CC BY
104
Науки о Земле
Вестник ДВО РАН. 2014. № 4
УДК 553.31(265.5)
П.Е. МИХАЙЛИК, А.И. ХАНЧУК, ЕВ. МИХАЙЛИК, Н.Н. БАРИНОВ, Н.В. ЗАРУБИНА
Самородное золото в железомарганцевых корках гайота Детройт
(Императорский хребет, Тихий океан)
Во время рейса 91-AV-19/4 (1991 г.) НИС «Академик Александр Виноградов» были драгированы со склонов подводной горы Детройт (северное замыкание Императорского хребта, Тихий океан) железомарганцевые корки без субстрата максимальной толщиной 150 мм. Результаты анализа минерального и химического состава свидетельствуют об их гидрогенном происхождении. Концентрации главных рудных элементов (Fe, Mn) и основных микроэлементов (Co, Ni, Cu, Zn) дают основание отнести их к кобальтомарганцевым коркам (КМК). Сканирующая электронная микроскопия позволила обнаружить скопление пластинок самородного золота размерами от 30 до 680 мкм. Это первая находка видимого (> 100 мкм) золота в железомарганцевых образованиях Мирового океана. Детальное исследование КМК подводной горы Детройт и сравнение с данными строения керна скв. 883 ODP позволили определить низкотемпературно-гидротермальную природу пластинок самородного золота, сформировавшихся в позднемиоценовую эпоху вулканотектонической активизации, c их последующим переотложением в микрозападинах поверхности КМК.
Ключевые слова: гидрогенные Fe—Mn корки, самородное золото, гайот Детройт, среднемиоценовая вулканотектоническая активизация.
Occurrence of native gold in ferromanganese crusts of the Detroit guyot. P.E. MIKHAILIK, A.I. KHANCHUK, E.V. MIKHAILIK, N.N. BARINOV, N.V. ZARUBINA (Far East Geological Institute, FEB RAS, Vladivostok).
Ferromanganese crusts with no substrate and maximal thickness equal to 150 mm were dredged from the Detroit seamount (the northern end of Emperor Ridge, Pacific Ocean) during the voyage No. 91-AV-19/4 of the R/V "Akademik Aleksandr Vinogradov" (1991). Results of mineralogy and bulk chemical analyses ave indicative of its hydrogenous origin. Concentrations of major ore elements (Mn, Fe) and trace elements (Co, Ni, Cu, Zn) allow attributing them to cobalt-manganese crusts (CMC). Scanning electronic microscopy revealed conglomerations of golden plates with particle size from 30 ^m to 680 ^m. It is the first finding of "visible" (> 100 ^m) gold in hydrogenetic ferromanganese crusts of the World Ocean. Detailed study of CMC sample from the Detroit seamount and its comparison with ODP core from Hole 883 allowed us to assume the low-temperature hydrothermal formation for the gold plates of CMC on the Detroit seamount that occurred during the Late Miocene volcanic-tectonic activation with their subsequent redeposition in CMC surface microcavities.
Key words: hydrogenetic Fe—Mn crust, native gold, Detroit guyot, Middle Miocene volcanic-tectonic activation.
* МИХАЙЛИК Павел Евгеньевич - кандидат геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник, ХАНЧУК Александр Иванович - академик, директор, МИХАЙЛИК Евгений Васильевич - кандидат геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник, БАРИНОВ Николай Николаевич - кандидат геолого-минералогических наук, старший научный сотрудник, ЗАРУБИНА Наталья Владимировна - научный сотрудник (Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток). *Е-таП: mikhailik@fegi.ru.
Работа выполнена при финансовой поддержке ДВО РАН (проект 12-1-П23-01).
Введение
Содержание золота в земной коре (кларк) варьирует от 1 до 5 мг/т. Для формирования коренных золоторудных месторождений необходимы источники вещества с повышенным содержанием золота. Ими являются породы только тех геохимических провинций, которые содержат золото в количествах, превышающих кларковые в 2-3 раза и более. Экстракция Аи в них может осуществляться горячими растворами под воздействием долгодействующих генераторов энергии и происходить в окислительной обстановке. Источник рудного вещества в каждом конкретном месторождении практически никогда не устанавливается однозначно - он является гипотетическим [8].
Содержание золота в морской воде составляет 0,011 мг/т. Однако в одном и том же бассейне оно чаще всего, хоть и незначительно, варьирует. Повышенная концентрация золота свойственна прибрежным водам и верхним слоям внутренних морей. Время существования растворенных форм в морской воде оценивается в 0,58 млн лет. Эти характеристики объясняют низкую концентрацию золота в морских осадках. Однако отдельные ли-тологические типы иногда обогащены им, причем максимальные значения установлены в углеродистых тонкообломочных разностях и железомарганцевых образованиях. Углистое вещество и оксигидроксиды железа и марганца являются хорошим сорбентом золота, их сорбирующая способность на 2-3 порядка выше, чем у окислов кремнезема и глинозема [8]. Кроме того, железомарганцевые конкреции и корки выделяются среди всех океанских осадочных пород крайне низкими скоростями роста (первые миллиметры в миллион лет), что является дополнительным фактором обогащения их золотом [3].
В океане известны россыпные и коренные месторождения золота. Россыпные сосредоточены в пределах шельфовых областей. Они, как правило, имеют продолжение на прилегающей суше и нередко ассоциируются с коренными месторождениями. Однако добыча золота на шельфе в настоящее время не ведется по экономическим, экологическим и другим причинам [7]. Коренные месторождения с высокой концентрацией золота ассоциируют с глубоководными полиметаллическими сульфидами (ГПС), обнаруженными на дне океанов и морей, характеризующихся активным вулканизмом. Наиболее богатая золотом такая руда находится в пределах подводной горы в территориальных водах Папуа - Новой Гвинеи, вблизи о-ва Лихир. Максимальная концентрация Аи в ней достигает 230 г/т (прогнозные ресурсы сульфидной руды - 1,3 млн т при содержании Аи 7,2 г/т), что примерно в 10 раз превышает содержания в промышленно значимых континентальных месторождениях золота [5, 7]. 29 декабря 2012 г. между Министерством природных ресурсов и экологии Российской Федерации и Международным органом по морскому дну ООН был подписан контракт на разведку ГПС в международном районе Мирового океана - северной приэкваториальной части Срединно-Атлантического хребта. Руды в пределах российского разведочного района залегают на глубинах 2-4 км, и участок России состоит из 100 блоков (рудных узлов) площадью 100 км2 каждый. Так, к примеру, в ГПС рудного узла «Логачев» среднее содержание золота 32,2 г/т (2 млн т руды), «Ашадзе» - 3,65 г/т (3,4 млн т руды) [4, 5, 7]. В целом концентрации золота в ГПС Мирового океана варьируют от 2,4 до 10,7 г/т с потенциальными ресурсами 4540 т.
Железомарганцевые конкреции (ЖМК) океанских абиссальных котловин характеризуются хотя и повышенной среди осадочных пород, но все равно низкой концентрацией золота по сравнению с железомарганцевыми корками, залегающими на подводных горах. Так, в пределах рудной провинции Кларион-Клиппертон (Тихий океан), где за Россией закреплено месторождение ЖМК площадью 75 тыс. км2, содержание золота в конкрециях составляет 4,5 мг/т [11].
Кобальтомарганцевые корки (КМК), приуроченные к подводным поднятиям, в среднем содержат 30 мг/т золота, причем средние значения возрастают от Атлантического океана к Индийскому и достигают максимума в Тихом (6, 21 и 35 мг/т соответственно) [11]. Однако
в отдельных пробах концентрации могут быть высокими или весьма значительными. Так, в КМК Атлантики (поднятие Сьерра-Леоне) в одном из семи анализированных слоев выявлена максимальная концентрация золота 156 мг/т, а среднее содержание составило около 75 мг/т. Валовая проба КМК с вершины западного конуса гайота НВ-9 рудного поля Маркус-Уэйк (Тихий океан) содержит 75 мг/т золота [1]. Эта подводная горная цепь входит в состав области наивысшего экономического потенциала КМК (central Pacific prime crust zone), она характеризуется максимальными для Мирового океана средними содержаниями золота - 55 мг/т [11]. Причины повышенных содержаний золота в КМК не установлены.
Приведенные величины содержаний золота в конкрециях и корках обусловливают малые размеры их частиц, а также крайне низкую вероятность обнаружения. В КМК и ЖМК золото установлено только при электронно-микроскопических исследованиях. В КМК самородное золото выявлено в виде единичных частиц удлиненно-овальной формы длиной до 0,8 мкм, а также на поверхности вернадитовых глобул и в агрегатах гетита размером 0,008-0,01 мкм; в ЖМК - в виде округлых и удлиненно-овальных частиц до 0,5 мкм, а также хлопьевидных образований до 3 мкм [2].
Данная работа посвящена детальному изучению КМК гайота Детройт (Императорский хребет), где впервые в мире выявлено скопление аллотигенных пластинок видимого золота протяженностью 680 мкм.
Геологическое положение гайота Детройт. Гайот Детройт совместно с гайотом Мейджи, имея общее основание, образуют возвышенность Обручева. Эти вулканические сооружения ограничивают Гавайско-Императорскую вулканическую цепь протяженностью почти 6000 км. Данная структура является классическим примером движения Тихоокеанской плиты над гавайской «горячей» точкой, где возраст вулканов увеличивается в северозападном направлении начиная от о-ва Гавайи, характеризующегося современным вулканизмом (рис. 1).
Вулканическое сооружение Детройт формировалось на 33о с.ш. в позднем мелу (71-81 млн лет). Причем в кампане излияние специфических лав пахоэ-хоэ (потоки до 8 м мощности, скв. 1204В) происходило в субаэральных условиях в непосредственной близости береговой линии, а завершающие акты вулканизма в маастрихте сопровождались только подводными излияниями лав. Для этого времени характерны глубины до 500 м. В настоящее время плоская вершина (плато) гайота осложнена трогами, образовавшимися в результате деятельности подводных течений, а также уступами и наложенными вулканическими конусами (рис. 2), которые были сформированы под водой и никогда не поднимались выше волноприбойной зоны [13, 14].
Материал и методы
В рейсе 91-AV-19/4 (1991 г.) НИС «Академик Александр Виноградов» со склона северного вулканического конуса (рис. 2) с глубины 1650 м (51°29,6' - 51°29,1' с.ш.;
Рис. 1. Увеличение возраста [9] вулканических построек Га-вайско-Императорского хребта начиная от о-ва Гавайи и положение гайота Детройт
16642'В 167 00' 168W 168"36-
Рис. 2. Батиметрия северной вулканической наложенной постройки гайота Детройт по [13] и местоположение станций драгирования. 1 - изобата; 2 - станции драгирования: а - данные работы [12], б - наши данные; 3 - станции глубоководного бурения ODP [14]
167°38,6' - 167°38,9' в.д.) были драгированы Fe-Mn корки максимальной толщиной 150 мм.
Аналитические данные получены в Центре коллективного пользования (ПЦЛЭИА) Дальневосточного геологического института ДВО РАН.
Внутреннее строение Fe-Mn корок изучено с помощью сканирующего электронного микроскопа (EVO 50 с энергодисперсионной системой INCA 350 для определения химического состава, ФРГ). Для диагностики минералов использовался метод порошковой дифрактометрии. Рентгенодифрактометрическая съемка проводилась на рентгеновском дифрактометре Rigaky MiniFlex II (Япония). Образцы истирались в яшмовой ступке и анализировались в воздушно-сухом состоянии, а также после прогрева при 105° в течение 2 ч.
С помощью ICP-MS (Agilent 7500, USA) и ICP-AES (iCAP 6500Duo, USA) определялись концентрации элементов Al, Ca, Mn, Fe, Mg, Ti, Be, Co, Ni, Cu, Zn, Y, Ba, Pb, Th, U, Mo, РЗЭ и др. Представленные на анализ пробы высушивались при 105 оС до постоянной массы. Навеску анализируемого образца (0,03 г) помещали в стеклоуглеродный тигель, добавляли смесь концентрированных кислот HF, HNO3, HClO4 в отношении 3 : 5 : 1 и упаривали до влажных солей, повторно проводили обработку кислотами HNO3 и HClO4 в отношении 1 : 0,5 и упаривали до влажных солей. После этого обрабатывали последовательно деионизированной водой и концентрированной HNO3, каждый раз упаривая до влажных солей. Из проб в процессе пробоподготовки выделяется оксид Mn(IV). Его восстановление проводили 1-2 мл 30%-й H2O2 и 10 мл 26%-й HNO3 при нагревании. Затем пробы переносили в полипропиленовые мерные колбы объемом 50 мл и доводили до метки (в данном случае это 50 мл) деионизированной водой. Правильность применения аналитической методики контролировалась по стандартным образцам океанических отложений СДО-4 и СДО-6 (железомарганцевые конкреции).
Концентрацию кремния определяли гравиметрическим методом после сплавления навески пробы с безводным карбонатом натрия из навески 0,1 г; концентрацию фосфора - фотометрическим методом после разложения в смеси кислот HF и HNO3 по окраске фосфорно-ванадиево-молибденовой гетерополикислоты из навески 0,1 г; содержание натрия и калия - методом атомной абсорбции на атомно-абсорбционном спектрометре. Образцы проб массой 0,01-0,012 г разлагали в смеси кислот HF и HClO4. ППП (потери при прокаливании) устанавливали гравиметрическим методом.
Для определения Au пробы разлагали последовательно смесью кислот ОТконц + HNO (2 : 1), затем HCl + HNO (3 : 1) и HCl с последующим экстрагирова-
3конц. v конц. 3конц. v ' конц J i i
нием с нефтесульфидами по методике НСАМ 237-С. Содержание Au измеряли в режиме электротермической атомизации на атомно-абсорбционном спектрофотометре Shimadzu 6800 (Япония).
Результаты и их обсуждение
Железомарганцевая корка гайота Детройт характеризуется плитчатым строением. Видны трещины, как по наслоению, так и поперечные (рис. 3). Верхние 18 мм выделяются буровато-коричневой окраской, столбчатой и плойчатой ультраструктурами (слой II). Оставшаяся (большая) часть образца представлена смоляно-черным антрацитовидным слоем (слой I). В нижней и центральной частях преобладает тонкослоистая микроструктура, в верхней - мелкослоистая. Ультраструктура антрацитовидного слоя колломорфно-ячеистая. Таким образом, Fe-Mn корки гайота Детройт являются двухслойными, они резко отличаются от трехслойных корок гайотов тропических и субтропических широт Тихого океана, характеризующихся повсеместным присутствием промежуточного - пористого слоя [6].
Минеральный состав рудных слоев представлен вернадитом (5-Мп02), за исключением подошвы антрацитовидного слоя, где отмечены бёрнессит, 10 А-манганит и франколит. Среди нерудных определены кварц, плагиоклаз и глинистые минералы с максимальным их количеством в верхнем буровато-коричневом слое. Такой минеральный состав типичен для гидрогенных корок гайотов Тихого океана [3, 6, 11].
По химическому составу (табл. 1) Fe-Mn корки тяготеют к рудам периферии ложа собственно Тихого океана и содержат (в %) 9,99-27,70 Мп; 13,06-31,25 Fe; 3,83-9,16 Si; 0,48-2,06 А1; 1,45-6,46 Са; 0,91-1,79 Mg; 1,66-2,09 0,48-1,27 К; 0,41-2,25 Р; 0,70-1,00 Т1 Содержание рудных металлов (в г/т) следующее: 1647-4228 Со; 803-4293 №; 117-1372 Си; 482-724 2п (табл. 1), что позволяет относить корки к кобальтомарганцевым (КМК) [3, 6, 7].
Вещественный состав изучаемых корок имеет особенности, связанные с их происхождением. Так, буровато-коричневый II слой (рис. 3, 4) характеризуется повышенным
содержанием железа, а также элементов, указывающих на аллотигенную примесь А1, Сг, 2г, Hf и ТК). Кроме того, для этого слоя характерно высокое (> 0,2 %) содержание Со, а также редкоземельных элементов и иттрия (РЗИ), которые чутко реагируют на изменения окружающей среды в момент роста корок и с большой степенью достоверности указывают на их гидрогенный генезис.
В антрацитовидном I слое (рис. 3, 4) по сумме указанных признаков выделено три прослоя: верхний (1с - интервал 18-58 мм), средний (1Ь -58-103 мм) и нижний фосфати-зированный (1а - 103-120 мм).
Верхний прослой характеризуется средними величинами значений концентраций химических элементов и величин коэффициентов по сравнению с выше- и нижележащими слоями. Средний прослой содержит максимальные концентрации рудных (Мп, Со, №, Си) элементов, а фиксирующих поступление аллотигенной примеси - минимальные, что отразилось и
на величине коэффициентов. Для этих прослоев установлена максимальная концентрация РЗИ, что в совокупности свидетельствует о гидрогенном происхождении. Нижний прослой имеет высокое содержание фосфора и кальция и, кроме того, по концентрации большинства микроэлементов и РЗИ близок к фосфатизированным слоям корок гайотов низких широт Тихого океана, что также указывает на его гидрогенное формирование [3, 6].
Вычисление скоростей роста слоев корки по кобальтовому хронометру, согласно уравнению V (мм/млн лет) = 0,68 / Со (%)1,67 [10], и корреляция с литературными данными абсолютного возраста рудной корки с этого же вулканического конуса, полученными по вычислениям соотношения изотопов неодима и гафния [15], а также с результатами изучения керна скважин глубоководного бурения на гайоте Детройт [13] дают основание провести стратиграфическое расчленение рудной корки (рис. 4) и выделить в антрацитовидном слое (I) по времени образования три прослоя: нижний фосфатизированный (1а - верхний олигоцен - 23-28 млн лет), средний (1Ь - нижний-средний миоцен - 23-11,6 млн лет) и верхний (1с - верхний миоцен - низ верхнего плиоцена - 11,6-3,6 млн лет). Формирование буровато-коричневого слоя (II) относится к позднеплиоцен-четвертичному времени (< 3,6 млн лет).
Полученные выводы о гидрогенном происхождении КМК гайота Детройт и анализ литературных данных о распространении золота в железомарганцевых образованиях
Рис. 3. Поперечный срез Fe-Mn корки гайота Детройт и вариации содержания золота (мг/т). Пояснения см. в тексте
в
Индекс слоя 1 ii я s О § a. о s Минеральный состав с О <U s = V S и s s Щ 0 =1 и 1 C- s s « ih и В ^ 4 ïï ffl ■J '-» = = -i X 3 S ï 25; d Ц о 5 L> Й 6 S Г? X G ^
1S 3 2668 0-5 6,17 0,81
II y г: il С 1 2 ? 1 S-МПО; 2887 5-18 5,40 3,21
а-МпО 2437 18-22 5,26 3,97
[С k-, 3S P â-МпО. 3031 22-38 4,99 7.18
Ci m
le, >2 О e-MnO, 2845 38-58 5,55 10,78
Ib О Œ 3 S 2 m | я Г-, = < ¡œ : ^ и S-MflO; 4228 5S-I03 2,86
26,51
* = з: 7Â Ю A CFA 1647 103-120 4,91 29,97
S
eû V О af
О
о
Sï
g."
S M i
4-6 0,88
16-1S 2,99
20-22 3,70
28-30 5,11
40-42 7,22
48-52 8,80
52-56 9.51
Стратиграфическая шкала = э Ci. & 15 ,—. 3 5 Cl SÎ 1 Cu 2 S № S a о n ils У Л ^ osa ai ч &Ц О с к
Q [ sO OC 32
(2,6) о
tf
II со ITl T Оч VO <5© 91
N; (7,1)
IIIA Г- o 23
N: (16) OC -t
N; III В 597652,2 10
f, IVA 652,2-
r (40) 740
fl
IV В 740814
-p;
î V S14-830
K. VI SMJtSii
Рис. 4. Схематическое строение Fe-Mn корки северной вулканической наложенной постройки гайота Детройт (А - наши данные; Б - по [15]) и предполагаемая корреляция (В) с керном скв. 883 ODP по [13]. Извилистыми линиями обозначены резкие границы слоев, штриховыми - предполагаемые корреляции. S-MnO2 - вернадит, 7 À - бёрнессит, 10 À - манганит, CFA - франколит
в Тихом океане позволили предположить, что здесь мы вправе ожидать концентрации золота в пределах средней величины по Тихому океану (30 мг/т) и среднего значения в области наивысшего экономического потенциала КМК (55 мг/т), приуроченной к Магеллановым, Маршалловым и Срединно-Тихоокеанским подводным горам и гайотам.
Анализы по распределению золота в КМК гайота Детройт (рис. 3) показали, что среднее содержание (88 мг/т) существенно превышает все известные в литературе усредненные данные. Кроме того, от основания КМК к центру фиксируется неравномерное распределение золота, варьирующее от 50 до 100 мг/т, а в верхней половине образца - монотонное (90-110 мг/т). Такая картина позволяет предположить дополнительный привнос золота в верхние слои КМК, увеличивающий более чем вдвое его концентрацию относительно фонового.
Высокие значения содержания золота в КМК гайота Детройт явились основанием поиска его минералов-носителей. Изучение образцов КМК в СЭМ позволило обнаружить пластинки самородного золота, положение которых приведено на рис. 3. В западине размытой поверхности кровли среднего прослоя встречено клиновидной формы скопление пластинок (680 мкм) видимого золота (рис. 5), а в центральной части верхнего прослоя
Химический состав кобальтомарганцевой корки подводной горы Детройт
Элемент Интервал (см. рис. 4), мм
0-5 5-18 18-22 22-38 38-58 58-103 103-120
%
3,83 7,24 4,92 4,13 4,76 4,11 9,16
А1 1,55 1,73 0,82 0,48 0,79 0,89 2,06
Са 1,45 2,19 2,33 2,37 2,39 2,82 6,46
Fe 31,25 21,42 23,73 20,58 22,75 16,59 13,06
К 0,55 0,70 0,55 0,48 0,53 0,72 1,27
Mg 0,91 1,01 0,98 1,05 1,00 1,03 1,79
Мп 9,99 18,45 21,82 24,03 22,02 27,7 18,22
Na 1,66 2,09 2,00 2,08 1,99 2,00 1,99
Р 0,51 0,43 0,44 0,46 0,44 0,41 2,25
ТС 0,95 0,70 0,93 0,77 1,00 0,95 0,72
г/т
Ва 1797 1978 2053 1735 2373 2530 2298
Со 2668 2887 2937 3031 2845 4228 1647
Си 117 362 384 398 415 1372 730
Ni 803 1504 2507 3260 2727 4067 4293
РЬ 1692 1135 1548 1713 1858 1439 459
Sr 1216 1548 1727 1757 1892 1763 933
V 748 638 779 758 770 626 339
Zn 561 482 658 610 630 622 724
Zr 967 613 690 649 519 629 228
Li 5,73 6,64 7,76 3,53 1,9 8,8 70,8
Ве 5,5 4,9 6,2 5,28 5,7 6,2 2,7
8с 21,1 13 12 10 7,9 9,2 20,3
Сг 298 83 12 88 5 7 115
Rb 10,2 12,8 5,98 4,54 5,3 6, 6 22,1
Y 168 229 267 223 214 207 551
Nb 73 46 59 41 52 83 58
Мо 174 625 757 616 823 626 358
Cd 2,8 4,0 4,8 4,07 5,4 5,6 7,3
Cs 0,5 0,7 0,3 0,21 0,1 0,2 0,9
La 346 347 416 361 372 322 376
Се 1562 1116 1579 1350 2472 2415 709
Рг 84 79 89 82 93 76 87
Nd 354 335 382 357 383 311 386
Sm 76 76 86 77 88 71 87
Еи 18 19 21 19 21 17 22
Gd 80 85 102 85 95 83 102
ТЬ 10 12 13 13 12 10 14
Dy 56 73 80 71 72 61 85
Но 10 14 16 14 14 12 17
Ег 28 40 44 40 39 35 49
Тт 3,8 5,5 6,3 5,6 5,9 5,15 6,7
Yb 25,3 36,8 42, 7 38 37,9 34,5 44
Lu 3,8 5,3 6,4 5,6 5,5 5,1 6,7
НГ 20,3 10,9 10,9 6,7 7,2 12,1 3,9
Та 0,4 0,3 0,4 0,32 0,4 0,6 0,9
W 27 87 124 127 163 145 63
Т1 10 27 64 46 51 40 31
Th 71,9 48,1 24,9 23 19,6 24,4 14,7
и 11,3 14,8 17,7 16 17,4 17,5 8,5
Мп / Fe 0,32 0,86 0,92 1,16 1,57 1,67 1,43
1РЗЭ + Y 2825 2473 3108 2741 3924 3664 2542
Рис. 5. Клиновидное скопление частиц золота на размытой поверхности среднего прослоя антрацитовидного слоя КМК (в отраженных электронах). (+) - местоположение спектра и его номер. На врезках - колломорфно-ячеистая поверхность пластинок золота. На врезке справа - частица в «рубашке» органического вещества (спектр 15)
внутри небольшого (8 мм) рудного слойка скопление пластинок достигает 30 мкм (рис. 6).
Стользначительное клиновидное скопление пластинок золота позволяет идентифицировать его как «ураганную» пробу, которая, как известно, исключается при вычислениях среднего содержания (кларка). Однако истории открытий некоторых месторождений полезных ископаемых, в том числе и крупных, зачастую начинались с обнаружения «ураганных» проб и объяснения причин их возникновения.
На поверхности золотин из среднего и верхнего прослоев видны многочисленные овальные бугорки и углубления, а также небольшое количество пор.
Следов трения (царапин, бороздок) на пластинках отмечено не было. Морфология поверхности пластинок самородного золота во многом близка колломорфно-ячеистой структуре железомарганцевых слойков как на поверхности напластования (роста), так и по плоскостям поперечных сечений и по существу представляет их реплику.
Анализ результатов химического состава золотин по энергодисперсионным спектрам (табл. 2) показал, что в среднем прослое антрацитовидного слоя количество золота варьирует от 8,22 до 31,02 при среднем значении 16,53 масс. %. Причем максимальные содержания определены в наиболее светлых участках пластин (спектр 6). Серебро (0,96 масс. %, здесь и далее приведены средние значения) и медь (3,08) определены в небольших количествах. Примерно равное количество марганца (4,24) и железа (4,21), по всей видимости, является следствием влияния Fe-Mn матрицы, спектры которой для сравнения приведены в табл. 2. Иное распределение металлов установлено в пластинках верхнего прослоя антрацитовидного слоя. При немного пониженном содержании золота (12,31), количество серебра (8,59) и меди (19,76) значительно выше, иное также и соотношение марганца (0,73) и железа (7,68). Во всех спектрах отмечено повышенное содержание алюминия, а также углерода, причем отдельные пластинки золота находятся в «рубашке» из органического вещества, характеризующегося индивидуальным составом (спектр 15
Рис. 6. Скопление частиц золота верхнего прослоя антрацито-видного слоя КМК (во вторичных электронах)
Химический состав пластинок Аи и вмещающей Гс—Мп матрицы по энергодисперсионным спектрам (вес. %)
К> К>
Спектр (номер) С О А1 Я! С1 Мё Са К И N3 \¥ яь Мп Бе Си Аи Сумма
Средний прослой антрацитовидного слоя (нижний-средний миоцен)
1 23,34 36,56 9,39 0,73 0,51 - 0,49 0,45 0,28 - - - 4,67 4,06 3,13 1,11 15,27 99,99
2 33,26 37,57 8,09 0,63 0,32 - 0,38 0,17 - - - - 3,64 3,41 1,82 0,59 10,11 99,99
3 26,13 31,33 10,54 0,45 0,32 - 0,28 - - - - - 2,10 2,23 3,48 1,11 22,02 99,99
4 26,91 30,57 10,13 0,41 0,37 - 0,22 - - - - - 2,24 2,21 3,98 1,15 21,82 100,01
5 24,91 38,72 8,31 0,75 0,35 - 0,39 0,31 0,35 - - - 3,97 3,70 2,82 0,69 14,74 100,01
6 22,75 25,31 10,66 - - - 0,25 - - - - - 1,26 1,78 4,87 2,10 31,02 100,00
7 29,04 36,11 8,12 0,55 0,34 0,28 0,35 - - - - - 3,10 2,80 2,64 1,07 15,62 100,02
8 25,37 37,63 7,57 0,86 0,52 0,27 0,47 0,20 0,29 - - - 4,10 3,84 3,29 1,21 14,38 100,00
9 32,50 35,57 6,71 0,64 0,38 0,23 0,42 0,17 - - - - 3,24 3,08 2,86 0,97 13,22 99,99
10 26,32 37,66 8,34 0,70 0,33 - 0,41 0,17 0,23 - - - 3,99 3,25 3,19 0,82 14,58 99,99
11 29,31 41,65 8,36 0,84 0,39 0,22 0,38 0,23 0,18 - - - 3,97 4,00 1,74 0,50 8,22 99,99
Среднее левой площади (рис. 5) 27,26 35,33 8,75 1,64 0,38 0,10 0,37 0,24 0,27 3,30 3,12 3,07 1,03 16,45
12 25,96 31,92 7,51 0,59 0,40 - 0,33 - - - - 3,57 3,63 4,25 1,71 20,13 100,00
13 23,23 33,53 9,58 1,01 0,35 - 0,37 - 0,40 - - - 4,48 4,75 3,52 0,95 17,83 100,00
14 18,30 33,50 9,12 1,60 0,57 - 0,64 0,29 0,36 - - - 5,88 6,28 4,18 0,72 18,56 100,00
15 32,95 35,43 5,39 0,80 0,35 0,28 0,59 0,25 0,32 0,65 0,65 0,58 6,05 5,85 1,23 0,40 8,24 100,01
16 22,07 30,93 9,30 1,30 0,65 - 0,77 0,27 0,40 - - - 7,68 7,66 2,27 0,73 15,97 100,00
17 25,84 33,10 8,79 0,71 0,49 - 0,43 - 0,33 - - - 5,20 5,09 2,46 0,89 16,67 100,00
18 22,28 39,91 8,47 0,99 0,45 0,32 0,49 0,24 0,26 - - - 4,64 4,63 2,90 0,64 13,77 99,99
19 19,35 34,46 9,18 0,73 0,44 - 0,41 0,22 0,29 - - - 3,95 4,42 3,83 1,10 21,62 100,00
Среднее правой площади (рис. 5) 23,75 34,10 8,42 0,97 0,46 0,30 0,50 0,25 0,34 0,65 0,65 0,58 5,18 5,29 3,08 0,89 16,60
Среднее по прослою 25,50 34.72 8.58 1.30 0.42 0.20 0.44 0.25 0.30 0.65 0.65 0.58 4.24 4.21 3.08 0.96 16.53
^н С^ 40 40 00 чо «о ^н 00 сл сл сл
«О СЯ 00
00 ^
СО
СО со ^о
ся ^о
со со
о
0^8
со со сь"
о о «о
со со со ^о
со со со сь"
со ^ с-
СО >
со со со сь"
о о 40 00
со СО СЯ СЯ ся ^о
со со со со со со
г- 00 40 с- __ г- ся 00
СЛ '—1 '—1 40 ^ ©о
«о* о СП СП ся ся ся со^ V
«о со г- со ^ ся
40 ся '—1 «о 00 40 г-
00
г- «о 40 ^ г- «о
'—1 '—1 «о 40^ 40 СЯ
со ся оо со со со сК
ся со ся со ся со со со
о «о г- «о ©
'—1 сл «о 1—1 «о
ся со оо к к к
' 1 ' 1 1—1
<N<N<N<N<N
£ ^
^ 00 ^ ^ С^ С^
40 ^ 40
00
т м м о^
^ ^ г^ ^
00 00 00
00 «п «п
т о\
т ^ п
<N<N0^04
на рис. 5, табл. 2). Химический состав Fe-Mn матрицы выделяется присутствием серы и натрия, а также повышенным содержанием титана, кальция и хлора, помимо основных металлов -марганца и железа (табл. 2).
В нижнем фосфатизированном ан-трацитовидном прослое при изучении в СЭМ пластинок самородного золота выявлено не было.
Морфология и химический состав пластинок золота свидетельствуют об отложении их в тонких трещинах, развитых в различных направлениях КМК. Скопление частиц подобной формы и размеров, указывающее на аллотиген-ную природу золота, установлено на размытой поверхности центральной части поперечного среза КМК, приуроченной к границе среднего и позднего миоцена.
Источником самородного золота, вероятно, были залегающие гипсометрически выше кобальтомарганцевые корки, размыв которых в кратковременные этапы усиления скоростей придонных течений привел к гравитационному перемещению пластинок и последующей их концентрации в микрозападинах поверхности. Установлено, что высокие концентрации золота имеют толеиты гавайского типа, которыми сложен гайот Детройт. При фоновом содержании золота в океанических толеитах 1-2 мг/т в аналогичных базальтоидах гавайского типа его средние концентрации составляют 17,5-24,5 мг/т [8]. Наши наблюдения по перемещению «косового» золота вдоль морского побережья восточной Камчатки от коренного источника до места отложения показали, что максимальное расстояние достигает 30 км. Современное положение гайота Детройт и тем более его местоположение в среднем миоцене (перемещение океанической плиты в северо-западном направлении со скоростью 0,3° в 1 млн лет), характеризующемся климатическим оптимумом, полностью исключают возможность привноса золота с континента.
Изложенные факты дают основание считать, что пластинки золота имеют низкотемпературное гидротермальное происхождение. Согласно [5], формирование гидротермальных флюидов происходит вследствие проникновения морской воды в толщу океанической коры, где нагретые хлоридные растворы, выщелачивая базальтоиды, насыщаются металлами, в том числе благородными. В периоды вулканотектонической активизации происходит оживление старых и формирование новых разломов. По высокопроницаемым зонам трещиноватости гидротермальные флюиды поднимаются к поверхности дна, и в присутствии природных окислителей (железомарганцевые образования, обогащенные органическим веществом [5, 8]) начинается осаждение химических элементов, в том числе и золота.
Подтверждением данной схемы служат результаты детального анализа пластинок самородной меди, выявленной в керне скв. 884 подводной горы Детройт как в базальтоидах субстрата, так и в перекрывающих осадочных породах вплоть до среднего миоцена [13]. Медная минерализация в керне приурочена только к плоскостям разрывных нарушений, а по размерам и морфологии поверхности самородные пластинки меди близки к изученным нами пластинкам золота. Совпадает и время их формирования. Кроме того, в ассоциации с пластинками золота в образце из верхнего антрацитовидного прослоя КМК Детройта нами была встречена небольшая пластинка самородной меди.
Таким образом, приведенные данные свидетельствуют о низкотемпературном гидротермальном образовании пластинок золота в КМК гайота Детройт в этап среднемиоцено-вой вулканотектонической активизации, последующем их переотложении и концентрации в микрозападинах поверхности корок. Следует отметить, что данный этап вулканотекто-нической активизации проявился и на гайотах Магеллановых гор, где выявлены средне-миоценовые базанитовые шлаковые конусы [6].
ЛИТЕРАТУРА
1. Асавин А.М., Аникеева Л.И., Казакова В.А. и др. Распределение редких элементов и платиноидов в слоистых железомарганцевых корках // Геохимия. 2008. № 12. С. 1251-1279.
2. Батурин Г.Н., Дубинчук В.Т. Микроструктуры железомарганцевых конкреций океана. М.: Наука, 1989. 288 с.
3. Гайоты Западной Пацифики и их рудоносность / под ред. И.Н. Говорова, Г.Н. Батурина. М.: Наука, 1995. 368 с.
4. Геология и минерагения дальневосточных морей России (твердые полезные ископаемые). СПб.: ВНИИ-Океангеология им. И.С. Грамберга, 2011. 126 с. (Тр. ВНИИОкеангеология; т. 222).
5. Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Гурвич Е.Г. Гидротермальные образования рифтовых зон океана. М.: Наука, 1990. 256 с.
6. Мельников М.Е. Месторождения кобальтоносных марганцевых корок. Геленджик: Южморгеология, 2005. 230 с.
7. Минеральные ресурсы Мирового океана: концепция изучения и освоения (на период до 2020 г.) / С.И. Андреев (гл. ред.). СПб.: ВНИИОкеангеология, 2007. 97 с.
8. Некрасов И.Я. Геохимия, минералогия и генезис золоторудных месторождений. М.: Наука, 1991. 302 с.
9. Clouard V., Bonnevill A. Ages of seamounts, islands and plateaus on the Pacific plate // Geol. Soc. Amer. Spec. Paper. 2005. N 388. P. 71-90.
10. Frank M., O'Nions R.K., Hein J.R., Banakar V.K. 60 Myr records of major elements and Pb-Nd isotopes from hydrogenous ferromanganese crusts: reconstruction of seawater paleochemistry - implications for sediment provenance and the source of trace metals in sea water // Geochim. Cosmochim. Acta. 1999. Vol. 63, N 11/12. Р. 1689-1708.
11. Hein J.R., Mizell K., Koschinsky A., Conrad T.A. Deep-ocean mineral deposits as a source of critical metals for high- and green-technology applications: Comparison with land-based resources // Ore Geol. Rev. 2013. Vol. 51. P. 1-14.
12. Lonsdale P., Dieu J., Natland J. Posterosional volcanism in the Cretaceous part of the Hawaiian hotspot trail // J. Geophys. Res. 1993. Vol. 98, N B3. Р. 4081-4098.
13. Rea D.K., Basov LA., Scholl D.W., Allan J.F. (Eds). Proceedings ODP, Sci. Results. 1995. Vol. 145: College Station, TX (Ocean Drilling Program). 690 p.
14. Tarduno J.A., Duncan R.A., Scholl D.W. et al. Motion of the Hawaiian hotspot: A paleomagnetic test // Proc. ODP, Init. Reps. 2002. Vol. 197: Sites 1203-1206. P. 1-125.
15. Van de Flierdt T., Frank M., Lee D.-C., Halliday A.N. et al. New constraints on the sources and behavior of neodymium and hafnium in seawater from Pacific Ocean ferromanganese crusts // Geochim. Cosmochim. Acta. 2004. Vol. 68, N 19. P. 3827-3843.
