Формирование отложений на дне прибрежного апвеллинга в океане
Оглавление
1. Cовременные рудоносные фации в зонах прибрежного океанского
апвеллинга
1.1 Углеродистые осадки шельфов
1.2 Фосфориты
1.3 Костные брекчии
2. Минералогия и геохимия ЖМК озера Байкал
3. Благородные металлы в Fe-Mn и фосфатных отложениях океана
3.1 Железомарганцевые корки и конкреции
3.2 Фосфориты
4. Преобразование рудных корок под воздействием H2S
5. Литературы
1.
Cовременные рудоносные фации в зонах прибрежного океанского апвеллинга
Прибрежный апвеллинг в океане генерирует высокую биологическую
продуктивность в связи с активной поставкой биогенных элементов в фотический
слой воды из более глубоких горизонтов водной толщи. В результате на дне
формируются отложения, обогащенные биогенными компонентами металлоносные
углеродистые сланцы, фосфориты и костные брекчии. Современные аналоги этих руд
выявлены на шельфах Намибии, Перу и Чили.
1.1
Углеродистые осадки шельфов
Углеродистые осадки шельфов, содержащие до 10-20 % Сорг,
обогащены серией элементов, характерных для металлоносных черных сланцев, распространенных
в осадочных толщах всех возрастов, включая докембрий.
Среднее содержание некоторых элементов в углеродистых осадках
шельфов Намибии, Перу и Чили приведены в табл.1. Сопоставление современных и
плейстоценовых осадков свидетельствует о близком содержании в них ряда
элементов, за исключением того, что плейстоценовые отложения незначительно
обогащены Sb, РЗЭ, Re и U. Майкопские глины обогащены по сравнению с осадками
океанских шельфов As, Sb, РЗЭ и Mo. Рудные сланцы еще более обогащены As, Sb, а
также Sr, РЗЭ, Ni,Zn, Mo, Tl и U вплоть до промышленных концентраций. По
сравнению с кларками осадки шельфов и особенно майкопские сланцы обогащены Ag,
As, Bi, Sr, Ni, Zn, Cd, Re и Tl в среднем в 5-10 раз. Максимальные
концентрации в майкопских рудных отложениях характерны для РЗЭ (в 20 раз), Mo
(100 раз) и U (400 раз). РЗЭ в современных углеродистых осадках шельфов не
концентрируются, а максимальные содержания Mo и U превышают кларковые значения
не более чем в 20 раз.
1.2 Фосфориты
Фосфориты, ассоциирующие с углеродистыми осадками зон
прибрежного апвеллинга, представлены зернистыми и желваковыми разностями,
возраст которых находится в пределах от современного до
плиоцен-плейстоценового. Содержание Р2О5 в этом материале относительно
однородно и колеблется в пределах 25-32 %. Содержание ряда других макро - и
микроэлементов приведено в табл.2. В нее же включены данные о составе
фосфоритовых конкреций, присутствующих в рассмотренных выше майкопских рудных
сланцев. Судя по этим данным, современные фосфориты и плейстоценовые конкреции
с шельфа Намибии представлены относительно чистыми от нефосфатных примесей
разностями, но фосфатные пески Намибии, атакже перуанские и майкопские
конкреции содержат заметное количество терригенного материала и железа,
связанного с пиритом. Современные фосфатные зерна, выделенные из диатомовых
илов, содержат столько же урана, как и майкопские (олигоценовые) конкреции -
245 и 290 г/т. Кроме того, те и другие обогащены Zn и Mo, что свидетельствует о
сходстве диагенетических процессов формирования их микроэлементного состава.
Для майкопских конкреций характерно также минимальное содержание бария (0.008
%) при максимальном содержании РЗЭ (La 130 и Се 170 г/т) и As (180 г/т).
Современные фосфатные зерна характеризуются максимальным содержанием V (225
г/т), а сопутствующие им конкреции - минимальным содержание РЗЭ (0.14 г/т La и
0.15 г/т Ce).
При поиске фосфоритовых месторождений основное внимание
необходимо уделять тем участкам земной поверхности, которые в периоды мировых
трансгрессий (например, вендской, ордовикско-девонской или позднемеловой)
располагались в прибрежных и затапливаемых морем районах материков,
расположенных в тропическом поясе, в местах подъема глубинных вод или зонах
апвеллингов (рис.1 и 2), обычно располагаемых по восточным берегам
существовавших тогда океанов.
Выделяются четыре главные эпохи фосфоронакопления:
) ранний и средний кембрий (Каратау);
) ранний и средний ордовик (Прибалтика, Теннеси);
) поздняя юра - кайнозой (Волжский и Марокканский бассейны).
Рис. 1. Образование фосфоритов в зонах действия апвеллингов в
тропических зонах океанов на их восточных побережьях (по А.В. Казакову): 1 -
океанические воды, обогащенные соединениями фосфора; 2 - карбонатные
осадки на континентальном шельфе; 3 - отложения фосфоритов
отложение байкал океан апвеллинг
Рис. 2. Фосфоритоносные провинции мира (по В.И. Синякову,
1987). Месторождения фосфоритов: 1 - микрозернистые; 2 - зернистые;
3-желваковые. Фосфоритоносные провинции: I - Скалистых гор; II -
Восточно-Американской береговой равнины; III - Аравийско-Африканская; IV
Русской платформы; V - Азиатская; VI - Австралийская.
1.3 Костные
брекчии
Костные брекчии, формирующиеся в зонах прибрежного
апвеллинга, являются широко распространенным явлением, связанным со
специфическим сочетанием климатических, океанологических и биологических
факторов, приводящих к массовым заморам ихтиофауны и других организмов. В
результате таких явлений на дне водоемов накапливается костный фосфатный
детрит, литификация которого сопровождается концентрацией ряда металлов, что
может привести к формированию месторождений, подобных металлоносным костным
брекчиям в неогеновых отложениях юга России и в Казахстане. Масштабы процесса
накопления костного материала на дне океана не оценивались, но судя по имеющимся
данным, количество гибнущей при массовых заморах рыбы превосходит годовой улов
мирового рыболовного флота. О современных аналогах процесса формирования
костных брекчий сообщалось в литературе, но детальное исследование этого
костного материала не проводилось, поэтому интересно сопоставить химический
состав металлоносного рудного костного детрита из промышленного месторождения с
составом костей рыб и морских млекопитающих из зон современного океанского
апвеллинга. Основной химический состав как современного, так и ископаемого
костного детрита довольно однообразен, что относится в первую очередь к
содержанию породообразующих компонентов, а также Sr и Ba. Содержание V в
большинстве образцов относительно низкое (5-44 г/т) и лишь в одном образце
кости кита с шельфа Намибии достигает 100 г/т, что соответствует кларку
осадочных пород. Ni и Zn в современных костях не накапливаются, но в костях из
рудных пластов их содержание повышается соответственно до 230-245 и 464-600
г/т. Содержание Cd во всех образцах умеренное (0.5-4.3 г/т) и лишь в кости кита
с шельфа повышено до 19 г/т. Mo в костях рыб из современных осадков
накапливается слабо (4-5 г/т), но в костях млекопитающих из тех же осадков его
содержание возрастает до 110-196 г/т, а в костях из месторождения достигает
257-508 г/т. Аналогичная ситуация наблюдается в поведении РЗЭ: кости рыб из
современных осадков ими бедны, в костях млекопитающих их содержание повышается
до кларкового уровня, а в костном материала месторождения, несмотря на
неравномерное распределение, может резко возрастать. As, Tl, а также, вероятно,
Bi и Re содержатся в костях рыб с шельфа в субкларковых количествах, но в
остальных трех категориях образцов их содержание превышает кларковый уровень и
достигает средних значений, установленных для черных сланцев. Содержание Th во
всех образцах оказывается ниже кларка, но приближается к таковому для сланцев.
Наиболее эффективно происходит концентрация U, которая начинается в слабо
минерализованных костях рыб из современных осадков (до 30 раз относительно
кларка), затем продолжается в крупных пористых, но также слабо минерализованных
костях млекопитающих с шельфа (до 400 раз) и достигает максимума в
минерализованных костях рыб и млекопитающих в майкопских рудных сланцах (до 800
раз). Среднее содержание U в черных сланцах оценивается цифрой 13 г/т, т.е. в
3-4 раза выше кларка в глинах, но в 100-200 раз ниже, чем в костях из
металлоносных костных брекчий.
Согласно этим данным, зоны прибрежного апвеллинга являются рудогенерирующими
очагами трех сопряженных рудных процессов, приводящих к формированию
углеродистых металлоносных сланцев, фосфоритов и металлоносных костных брекчий.
2.
Минералогия и геохимия ЖМК озера Байкал
Железомарганцевые конкреции (ЖМК) на дне Байкала
распространены в пределах всей его акватории, что требует выявления полной
картины их состава. ЖМК на дне озера разнообразны по размеру и форме.
Идентичные по составу корковидные образования отличаются от конкреций относительно
уплощенной формой. Те и другие наиболее распространены в относительно
мелководной
зоне и встречаются на поверхности дна и реже в колонках, где обнаружены также
прослои обогащенных железом и марганцем осадков.
К категории конкреций можно отнести также трубчатые
образования диаметром до 4-6 и высотой до нескольких см, состоящие из
сцементированного гидроксидами железа и марганца осадка.
Выявлены 4 типа микроструктур: колломорфная, комковатая, и
неравномернозернистая и микроглобулярная. В первой из них отсутствуют
определенные структурные элементы, но основная масса неоднородна за счет
чередования относительно консолидированных и пористых участков. Преобладающим
компонентом колломорфной массы являются гидроксиды железа. Второй тип
представлен слабо сцементированным конгломератом бесформенных частиц размером
преимущественно 5-15 мкм, состоящих, в свою очередь, из частиц микронного
размера, сложенных гидроксидами железа и в меньшей степени марганца.
Неравномернозернистая структура наименее однородна и является хаотичным
скоплением макро - и микрозерен различного размера и формы, включая
многочисленные остатки панцирей и циста диатомей. Микроглобулярный тип
встречается редко и представлен агрегатами округлых частиц пирита размером
около 1 мкм.
Первоначальное исследование минералогии ЖМК показало, что они
сложены рентгеноаморфными гидроксидами марганца, гидрогетитом и псиломеланом.
Позднее в одной глубоководной конкреции, обогащенной цветными металлами, были
определены гетит, псиломелан, а также бузерит и
вернадит. При исследовании ряда образцов ЖМК методом
аналитической электронной микроскопии с применением микродифракции нами
установлен более широкий круг минералов. Наряду с вернадитом и гидрогетитом
идентифицированы асболан, тодорокит, магнетит, а из нерудных минералов - апатит
и гипс.
На рис.1 показан полиминеральный агрегат, в составе которого
присутствуют асболан (а) и магнетит (б), а на рис.2 - агрегат, включающий
кристаллы апатита (а), призматический расщепленный кристалл тодорокита (б) и
угловатую частицу гидрогетита. В трубчатых ЖМК изредка встречаются шаровидные
микроконкреции пирита диаметром 4-6 мкм, что свидетельствует о спорадическом
возникновении микроочагов восстановительных процессов.
Распределение макро и микроэлементов определено в нескольких
образцах ЖМК (конкреции, трубчатые образования, корка) и ассоциирующих с ними
донных осадках из южной и центральной частей озера (табл. 1).
Доминирующими компонентами во всех образцах, за исключением
одной исключительно железистой конкреции (90 % оксида железа), являются
кремнезем и алюминий, т.е. терригенный комплекс. Содержание железа возрастает
(в %) в ряду: осадки (4.8-8.4) - трубчатые образования и корка (11.0-15.3) -
конкреции (25-90). Содержание оксида марганца в осадках и корке составляет
0.10-0.26, в трубках 0.87-1.56 и в конкрециях 1.3-2.6 Отношении Fe/Mn в трубках
составляет 6.3-10.8, а во вмещающем их осадке 31-41, т.е. марганец
накапливается в трубках активнее, чем железо. Титан распределяется во всех образцах
относительно равномерно (0.44-0.61), исключая обедненную им (0.1) железистую
конкрецию.
Содержание фосфатов (Р2О5) повышается в ряду: осадки (0.13-0.37) -
трубки (0.22-0.43) - корка (0.98) - конкреции (2.13-3.71). При этом в осадках
содержание фосфора меняется вслед за СаО, а в остальных образцах - вслед за
железом, что свидетельствует о его нахождении в фосфатной и сорбированной
форме.
Содержание органического углерода в осадках составляет 1.89-2.38
%, в трубках 0.28-0.92 %, в корке 0.51 % и в двух проанализированных конкрециях
0.37 и 0.79 %, а содержание СО2 в тех же конкрециях 0.05 и 0.10%.
Среднее содержание органического углерода в трубках, корке и
конкрециях примерно одинаково (0.5-0.6 %), а в осадках в 3.7 раза больше (2.2
%).
По сравнению с подстилающими осадками трубки незначительно
обогащены As, Ba, Co, а также Cd, Mo, Ni, Sb, Se, U, V, Zn. Конкреции, особенно железистый образец,
в свою очередь обогащены относительно трубок As, Co, Ga (железистая конкреция),
Mo, Ni, Pb, Sb, Tl, U, V, W, Y, Zn. При этом к железистой конкреции приурочено
минимальное содержание Bi, Cr, Hf, Li, Nb, Rb, Sc, Sr, Ta, Th, Zr.
Для осадков характерно также относительно повышенное
содержание (по сравнению с трубками) только нескольких элементов - Bi, Cu, Sn,
Zr.
3.
Благородные металлы в Fe-Mn и фосфатных отложениях океана
Благородные металлы (БМ), являющиеся иногда спутниками Fe-Mn
руд и фосфоритов, изучались в серии океанских Fe-Mn конкреций и фосфатов.
3.1
Железомарганцевые корки и конкреции
одержание БМ в Fe-Mn образцах крайне неравномерно (табл.1).
Fe-Mn корки Тихого океана вдвое богаче Ag по сравнению с корками Мирового
океана. Но средние содержания Ag в корках Тихого океана, в конкрециях
Тихого океана и в гидротермальных корках близки (740-770
мг/т), хотя гидротермальные корки Японского моря обеднены Ag (280 г/т).
Наши результаты по среднему содержанию Au в корках Тихого и
Мирового океана совпадают с предшествующими (47-50 мг/т), но по конкрециям
расходятся в 30 раз (2 и 60 мг/т). Среднее содержание Au в конкрециях Мирового
океана, а также в конкрециях и корках Атлантического океана примерно одинаково
(2-4.3 мг/т). В гидротермальных корках оно составляет 20г/т, но в
гидротермальной корке Японского моря - всего 1.23 г/т.
Данные по среднему содержанию Pt более однородны, составляя
(г/т): в корках Мирового и Тихого океанов 450-515, в корках Атлантики 203, в
конкрециях Мирового океана 120-230, в конкрециях Атлантического океана 111. В
гидротермальных корках содержание Pt существенно ниже: 69 в океанских и 48.6 в
корке из Японского моря.
Данные по Ir, Os и Ru фрагментарны. Содержание Ir в корках и
конкрециях составляет 2-7 мг/т, повышаясь до 10 в океанских гидротермальных
корках и понижаясь до 0.68 г/т в морской гидротермальной корке. Содержание Os в
тех же объектах колеблется от 10 в конкрециях до 17-60 в корках, понижаясь до
1.12 в гидротермальной корке Японского моря. Содержание Ru колеблется от 10 до
15 г/т в конкрециях и корках, понижаясь до 5.18 в корке Японского моря.
Содержание Rh колеблется ar от 2.4 г/т в конкрециях
Атлантики до 22.3 г/т в корках Тихого океана. В остальных гидрогенных Fe-Mn
образованиях оно составляет от 6.8 до 14 г/т, понижаясь до 3 г/т в
гидротермальных корках.
реднее содержание Pd в гидрогенных конкрециях и корках Мирового,
Тихого и Атлантического океанов оценивается нами в пределах 3-6 г/т.
По другим данным, в конкрециях Мирового океана оно составляет (в
г/т) 20,в гидрогенных корках 10 и в гидротермальных 6.
Относительно пониженное содержание БМ в гидротермальных
железомарганцевых образованиях свидетельствует, что эндогенный источник не
играет в этом процессе решающей роли. В вертикальном разрезе корок с подводных
гор Тихого океана повышенное содержание Pt приурочено к нижнему и одному из
промежуточных горизонтов, обогащенных железом и в определенной мере фосфором. В
тех же горизонтах установлены повышенные значения цериевой и европиевой
аномалий в распределении редкоземельных элементов. Вероятно, эпизоды накопления
Pt приурочены к изменениям океанской среды, включая уровень карбонатной
компенсации, колебания содержания кислорода, гидротермальную активность. Возможно
также, что обогащение корок Pt происходит в зоне кислородного минимума на
глубинах ниже 800 м.
3.2 Фосфориты
В океанских фосфоритах ранее были известны микроскопические
включения золота, но прочие БМ не исследовались. По нашим данным (табл.2), содержание
БМ в исследованных образцах колеблется в следующих пределах (мг/т): Ag 1.98-1020, Au 0.43-97.8, Pt 0.061-3200, Ir 0.022-5.27, Os
.033-8.31, Ru 0.7-90.6, что свидетельствует об относительной
стабильности поведения Ru, Au, Ir и Os, но не Pt, содержание которой в процессе
фосфатонакопления меняется в диапазоне 5 порядков. В образцах фосфоритов со дна
океана эти пределы существенно сокращаются, составляя для Ru, Os и Ir 9-30, для
Au и Ag 230-330 и для Pt 12000. Минимальные содержания всех БМ приурочены к
молодым океанским фосфоритам, а максимальные к относительно древним фосфоритам
на континентах.
Минимальные значения Ag/Au (0.1-0.5) отмечены в современном
фосфатизированном копролите с шельфа Намибии и в фосфатно-Fe-Mn корке,
амаксимальное значение (92) - в N2 копролите c шельфа Намибии, что
свидетельствует об инверсии этого соотношения в ходе диагенеза и переотложения
фосфатного материала. О том же свидетельствует повышенное значение этого
показателя (63-352) в древних фосфоритах континентов.
Отношение Au/Pt меняется крайне неравномерно как в океанских
(0.008-85), так и в континентальных (0.01-87) образцах, при отсутствии видимых
трендов. Такова же ситуация с отношением Pt/Ir, которое меняется в диапазоне
1.0-480 в океанских образцах и 0.17-1300 в континентальных.
Соотношения между остальными тремя элементами платиновой группы
значительно более стабильны. Os/Ir в океанских образцах составляет от 0.72 до
1.50 и лишь в фосфатно-железомарганцевый корке повышается до 2.36. В фосфоритах
континентов это соотношение колеблется в пределах 0.65-1.58. Отношение Ru/Os
меняется в девяти океанских образцах от 5.2 до 18.5 и лишь в двух (современная
конкреция с шельфа Намибии и позднечетвертичная с шельфа Перу) повышается до
33-40. Та же картина наблюдается в континентальных образцах, где это отношение
составляет 6.3-18 и лишь в фосфорите Флориды повышается до 35. На основании
этих и литературных данных можно предположить, что рассчитанный кларк Ag в
фосфоритах составляет (в мг/т) около 100, Au около 6, Pt в океанских образцах -
около 7. Для оценки кларк Pt в континентальных образцах данных недостаточно.
Среднее содержание Ir в изученных фосфоритах около 0.5, Os - около 0.6, Ru -
около 5 г/т. Но при этом следует иметь в виду крайнюю неравномерность
распределения всех БМ в фосфоритах, что может привести в дальнейшем к
переоценке предложенных величин на основании новых более представительных
материалов.
4.
Преобразование рудных корок под воздействием H2S
Железомарганцевые конкреции и корки, распространенные на дне
глубоководных впадин и на подводных горах океана, находятся в контакте с
насыщенной кислородом придонной водой в окислительной обстановке и в
соответствии с этим сложены главным образом гидроксидами железа и марганца. В
то же время в составе этих рудных образований присутствуют включения сульфидных
минералов, а также самородных металлов и интерметаллических соединений,
формирование которых в окислительной среде считается невозможным. Для
интерпретации этого парадокса, как и генезиса конкреций и рудных корок в целом,
предлагались различные гипотезы, связывающие рудный процесс с поступлением
эндогенных флюидов из мантии или гидротермальных растворов из рифтовых зон и
вулканических источников.
Основанием для таких гипотез является наличие в рифтовых
зонах современного океана высоко и низкотемпературных гидротерм, содержащих
сероводород и насыщенных растворенными металлами, что приводит к формированию
массивных сульфидов и металлоносных осадков.
Материалом исследования послужила сборная технологическая
проба железомарганцевых корок с подводных Мателлановых гор в северо-западной
части тропической зоны Тихого океана на участке с координатами 15-18ᵒ с. ш., 150-156ᵒ в. д. В минеральном
составе рудной части корок преобладают гидроксиды марганца (вернадит, в меньшей
степени асболан, реже тодорокит) и железа (гидрогетит, гетит, редко магнетит).
Из нерудных минералов присутствуют гидрослюды, апатит, реже каолинит и в
следовых количествах - кварц и кальцит. Среднее содержание металлов в пробе составляет
(%): Fe2O3 19.0, MnO 21.0, Со 0.48, Ni 0.33, Cu 0.10, Zn 0.057.
Взаимодействие гидроксидных компонентов железомарганцевых
корок с сероводородом сопровождается значительным изменением их минерального
состава. Интенсивность этого изменения связана также с температурой и с
длительностью процесса. При относительно низкой температуре (100ᵒС) происходит достаточно интенсивное восстановление железа и
формируется пирит. Вероятно, что при более длительном течении процесса, чем в
нашем эксперименте (24 ч), при такой температуре возможно формирование и других
сульфидов (халькопирита, ковеллина и т.д.), которые установлены в
железомарганцевых корках со дна океана.
При температуре порядка 200ᵒ продолжается пиритизация
и начинают формироваться магнетит и алабандин, а также, возникают изначальные
центры агрегации и собирательной кристаллизации золота и платины. При
температуре 600ᵒС весь марганец переходит
в алабандин и происходит укрупнение микрочастиц платины и золота с примесью
других самородных металлов, а также формирование интерметаллических соединений.
Но в натуральных образцах железомарганцевых корок и конкреций алабандин не
обнаружен, что может быть связано с отсутствием влияния гидротерм или с их
относительно низкотемпературным характером. Вопрос о том, какой из двух
факторов (температура или содержание сероводорода) влияет на формирование того
или иного минерала, можно рассмотреть путем сопоставления описанных результатов
с теми, которые были получены ранее при собственно термической обработке
железомарганцевых корок. При 70ᵒ С происходит
упорядочение кристаллической структуры вернадита, асболана и тодорокита, при
150ᵒ начитается разрушение их структуры, а при 150-300ᵒ - полная аморфизация. Параллельно происходит переход фероксигита
в гематит, завершающийся при 150-300ᵒ. При 600ᵒ минеральный состав корок полностью преобразуется: в результате
дегидратации и перекристаллизации формируются слабо кристаллизованные гаусманит
Mn2+ Mn3+2O4, биксбиит (Mn3+, Fe3+) 2O3, шпинель и аморфные железомарганцевые
охры. При доведении температуры до 1000 в материале пробы установлены те же, но
хорошо кристаллизованные минералы, а также браунит Mn2+Mn4+6 [O8] [SiO4].
Итак, преобразование минерального состава железомарганцевых
корок при обработке их сероводородом значительно отличается от того, что
происходит при прокаливании: в первом случае формируются, наряду с самородной
серой, сульфиды марганца, железа, никеля и, вероятно, других цветных металлов,
а также заметная агрегация микровключений золота и платины. Во втором случае происходит
только трансформация железомарганцевых фаз. Приведенные экспериментальные
данные позволяют предположить, что насыщенный сероводородом раствор
действительно может инициировать формирование в корках сульфидных минералов.
Вопрос о возможности существования таких растворов в зоне распространения
подводных гор связывают с проявлениями вулканизма. В качестве свидетельств
гидротермальной активности приводят наличие в базальных слоях корок тодорокита
и высокое отношение в них (Mn+Fe) /Ti, находки в пределах поднятий
магматических образований эоценового и миоценового возраста, наличие в
межгорных впадинах цеолитовых глин, обогащенных вулканокластикой, положительная
европиевая аномалия в составе редкоземельных элементов. Наличие сульфидных
включений в океанских базальтах также позволяет рассматривать их в качестве
одного из источников "экзотических" минералов в железомарганцевых
корках. Частицы самородных металлов в железомарганцевых корках Магеллановых гор
приурочены главным образом к нижним прослоям рудного вещества, подстилаемого
базальтом. Но при этом как сульфиды, так и самородные металлы достаточно часто
встречаются в окисленных металлоносных осадках океана. Известно также, что в
составе железомарганцевых конкреций и корок присутствует материал космического
происхождения в виде микроскопических шариков преимущественно
железо-никелистого состава. Предлагалась также гипотеза о возможности
возникновения в гидроксидной массе железомарганцевых образований
восстановительных микроочагов за счет осаждения органических частиц и
сопутствующей сульфатредукции. Не исключено, что таким путем могут образоваться
микрочастицы пирита, но для формирования самородных металлов энергия такого
процесса недостаточна; кроме того, сама возможность участия в этом процессе
микроорганизмов проблематична. Можно предположить, что наиболее реальным
фактором, влиявшим на состав железомарганцевых корок подводных гор
(представляющих собой, как правило, вулканические образования), явились именно
подводные поствулканические гидротермы, обогащенные металлами и содержащие
сероводород. В связи с этим представляет интерес состав современных
гидротермальных растворов рифтовых зон океана, которые детально исследованы и
могут дать хотя бы приблизительное представление том, какими могли быть поствулканические
растворы подводных вулканов.
Первым таким примером являются горячие рассолы и рудные илы
рифта Красного моря, на дне которого чередуются слои гидроксидов Fe и Mn с
включениями сульфидов и сульфидные слои с включениями гидроксидов.
В зоне Восточно-Тихоокеанского подводного хребта (21ᵒ с. ш.) и во впадине Гуаймас (Калифорнийский залив) на дне
фонтанируют гидротермы с температурой 315-350ᵒC и концентрацией
растворенного сероводорода 223-284 мг/л. Содержание рудных металлов в растворе
на несколько порядков выше, чем в океанской воде, и достигает (мкг/кг):
кобальта - 13.4, меди - 2790, цинка - 6930, свинца - 135, кадмия - 20, серебра
- 24. Из этого следует, что наличие сероводорода не препятствует высокой
миграционной способности металлов в кислом горячем растворе. В связи с этим для
получения более определенного ответа на вопрос о влияниии гидротермального
фактора на минеральный состав железомарганцевых корок следует, видимо,
расширить диапазон экспериментального моделирования.
В целом, как нам представляется, описанные эксперименты
демонстрируют, что по крайней мере некоторые сульфидные минералы и аккреция
микрочастиц самородных металлов, присутствующих в железомарганцевых корках и
конкрециях океана, действительно могут возникнуть под влиянием низко и среднетемпературных
сероводородных гидротерм даже без дополнительной поставки металлов за счет
своих исходных ресурсов. Но значительно более весомый результат этой работы
заключается в экспериментальном установлении того факта, что железомарганцевые
корки и конкреции являются чрезвычайно активным поглотителем сероводорода, что
намного повышает практическое значение этого вида полезных ископаемых.
5. Литературы
1.
Батурин Г.Н. Cовременные рудоносные фации в зонах прибрежного океанского
апвеллинга
.
Батурин Г.Н., Дубинчук В.Т., Гранина Л.З., Пересыпкин В. И.,. Жегалло Е. А,
Юшина И.Г., Исаева А.Б., Золотых Е. О. Минералогия и геохимия ЖМК озера Байкал
.
Батурин Г.Н., Колесов Г.М. Благородные металлы в Fe-Mn и фосфатных отложениях
океана
.
Батурин Г.Н., Дубинчук В.Т., Крылов И.О. Преобразование рудных корок под
воздействием H2S