40776498

раза – до 0.082 при максимальном содержании MnO2, равном 31.32 мас. % (см. рис. 10б).

Содержание катионов Мо6+ в слоях корок обе их станций незначительно увеличивается с воз растанием MnO2 (см. рис. 10а, в).

Катионы Pb2+ в слоях корок обеих станций распределяются неодинаково. Для корок станции 30Д154 отмечается почти прямолинейное увели чение их содержания при возрастании MnO2 (см. рис. 10а). В слоях корок станции 39Д19 содержа ние (мас. %) Pb2+ максимально (0.21) при мини мальном содержании MnO2 (23.73, слой I 1), затем оно снижается в 2.3–2.6 раза при возрастании MnO2 и при максимальном его значении, равном 31.32 мас. %, вновь увеличивается до 0.14 (см. рис. 10б).

Распределение катионов Ва2+ в слоях корок станции 39Д19 в целом сходно с распределением Pb2+: максимальное их содержание (0.17 мас. %) отмечается при минимальном содержании MnO2, равном 23.73 мас. %, затем оно уменьшается до постоянного значения (0.11 мас. %) при возраста нии содержания MnO2 (см. рис. 10в).

Катионы Zn2+ одинаково распределяются в слоях корок обеих станций. Кривая их распреде ления в целом сходна с кривой для Ni2+, но имеет более плавный характер (см. рис. 10в).

Таким образом, в корках гайота Паллада (ст. 30Д154) в распределении катионов металлов по слоям не наблюдается какой либо строго определенной зависимости от содержания в них MnO2. Подобная зависимость отмечается только

для катионов Ni2+ и Мо6+. В корках гайота Бута кова (ст. 39Д19), наоборот, такая зависимость ха рактерна для всех катионов металлов.

Сопоставление содержания катионов тяжелых металлов в слоях железомарганцевых корок раз ного возраста свидетельствует о неодинаковом их поступлении в рудные минералы в разные вре менные периоды (см. рис. 5, станции 30Д154 и 39Д19). Поступление Mn с позднего палеоцена по четвертичное время было интенсивным и доста точно стабильным – его содержание варьирует в интервале 15.34–20.35 мас. %. Близкий характер поступления отмечается и для Fe, содержание ко торого в эти же геологические периоды изменяет ся в пределах 9.42–15.90 мас. %. В то же время, в среднем верхнем эоцене в корках обоих гайотов концентрируется меньшее количество не только рудных – Mn и Fe, но и тяжелых металлов (мас. %): для гайота Паллада Mn – 14.00, Со – 0.21, Zn – 0.073, Pb – 0.070; для гайота Бутакова Fe – 6.06, Со – 0.11, Ni – 0.19, Zn – 0.070, Pb – 0.081. Мак симальное обогащение рудных минералов катио нами Со2+ фиксируется в плиоцен четвертичное время; Ni2+, Cu2+ – в среднем позднем миоцене; Pb2+ и Ва2+ – в позднем палеоцене раннем эоце не. Катионы Zn2+ и Sr2+, в отличие от всех выше

перечисленных катионов металлов, накаплива ются в корках достаточно равномерно независи мо от возраста их отдельных слоев. Различное со держание одних и тех же катионов металлов в сло ях корок при одинаковом составе рудных минералов свидетельствует о пульсационном ха рактере их поступления в твердые фазы, притом, что источник катионов металлов один – океан ская вода. Однако в разные возрастные периоды роста железомарганцевых корок содержание (масса) поступивших в них катионов металлов неодинаково. В то же время, содержание катио нов тяжелых и редких металлов в одном и том же слое корок гайотов Паллада и Бутакова также раз лично. Следовательно, несмотря на поступление катионов металлов на поверхность формирую щихся корок в течение одного возрастного пери ода, существовали, скорее всего, и локальные условия для их концентрирования в рудных ми нералах.

С другой стороны, процесс непосредственного образования химического соединения MnO2 (FeOOH) протекает с высокой скоростью за очень короткое время (порядка одной минуты) [Моро зов и др., 2001; Новиков и др., 2005, 2006, 2009]. Единственно необходимым условием зарождения в океане MnO2 (FeOOH) является наличие в мик

розоне реакции растворенных катионов Mn2+ (Fe2+) и растворенного О2 неорганического или органического происхождения или Н2О2, выделя емого различными видами микроорганизмов и бактерий в процессе их жизнедеятельности. На ращивание же рудной массы каждого слоя корок зависит во многом от поставки данных компо нентов к поверхности отложившихся уже мине ралов, на которой в дальнейшем также могут про текать химические реакции образования марган цевых (и железистых) фаз. Содержание Mn и Fe в слоях корок как раз и является доказательством их поступления в различные временные интерва лы роста корок.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенные исследования по различным ас пектам железомарганцевого коркового минера лообразования позволяют обобщить накоплен ный материал и сделать следующие выводы.

Кобальтоносные железомарганцевые корки развиты на гайотах в виде сплошных покровов гидроксидов марганца и железа на обнаженных коренных породах. Как правило, они образуют кольцевидные залежи, расположенные по пери ферии вершинной поверхности и на верхних участках склонов.

Текстурно структурные особенности корок как внутри западного и восточного звеньев, так и в целом в системе Магеллановых гор сходны. Корки обладают различиями текстурно струк

турных и минералогических характеристик, од нако для соответствующего слоя (I 1, I 2 и т.д.) они близки между собой. По всей вероятности, несмотря на различные локальные условия обра зования кобальтоносных железомарганцевых ко рок, их рост осуществляется в соответствии с определенными кристаллографическими закона ми (в последующем необходимо более подробно изучить данный аспект). В то же время, мине ральный состав рудной компоненты корок в це лом и отдельных их слоев стабилен и однороден. Главными рудными минералами корок являются, как правило, плохо окристаллизованные Fe вер надит и Mn фероксигит, с низкой степенью упо рядоченности их структуры. В подчиненном ко личестве присутствует хорошо окристаллизован ный и структурно упорядоченный вернадит. В виде примеси в нижних слоях корок (I 1 и I 2) отме чен асболан бузерит, что, по видимому, является следствием трансформации рудных Mn минералов. Образование асболан бузерита происходит, скорее всего, в результате сочетания “концентрационно го” (за счет катионов Ni2+, Mn2+, Co2+) и временно го факторов. Экспериментальное доказательство такого процесса приведено в работах [Новиков и др., 2005б, 2006б, 2009], в которых синтетический безжелезистый вернадит, полученный при темпе ратуре 3–6оС из водных растворов солей металлов и растворов на основе природной океанской во ды, трансформировался с течением времени в ас болан бузерит под действием сорбированных ка тионов Ni2+ и Co2+.

Рассмотренная выше взаимосвязь между ми неральным составом и возрастом слоев корок позволяет сделать вывод о наличии стабильных и благоприятных для образования рудных Mn ми нералов корок физико химических параметров океанской воды в разные геологические эпохи. Процесс образования Mn фаз с общей формулой MnO2 . nH2O (гидратированный диоксид марган ца) протекает по окислительно осадительному механизму с высокой скоростью за очень корот кое время, составляющее, как правило, не более одной минуты [Новиков и др., 2011], то есть гео логически мгновенно. Образование этих фаз в океане, в первую очередь вернадита, возможно при протекании в локальный момент времени в микрозоне (которая составляет не более 0.5–1.0 нм) реакции между катионами Mn2+ и О2 или Н2О2, которая зависит от скорости их поступления в эту зону. Высокое содержание Mn и Fe в слоях корок является доказательством интенсивного поступ ления этих элементов в различные временные интервалы их роста. Наращивание рудной массы каждого слоя корок в целом может осуществлять ся по сорбционно окислительному механизму: сначала на поверхности ранее отложившихся ми нералов сорбируются катионы Mn2+, которые в дальнейшем окисляются О2 или Н2О2, причем

скорость их окисления выше в твердой фазе, чем в океанской воде. Новые Mn минералы в этом процессе не образуются. Экспериментальное подтверждение описанного механизма приведе но в работе [Новиков и др., 2011]. Совершенно очевидно, что чем чаще данные компоненты бу дут поставляться к поверхности ранее отложив шихся минералов, тем быстрее будет происходить увеличение рудной массы корок. Иными слова ми, как образование Mn минералов, так и рост корок зависит во многом от гидродинамических характеристик водной толщи.

Несмотря на одинаковый состав рудных мине ралов как в отдельных слоях, так и в осредненных пробах корок, катионы тяжелых, редких и других металлов концентрируются в них крайне нерав номерно, что указывает на пульсационный харак тер их поступления в минералы в разные геологи ческие эпохи. Отмечается, что в направлении от западного звена к восточному в корках Магелла новых гор уменьшается содержание катионов

Coобщ и Cu2+ и увеличивается Zn2+, содержание остальных изученных катионов металлов разли

чается незначительно. Установлен дифференци рованный характер взаимосвязи между содержа нием в корках катионов тяжелых и редких метал лов и MnO2: содержание Cu2+, Мо6+, Sr2+, Ва2+ практически постоянно и не зависит от количе ства MnO2; повышение содержания Сообщ, Ni2+,

Pb2+ происходит неравномерно во всем диапазоне MnO2.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Аникеева Л.И., Александров П.А., Андреев С.И. Железо марганцевый рудогенез океана // Талассохимия рудо генеза Мирового океана. СПб: ФГУП “ВНИИОкеан геология им. академика И.С. Грамберга”, 2009. С. 118– 166.

Асавин А.М., Кубракова И.В., Мельников М.Е. и др. Гео химическая зональность железомарганцевых корок гайота Ита Май Тай // Геохимия. 2010. № 5. С. 451– 474.

Базилевская Е.С. Подвижные формы марганца и со путствующих элементов в железо марганцевых кон крециях и осадках, извлекаемые методом кислотной экстракции // Железо марганцевые конкреции цен тральной части Тихого океана. М.: Наука, 1986. С. 238–260.

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

Богданов Ю.А., Горшков А.И., Гурвич Е.Г., Богданова О.Ю. и др. Железо марганцевые корки и конкреции гайотов северо западной части Тихого океана // Геохимия. 1998. № 5. С. 518–531.

Гайоты Западной Пацифики и их рудоносность / Под ред. Ю.Г. Волохин, М.Е. Мельников, Э.Л. Школь ник и др. М.: Наука, 1995. 368 с.

Дубинин А.В., Успенская Т.Ю., Гавриленко Г.М., Раши' дов В.А. Геохимия и проблемы генезиса железомарган

цевых образований островных дуг западной части Ти хого океана // Геохимия. 2008. № 12. С. 1280–1303.

Железомарганцевые корки и конкреции подводных гор Тихого океана / Под ред. Лисицына А.П. М.: Нед ра, 1990. 227 с.

Кобальтбогатые руды Мирового океана // СПб: ВНИИОкеангеология, 2002. 167 с.

Кронен Д. Подводные минеральные месторождения. М.: Мир, 1982. 392 с.

Мельников М.Е. Месторождения кобальтоносных мар ганцевых корок. Геленджик: ФГУГП ГНЦ, 2005. 230 с.

Мельников М.Е., Плетнев С.П. Распределение церия в скоплениях железомарганцевых корок различного ранга на Магеллановых горах (Тихий океан) // Геоло гия и полезные ископаемые Мирового океана. 2009. № 1. С. 23–36.

Мельников М.Е., Плетнев С.П. Возраст и условия фор мирования кобальтоносных марганцевых корок на гайотах Магеллановых гор // Лит. и полез. ископае мые. 2013. № 1. С. 3–16.

Мельников М.Е., Пуляева И.А. Железомарганцевые корки поднятия Маркус Уэйк и Магеллановых гор Ти хого океана: строение, состав, возраст // Тихоокеан ская геология. 1994. № 4. С. 13–27.

Мельников М.Е., Плетнев С.П., Басов И.А. и др. Новые геологические и палеонтологические данные по гайо ту Федорова (Магеллановы горы, Тихий океан) // Ти хоокеанская геология. 2006. Т. 25. № 1. С. 3–13.

Мeльников М.Е., Плетнев С.П., Басов И.А. и др. Новые геологические и палеонтологические данные по гайо ту Альба (Магеллановы горы, Тихий океан) // Тихо океанская геология. 2007. Т. 26. № 3. С. 65–74.

Мельников М.Е., Плетнев С.П., Басов И.А., Седышева Т.Е. Новые данные о морфологии и геологи ческом строении гайота Грамберга (Магеллановы го ры, Тихий океан) // Тихоокеанская геология. 2009. Т. 28. № 4. С. 105–115.

Мельников М.Е., Плетнев С.П., Седышева Т.Е. и др. Но вые данные о строении осадочной толщи гайота Ита Май Тай (Магеллановы горы, Тихий океан) // Тихо океанская геология. 2012а. Т. 31. № 3. С. 32–45.

Мельников М.Е., Плетнев С.П., Седышева Т.Е. и др.

Первые данные о геологическом строении гайота Бу такова, Магеллановы горы, Тихий океан // Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. № 1. Вып. № 19. 2012б. С. 78–97.

Морозов А.А., Новиков Г.В., Куликова Л.Н. Океанское низкотемпературное железомарганцевое минералооб разование: вопросы формирования химического и ми нерального состава. Синтез и сорбционные свойства оксидгидроксидныых марганцевых фаз // Геохимия. 2001. № 8. С. 845–861.

Новиков Г.В. К вопросу о формах некоторых элементов в составе океанских железомарганцевых образований (по экспериментальным данным) // Океанология. 1997. Т. 37. № 3. С. 373–380.

Новиков Г.В., Кузнецова Л.Н., Богданова О.Ю. и др.

Синтез и сорбционные свойства гидратированного диоксида марганца слоистой структуры, насыщенного катионами щелочных металлов // Журнал Неоргани ческая Химия. 2005. Т. 50. № 12. С. 1972–1980.

Новиков Г.В., Кузнецова Л.Н., Богданова О.Ю., Сычкова Г.И. Синтез и сорбционные свойства гидра тированного диоксида марганца слоистой структуры, насыщенного катионами щелочно земельных метал лов // Журнал Неорганическая Химия. 2006. Т. 51. № 2. С. 220–232.

Новиков Г.В., Куликова Л.Н., Богданова О.Ю. и др. Син тез и сорбционные свойства гидратированного диок сида марганца слоистой структуры, насыщенного ка тионами s , p и d элементов // Журнал Неорганиче ская Химия. 2009. Т. 54. № 2. С. 212–222.

Новиков Г.В., Куликова Л.Н., Богданова О.Ю. Низко температурные химические процессы образования рудных марганцевых минералов железомарганцевых отложений океана // ДАН. 2011. Т. 436. № 3. С. 381– 385.

Рашидов В.А. Магеллановы горы (Тихий океан): состо яние геологической изученности // Вестник СВНЦ ДВО РАН. 2006. № 2. С. 13–27.

Челищев Н.Ф., Грибанова Н.К., Новиков Г.В. Сорбцион ные свойства океанических железомарганцевых кон креций и корок. М.: Недра, 1992. 317 с.

Чухров Ф.В., Горшков А.И., Дриц В.А. Гипергенные окислы марганца. М.: Наука, 1989. 208 с.

Burns R.G. The uptake of Co into ferromanganese nodules, soil and synthetic manganese (IV) oxides // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1976. V. 40. P. 95–102.

Burns R.G., Burns V.M. Mineralogy // In Marine Manga nese Deposits / Ed. Glasby G.P.). Amsterdam. Oxford – New York. Elsevier Scientific Publishing Company, 1977. P. 185–248.

Crowther D.L., Dillard J.G., Murray J.W. The mechanism of Co (II) oxidation on synthetic birnessite // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1983. V. 47. № 8. P. 1399– 1403.

Frank M., O’Nions R.K., Hein J. R., Banakar V.K. 60 Myr records of major elements and Pb Nd isotopes from hy drogenous ferromanganese crust: Reconstraction of seawa ter paleochemistry // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1999. V. 63. №. 11–12. P. 1689–1708.

Glasby G.P., Ren X., Shi X., Pulyaeva I. Co rich Mn crusts from the Magellan Seamount cluster: the long journey through time // Geo Marine Letter. 2007. V. 27. P. 315– 332.

Halbach P. Processes controlling the heavy metal distribu tion in Pacific ferromanganese nodules and crusts // Geol. Rdsch. 1986. Bd. 75. H. 1. P. 235–247.

Hein J.R., Koschinsky A., Bau M. et al. Cobalt rich ferro manganese crusts in the Pacific // Handbook of marine mineral deposits. Ed. Cronan D.S. Boca Raton. London. New York: CRC Press, 2000. P. 239–279.

Moorby S.A., Cronan D.S. The distribution of elements be tween Co existing phases in some marine ferromanganese oxide deposits // Geochim. et Cocmochim. Acta. 1981. V. 45. № 10. P. 1855–1877.

Takahashi Y., Shimizu H., Usui A. et al. Direct observation of tetravalent cerium in ferromanganese nodules and crusts by X ray absorption near edge structure (XANES) // Geochim. et Cocmochim. Acta. 2000. V. 64. P. 2929–2935.

Takahashi Y., Manceau A., Geoffroy N. et al. Chemical and structural control of the partitioning of Co, Ce and Pb in marine ferromanganese oxides // Geochim. et Cosmo chim. Acta. 2007. V. 71. P. 984–1008.