или выветриванием продуктов подводной вулканической деятельности (обогащенные Ге конкреции Икной котловины Тихого океана и западной прилегающей к срединным хребтам части Индийского океана).

Данные минерального и химического состава конкреций, с нашей точки зрения, свидетельствуют о существовании отличных по генезису и условиям формирования типов рудного вещества - седи-иентационного (гидрогенного) показателя резко окисленных условий и диагенетического отвечающего более низким окислительно-восстановительным потенциалам среды (хотя, по-видимому, периодически или локально возникающим слабовосстановительным обста-новкам).

1У. ПОМОЛОГИЯ, ОСОБЕННОСТИ ВНУТРЕННЕГО СТРОЕНИЯ, ЫОРФОГЕНЕТШЕСКИЕ ТИПЫ КОНКРЕЦИЙ

Уре первые исследования железо-марганцевых конкреций (Surrey and Eanard, 1981) выявили большое разнообразие их внешних форм, размеров, состава ядер и внутреннего строения. На большом фактическом материале из Тихого океана автором совместно с П.Ф. Андрущенко были проанализированы формы, размеры, текстуры рудного вещества, состав ядер конкреций и выявлены тенденции региональных изменений этих характеристик (1968, 1969, 1971,1976). Тогда же на основании анализа внутреннего строения и химического состава конкреций (Безруков, Скорнякова, Мурдмаа, 1976) впервые была предпринята попытка их типизации по механизму роста (еедиментационного, диагенетического и смешанного). Заложенные в этой работе вдел нашли в дальнейшем свое подтверждение в

детальных химических и минералогических исследованиях и послужили основой морфогенетической типизации конкреций (Скорнякова и др., 1981; Скорнякова, 1984). К близким представлениям пришли одновременно и зарубежные исследователи (На1ЬасЬ et а1., 1981 и ДР-).

В основу наиболее широко применяемой в настоящее время классификации океанских конкреций положена морфология и характер поверхности (Меу1еп, 1974; Ког^аих е! а1., 1977 ).

Форма конкреций определяется первоначальной формой и количеством ядер и их соотношением с толщиной рудной оболочки. Наиболее часто в пелагических районах океана встречаются одноядерные шаровидные, эллипсоидальные, дискоидальные, лепешковидные и многоядерные овальножелвакообразные и сростковые конкреции (табл. б).

При большом морфологическом разнообразии конкреций по характеру поверхности выделяется три типа конкреций: с гладкой ( з), глобулярной ( г ) и асимметричной ( эг ) поверхностью. Наличие взаимосвязи характера поверхности с особенностями внутреннего строения и состава послужили основой для выделения трех морфогенетических типов конкреций: преимущественно седимента-ционных (С), диагенетических (Д) и седиментационно-диагенети-ческих (СД) (Скорнякова, 1984).

Седиментационные конкреции обладают гладкой или микроботрои-дальной структурой поверхности и радиально-дендритовой (столбчатой) или тонкоконцентрически-слоистой текстурой рудной оболочки. Радиально-дендриговая (РД) текстура образована плотно ■упакованными удлиненными глобулями с тонкослоистой колломорф-ной микроструктурой. Их слоистость обусловлена переслаиванием изотропных рудных слоев с более тонкими глинистыми прослойками. По форме конкреции с РД текстурой относятся обычно к типам 5,Е,У размером 2-10 см, чаще менее б см.

Тонкоконцентрически-слоистая (КС) текстура рудной оболочки формируется тонким чередованием различных по структуре (глобулярных, колломорфных) и по составу рудных (в основной своей массе изотропные с редкими анизотропнымй слойками) и нередко прерывистых глинистых слоев. Конкреции с КС текстурой рудной оболочки преимущественно мелкие 2-4 ал в диаметре, по форме типов г.ч,рз,р1',е,г),,г (табл.6). Крупные уплощенные, конкреции (-Г)>'? ) обычно аеишегричны по своему строению и характеру поверхности, с более мощной верхней выпуклой и с поверхности

Таблица б

Индекс Форма конкреций Морфогенетические типы

_конкреций_

Ж.

г Сферическая 5з зг

I) Дискоидальная т)з Рг(±;т>?) Пэг

Е Эллипсоидальная Ез Ег(ВЗг) Еег

Т Лепешковидная(уплощенная Гг - 1ег

овальная в плане) и таблитчатая (сферическая в плане) Р Плитчатая Га - Гаг

V Изометричная по форме ядра Уз

(обычно овальноугловатая) г Еолиядерные овальножелвако-^Ьз,

образные или сростковые в Биоморфная(по зубам, кос- - Зг Взг

тям, экскрементам, ходам илоедов)

- Неправильная форма за счет 1?г,1Г)г

частичного разрушения и др. и др.

? Фрагменты разрушенных кон- Встречены во всех типах креций особенно часто в С

Примечание: I. Для индексации форм (у,в,в и др.) и структуры поверхности ( о- гладкая, г - глобулярная, бг - асимметрична^ использована классификация 1Ьйлана-Крейга С'-еуХап, 1974 ), Моритани и др. (ПсгзЛеп!, 1977)' с некоторыми дополнениями; 2 - Морфогенетические типы конкреций: С - преимущественно се-диментационные, Д - диагенетические, СД - седиментационно-диагенетичес кие.

С

Д

гладкой рудной оболочкой и плоской или даже вогнутой микроглобулярной нишей поверхностью.

Диагенетические конкреции имеют крупноглобулярную со всех сторон поверхность и обладают грубослоистой текстурой, обусловленной цикличной сменой сходных по структуре и оптическим свойствам зон - циклов. Основания циклов образуют анизотропные слои массивной дендритовой и глобулярной структуры (ВД-слой, Успенская и др., 1987), сложенные хорошо окристаллизованными минералами марганца. МД-слой постепенно сменяется тонкослоистыми (ТСД-слой) дёндритами и глобулями с тончайшим чередованием изотропных, анизотропных слойков и глинистых прослоев. Отличительной особенностью ГСД слоев является их ажурно-колломорфное строение. По форме это г>, н реже s конкреции от 2 до 6 см в диаметре, но встречены и крупные разности до 10 см и более.

Седиментационно-диагенетические конкреции отличаются асимметричным характером поверхности и внутреннего строения. Для них характерна сходная с диагенетическими конкрециями крупноглобулярная нижняя и боковая поверхности и хорошо развитый глобулярно-дендритовый экваториальный пояс, фиксирующий положение конкреций на границе вода-осадок. Годная оболочка верхней части СД конкреций тонкослоистая, боковой и нижней - грубосло-истая, сходная по текстуре с диагенетическими конкрециями. По форме это преимущественно типы в, ТЕ, размером обычно болев 6 см в максимальном сечении.

Отличные по характеру поверхности я внутреннего строения седиментационные и диагенетические конкреции (СД-занимают промежуточное положение) существенно различаются по химическому и минеральному составу. Основным геохимическим показателем их разделения служит величина отношения !Лп/?е . Седиментационные конкреции характеризуются величинами гд/ге менее 2,5 (конкреции с РД текстурой менее 1,5,КС - 1,5-2,5); диагенетические обычно

- отношением !in/?e более 4, седиментационно-диагенетические

- 2,5-5.

Рост величины Гг./:'» сопровождается изменением минерального состава рудного вещества и содержания малых элементов. Обогащенные -е , с несколько повышенным содержанием Со,Fb,Y,?i конкреции с РД текстурой ( 'ï-.Л''е - 1,5) сложены изотропным веществом, представленным ультратонкими срастаниями вернадита и феро-ксигита ( ."е -вернадита) в ассоциации с небольшим количеством тонкодисперсного гетита (Успенская и др., 1988).

По хере увеличения величины отношения Кп/Ре в изотропном эеществе появляются тонкие слабо анизотропные прослои Ыа (конкреции с КС структурой), сложенные асболан-буэеритом иногда совместно с маложелезистым вернадитоы. В асимметрично построенных седиментационных конкрециях с КС текстурой рудной оболоч- . ки на нижней обогащенной Ма,Н1 и Си (Ип/Ре более 4) поверхности наряду с ас б олан-буз ерит ом появляется бузерит-1.

Бузерит и асболан-бузерит служат основными минералами обогащенных Мл , высоким значением Мп/Ре ыассивно-девдритовых слоев (ВД) диагенетических конкреций. С уменьшением Кп/Ре в тонкослоистых дендритовых слоях (ТСД) этих конкреций, наряду с бузеритом I и асболан-бузеритом, появляется ?е -вернадит (Успенская и др., 1987).

Конкреции типа СД по химическому и минеральному составу занимают промежуточное положение между седиментационными и ди-агенетическими. Обогащенная Ре их верхняя рудная оболочка близка к конкрециям типа КС, нижняя высокомарганцевая к конкрециям типа Д. Для СД конкреций характерна обратная по сравнению с седиментационными конкрециями асимметрия мощности рудной оболочки с тенденцией более интенсивного нарастания рудного вещества с нижней, погруженной в осадок стороны конкреции.

Важно отметить появление асимметрии состава нижней и верхней частей конкреций уже в преимущественно седиментационных конкрециях (с КС-текстурой), хотя наиболее отчетливо она проявляется в СД конкрециях. Нижняя микроиюроховатая глобулярная поверхность конкреций типа С и глобулярно-дендритовая конкреций типа СД резко обогащены Цп,Н1,Си,2п и сложены преимущественно бузеритом (табл. 7).

Асимметрия состава С и СД конкреций находит свое выражение и в поведении рудного вещества при селективном растворении верхней и нижней частей конкреций. При обработке рудного вещества 1% И230д в раствор переходит !-'п (П) и слабосвязанные или сорбированные малые элешяяа. При такой обработке с верхней поверхности конкреций типа С и СД в раствор выходят подавляющая часть III и Си , б рудном веществе Д конкреций, таете как нижней поверхности конкреций тепа С и СД, существенно возрастает доля прочноссязашш. (в структуре бузерита) Га ,Си,''.г..

Наряду с описанными выше морфогенетическими типами конкреций в последние годы в радиоляриевой зоне Индийского и Тихого океанов были встречены конкреции с чередованием отличных по хи-

Таблица 7

Химический состав верхней и нижней частей конкреций"^

J.' станции Типы Характер Содержание, % Минеральный

конкреций пробы МП Ре Со Ni Си Zа Мо РЪ Мn/Fe состав^

1352-18 С4' Верх 21,0 15,4 0,15 0,79 0,36 0,077 0,041 0,0144 1,36 РеВ(АБ)

Низ Со.пв.2' 28,18 10,3 0,25 1,17 0,74 0,149 0,045 0,107 2,74 . РеВ(АБ+Б1)

17,14 11,42 0.16 0,58 0,26 0,062 0,027 1.49 _

1393-38 Верх 26,1 15,29 0,20 0,88 0,56 0,114 0,039 0,142 1,64 FeBfAE

С Низ 34,26 9,86 0,32 1,28 0,78 0,174 0,050 0,194 3,40 ABfBI+FeB

Ср.пр. 24,64 11,20 0.22 0,85 0.54 0,087 0,040 0,095 2,2 -

1352-42 Верх 26,10 16,29 0,12 0,43 0,40 0,088 0,043 0,156 1,54 FeB

с Низ 34,44 5,98 0,13 1,27 1,29 0,233 0,068 0,077 5,78 AS+EI+FeB

Ср.пр. 20.89 8,59 0,14 0,84 0,44 0,075 0.032 0,074 2,40 -

1352-24 Верх 26,79 10,53 0,14 1,26 0,70 0,103 0,043 0,094 2,53 АБ+£еВ(БЛ

сд Низ 40,34 4,10 0,05 1,88 1,08 0,224 0,052 0,054 9,8 Б1+АБ

Ср.пр. 27,49 9,14 0.21 0,98 0,84 0,115 0,050 0,090 3,0 -

1352-58 Верх 22,03 11,30 0,11 0,93 0,50 0,09 0,045 0,128 2,39 FeB+B+АБ

сд Низ 35,72 6,32 0,09 1,33 1,05 0,178 0,070 0,070 5,65 AB+EI+FeB

Ср.пр. 28,03 7,60 0,18 1,18 0,95 О.Ш 0.049 0,071 3,69 -

I/ на анализ отбиралось рудное вещество верхней и нижней частей конкреций мощностью 1-2 ш; 2/ средняя проба конкреций; 3/ Б1 - бузерит I; АБ - асболан-бузерит; ЕеВ - железистый вернадит; В - маложелезистый вернадит; Фер - фероксигитц 4/ см. табл. 6.

мическому, минеральному составу и текстуре, седиментационных и диагенетических слоев.

Так например, в конкрециях радиодяриевой зоны Центральной котловины Индийского океана на ст. 1370 отмечена смена обогащенной железом С Ш/Ре 0,96) сложенной железистым вернадитом ра-диально-дендритовой зоны - тонкослоистой (КС) рудной оболочкой с Мп/Ре - 2,15-2,5 преимущественно асболан-бузеритового состава, а затем внешней диагенетической с ТСД и ВД слоями с 1'л/Ре 3 и 7,87, сложенной бузеригом I (таблица 8),) В некоторых конкрециях отмечено чередование диагенетических и седиментационных слоев, в других внешняя ВД рудная оболочка на тонкоконцентричес-ки-слоистой основной части рудной оболочки конкреции.

Типоморфные особенности различных морфогенетических типов конкреций - С, СД и Д (характер поверхности, структуры и текстуры рудного вещества, минеральный и химический состав) обусловлены, по нашему мнении, механизмом их роста.

Обогащенные Ре,п,Со,РЪ , сложенные ?<? -вернадитом конкреции с РД текстурой, близкие по текстуре и составу к рудным коркам с поверхности коренных пород формируются путем непосредственного осаждения колломорфной гидроокиси и I'" из придонной воды. Преимущественно седиментационный (гидрогенный) генезис тлеют и конкреции с КС текстурой (также как верхняя рудная оболочка СД конкреций) сложенные преимущественно изотропным рудным веществом. Обогащенные Гг.,!П с высоким значением Гл/Ре , сложенные лреимущественно бузеритом конкреции образуются за счет диагенетического перераспределения рудного вещества во вмещающих осадках (диффузиош-ой миграции ионов двухвалентных металлов в верхнем полужидком слое осадков). Аналогичный механизм формирования имеет нижняя резко обогащенная Гг. и малыми элементами глобулярная поверхность седиментационных и глобуляр-но-дендритовая нижняя и экваториальная зона седиментационно-диа-генетических конкреций.

Итак, исходя из механизма роста, могут быть выделены два генетических .типа рудного вещества, различающиеся по составу и строению. Разделение на преимущественно седиментационные и седи-ментационно-диагенетические обусловлено изменением соотношения роли седиментационных и диагенетических процессов в их формировании. Это находит свое отражение в текстурно-структурных особенностях строения и состава рудного вещества конкреций. В седиментационных конкрециях, формирующихся на поверхности осадка,

Зариации химического и минерального состава внутри конкреций!/

Таблица 8

.'Г станции, образца Характер пробы Мп Ре Со Ш Си Ш Мо РЪ Ып/Ре Минеральный состав^

1352-3 КС 21,48 10,64 0,09 0,68 0,62 0,093 0,033 0,08 2,02 АБ+РеВ

м МД+ТСД 39,19 3,88 0,19 1,32 1,38 0,19 0,050 .0,025 10,1 АБ*Б2(РеВ)

1352-24 КС 21,94 12,85 0,08 0,63 0,41 0,066 0,019 0,099 1,71 РеВ+Фер

II МД+ТСД 34.15 4,10 0,19 1,46 1,52 0,217 0,031 0,035 8,33 Б1+АБ

1352-28 ТСД 25,72 7,31 0,05 0,98 1,13 0,122 0,029 0,058 3,52 АБ+Б1(РеВ)

ЧД 37,88 2.99 0,08 1,16 1,51 0,192 0,039 0,025 12.67 Б2+АБ

1352-58 КС 24,79 12,3 0,16 0,83 0,52 0,071 0,039 0,107 2,02 СеВ+АБ(Б1)

МД 35,72 4,99 0,12 1,16 1,31 0,171 0,060 0,05 7.16 Б1+АБ

1370-1 РД 18,94 19,61 0,10 0Д4 0,33 0,0 57 0,035 0,127 0,96 РеВ+ФерСГет)

КС 26,48 11,19 0,12 1,18 1,04 0,092 0,041 0,072 2,37 АБ+РеВ

ТСД 33,60 11,19 0,12 1,13 0,92 0,092 0,054 0,071 3,00 Б1+РеВ

вд 35,72 4,54 0,08 1,23 1.02 0.137 0.058 0,035 7,87 Е1+Бер

1352-37 РД 18,97 12,79 0,23 0,45 0,50 0,061 0,025 0,086 1,48 РеВ+Фер(Гет)

КС 24,28 11,74 0,24 0,82 0,58 0,092 0,040 0.114 2.15 ЕеВ+АБ

1352-62 РД 17,60 11,38 0,20 0,54 0,47 0,072 0,025 0,092 1,54 РеВ+Фер(АБ)

ТСД 28,21 8.48 0,17 1,04 0,96 0,139 0,039 0,079 3,32 АБ+БКСеВ)

I/ Анализировались прослои с различной текстурой рудной оболочки: КС - тонкоконцентрически-слоистая; РД - радиально-дендритовая; МД - массивно-дендритовая; ТСД - тонкослоисто-дендритовая; 2/ см. таблицу 7.

доля обогащенного На глобулярного по структуре рудного вещества (на нижней поверхности конкреций), по данный микроскопического и химического анализов, составляет от 10 до 40%. Средний химический состав С-конкрецнй близок к составу верхней поверхнос- , ти этих конкреций (Скорнякова, 1984), отражая преобладание седи-ыентационного процесса в их формировании. В СД-конкрециях, в значительной степени погруженных в осадок (по верхней границе экваториальной зоны), доля обогащенной Мп,Ш.,Си и 2п диагене-тической глобулярно-дендритовой составляющей достигает 60-80^.

Следовательно, генетический ряд конкреций С-СД-Д отражает возрастание роли диагенетическик процессов в их формировании.

У. ЛОКАЛЬНЫЕ ВАРИАЦИИ ПРОДШИВНОСТИ, МОРФОЛОГИИ И СОСТАВА КОНКРЕЦИЙ

Начатые в конце 60-х годов при участии автора детальные геологические работы на небольших по площади участках дна (20-ти полигонах) дали важные для практики результаты. Они выявили больщую фациальную изменчивость глубоководных пелагических оседков и залежей железо-марганцевых конкреций (Скорнякова и др. 1971, 1973, 1976, 1981, 1985, 1986, 1988, 1989). Этими работами было установлено, что даже в районах основных рудных полей с наиболее высокими концентрациями конкреций последние залегают на дне весьма неравномерно, прерываясь на отдельных участках склонов холмов и гор и в депрессиях выходами вулканических пород или пелагическими осадками лишенными конкреций. При этом степень неравномерности возрастает с увеличением расчлененности рельефа дна. Вместе с концентрациями и продуктивностью отмечены изменения морфологии, размеров, особенностей внутреннего строения и состава конкреций. Вариации морфология, внутреннего строения и особенно состава тесно связаны с фациальной обстановкой осадко-и рудообразованкя.

Гакае как гяобшьже к рвямнадвдш вакснсиерностн изменения продуктивности и состава ковкрегщЯ, юг аетльные вариации носят зональный характер. Подторкдекаск гтаму служит разный характер локальна варадций ксякрецяй на полигонах в фациалышг. зонах распространения пзлагячесиях гаги Тйхого к Атлантического С Бразильская котловина) океанов (7 полигонов) и радиоляриевых клов приэкваториально® часта Тихого и Индийского океанов (13 полигонов).

Направление и степень изменчивости продуктивности и соста*. за ишрщыЯ рассмотрим на примере полигонов Тихого океана. По-

лигоны 6298 (в Гкной котловине) и 9988 (в котловине Пенрин) выполнены в области распространения пелагических глин.

В пределы полигона ст. 6298 (координаты центра полигона 22°4б'я.ш., 1б0°54'з.д.) пходит вулканический хребет, полсгохол-иистая возвышенность и разделяющая их субмеридиональная депрессия с глубинами 4В30-4915 м (рис. 8).

Вершинная поверхность хребта почти лишена осадочного покрова, здесь обнажаются эффузивные или вулканокластические породы. Карбонатные осадки встречены лишь в западинах рельефа. Сплошной покров осадков (мергелистые пелагические глины до 4700 м, ниже бескарбонатные) наблюдаются в нижней части склона и подножья хребта. Пологохолмистая возвышенность покрыта мергелистыми эвпелагическими глинами, сменяющимися в меридиональной депрессии бескарбонатными эвпелагическими глинами. В северной и центральной части депрессии наблюдаются выходы отбеленных гидротермально измененных осадков.

На поверхности осадков в подавляющем большинстве случаев дночерпатели и подводные фотографии показали присутствие конкреций. Их максимальная концентрация отмечена на пологохолмистой равнине северо-восточной части полигона и в прилегающей части депрессии, где они покрывают от 60 до 90% площади дна, а их весовое количество измеряется величинами пррядка 22-70,8 кг/м^. Количество конкреций существенно падает у подножья хребта, где на поверхности пелагических глин встречены лишь рассеянные конкреции.

Резкие фациальные переходы и колебания концентраций конкреций зафиксированы в пределах хребта. Здесь на вершинной поверхности хребта и крутых участках склонов крупнобугристая поверхность шаровых лав и нагромождения туфобрекчий, покрытых рудными корками, участками сменяется поверхностью лавовых покровов, лишенных рудных корок. На пологих участках склонов между выступами глыб встречены овально-угловатые конкреции. Местами конкреции покрывают и скалистые участки дна. Их концентрация здесь достигает 70-90%, а весовое количество колеблется от 3,5 до 22 кг/м*\ Неравномерный характер распространения конкреций связан с придонным перераспределением осадочного материала в условиях расчлененного рельефа дна. Повышенные скорости придонных течений на крутых склонах хребта создают условия неотложения, иногда размыва осадочного материала и его накопления в понижениях рельефа. По-видимому, этим определяются относительно более высокие скоро-

о^ а>* Ф* а* #>" л—

Рис. 8. Распространение конкреций на полгине ст. 6298 Г-1У - концентрация конкреций, %: I - менее 25; П - 25-50; Ш - более 50; 1У - 0-100. Геологические станции: 1-6 - дно-черпательные пробы с оценкой концентрации конкреций, % (I - конкреции отсутствуют, 2 - менее 10, 3 - 10-25, 4 --25-50, 5 - 50-75, 6 - более75); 7 - станции, на которых конкреции, были получены трубками; 8 - фотостанции; 9 -тралы.

Крупными цифрами здесь и на рис. 9-12 дано весовое количество конкреций по станциям.

сти седиментации и более низкие концентрации конкреций в прилегающей к хребту части депрессии.

Устойчиво низкие (доли мм в 1000 лет) скорости седиментации на северо-восточной возвышенности и прилегающей части депрессии обусловили формирование здесь высоких концентраций конкреций (Скорнякова и др., 1971, 1973; Скорнякова, Зенкевич, 19761

Вариации продуктивности сопровождается изменением форм, размеров конкреций. Наибольшая изменчивость морфологии и размеров отмечена на поверхности вулканогенного хребта, где встречены преимущественно корковые конкреционные образования (обломки пород с тонкими рудными корка!«!), реже шаровидные конкреции размером от 2 до 10 см, обычно менее 6 см. На поверхности полого-холмистого поднятия восточной части полигона и в депрессии преобладают шаровидные и эллипсоидальные конкреции от I до 9 см в диаметре. По характеру внутреннего строения, химического и минерального состава все конкреции полигона это типичные седимента-ционные - с радиально-дендритовой текстурой рудного вещества сложенного железистым вернадитом и фероксигитом. Отличительной особенностью химического состава этих конкреций является низкая величина отношения !in/Fe (обычно менее I) и низкое содержание Iii и Си , при относительно повышенной концентрации Со, в среднем 0,4% (табл. 9). Сходство текстуры рудного вещества и его минерального состава определяется незначительными вариациями химического состава конкреций по площади дна полигона.

На крупнохолмистой (с амплитудами глубин 300-500 м) поверхности дна котловины Пенрин, полигон ст. £968 (координаты центра полигона П°04'ю.ш., 156°12'з.д.), максимальные канцентрации конкреций приурочены к склонам и вершинам абиссальных холмов. Осадки в пределах полигона представлены цеолитовыми и эвпелаги-ческими глинами и их мергелистыми разностями (на глубинах менее 4800 м). Вершинная поверхность куполовидного холма покрыта

почти сплошным слоем конкреций, их весовое количество здесь сор

ставляет 28-32 кг/м , концентрация конкреций, судя по фотораэ-резу, 70-90$ (рис. 9 а). В верхней части склона холма обнаружены выходы скал и россыпи угловатых обломков пород, покрытых рудными корками. Вниз по склону они сменяются шаровидными конкрециями покрывающими 30-33& площади дна. Довольно равномерное залегание (более 50%) и высокое значение продуктиьнсети (-I&-22 кг/ м^) отмечены и на поверхности пологих холмов западно." части полигона. Концентрация (3-18Й) и продуктивность 0,5-3 кг/м^ резко

Таблица 9

Вариации металлов в различных морфогенетических типах конкреций

Мп ?е Со ш. Си 2п РЬ Мп/Уе

Конкреции типа С, полигон ст. 6298

X 14,47 17,17 0,40 0,36 0,18 .0,062 0,156 0,86

т!п 8,0 11,20 0,20 0,15 0,07 0,044 0,10 0,44

шах 19,14 23,34 0,72 0,99 0,33 0,079 0,27 1,17

Конкреции типа С, полигон ст. 5088

X 17,99 14,14 0,27 0,47 0,29 0,054 0,112 1,31

13,46 10,6 0,14 0,29 0,12 0,039 0,07 1,12

тах 21,65 18,76 0,38 0,85 0,57 0,071 0,18 2,04

Конкреции типа Д+СД , полигон ст. 5996

I 24,89 6,02 0,15 1,18 1,03 - 0,055 4,19

т!п 23,95 5,75 0,10 1,15 0,92 - - 3,42

тах 25,63 7,05 0,20 1,31 1,09 - - 4,55

Конкреции типа С, полигон ст. ЭЭ96

X 19,5 11,43 0,24 0,73 0,43 - 0,12 1,70

пап 18,4 8,96 0,20 0,26 - - 2,22

тах 23,53 17,26 0,32 0,90 0,50 - - 1,37

Конкреции типа Д+СД, полигон ст. 1936+2483

X 23,98 6,26 0,20 1,13 0,96 0,11 0,04 3,91

т!п 15,94 4,46 0,13 0,91 0,56 0,06 0,013 2,55

тах 30,31 8,68 0,30 1,45 1,24 0,16 0,07 5,7

Конкреции типа С, полигон ст, 1936+2483

X 18,44 9,98 0,28 0,77 0,56 0,082 0,07 1,89

т1п 14,39 6,91 0,25 0,48 0,37 0,063 0,04 1,19

шах 22,66 14,62 0,33 1,00 0,73 0,09 0,11 2,47

Конкреции Типа С, полигон ст. 2474

X 19,78 11,46 0,30 0,69 0,46 0,073 0,068 1,74

17,4 8,8 0,27 0,41 0,30 0,046 0,45 1,0

тах 24,3 14,0 0,35 0,88 0,59 0,096 0,095 2,25

падапт в пределах равнинной части полигона. Изменения продуктивности сопровождаются вариациями размеров, форм и особенностей внутреннего строения. Плотные шаровидные, эллипсоидальные конкреции (1-9 см в диаметре, обычно более 4) вервинной поверхности холмов с РД текстурой у подножья сменяются скорлуповато-слоистыми конкрециями, (4-6 см) с РД-текстурой приядерной и КС-текстурой внешней рудной оболочкой и затем мелкими (2-4 см) овально-желвакообпаэными тонкоковдентрически-слсисткми конкрециями в равнинной части полигона. В том же направлении меняется химический и минералыо^ состав. Обогащенные Ре (Ип/Ре 1,1_ 1,4) с РД-текстурой конкреции сложены преимущественно железистым вернадитом; увеличение содержания Нп и малых элементов (Мп/Ре 1,5-2,07; ш+си-кзо _ 1,4-1,(35) в тонкоконцентрически-слоистых конкрециях сопровождается появлением в рудном веществе асболан-бузерита.

В целом же значительные локальные вариации продуктивности преимущественно седиментационных конкреций из пелагических глин происходят на фоне довольно устойчивого химического и минерального состава (табл. 9, рис. 9 С).

Количественные вариации конкреций в радиоляриевой зоне обычно сопровождаются существенными изменениями.состава и текстуры конкреций, сменой морфогенетических типов. Локальные вариации конкреций радиоляриевой зоны рассмотрим на примере полигонов ст. 9Э96, 2483+1936, 2474 рудной провинции Кларион-Юшппер-тон (Скорнякова, 1976, 1986).

Полигон ст. 5996 (10°57'с.ш., 153°24'з.д.) расположен на поверхности мелкохолмистой равнины в северо-западной части провинции Кларион-Клиппертон. В его пределы входит плоская равнина с глубинами 4928-4990 м на западе и 5040-5100 м на востоке, разделенная грядой невысоких абиссальных холмов (с превышениями 200-300 м). Равнинная часть полигона покрыта плейстоценовыми кремнисто-глинистыми .диатомово-радиоляриевыми илами, мощностью 10-35 см. Четвертичные фации абиссальных холмов представлены кремнисто-мергелистыми илами, на крутых участках склонов сменяющимися скальными выходами, покрытыми железо-марганцевыми корками. На поверхности осадков почти повсеместно встречены конкреции, но их количество и состав существенно варяируют. В пределах полигонов встречено три морфогенетических типа конкреций: I -мелкие многоядерные гзз и ГЕз конкреции с КС текстурой рудной оболочки, типа С; 2 - эллипсоидальные и дискоидальные с глобуля-

а

б

Рис. 9. Полигон ст. 5988

а - карта распространения конкреций

I - 3 - концентрации конкреций, %: I - менее 25, П - 2550; Ш - более 50. Остальные обозначения см. рис. 6.

б - отношение.-^;^ в конкрециях: I-менее IS, 2-более 15. Цифрами(ркс.10-13)даны значения на станциях.

рной поверхностью (3-5 см в диаметре) типа Д и 3 - крупные (58 см) асимметричные по строению и составу конкреции типа СД.

Максимальные значения продуктивности (7-22 кг/м^) образованы седиментационными Рз и РЕ конкрециями абиссальных холмов, в равнинной части полигона, где развиты конкреции типа Д и СД, значения продуктивности падают до 0,4-4 кг/м , обычно более I кг/м*" (рис. 10 а). Б том же направлении меняется и состав конкреций (рис. 10 б): сложенные бузеритом диагенетические конкреции с Мп/Ре более 4 обогащены и* и (1,15-1,31 и 1,01,08%), обогащенные и сложенные преимущественно вернадитом (+асболан-бузерит) седиментационнне конкреции с Юп/Ре 1,422,2 характеризуются низким содержанием Ei-tCu (1,1-1,3$).

Аналогичная направленность изменения состава и количественных вариаций .конкреций и их связь с формами рельефа дна отмечено и на полигоне ст. 2483+1936. Полигон (9054'с.ш., 146° 26'з.д.) расположен на полого-волнистой абиссальной равнине с глубинами 5000-5200 м, на большей части площади менее 51Э0 м, обрамленной с пга пшрогно вытянутой грядой холмов относительной высоты 500-600 м. Осадки равнинной части полигона представлены плейстоценовыми радиоляриево-глинистыми илами, в депрессиях обогащенными диатомеями, участками они прерываются выходами миоценовых глин. Мощность плейстоценовых илов обычно колеблется в пределах 1-50 см. Средняя скорость плейстоценового осадконако-пления не превышает I мм/1000 лет (Скорнякова и др., 1981; Сва-льнов, 1986). Склоны и вершины холмов с глубин менее 4800 м покрыты кремнисто-мергелистыми илами.

Устойчиво высокие значения концентрации (конкреции покрывают более 50% площади дна) и продуктивности (16-22,4 кг/м**) приурочены к поверхности абиссальных холмов. Эти мелкие (2-4см) сростковые и овальножелвакообразные конкреции с КС рудной оболочкой, реже средние (4-6 см) шаровидные с РД текстурой рудного вещества.

На поверхности равнинной части полигона они сменяются конкрециями типа Ди СД, по форме эллипсоидальными, дискоидальными, реже шаровидными и биоморфными. Их размер колеблется от'I до 10 см. Конкреции более 6 см обычно относятся к типу СД. Численность конкреций типа Д и СД в пределах полигона испытывает существенные колебания, Участки дна с высокой концентрацией (30-5С$) и продуктивностью (5-10 кг/м^) и более сменяютс/й площадями осадков без конкреций, с многочисленными следами жизнедеятельности

Рис.10. Полигон ст.5996 а - карта распространения конкреций 1-3 концентрация конкреций, %: I - менее 25, 2 - 25-50, 3 - более 50.

б - отношение Мп/Ре в конкрециях: I - менее 1,5 2 - 1,5-2,5; более 4

А еа ¡лиг

Е)1 ЕЭг ШШз -4,5

Рис. II. Полигон ст. 2474

в - весовое количество коикрецкй, кг/м : I - менее 15; 2 - 15-20; 3 - более 20 б - отношение 1'п/У? Б конкрециях: I - менее 1,5; 2 - 1,5-2; 3 - более 2.

бентосных организмов. На большей части площади пологохолмис-той равнины продуктивность не превышает 5 кг/ы^ (рис. 12 а). Повышенные значения ш рддка 5-10 кг/м^ и более приурочены к пологим склонам валообразных поднятий и обычно образованы крупными конкрециями.

Повышенные значения продуктивности Д и СД конкреций связаны с относительно повшешЬл/.и мощностями полужидкого верхнеплейстоценового кремнисто-глинистого ила (10-30 си); снижение мощностей (от долей до 3-4 см) влечет за собой уменьшение количества и размеров конкреций. Обнаженная поверхность плотных неогеновых глин покрыта рудными корками.

Смена морфотипов конкреций от абиссальных холмов к равнинной части полигона сопровождается изменением химического состава (рис. 12 б, табл. 9). Обогащенные Ре , с относительно повышенным содержанием со и рь седименгационные конкреции абиссальных холмов обеднены Н1,си и '¿п (в среднем соответственно 0,77; и,56; и,08%).Бконкрециях типа Д и СД равнинной части полигона с ГлД'е в среднем 3,У1 существенно возрастает содержание 1Л,Си и -а , с максимумом в диагенетических конкрециях с Г-п/Ре солее 4 и содержанием ;п и Си более 1%.

Полигон ст. 2474 расположен в западной части рудной провинции Кларион-Клиппертон. В его пределы входит массив абиссальных холмов с минимальными глубинами 464и-4У00 м и пологая равнина с глуоинами порядка 5*;00-Ь300 м (.рис. Па). Подстилающие конкреции плейстоценовые осадки представлены кремнисто-глинистыми илами и их слабокарбонатными разностями. Мощность плейстоценовых илов колеблется от 25 до 225 см. На поверхности осадков залегают конкреции, покрывающие от 35 до площади дна. Их продуктивность на поверхности абиссальных холмов колеблется от 8 до 24 кг/м^ и от 6,9 до 19,7 кг/м^ - на равнине. Несколько различающиеся по морфологии и размерам конкреции абиссальных холмов и равнинной части полигона 2474 сходны по характеру внутреннего строения и составу. Это преимущественно седи-ментационные тонкоконцентрически-слоисуые с гладкой верхней и микрошероховагой нижней поверхностью. Конкреции абиссальных холмов мелкие (£-4 см) многоядерные гроздьевидные и сростковые (РТ, РЕ, РВ ) реже одноядерные формы и, Т и и , размером 1-2 см. В равнинной части полигона преобладают одноядерные уплощенные (2-4, реже 4-6 см), формы. Распространение в пределах полигона генетически однотипных конкреций (типа С) опреде-

а б

Рис. 12- Полигон ст. 2483+1936

р

а - весовое количество конкреций, кг/м: I - менее 5; 2 - 5-10; 3 - более 10

б - отношение Гд/Ре в конкрециях: I - менее 2,5; 2 -2,5-4; 3 - более 4.

лило и довольно незначительные вариации их химического состава по площади дна (ряс. II б), по существу вне зависимости от фора рельефа (табл. 9).

В наблюдаемых при детальных исследованиях на малых полигонах вариациях распространения конкреций находит свое отражение универсальная для всей пелагической области океана закономерная приуроченность основной массы конкреций к глубинам ниже карбонатного лизоклина, а большей частью- ниже КП1 к пелагическим глинам и радиоляриевьм илам и их мергелистым разностям.

Локальные вариации распространения конкреций ниже лизоклина и КГК тесно связаны с формами рельефа, особенно степенью его расчлененности, со скоростями придонных течений. Чем рельеф более неровный, чем выше и круче абиссальные холмы и гряды, тем более прихотливы {сонтуры залежей, тем резче скопления конкреций сменяются обнажениями коренных пород или древних осадков, покрытых рудными корками.

Плотные рудные залежи обычно формируются на относительно пологих абиссальных холмах, реже - выравненных участках дна в условиях устойчивых придонных течений и низких скоростей, оса-дконакопления. С ослаблением течений и возрастанием скоростей накопления осадков, что особенно ярко проявляется в аккумулятивных шлейфах у подножий холмов и хребтов, конкреции отсутствуют. Важным фактором вариаций распределения, особенно конкреций се-диментационного типа, служит наличие адер. Осыпи эдафогенного материала на крутых участках склонов холмов и гряд нередко определяют увеличение концентрации и неравномерности распределения конкреций. Вариации размеров и форы конкреций связан с характером ядер и возрастом рудных образований (мощностью рудной оболочки).

Локальные вариации вещественного (минерального и химического) состава и связанные с ними особенности внутреннего строения конкреций развиваются на фоне зональности скоростей седиментации и биопродуктивности вод, предопределяющей интенсивность диа-генетического перераспеределения 'элементов при формировании конкреций, т.е. в конечном итоге, механизм.роста конкреций.

- ье -

У1. МЕХАНИЗМ ФОРМИРОВАНИЯ РАЗЛИЧНЫХ ШРФОГЕНЗТЖЕСШ ТИПОВ КОНКРЕЦИЯ И ИХ РУДНЫХ ЗАЛЕЖЕЙ

Анализ вещественного состава и внутреннего строения конкреций привел нас к представлении о двух путях формирования рудного вещества конкреций - седиментационном и диагенетическом, существенно отличающихся по минеральному, химическому составу и текстуре. Соотношение двух генетических типов гидроокисного вещества в теле конкреций определяет их принадлежность к морфо-генетическим типам С-СД-Д, Этот ряд отражает увеличение роли диагенетических процессов при формировании конкреций.

По существу диагенез принимает участие в формировании любых океанских пелагических конкреций, но роль и существо происходящих при этом процессов существенно отлично.

Рост высокожелезистых, сложенных тонким срастанием верна-дита и фероксигита конкреций с РД текстурой рудного вещества осуществляется за счет осаждения коллоидной гидроокиси Ре и Un седиментациоккьм путем из природной воды и стяжения того же вещества (нижняя часть конкреций) из поверхностного слоя осадков', без разделения реакционно-способных форм Ре и ¡.'-п . Появление в конкрециях с КС текстурой анизотропных слойков, сложенных асболан-бузеритом, отражает изменение характера и интенсивности диагенетических процессов, восстановление to и его диффузионную миграции в иловых водах, что приводит к разделению Ре и Кп .По мере возрастания роли диагенетических процессов увеличивается мощность и частота встречаемости сложенных преимущественно бузеритом марганцевых слоев - формируются диагенетичес-кие конкреции.

Доказательством диагенетической природы пелагических конкреций по мнению И.И.Волкова (1978, 1980) служит представление о связи соотношения Ре и Гш , Cu/Lin, HiAïi, Со/ш с соотношением их реакционноспособных форм в осадках (табл. 10). Как видно из таблицы 9 значительные вариации Нл/Ре в конкрециях (от 0,5 до 7,24) происходят на фоне незначительных изменений соотношения их реакционно-способных форм в осадках, обычно в пределах 0,5-1,72. В то же время приведенные в таблице отношения l'ji/Fe в конкрециях и осадках на первый взгляд подтверждают их взаимосвязь. Так, минимальные величины сиД'л и îîi/ХЛп отмечены е конкрециях из пелагических глин ганой части океана с минимальными значениями этих отношений в осадках. Однако сходные величины Cu/Гл, lïi/Mn встречены в седименткционных конкрециях

из пелагических глин северной части Тихого океана и радиолярие-вых илов (полигон ст. 2520, 2474) приэкваториальной зоны, при значительно более высоких величинах этих отношений в осадках (таблица 10). Формирование существенно отличных по химическому составу конкреций типа С (полигоны ст. 2474, 2520) и Д (полигон ст. 2483) в радиоляриевой зоне происходит вне зависимости от содержания и соотношения реакционно-способных форм металлов во вмещающих осадках (табл. 4, 10, II; Скорнякова, 1979, 1986). Величина Cu/l.in, Ui/Ш в конкрециях увеличивается по мере увеличения роли диагенетического рудного вещества в сложении конкреций. Обратная картина отмечена для отношения СоД'л в конкрециях, значения которого увеличивается с возрастанием роли седи-менгационной (гидрогенной) составляющей в конкрециях, от конкреций типа С в радиоляриевой зоне (ст. 2474, 2520) к конкрециям южной котловины (полигон ст. 6298) (таблицы 10).

Таким образом, состав конкреций пелагических областей океана и формирование различных морфогенетических типов определяется не столько содержанием и соотношением рудных компонентов во вмещающих осадках, сколько механизмом и фациальной обстановкой их роста. Связь морфогенетических типов конкреций и корок с фациальной обстановкой осадко- и рудообразования неоднозначна. Одни из них образуются в относительно узком диапазоне фациаль-ных условий и по существу сами служат показателем соответствующей фациальной обстановки. Так, обогащенные Mn,Ni,Cu,Zn с высоким значением Cu/iii диагенетические конкреции формируются лишь в приэкваториальных районах океана, где распространены ра-диоляриевые илы.

Другие - корки и седиментационные конкреции могут принадлежать к разным фациальным обстановкам. Например, рудные корки формируются на поверхности и склонах подводных гор и обнаженной поверхности пород дна глубоководных котловин. Близкие по составу и текстурам седиментационные конкреции формируются на поверхности пелагических глин, радиоляриевых илов и их мергелистых разностей, карбонатных и диатомовых илов.

Формирование в столь разных фациальных обстановках близких по составу и структуре рудного вещества конкреций определяется сходством придонных условий осадконакопления. Седиментационные конкреции и тем более их плотные залежи формируются в условиях устойчивых течений, обеспечивающих постоянный и длительный контакт поверхности растущих конкреций с богатой кислородом,

Средние отношения ш/Ре, ме/мп

Таблица 10

в конкрециях и вмещающих осадках (подвижных форм) пелагических районов Тихого океана

Мп/Ре

Си/Цп

Ni/Ma

Со/Мп

Северная часть^п =30 Радиоляриева зона ' Полигон 24833^ п=24 Полигон 24743^ п=гз Полигон 25203' п=17 Юкная часть^п»7

конкреции осадки конкреции осадки конкреции осадки конкреции осадки

п=4

1,43 0,83 2,38 2,41 3,02 2,21 1,26 1,46

5,6 1,47 4,8 4,45 4,53 3,03 0,40 1,26

4,22 1,04 3,85 5,29 4,53 3,9 0,78 1,18 1

1,74 0,88 2,35 4,74 3,56 3,13 1,52 1,26 S

1,37 0,81 2,07 4,58 2,8 3,01 1,86 1,56 1

1,02 0,88 1,65 1,28 2,69 1,30 2,10 1,33

I/ по данным Волкова (1979); 2/ по неопубликованным данным А.И.Лебедева; 3/ данные Скорняковой, 1986. .

Таблица II

Содержание подвижных форм металлов в осадках по полигонам^

Статистические ;,!п Ре Со III Си гп _Дп/Ре

параметры ^ 10"^

Полигон 2474 ( п=23)

X 0,41 0,47 52 134 194 41 0,88

кип 0.34 0,36 35 104 165 30 0,68

тах 0,54 0,60 72 200 240 56 1,32

Полигон 2483 ( п=24)

X 0,39 0,37 44 154 211 42 1,07

т!п 0,24 0,28 28 85 135 30 0,63

тах 0,60 0,51 55 260 270 54 1,63

Полигон 2520 ( п=17)

X 0,41 0,52 63 126 195 43 0,81

тал 0,36 0,39 45 85 152 32 0,62

пшх 0,51 0,68 89 189 234 62 1,10

I/ Скорнякова, 1986.

достаточно быстро обновляющейся придонной водой, к тому же служащей поставщиком растворенных в воде ионов металлов или их коллоидных частиц. Диагенетический процесс, т.е. осаждение гедро-окислов из поровых вод, играет в таких условиях подчиненную роль и может сказываться лишь на нижней, соприкасающейся с осадком, поверхности конкреций. Обилие конкреций типа С определяется, по-видимому, длительностью и стабильностью указанных условий. Оно уменьшается, вплоть до полного исчезновения конкреций, в условиях ослабления течений и возрастания скоростей осадконакопления.

Наиболее плотные залежи конкреций типа С обычно приурочены к вершинным поверхностям и склонам абиссальных холмов и гряд. Седиментационные конкреции радиоляриевой зоны приурочены к абиссальным холмам и грядам относительной высотой 300-600 м и более (ниже лизоклина или КГЮ. На поверхности пологохолмистых равнин с превышениями глубин порядка £0-150 м они сменяются конкрециями типа Д и СД. Подобный характер взаимосвязи, по-видимому, обусловлен интенсификацией придонных течений в условиях расчлененного рельефа дна.

Диагенетические конкреции и нижняя часть конкреций типа СД формируются в приповерхностном сильно обводненном слое поздне-

четвертичных рэдиоляриевых илов за счет ремобилизации, перераспределения (диффузионной миграции ионных растворов двухвалентных металлов) и последующего выпадения металлов из поровых вод. Рост диагенетических конкреций осуществляется в условиях низких скоростей осадконакопления и флуктуации придонных течений, обеспечивающих периодическое захоронение конкреций под небольшим (по-видимому, несколько миллиметров) сильно обводненным слоем осадков.

Как было показано на примере полигонов, залежи конкреций типа Д и СД приурочены к пологохолмисгсй равнине, к участкам дна с мощностью подстилающего верхнеплейстоценового полужидкого радиоляркево-глинистого ила порядка 10-30 см. Резкое увеличение мощности этого слоя на дне депрессии или у подножий холмов сопровождается уменьшением количества конкреций или их полным отсутствием. С другой стороны, уменьшение продуктивности или полное исчезновение диагенетических конкреций отмечено в участках резкого сокращения мощности полужидкого ила. Обнаженная поверхность древних глин обычно покрыта седиментационными пленками или корочхами. По-видимому относительно молодой диагенетически активный (из-за процессов распада органического вещества) полужидкий поверхностный слой служит питательной средой для роста конкреций Д и СД. В то же время возрастание скорости осадконакопления и мощности полужидкого слоя может привести к захоронению конкреций и прекращению их роста. Поскольку вариации мощности верхнечетвертичных илов контролируются эрозией и переотложением осадков придонными течениями, то направление и конфигурация этих течений определяют локализацию конкреционных залежей.

Однако, статистическая модель роста диагенетический конкреций за счет извлечения металлов из тонкого слоя ила не может объяснить образование залежей конкреций Д и СД, с продуктивностью 10-20 кг/м^, прежде всего из-за ограниченности ресурсов lin и связанных с ним металлов в диагенегичесии активном слое. Необходим механизм обновления ресурсов подвижных форм металлов в осадках, при сохранении устойчиво низких средних скоростей седиментации. Таким механизмом может служить пульсирующие придонные течения. Флуктуация течений обуславливает неравномерный пульса-ционный характер седиментации, чередование периодов смыва и намыва полужидкого ила, т.е. той "питательной среды", из которой в периоды относительного затишья поступает вещество для роста

конкреций. Подтверждением этому служит цикличный характер внутреннего строения и состава конкреций (с чередованием циклов сложенных МД и ТСД слоев). Что же касается формирования конкреций с чередованием диагенетических и седиментационных прослоев, то оно по-видимому, отражает смену режима устойчивых придонных течений (обеспечивающих осаждение рудного вещества из придонной воды) их флуктуациями и соответственно пульсациокным характером седиментации.

Пространственная изменчивость течений на небольших расстояниях (:;ауез, 1968 ), очевидно зависящая от рельефа дна, служит, вероятно, важным фактором локализации залежей конкреций.

При прочих равных условиях связанных с зональностью процессов рудообразования, механизм формирования конкреций и их рудных скоплений определяется придонными условиями осадконакопле-ния. Рудные залежи седиментационных конкреций формируются в условиях устойчивых придонных течений обеспечивающих постоянный контакт поверхности растущих конкреций с придонной водой. Залежи диагенетических конкреций приэкваториального района океана формируются в условиях низких скоростей осадконакопления и флуктуации поидонных течений под небольшим сильно обводненным слоем осадков.

ЗАЩИЩАЕМЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ

I. Глобальные и региональные закономерности распределения и состава железо-марганцевых конкреций определяются циркумконтл-нентальной, широтной и вертикальной зональностями океанского седиментогенеза. Основные поля повышенной концентрации конкреций расположены в широтных зонах с минимальными скоростями осадконакопления (из-за низкой биопродуктивности вод и малого поступления терригенного материала или высоких скоростей придонных течений). К широтной приэкваториальной зоне океана относительной повышенной продуктивности вод - области распространения ра-диоляриевых илов приурочены конкреции с максимальными величинами содержания гл,К1,Си,2п,ио . Вертикальная зональность состава конкреций связана с биогенной транспортировкой и трансформацией металлов в толще вод и верхнем деятельном слое осадков и уменьшением скоростей осадконакопления за счет растворения СаСОдНиже КГК. Региональные вариации продуктивности и состава конкреций связаны также с рельефом дна, степенью его расчлененности и эндогенной поставкой рудного вещества.

2. Типоморбнке особенности ввделенных автором морфогенети-

ческих типов конкреций - С, СД и Д (характер поверхности, структуры и текстуры рудного вещества, минеральный и химический состав) обусловлены механизмом их роста. Генетический ряд С-СД-Д отражает возрастание роли диагенеза в процессе формирования конкреций.

3. При прочих равных условиях (связанных с зональностью) локальные вариации распространения конкреций обусловлены расчлененностью рельефа дна, деятельностью придонных течений, вариации их состава - механизмом роста.

4. Механизм формирования конкреций и их рудяых скоплений определяется придонными условиями осадконакопленля. Рудные залежи седиментационных конкреций формируются в условиях устойчивых придонных течений обеспечивающих постоянный контакт поверхности растущей конкреции с придонной водой. Диагенетические конкреции приэкваториальных районов океана формируются в услови ях низких скоростей осадконакопления и флуктуации придонных течений,под небольшим сильно обводненным слоем осадков, на фоне относительно усиленной поставки органического вещества как источника энергии раннедиагенегической ремобилизации металлов.

Автором по теме диссертации опубликовано более 80 работ. Основными из них являются:

1. Скорнякова Н.С. Марганцевые конкреции в осадках северо-вос-

точной части Тихого океана. - Докл. АН СССР, i960, т.13С, КЗ, с. 653-656.

2. Скорнякова Н.С. Донные отложения северо-восточной части

Тихого океана. - Кн-та океанологии АН СССР, 1961, т.5, с. 22-64.

3. Безруков П.Л., Лисицын А.П., Ромачкевич S.A., Скорнякова Н.'

С. Современное осадкообразование в северной части Тихого океана.!-В кн. Современные осадки морей и океанов. Изд-во АН СССР, 1961, с. 98-123.

4. Безруков П.Л., Лисицын А.П., Петелин В.П., Скорнякова Н.С.

Карта донных осадков Мирового океана. - В кн.¡Современные осадки морей и океанов. М., 1961, с. 73-85.

5. Зенкевич Н.Л., Скорнякова Н.С. Железо и марганец на дне оке-

ана. Природа, 1961, т.З, 1' 2, с. 47-50. С. Скорнякова Н.С., Зенкевич H.A. Распределение железо-марган-' цевых конкреций в поверхностном слое осадков Тихого океана. -Океанология, 1961, т.I, вып.1, с.86-94.

7. Скорнякова H.С., Андрущенко П Ф., Фомина Л.С. Химический состав железо-марганцевых конкреций Тихого океана.-Океанология, 1962, т.2, вып.2, с.264-277. 0. Skornyakova II.S., Andrushenko Г.F. and Foaina L.3. The chemical composition of iron-manganese nodulen in the Pacific Océan.-Deep-Sea Res., 1962, v. 11, p. 93-104.

9. Скорнякова H.С. Рассеянные железо и марганец в осадках Тихо-

го океана.-Литология и полез, ископ. ,1964, )' 5, с.3-20.

10.Скорнякова Н.С., Андрущенко П.Ф. Железо-марганцевые конкреции Тихого океана. - Литология и полез.ископ.,1964, F 5, с. 21-36.

11. Gkornyaiova II.S. Dispersed iron and aanganeae in Pacific ве-

dinent.-Int. Geol. Eev., 1965, v. 7, p. 2161-2174.

12. Скорнякова H.С., Петелин В.П. Осадки центрального района

южной части Тихого океана.-Океанология, 1967, т.УП, lf 6, с. I005-1009.

13. Андрущенко П.Ф., Скорнякова Н.С. Состав, строение и особен-

ности образования железо-марганцевых конкреций Тихого океана. -Сб. ¡Марганцевые месторождения СССР. М.:Наука, 1967, с. 101—124.

14. Скорнякова Н.С., Андрущенко П.Ф. Железо-марганцевые конкре-

ции центрального района южной части Ткхого океана.-Океанология, 1968, т.УШ, )." 5, с. 865-878.

15. Скорнякова Н.С., Мурдмаа И.О. Литолого-фациальные типы глу-

боководных пелагических (красных)глин Тихого океана:-Лито-логия и полез.ископ., 1968, f 6, с. 17-37.

16. Андрущенко П.Ф., Скорнякова Н.С. Текстуры и минеральный

состав железо-марганцевых конкреций южной части Тихого океана. -Океанология, 1969, т. IX, If 2, с. 229-242.

17. Скорнякова Н.С. Рассеянные железо и марганец в осадках Ти-

хого океана. - Осадкообразование в Тихом океане. М.:Наука, 1970, кн. II, с. 159-202. 16. Скорнякова Н.С., Андрущенксг П.Ф. Железо-марганцевые конкре-- ции Тихого океана. - Там же, с. 202-268.

19. Безруков П.Л., Петелин В.П., Скорнякова Н.С. Минеральные

ресурсы Тихого океана. - Там же, с. 322-339.

20. Скорнякова Н.С., Мурдма* И.О., Горбунова З.Н., Зенкевич

Н.Л. 0 фациальной изменчивости глубоководных Пелагических осадков Тихого океана.-В кн.:История Мирового океана. М.: Наука, 1971, с. 148-173.

21. Скорнякова Н.С., Андрущенко П.Ф. О некоторых чертах морфо-

логии н внутреннего строения железо-марганцевых конкреций Тихого океана.-Литология и полезн. ископ.,1971, т.6, Р I, с. 1-9.

22. Скорнякова Н.С., Ыурдмаа И.О., Прокопцев Н.Г., Маракуев В.И.

Донные отлозхения и вулканические породы участка дна южной котловины Тихого океана. - Литология и полезн. ископ., 1973, Jf I, с. 17-28.

23. Геологическая карта Тихоокеанского подвижного пояса и Тихо-

го океана. Ы. 1:10 ООО ООО (совместно с коллективом авторов). Изд. ВСЕГЕИ, 1973.

24. Skomyakova U.S., Andruehohenko P.P. Iron-oanganeee concretions in the Pacific Ocean.-Int.Geol.Rev., 1974,v.16,p.86>919.

25. Скорнякова H С., Базилевская Е.С., Гордеев В.H. Некоторые

вопросы минералогии и геохимии железо-марганцевых конкреций Тихого океана. - Геохимия, 1975, Р 7, с. 1064-1076.

26. Sbornyakora !î.S.,Bezilevsfcaya E.S. .Gordeov V.V. Mineralogy

and geochemistry of ferronaneanese nodules in the Pacific OceaB.-Int.Geochin., 1975. v. 12, p. 03-95.

27. Скорнякова H С. Карта рассеянного lin в поверхностном

слое осадков. М. 1:60 ООО ООО. Тихий океан. Изд. ГСВМФ, 1976.

28. Скорнякова Н.С. Карта рассеянного Ре в поверхностном слое

осадков. М. 1:60 ООО ООО. Атлас Тихий океан. Изд. PCВМФ, 1976.

29. Скорнякова Н.С. Карта распределения железо-марганцевых кон-

креций на дне Тихого океана. М. 1:60 ООО ООО. Атлас Тихий океан. Изд. ГСВМФ, 1976.

30. Безруков П.Л., Лисицын А.П., Петелин В.П., Романкевич Е.А.,

Скорнякова Н.С. Карта современные осадков Тихого океана. И. 1:40 ООО ООО. Атлас Тихий океан. Изд. ГСВМФ, 1976.

31. Мурдмаа И.О., Скорнякова Н.С., Агапова Г.В. Фациальная обс-

тановка распространения железо-марганцевых конкреций в Тихом океане.-В кн.:Железо-марганцевые конкреции Тихого океана. М. :Наука, 1976, с. 7-36.

32. Скорнякова Н.С., Зенкевич Н.Л. Закономерности пространстве-

нного распространения железо-марганпевых конкреций.-Там же с. 37-81.

33. Скорнякова Н.С., Андрущенко П.Ф. Морфология и внутреннее

строение кедезо-марганцевых конкреций. -Там же,с. 91-122.

34. Скорняков а H.С. Рассеянные Fe,l!n,Tl и некоторые малые эле-

менты в осадках, вмещающих железо-марганцевые конкреции.--Там же, с. 168-189.

35. Скорнякова Н.С. Химический состав железо-доаргачцевых конкре-

ций Тихого океана. - Там se, с. 190-240.

36. Безруков П.Л., Скорнякова Н.С., Мурдыаа И.О. Вопросы генези-

са железо-марганцевых конкреций. - Там же, с. 241-249.

37. Eezrukov P.I,. ,Skornyakova U.S. Ferromanganese nodules of the

Pacific.- In ¡Harbach J.C., Harold W.L.(ed,) Circuia-Pacific energy and mineral resources.Лшег.Assoc.Petrol.Geol. Ilenoir 1977, v. 25, p. 376-381.

38. Скорнякова H.C., Еазилевская E.C. Шгролюзиговые конкреции

Марианского желоба.-Докл. АН СССР, 1978, т. 239, tf 3, с. 701-703.

39. Скорнякова Н.С. К вопросу о генезисе железо-марганцевых

конкреций.- Геохимия, 1979, № 8, с. 1236-1245.

40. Скорнякова Н.С., Безруков П.Л:, Базилевская Е.С., Гордеев

В В. Железо-марганцевые конкреции восточной части Индийского океана. - Литология и полезн. ископ., 1979, )." 3, с.3-18.

41. Skornyakova Я.u..Zonal regularities in occurence, morpho-

logy and chemistry of manganese nodules of the Pacific ocean. -ImMarine geology and oceanography of the Pacific manganese nodule province(Ed.J.L.Biachoff, D.S.Piper). Plenum Press, 1979, p. 699-728.

42. Скорнякова Н.С., Безруков-П.Л., Мурдыаа И.О. Основные зако-

номерности распределения и состава железо-марганцевых конкреций.-Литология и ползн.ископ., 1981, !"• 5, с,51-63.

43. Скорнякова Н.С., Гордеев В.В., Кузьмина Т.Г. Локальная из-

менчивость железо-марганцевых конкреций в пределах радио-ляриевого пояса Тихого океана. - Литология и полезн. ископ. 1981, К 5, с. 79-90.

44. Скорнякова U.C., Курносов В.Б., Мухина В.В., Кругликова

С.Б., Рудакова А.Н., Ушакова М.Г. Литолого-страгиграфичес-кое расчленение и минеральный состав осадков радиоляриево-го пояса (полигон ст. 1936) .-Литол. и полезн. ископ., 1983 !f I, с. 121—134.

45. Скорнякова H С., Ванштейн Б.Г. Железо-марганцевые конкре-

ции Индийского океана (результаты статистической обработки данных).-Литология и полезн.ископ., 1983, № 2, с. 86-98

46. Скорнякова Н.С. Региональные вариации состава железо-марга-

нцевых конкреций Индийского океана.-Литология и полезн. ископ.,1983, У' 4, с. 117-128.

47. Дудаев О.В., Скорнякова Н.С., Цущаровский Д.Ю., Холодкевич

Н.В., Худоложкин В.О. Минеральный состав железо-марганцевых конкреций центральной части Тихого океана.-Докл. АН СССР, 1983, т. 269.1Г6, с. 1444-1448.

48. Скорнякова Н.С..Морфогенетические типы Fe-i.ii конкреций ра-

диоляриевого пояса Тихого океана.-Литология и полезн.ископ. 1984, № 6, с. 67-83.

49. Скорнякова Н.С., Батурин Г.Н., Мурдмаа И.О. Нелезо-марган-

цевые конкреции приэкваториальной зоны радиоляриевых илов Тихого океана.-Докл. 27 МГК. М.,1984, т.6,ч.1, с.19-27.

50. Скорнякова Н.С., Гордеев В.В., Аникеева Л.И., Чудаев О.В.,

Холодкевич И.В. Локальные вариации конкреций рудной провинции Кларион-Клиппертон.-Океанология, 1985, т. ХХУ, вып. 4, с. 630-637.

51. Скорнякова Н.С. Железо-марганцевые конкреции радиоляриевой

зоны.-В кн.:Железо-марганцевые конкреции центральной части Тихого океана. М.:Наука, 1986. с. 30-35. Ей. Скорнякова Н.С. Локальные вариации полей железо-марганцевых конкреций. - Там же., с. '109-184.

53. Скорнякова Н.С. , Мурдмаа И.О. Процессы формирования

железо-марганцевых конкреций. - Там же, с. 297-320.

54. Батурин Т.Н., Орешников В.Н. , Скорнякова Н.С. Кадмий в

железо-марганцевых конкреций Тихого океана.-Геохимия, 1986, Г7, с. 1052-1055.

55. Скорнякова Н.С., Батурин Г.Н., Заикин В.Н. Молибден в осад-

ках и конкрециях Тихого океана. -Геохимия, 1986, К 12, с. 1800-1805.

56. Скорнякова Н.С., Мурдмаа И.О., Васильева В.Е. Роль биологи-

ческой продуктивности вод в формировании конкреционных руд на дне океана.-Докл. АН СССР, 1986, т. 288. Р 2, с.462-465.

57. Успенская Т.Ю., Скорнякова Н.С. Железо-марганцевые конкреции

и корки северо-западной части Тихого океана.-Литология и полезн.ископ., 1987, № 3, с. 26-34.

58. Скорнякова Н.С., Батурин Г.Н., ГУрвич Е.Г. и др. Железо-

марганцевые корки и конкреции Японского моря.-Докл. АН СССР, 1987. сер.геол., т. 293, К 2, с. 430-434.

59. Скорнякова Н.С., Заикин В.Н. Локальная изменчивость железо-

- 6У -

марганцевых конкреций на участке дна в восточной части рудной провинции Кларион-Клиппертон.-Океанология, 1988, »4. с. 625-631.

60. Аникеева Л.П., Скорнякова Н.С., Успенская Т.Ю., Худоложкин

В.О. Текстурноструктурные особенности конкреций радиоляри-евой зоны Тихого океана.-Тихоокеанская геология, 1988, № 2, с. 15-24.

61. Скорнякова Н.С., Мурдмаа И.О., Заикин В.Н. Кобальт в желе-

зомарганцевых конкрециях и корках Тихого океана.-Литология и полезн.яскоп., 1989, * 2, с. I06-I2I.

62. Мурдмаа И.О., Свальнов В.Н., Скорнякова Н.С. Фациальное

районирование Индийского океана.-В кн. :Железо-марганцевые конкреции Центральной котловины Индийского океана. М.:Нау-ка, 1989, с. 5-24.

63. Скорнякова Н.С., Заикин В.Н. Распределение железо-марганце-

вых конкреций по площади дна Индийского океана.-Там же, с. 24-33.

64. Скорнякова Н С. Погребенные конкреции Индийского океана.-

Там же, с. 33-37.

65. Скорнякова Н.С. Химический состав железо-марганцевых конк-

реций. - Там же, с. 37-52.

66. Скорнякова Н.С. и др. Железо-марганцевые конкреции Централь-

ной котловины. - Там же, с. 141—181.

67. Свальнов В.Н., Скорнякова Н.С., Сипайло Л.Е. Распределение рудных элементов в гомогенном слое пелагических осадков.-

Изв. АН СССР, сер. геол., 1989, Jf 5, с. 19-25.

¡0x90/16 j-^ггт. Подписано к печати 0^.11.1989 года.

кч.л.^.З!. Зак.№ 69. Тираж 100.

Институт океанологии им.П.П.Ширшова Академии наук СССР Москва, ул.Красикова, дом 2}.