1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Океанология
  4. T. 63, № 6, 2023

Океанология, 2023, T. 63, № 6, стр. 975-986

Геохимия железомарганцевых корок Берингова моря

Г. Н. Батурин 1, А. Н. Новигатский 1, *

1 Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН
Москва, Россия

* E-mail: novigatsky@ocean.ru

Поступила в редакцию 31.05.2023
После доработки 30.06.2023
Принята к публикации 18.07.2023

Полный текст (PDF)

Аннотация

Обнаруженные в Беринговом море на массиве Вулканологов, в зоне разлома Альфа и на подводном хребте Ширшова железомарганцевые корки, устилающие поверхность скальных вулканических сооружений, являются, скорее всего, продуктом поствулканической активности. Приведенные результаты свидетельствуют, что исследованные железомарганцевые образования формировались под воздействием двух факторов: с одной стороны – в результате медленного осаждения металлов из обычной морской воды, с другой – под возможным воздействием обогащенных металлами гидротермальных растворов. В микроструктурном и минералогическом плане состав Fe–Mn корок Берингова моря оказался довольно однообразным. Рудная часть представлена преимущественно железистым вернадитом и, редко, гематитом в сочетании с аморфным кремнеземом, в меньшей степени, монтмориллонитом, кальцитом и арагонитом. Марганцевый минерал тодорокит, считающийся надежным признаком гидротермального происхождения рудных корок, в наших образцах не обнаружен. Пониженная цериевая аномалия (0.87) установлена только в одном образце, а в остальных образцах ее величина колеблется в пределах 1.08–1.89, что характерно для верхних горизонтов водной толщи океана. При этом европиевая аномалия близка к нейтральной, так в 7 образцах ее величина составляет 0.96–1.03 (в среднем 1.0) и лишь в трех образцах незначительно повышена (1.05–1.07), что может считаться очень слабым признаком проявления гидротермальной активности. Кроме того, наличие в железомарганцевой фазе микровключений золота может косвенно свидетельствовать о возможном воздействии на состав корок гидротермального фактора.

Ключевые слова: Берингово море, донные осадки, железомарганцевые конкреции, геохимия металлов и микроэлементов

ВВЕДЕНИЕ

Аккумуляция железа и марганца в виде более или менее уплотненных стяжений – распространенное природное явление на дне многих водоемов, включая озера, моря и океаны [1, 5, 8, 11, 20, 31–32, 35, 39–40 и др.]. В океанах обширные участки подводных равнин усеяны железомарганцевыми конкрециями размером до 5–10 см в поперечнике, а вершины и склоны подводных гор покрыты железомарганцевыми корками различной толщины, от менее 1 до 20 см [8, 24–25, 36 и др.]. Крупные скопления этих образований, в той или иной мере обогащенных наряду с железом и марганцем некоторыми цветными и редкими металлами, являются перспективными рудными месторождениями, разработка которых неизбежна по мере истощения континентальных ресурсов [9].

Ресурсы Берингова моря, самые отдаленные от центральной России, наименее исследованы по сравнению с прочими российскими морями. Железомарганцевые абиссальные конкреции на дне Берингова моря были впервые обнаружены в первых экспедициях НИС “Витязь” в середине прошлого века. Наиболее полное обобщение данных о собранных ранее осадках было опубликовано в монографии А.П. Лисицына [23], в которой описано комплексное исследование осадков и среды их образования в этом бассейне, что явилось первым обобщением такого типа в самой северной части Тихого океана. В дальнейшем часть этого материала была передана первому автору для исследования микроэлементов в составе глинистых осадков из центральной глубоководной части Берингова моря как наиболее обогащенной железом [7, 22].

Железомарганцевые корки и конкреции (ЖМК) на подводных горах Тихого океана, а также Охотского и Японского морей распространены широко [1, 3, 9–10, 18–19, 28, 33, 37–38, 41–42 и др.], но в Беринговом море они представительно найдены лишь в 2009 г. в ходе российско-германской экспедиции по проекту KALMAR на германском научно-исследовательском судне “Sonne” (рейс So201–2) [27]. Основными участками работ в рейсе были: гайот Мейджи, Алеутский желоб, массив Вулканологов, подводный вулкан Пийпа, хр. Ширшова, Командорская котловина. В ходе работ выполнялось драгирование склонов подводных поднятий, что позволило получить значительную коллекцию скальных пород, донных осадков и железомарганцевых корок.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

В данной работе проведено обобщенное исследование минерального, микроэлементного и микрохимического состава коллекции проб, полученных в рейсе So201–2 на НИС “Sonne” в Беринговом море [17]. При исследовании материала были выбраны представительные образцы железомарганцевых образований, включая уплотненные и слабо литифицированные фрагменты.

Железомарганцевые конкреции в сейсмически активном и рудоносном регионе Берингова моря представляют значительный интерес в геологическом плане. В связи с этим было выполнено комплексное исследование минералогии и геохимии 10 наиболее представительных образцов с 6 драгировочных станций: на Массиве Вулканологов (обр. 1–4), в зоне разлома Альфа (обр. 5–7) и на подводном хребте Ширшова (обр. 8–10). Образцы представлены рыхлыми и уплотненными бугорчатыми корками неравномерной толщины (до 2–3 см) на поверхности коренных и вулканогенно-осадочных пород. Наряду с железомарганцевыми корками со дна подняты фрагменты базальтов, покрытые железистой пленкой (обр. 5), и cлабо ожелезненная пемза (обр. 2). В некоторых корках зацементированы мелкие и крупные обломки подстилающих скальных пород и осадочный материал. Места сбора и описание морфологии образцов приведены в табл. 1.

Таблица 1.  

Координаты отбора проб и макро описание образцов

№ № образцов Координаты Глубина драгирования, м Описание и морфология образцов
с.ш. в.д.
1 So201-2DR-53 55°18.69 167°31.07 3000–2430 Фрагменты Fe–Mn корок среди глыб подушечных лав
2 So201-2DR-60 55°22.80 169°23.15 2421–2221 Пемза, импрегнированная Fe–Mn oксидами
3 So201-2DR-61-а 55°34.11 167°16.76 3910–3425 Рыхлая тонкая корка на бугристой поверхности вулканической брекчии
4 So201-2DR-61-b 55°34.11 167°16.76 3910–3425 Неравномерный рыхлый Fe–Mn слой толщиной до 3 мм на плотном песчанистом осадке
5 So201-2DR-63-1S 55°45.74 167°28.34 3978–3801 Fe–Mn пленка до 1 мм толщиной на поверхности базальта, импрегнированной оксидами на глубину до 2 мм
6 So201-2DR-63-3MA-top 55°45.74 167°28.34 3978–3801 Верхняя часть рыхлой Fe–Mn корки толщиной 2–5 мм на плотной глинистой породе, с включениями угловатых обломков базальта и пронизанной черными жилками оксидов
7 So201-3DR-63-3MA-bottom 55°45.74 167°28.34 3978–3801 Нижняя более плотная часть той же корки
8 So201-2DR-74 56°15.07 169°52.82 2517–2199 Рыхлая корка толщиной от 1 дo 5–7 мм на плотной глинистой породе, импрегнированной Fe–Mn оксидами
9 So201-2DR-88A 57°34.09 170°05.89 1158–895 Плотная Fe–Mn корка толщиной 2–4 мм на базальте
10 So201-2DR-88B 57°34.09 170°05.89 1158–895 Верхняя более рыхлая часть той же корки

Минеральный состав исследовали методами электронной микроскопии во Всероссийском научно-исследовательском институте минерального сырья им. Н.М. Федоровского (ВИМС) [12, 26]; микроэлементный состав был проанализирован в Институте проблем технологии микроэлектроники и особо чистых материалов РАН (ИПТМ РАН) с применением высокочувствительной аналитической техники методом ИСП-МС [21]; содержание кремнезема, алюминия и фосфора определено микрохимическим методом в Институте океанологии им. П.П. Ширшова РАН (ИО РАН) [12].

РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ

Просмотр образцов в растровом электроном микроскопе показал, что для них характерна преимущественно колломорфная и глобулярная микроструктуры. Размер глобул колеблется в широких пределах, от долей микрометра до десятков микрометров в поперечнике. Слоистая микроструктура наблюдается значительно реже. В некоторых образцах присутствуют разнообразные, но обычно немногочисленные органические остатки – относительно свежие или частично ожелезненные панцири диатомовых водорослей, спикулы губок, трубчатые оболочки червей.

С помощью микродифракционного метода, позволяющего определить параметры элементарной кристаллической ячейки минералов, в составе корок установлено неравномерное распределение участков, состоящих из железистого вернадита (рис. 1) и гематита (Fe–Mn минералов) и аморфного кремнезема.

Рис. 1.

Слабо кристаллизованный железистый вернадит (а) и его микродифракционная картина (б) [17].

Из нерудных компонентов среди основной гидроксидной массы встречены также включения частиц кварца, карбонатный материал и глинистые минералы, главным образом, монтмориллонит. В некоторых специально подготовленных суспензионных препаратах рудного материала установлены также единичные частицы самородного золота микронного и субмикронного размера.

При исследовании образцов под просвечивающим электронным микроскопом получить четкие микродифракционные картины минералов оказалось довольно сложно из-за слабой степени кристаллизации вещества. Вместе с этим, с помощью микродиффракции удалось выявить наличие в общей минеральной массе микронных включений самородного золота. Просмотр материала под сканирующим микроскопом в сочетании с микрозондированием выявил неравномерное распределение участков, состоящих либо из аморфного кремнезема, либо из железистого вернадита с примесью гематита. При этом ни в одном из препаратов тодорокит не выявлен.

Детальный микрозондовый анализ профильного разреза, пересекающего несколько слоев одной из корок, выявил значительную изменчивость их основного химического состава при наличии локальной и частичной корреляции между некоторыми элементами. Так, кремнезем коррелирует с алюминием, что свидетельствует о слабом влиянии биогенного опала на валовый состав корок. Железо и марганец меняются в одних слоях однотипно, а в других распределяются противоположным образом. Титан тяготеет к железу. Калий и кальций распределяются более стабильно по сравнению с другими элементами, но в конце профиля примыкают к алюминию и кремнезему. Хлор не тяготеет ни к одному из проанализированных элементов и только в конце профиля, в его периферической части, присоединяется к алюминию, кремнезему и кальцию.

Основной компонентный состав породообразующих элементов железомарганцевых корок Берингова моря приводится в табл. 2. Сразу обращает на себя внимание содержание основного состава породообразующих элементов железомарганцевых корок Берингова моря: образцы №№ 6 и 7 с максимальным содержанием оксидов железа и марганца (31% Fe2O3 и 33.8% MnO); образцы №№ 6 и 10 с максимальным содержанием пентоксида фосфора (0.52% P2O5) и образец № 9 с содержанием элементной серы 0.50% Sобщ (при обычном содержании менее 0.16% Sобщ). Среди породообразующих элементов марганец отличается наиболее широким диапазоном концентраций – от 2% MnO в минерализованной пемзе (обр. № 9) до 33.8% в нижней части корки из драги (обр. № 7). В распределении железа проявляется противоположный тренд, при колебаниях содержания Fe2O3 от 4.1 до 31.0% в корках из драг (обр. №№ 7 и 6).

Таблица 2.  

Основной компонентный состав железомарганцевых корок Берингова моря (%), нумерация образцов согласно табл. 1

Компонент Станции Берингова моря, %
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 среднее
Na2O 2.6 2.9 2.6 2.6 3.3 2.4 2.1 2.4 7.2 2.9 2.87
MgO 1.7 1.9 2.1 2.0 1.8 1.6 3.1 3.4 1.3 1.8 1.90
Al2O3 5.7 6.1 5.6 7.1 7.6 4.7 5.5 7.8 10.7 7.6 6.33
P2O5 0.40 0.46 0.45 0.46 0.43 0.52 0.14 0.20 0.18 0.52 0.36
Sобщ 0.09 0.14 0.16 0.13 0.15 0.11 0.090 0.078 0.50 0.11 0.126
K2O 0.68 1.0 1.1 1.2 1.3 1.0 1.9 1.7 2.1 1.1 1.03
CaO 1.6 2.4 2.1 2.5 2.4 1.3 1.3 1.8 1.9 2.1 1.79
TiO2 0.52 0.67 0.73 0.74 0.53 0.90 0.26 0.42 0.28 0.88 0.56
MnO 10.6 15.2 14.0 12.3 8.0 6.5 33.8 22.6 2.0 5.6 11.96
Fe2O3 16.6 19.0 18.7 18.8 17.4 31.0 4.1 5.6 4.9 24.1 16.27
Mn/Fe 0.71 0.94 0.88 0.77 0.54 0.24 9.65 4.22 0.48 0.27 1.87
Mn + Fe/Ti 49.5 64 56 53 58 50 196 90 30 40 68.65

Sобщ – общее содержание серы; жирным шрифтом выделены максимальные значения.

Те же 10 образцов железомарганцевых корок Берингова моря были проанализированы на 37 микроэлементов, содержание которых (г/т) представлено в табл. 3. В этих же образцах железомарганцевых образований определено содержание 15 редкоземельных элементов (табл. 4), где демонстрируется суммарное перспективное их содержание в земной коре ΣTR = 346 г/т, а также их суммарное содержание по отношению к урану ΣTR/U = 72.

Таблица 3.  

Содержание микроэлементов и рудных металлов в составе железомарганцевых корок Берингова моря (г/т), нумерация образцов согласно табл. 1

Элемент Станции Берингова моря
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 среднее
Ag <0.03 0.14 0.075       0.12 0.081 <ПО <ПО <ПО     1.7 <ПО 0.42
As 111 127 150 127 110 172 32.4 27.6 18.1 153 101.9
Au <0.03 0.55 0.044 0.037 0.049 <ПО <ПО <ПО <ПО <ПО 0.17
Ва 973 916 1136 977 819  1301 5858  1911 487 1045 1605
Be 1.8 2.2 2.3 2.0 2.2 2.9 0.91 0.92 1.6 3.1 2.01
Bi 2.3 2.9 2.7 3.2 2.4 6.4 0.33 0.54 0.47 3.7 2.51
Cd 3.1 4.3 3.2 2.5 2.1 0.96 3.1 1.9 0.60 0.89 2.17
Ce       2.94 304 403 366 283 776      61.6      91.9     58.2 549 162
Со – 534 868 503 346 780 1304 837 135 394 633
Cr 31.6 56.2 34.8 35.7 36.1 31.4 38.7 57.6 21.6 35.9 38.6
Cs 0.80 0.95 1.5 1.5 1.7 1.2 2.3 2.3 0.58 1.7 1.52
Cu 350 698 594 433 277 290 279 282      36 157 344
Ga 77.8 39.4 44.7 28.3 24.1 20.6 74.7 54.1 14.2 21.2 35.7
Hf 5.7 7.9 9.6 8.5 6.7 11.2 1.1 1.5 2.8 11.6 6.7
Hg 0.048 0.18 0.048 0.039 0.045 0.022 0.033 0.037 0.076 0.059 0.059
Li 16.6 17.4 17.3 14.9 15.2 12.9 16.9 30.2 15.1 13.1 17.0
Mo 136 218 173 181 68.6 40.1 383 292 14.7 12.1 153
Nb 14.4 26.0 39.3 27.3 18.5 41.0 4.4 5.6 4.4 37.1 22.6
Ni 2666 3616 2644 1779  1113 1025  1805  1743 347 415 1609
Pb 438 311 258 296 245 683 37.6 54.7 44.4 394 276
Rb 16.0 17.3 25.6 27.8 28.0 20.0 41.5 41.4 14.0 26.8 26.9
Re – <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <0.01 <ПО <ПО <ПО <0.01 <0.01
Sb 16.2 16.2 27.1 13.5 8.5 36.2 69.4 45.4 3.3 12.9 25.8
Sc 11.7 8.4 9.1 8.6 6.0 8.6 2.1 1.4 1.3 8.8 6.6
Se 2.0 11.5 12.2 12.8 12.2 14.2 6.2 8.3 4.6 12.7 9.6
Sn 1.1 2.0 2.9 3.9 1.3 2.4 0.56 0.65 22.6 2.1 2.6
Sr  598 688 702 691 590 696 613 330 223 803 700
Ta 0.27 0.43 0.47 0.48 0.39 0.70 0.23 0.31 0.33 0.52 0.34
Te 5.3 6.9 9.4 6.9 4.5 15.6 1.0 0.67 0.43 8.5 5.6
Th 19.2 27.0 28.1 31.9 27.5 42.4 4.0 6.3 3.5 39.2 21.2
Tl – 71.3 60.1 35.7 19.3 5.7 1.6 0.91 0.89 4.0 22.1
U 4.4 8.5 5.9 5.3 4.2 4.9 7.8 4.0 2.2 3.9 4.7
V  275 322 332 321 283 337 472 303    78 345 292
W 19.7 35.7 35.1 27.9 14.6 11.9 60.1 42.6 5.5 8.6 23.2
Y 77.3 88.8 97.5 88.4 68.5 73.2 23.1 17.6 17.6 71.9 69.1
Zn 458 575 424 395 349 403 334 308 163 321 340
Zr 368 399 428 374 323 664      58.2      67.2 103 511 346

Примечание: <ПО – ниже предела обнаружения.

Таблица 4.  

Содержание редкоземельных элементов в железомарганцевых корках Берингова моря (г/т), нумерация образцов согласно табл. 1.

Элемент Станции Берингова моря
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 среднее
La      96    121    158    123      98    228      32 21.0    17.1    203    109
Pr 23.1 30.8 37.4 30.3 25.4 52.0 7.1 5.3 4.8 49.8 25.1
Nd   100      30.8   164    128    110    213      30     22      20    189    106
Sm 22.9 32.0 35.2 29.8 25.0 43.5 6.4 4.9 4.6 37.8 23.6
Eu 5.8 7.5 8.7 7.0 5.9 9.8 1.4 1.1 1.0 8.3 5.7
Gd 24.2 33.0 36.8 31.1 25.4 38.0 6.4 4.7 4.6 34.6 24.1
Tb 3.6 5.1 5.8 4.7 3.9 5.6 1.0 0.81 0.74 4.9 3.6
Dy 19.5 27.7 30.7 27.3 21.1 26.4 5.7 4.3 4.2 24.3 19.2
Но 3.9 5.5 5.9 5.2 4.1 4.7 1.2 0.91 0.90 4.4 3.7
Er 10.9 14.7 16.4 14.4 11.3 13.0 3.4 2.5 2.6 11.9 10.4
Tm 1.5 2.1 2.3 2.1 1.5 1.8 0.5 0.37 0.38 1.6 1.45
Yb 14.1 14.1 14.9 13.4 10.1 12.4 3.2 2.3 2.6 10.6 11.6
Lu 1.6 2.2 2.3 2.1 1.6 2.0 0.48 0.38 0.43 1.6 1.52
ΣTR      346
ΣTR/U       72
Pt – 0.10 0.15 0.087 0.089 0.17 0.19 0.16 0.024 0.065 0.115
U 4.4 8.5 5.9 5.3 4.2 4.9 7.8 4.0 2.2 3.9 4.7
TRtot      737    921   784    626  1423    161    162    122  1130 –
Ce*   1.08 1.14 1.16 1.24 1.55 0.87 1.91 1.40 1.19 –
Eu*   1.0 1.05 1.0 1.03 1.07 0.96 1.01 0.96 1.01 –

Ce* – цериевая аномалия; Eu* – европиевая аномалия.

Результаты анализа усредненных валовых проб корок (табл. 3) показали, что в целом диапазон колебания содержаний железа, марганца, главных рудных элементов (Ni, Co, Cu, Zn, Pb, Mo, V) довольно значителен, что относится также и к содержанию микроэлементов. Для оксида марганца этот диапазон находится в пределах 5.6–33.8%, оксида железа 4.1–31.0%. Распределение главных нерудных компонентов – кремнезема и глинозема – более равномерно, соответственно 25.5–39.9 и 4.7–7.6%. Содержание прочих породообразующих элементов, от титана до серы, колеблется в пределах двух раз. Но при этом следует иметь в виду, что некоторые микроэлементы исследованы недостаточно, особенно Ag, Au, Bi, Ga, Hg, Se, Ta, Te, Tl, W, металлы платиновой группы.

Сравнение содержаний микроэлементов ЖМК Арктических морей и ЖМК из Берингова моря (табл. 5) выявило увеличенное содержание многих микроэлементов: селена (Se) от 2.4 до 16.6 раз; висмута (Bi) от 8 до 33 раз; гафния (Hf) от 1.6 до 7.5 раз; теллура (Te) от 11.5 до 42.8 раз; тория (Th) от 3.3 до 7.2 раз; сурьмы (Sb) от 1.8 до 13.2 раз; ниобия (Nb) от 3.6 до 7.1 раз; вольфрама (W) от 9.5 до 32 раз; таллия (Tl) от 5.3 до 50 раз; итрия (Y) от 1.5 до 2.5 раз; циркония (Zr) от 4.2 до 9,6 раз; свинца (Pb) от 2.2 до 27 раз; цинка (Zn) от 1.1 до 3.7 раз; бария (Ba) от 2.07 до 4.15 раз; кобальта (Co) от 0.44 до 844 раз; меди (Cu) от 4.8 до 68 раз; никеля (Ni) от 7.25 до 54.6 раз.

Таблица 5.  

Содержание микроэлементов в ЖМК (г/т) морей Арктики и Мирового океана

Элемент Океан, [8] Моря Арктики Берингово, [17]
Белое, [11] Баренцево, [11] Карское,
[13, 16] 		Лаптевых,
[11] 		Восточно-Сибирское, [13] Чукотское,
[13]
Hg 0.02 – 0.31 – 0.15 0.076 0.034 0.045
Se 0.6 – <1.5 0.6 4.1 2.7 3.4 10
Ag 0.9 0.23 0.065 0.1 0.048 <0.03 0.054 0.13
Cs 1 0.9 1.2 2.0 2.3 1.8 2.45 1.8
Sn 2 0.65 0.79 2.0 0.66 0.43 0.60 1.6
Be 2.5 0.60 3.3 0.90 1.1 0.73 1.25 1.5
U 5 2.7 3.1 5.5           12 9.3 9.2 5.7
Bi 7 0.18 0.085 0.2 0.135 0.24 0.35 2.8
Hf 8 3.5 3.6 2.0 1.1 0.8 0.95 6.0
Cd 10 1.0 0.44 1.3 2.4 11.2 1.3 2.4
Ga 10 8 5.7     45 15.3              42 28 41
Sc 10 7.2 23.6 8.0 5.4 4.2 5.3 5.0
Ta 10 0.6 0.23 0.50 0.20 0.20 0.24 0.46
Te 10 <0.4 <0.2 0.3 0.14 0.52 0.46 6.0
Rb 17           28 20     42          33              31             39 30
Th 30 6.8 3.4 4.2 3.4 3.2 4.1 23
Cr 35 60 34     45           14              26            38 41
Sb 40 5.1 2.5 12.5 14.3 18.4 15.8 33
Nb 50 6.0 3.2 5.0 3.1 3.1 4.0 22
Li 80           49 18 72          34 95            16 18
W 100 4.1 1.0 9.5 8.5 5.5 5.0 32
As 140 220 265 450        750 527 800 100
Tl 150 4.3 0.62 1.8 0.77 7.5 0.46 23
Y 150 24 40 38 30 38 41 60
Mo 400 112 43 173 190 417 90 160
V 500 225 290 330 173 400 305 340
Zr 560 70 58 84 42 37 44 355
Sr 830 570 190 500 1070 970 1335 613
Pb 900 14 10 23 119 48 73 270
Zn 1200 110 100 115 190 320 170 370
Ba 2300 650 560 530 1020 900 1060 2200
Co 2700 0.9 6.1 12.3 340 314 250 760
Cu 4500 11 5 70 24 37 23 340
Ni 6600           84 30 125 127 226 95 1640

Для рассмотрения химического состава корок мы разделяем элементы на 4 группы: породообразующие, включая марганец и железо (табл. 2); рудные (Ni, Co, Cu, Zn, Pb, Mo, V), другие микроэлементы (табл. 3), а также отдельно редкоземельные элементы (РЗЭ) (табл. 4). В целом диапазон колебания содержаний элементов находится в тех же пределах, которые установлены для железомарганцевых конкреций и корок Мирового океана (табл. 5) [2, 8, 9, 24, 42].

Соотношение максимальных и минимальных содержаний рудных элементов составляет: для свинца 18, для никеля и кобальта около 10, для ванадия 6, для меди, цинка и молибдена от 3 до 3.5. Для многих микроэлементов этот диапазон значительно шире, включая Tl (80), Sn, Te, Sb, Ag (от 20 до 40), Bi, Au, As, Nb, Hf, Th, V (10–20). В одном образце установлено повышенное содержание золота (0.55 г/т), в трех других образцах – на порядок ниже (0.037–0.049), в остальных – менее 0.01 г/т (табл. 3).

Особого внимания заслуживает распределение редкоземельных элементов (РЗЭ), суммарное содержание которых колеблется от 122.6 г/т в слабо ожелезненной пемзе до 1423.2 г/т в корке из обр. 8. Для оценки поведения РЗЭ в морской среде определяют величины цериевой и европиевой аномалий, которые рассчитываются как нормализованные по сланцам океана [34] содержания церия и европия к полусумме нормализованных содержаний соседних двух элементов (соответственно лантана–празеодима и самария–гадолиния) [6]. В исследованных образцах пониженная цериевая аномалия (0.87) установлена только в одном образце, а в остальных образцах ее величина колеблется в пределах 1.08–1.89, что характерно для верхних горизонтов водной толщи океана [6]. При этом европиевая аномалия близка к нейтральной: в 7 образцах ее величина составляет 0.96–1.03 (в среднем 1.0) и лишь в трех образцах незначительно повышена (1.05–1.07), что считается признаком проявления (в данном случае слабым) гидротермальной активности (табл. 4, 6).

Таблица 6.  

Распределение редкоземельных элементов в Fe–Mn образцах конкреций, корок и сланцев, (г/т)

Элемент Корки с поднятия Менделеева, [15] ЖМК морей Гидротер- мальные корки, [2] Сланцы, [34]
обр. № 9В обр. № 9Н обр. № 12 обр. № 7
Берингово, [17] Карское, [16]
La 223 226 210 135 228 44.4 133 32
Ce 1526 1671 1226 976 776 65.9 239 73
Pr 61.3 64.6 55.7 35.6 52 9.2 20 7.9
Nd 257 264 221 141 213 40.6 103 33
Sm 6.2 67.5 54.4 35.6 43.5 10.0 21.6 5.7
Eu 15.7 16.2 12.5 8.1 9.8 2.3 5.7 1.24
Gd 76.4 77.5 62.3 40.8 38 10.4 21.8 5.2
Tb 12.2 12.2 10.2 6.8 5.6 1.4 9.7 0.85
Dy 68.1 68.1 58.1 38.3 26.4 8.8 17.9 5.2
Ho 13.1 13.0 11.3 7.5 4.7 1.6 3.6 1.04
Er 37.3 36.5 32.5 21.6 13 4.8 12 3.4
Tm 5.3 5.2 4.7 3.2 1.8 0.63 1.8 0.5
Yb 34.3 33.6 29.6 19.7 12.4 3.6 12.7 3.1
Lu 5.2 5.2 4.3 2.9 2.0 0.48 1.6 0.48
ΣTR 2400 2560 1980 1475 1423 205 593 172
Ce* 2.85 3.0 2.47 3.08 1.55 0.70 0.97 1.00
Eu* 0.96 0.98 0.98 0.93 1.06 0.99 1.15 1.00

Ce* – цериевая аномалия; Eu* – европиевая аномалия.

Для оценки влияния седиментационных, диагенетических и гидротермальных процессов на состав океанских железомарганцевых образований предлагались разнообразные критерии, из которых наиболее широко используются два: отношение Mn/Fe и отношение (Mn + Fe)/Ti [29]. Так, для гидротермальных корок характерны резкие колебания Mn/Fe и высокие (более 40) величины титанового модуля, что было успешно использовано, в частности, для оценки гидротермального вклада в состав железомарганцевых корок Магеллановых гор в Тихом океане [24].

При ранжировании исследованных образцов по величине титанового модуля можно выстроить следующий ряд: 196 (обр. 9) – 90 (обр. 10) – 64 (обр. 3 и 4) – 54 (среднее для остальных корок). Во всех случаях этот модуль выше 40, что является значимым аргументом в пользу влияния гидротермального фактора на состав корок. Сопоставление этих величин с данными о содержании ряда исследованных элементов выявляет тренды их прямой или обратной корреляции с титановым модулем. Прямая корреляция установлена для Ba, Co, Mo, W, Li, Rb, Cs, Sb, Ga и обратная – для фосфора, свинца и серии микроэлементов – Se, Te, Hf, Ta, Th, As, Zr, Sc, Nb, РЗЭ.

В целом приведенные результаты свидетельствуют, что исследованные железомарганцевые образования формировались под воздействием двух факторов: с одной стороны – в результате медленного осаждения металлов из обычной морской воды, а с другой стороны – под возможным воздействием обогащенных металлами гидротермальных растворов [4, 30]. Показателями влияния последнего фактора на состав некоторых наших образцов являются: высокие величины марганцевого и титанового модулей, обилие в породе аморфного кремнезема, доминирование весьма слабо кристаллизованного железистого вернадита в рудной фракции вещества, присутствие свежей ожелезненной пемзы, относительно повышенное содержание бария, щелочных металлов, молибдена и сурьмы. Кроме того, образец пемзы, содержащий всего 2% марганца, резко обогащен серой, серебром и оловом. Содержание в нем ртути составляет 0.076 г/т, но при этом он отличается максимальным по сравнению с другими образцами отношением Hg/Mn. Наличие в железомарганцевой фазе микровключений золота также может свидетельствовать о воздействии на состав корок гидротермального фактора.

Привлекает внимание также то обстоятельство, что тонкая железистая пленка на базальте обогащена мышьяком, селеном и некоторыми металлами (Со, Pb, Sr, Zr, Ta, Bi), источником которых, судя по низкому титановому модулю, является морская вода, но весьма низкое отношение Mn/Fe может свидетельствовать и о гидротермальном источнике железа.

Судя по этим результатам, традиционные критерии для разграничения гидрогенных и гидротермальных железомарганцевых образований в океане не являются незыблемыми, поскольку состав гидротермальных растворов меняется во времени и пространстве как в процессе их формирования ниже поверхности дна, так и после их смешения с морской водой (табл. 7). В частности, отсутствие четко выраженной положительной европиевой аномалии в явно гидротермальных (по комплексу других показателей) рудных образованиях может быть связано с многократно повторявшимися эпизодами функционирования гидротермальной системы, что привело к деплетированному по Eu2+ составу РЗЭ. Но при этом, нейтральная по своей величине цериевая аномалия совпадает с таковой, во-первых, в некоторых магматических породах (щелочных базальтах и островных толеитах) [6], а во-вторых, в высокотемпературных металлоносных гидротермах Восточно-Тихоокеанского поднятия [32].

Таблица 7.  

Содержание микроэлементов (г/т) в железомарганцевых и гидротермальных корках, конкрециях морей Арктики и Мирового океана

Элемент Корки с поднятия Менделеева, [15] Конкреции океана и морей Арктики Гидротер- мальные
корки, [2]
обр. № 9В обр. № 9Н обр. № 12 обр. № 7 океан, [8] моря Арктики, [15] Берингово море, [17]
Hg – 0.008 <0.003 <0.003 0.02 0.12 0.045 0.22
Se 14.6 13.5 11.4 8.4 0.6 2.7 10 –
Ag 0.49 0.32 0.35 0.25 0.9 0.088 0.13 0.8
Cs 1.3 1.7 1.4 2.0 1.0 1.73 1.8 4.8
Sn 5.6 4.1 3.1 3.0 2 0.64 1.6 6.9
Be 7.4 8.1 3.3 3.0 2.5 1.13 1.5 2.4
U 11.9 12.6 12.2 7.9 5 6.9 5.7 5.6
Bi 8.0 4.6 14.4 8.8 7 0.2 2.8 10
Hf 11.3 12.9 6.0 5.9 8 2.0 6.0 8.6
Cd 4.6 5.5 6.9 5.4 10 2.9 2.4 6.9
Ga 6.3 7.1 7.8 7.2 10 25.3 41 11.2
Sc 53.8 60.6 18.6 17.1 10 9.0 5.0 11.5
Ta 1.2 0.75 1.1 0.90 10 0.33 0.46 –
Te 36.4 18.1 30.5 21.7 10 0.25 6.0 –
Rb 22.0 28.3 21.5 38.2 17 32 30 24
Th 96.7 73.4 141 94.7 30 4.2 23 11
Cr 25.7 25.3 23.6 26.0 35 37 41 100
Sb 119 48.7 26.4 21.7 40 12.7 33 17
Nb 64.3 36.8 38.6 28.6 50 4.1 22 54
Li 32.7 65.1 41.9 38.9 80 45 18 800
W 59.5 84.9 48.5 27.4 100 63 32 100
As 761 724 421 302 140 500 100 100
Tl 96.8 122 231 110 150 2.6 23 29
Y 279 278 240 161 150 35 60 120
Mo 269 366 280 143 400 167 160 400
V 1252 1074 761 482 500 293 340 400
Zr 385 397 187 157 560 59 355 400
Sr 736 745 974 496 830 772 613 800
Pb 491 345 802 488 900 48 270 500
Zn 510 444 365 270 1200 170 370 500
Ba 534 544 448 368 2300 786 2200 1200
Co 2659 1803 8911 4977 2700 153 760 700
Cu 680 613 539 337 4500 25 340 800
Ni 2677 2166 3880 2228 6600 80 1640 2000

Марганцевый минерал тодорокит, считающийся надежным признаком гидротермального происхождения рудных корок, в наших образцах не обнаружен. В некоторых гидротермальных океанских корках он также отсутствует, но при этом он найден нами ранее в морских и озерных конкрециях [8, 11, 14], что не позволяет считать его необходимым показателем гидротермального генезиса железомарганцевых образований.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Обнаруженные в Беринговом море железомарганцевые корки, устилающие поверхность скальных вулканических сооружений, являются, скорее всего, продуктом поствулканической активности. Приведенные результаты свидетельствуют, что исследованные железомарганцевые образования формировались под воздействием двух факторов: с одной стороны – в результате медленного осаждения металлов из обычной морской воды, с другой – под возможным воздействием обогащенных металлами гидротермальных растворов.

В микроструктурном и минералогическом плане состав Fe–Mn корок Берингова моря оказался довольно однообразным. Рудная часть представлена преимущественно железистым вернадитом и редко гематитом в сочетании с аморфным кремнеземом, в меньшей степени монтмориллонитом, кальцитом и арагонитом. Марганцевый минерал тодорокит, считающийся надежным признаком гидротермального происхождения рудных корок, в наших образцах не обнаружен.

При ранжировании исследованных образцов по величине титанового модуля (Mn + Fe)/Ti можно выстроить следующий ряд: 196 (обр. 9) – 90 (обр. 10) – 64 (обр. 3 и 4) – 54 (среднее для остальных корок). Во всех случаях этот модуль выше 40, что является существенным аргументом в пользу влияния гидротермального фактора на состав корок.

В исследованных образцах пониженная цериевая аномалия (0.87) установлена только в одном образце, а в остальных образцах ее величина колеблется в пределах 1.08–1.89, что характерно для верхних горизонтов водной толщи океана. При этом европиевая аномалия близка к нейтральной, так в 7 образцах ее величина составляет 0.96–1.03 (в среднем 1.0) и лишь в трех образцах незначительно повышена (1.05–1.07), что считается признаком проявления, в данном случае очень слабым, гидротермальной активности. Кроме того, наличие в железомарганцевой фазе микровключений золота может косвенно свидетельствовать о возможном воздействии на состав корок гидротермального фактора.

Приведенные данные показывают, что ареал распространения железомарганцевых корок охватывает, наряду с другими дальневосточными и арктическими морями России, также и Берингово море, где характер этих образований свидетельствует о разнообразии состава, порождаемом тектонической и вулканогенной активностью региона.

Благодарности. Авторы благодарят Н.В. Цуканова за непосредственный отбор материала и Б.В. Баранова за общее руководство работ геологического отряда в рейсе So201–2 RV “Sonne”.

Источник финансирования. Обработка материала выполнена при финансовой поддержке РНФ № 19-17-00234-П, интерпретация полученных данных осуществлялась в рамках государственного задания ИО РАН на 2021–2023 гг. по теме № FMWE-2021-0016.

Список литературы

  1. Андреев С.И. Минерально-сырьевой потенциал дальневосточных морей и перспективы его освоения // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. 2014. № 4(38). С. 5–23.

  2. Аникеева Л.И., Андреев С.И., Казакова В.Е. и др. Кобальтбогатые руды Мирового океана. СПб.: ФГУП ВНИИОкеангеология, 2002. 168 с.

  3. Аникеева Л.И., Казакова В.Е., Гавриленко Г.М., Рашидов В.А. Железомарганцевые корковые образования Западно-Тихоокеанской переходной зоны // Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2008. № 11. С. 10–31.

  4. Астахов А.С., Иванов М.В., Ли Б.Я. Гидрохимические и атмохимические ореолы рассеяния ртути над гидротермальными источниками подводного вулкана Пийпа (Берингово море) // Океанология. 2011. Т. 51. № 5. С. 879–888.

  5. Базилевская Е.С. Исследование железо-марганцевых руд океана. М.: Наука, 2007. 189 с.

  6. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов. М.: Наука, 1976. 268 с.

  7. Баранов Б.В., Басов И.А., Гладких П.А. и др. Коренные породы хребта Ширшова (Берингово море) // Океанология. 1984. Т. 24. № 6. С. 936–941.

  8. Батурин Г.Н. Геохимия железомарганцевых конкреций океана. М.: Наука, 1986. 344 с.

  9. Батурин Г.Н. Руды океана. М.: Наука, 1993. 304 с.

  10. Батурин Г.Н. Геохимия гидротермальных железомарганцевых корок Японского моря // Докл. РАН. 2012. Т. 445. № 2. С. 179–182.

  11. Батурин Г.Н. Распределение элементов в железомарганцевых конкрециях морей и озер // Литология и полезные ископаемые. 2019. № 5. С. 404–417.

  12. Батурин Г.Н., Дубинчук В.Т. Микроструктуры железомарганцевых конкреций океана. М.: Наука, 1989. 200 с.

  13. Батурин Г.Н., Дубинчук В.Т. О составе железомарганцевых конкреций Чукотского и Восточно-Сибирского морей // Докл. РАН. 2011. Т. 440. № 1. С. 93–99.

  14. Батурин Г.Н., Дубинчук В.Т., Авилова Е.В. О минеральном составе железомарганцевых конкреций озера Байкал // Докл. РАН. 2009. Т. 426. № 2. С. 207–211.

  15. Батурин Г.Н., Дубинчук В.Т., Иванов Г.И., Сираев А.И. Особый тип железомарганцевой минерализации на дне арктического бассейна // Докл. РАН. 2014. Т. 458. № 4. С. 436–441.

  16. Батурин Г.Н., Дубинчук В.Т., Новигатский А.Н. Фазовое распределение элементов в железомарганцевых конкрециях Карского моря // Докл. РАН. 2016. Т. 471. № 3. С. 334–339.

  17. Батурин Г.Н., Дубинчук В.Т., Савельев Д.П. и др. Железомарганцевые корки на дне Берингова моря // Докл. РАН. 2010. Т. 435. № 2. С. 225–229.

  18. Батурин Г.Н., Дубинчук В.Т., Рашидов В.А. Железомарганцевые корки Охотского моря // Океанология. 2012. Т. 52. № 1. С. 95–103.

  19. Горшков А.И., Березовская В.В., Батурин Г.Н., Сивцов А.В. Природа железомарганцевых корок с подводных гор Японского моря // Океанология. 1992. Т. 32. № 3. С. 542–549.

  20. Дубинин А.В. Геохимия редкоземельных элементов в океане. М.: Наука. 2006. 360 с.

  21. Карандашев В.К., Хвостиков В.А., Носенко С.В., Бурмий Ж.П. Использование высокообогащенных стабильных изотопов в массовом анализе образцов горных пород, грунтов, почв и донных отложений методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой // Заводская лаборатория. Диагностика материалов. 2016. Т. 82. № 7. С. 6–15.

  22. Левитан М.А., Кузьмина Т.Г., Лукша В.Л. и др. Позднеплейстоценовая история осадконакопления на подводном хребте Ширшова (Берингово море) // Геохимия. 2013. № 3. С. 195–195.

  23. Лисицын А.П. Процессы современного осадкообразования в Беринговом море. М.: Наука, 1966. 574 с.

  24. Мельников М.Е. Месторождения кобальтоносных марганцевых корок. Геленджик: Южморгеология, 2005. 230 с.

  25. Михайлик П.Е. Состав, строение и условия формирования железомарганцевых корок Японского и Охотского морей. Автореф. дисс. … к.г.-м.н. Владивосток: ДВГИ ДВО РАН, 2009. 22 с.

  26. Ожогина Е.Г., Дубинчук В.Т., Кузьмин В.И., Рогожин А.А. Особенности методики изучения минерального состава железомарганцевых конкреций океана // Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2004. № 3. С. 86–90.

  27. Савельев Д.П., Портнягин М.В., Цуканов Н.В., Кувикас О.В. Рейсы научно-исследовательского судна “Sonne” в мае–октябре 2009 года // Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2009. № 2. С. 176–178.

  28. Скорнякова Н.С., Батурин Г.Н., Гурвич Е.Г. и др. Железомарганцевые корки и конкреции Японского моря // Докл. АН СССР. 1987. Т. 293. № 2. С. 430–434.

  29. Страхов Н.М. Об эксгаляциях на срединно-океанических хребтах как источнике рудных элементов в океанических осадках // Литология и полезные ископаемые. 1974. № 3. С. 20–37.

  30. Торохов П.В. Сульфидная минерализация гидротермальных образований подводного вулкана Пийпа (Берингово море) // ДАН СССР. 1992. Т. 326. № 6. С. 1060–1063.

  31. Baturin G.N., Gordeev V.V., Lisitzin A.P. Geochemical anomalies in South Caspian sediments // Doklady Earth Sciences. 2016. V. 468. P. 463–468.

  32. Douville E., Bienvenu P., Charlou J.L. et al. Yttrium and rare earth elements in fluids from various deep-sea hydrothermal systems // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1999. V. 63(5). P. 627–643.

  33. Fitzgerald C.E., Gillis K.M. Hydrothermal manganese oxide deposits from Baby Bare seamount in the Northeast Pacific Ocean // Marine Geology. 2006. V. 225. № 1–4. P. 145–156.

  34. Gromet L.P., Dymek R.F., Haskin L.A., Korotev R.L. The “North American Shale Composite”, its compilation, major and trace element characteristics // Geochim. Cosmochim. Acta. 1984. V. 48. P. 2469–2482.

  35. Gordeev V.V., Lisitzin A.P. Geochemical interaction between the freshwater and marine hydrospheres // Russian Geology and Geophysics. 2014. V. 55. № 5–6. P. 562–581.

  36. Hein J.R., Koschinsky A., Halbach P. et al. Iron and manganese oxide mineralization in the Pacific // Geological Society, London, Special Publications. 1997. V. 119. № 1. P. 123–138.

  37. Hein J.R., Schulz M.S., Dunham R.E. et al. Diffuse flow hydrothermal manganese mineralization along the active Mariana and southern Izu Bonin arc system, western Pacific // Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 2008. V. 113. B08S14.

  38. Lisitzin A.P., Lukashin V.N., Gordeev V.V. et al. Hydrological and geochemical anomalies associated with hydrothermal activity in SW Pacific marginal and back-arc basins // Marine geology. 1997. V. 142(1–4). P. 7–45.

  39. Menendez A., James R., Shulga N. et al. Linkages between the genesis and resource potential of ferromanganese deposits in the Atlantic, Pacific, and Arctic oceans // Minerals. 2018. V. 8(5). 197.

  40. Nicholson K., Hein J.R., Buhn B., Dasgupta S. Manganese mineralization: Geochemistry and mineralogy of terrestrial and marine deposits. Geological Society. London. Special Publications. 1997. V. 119. 357 p.

  41. Nishi K., Usui A., Nakasato Y., Yasuda, H. Formation age of the dual structure and environmental change recorded in hydrogenetic ferromanganese crusts from Northwest and Central Pacific seamounts // Ore Geology Reviews. 2017. V. 87. P. 62–70.

  42. Usui A., Someya M. Distribution and composition of marine hydrogenetic and hydrothermal manganese deposits in the northwest Pacific // Geological Society. London. Special Publications. 1997. V. 119. № 1. P. 177–198.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Океанология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал