CC BY
48
УДК 550.93: 553.3.065:549.3 Вестник СПбГУ. Сер. 7. 2011. Вып. 2
В. Ю. Кузнецов, Г. А. Черкашёв, В. Е. Бельтенёв, Ф. Е. Максимов, В. В. Шилов,
И. Е. Жеребцов, Н. Г. Баранова, А. М.Железнов
““^-ДАТИРОВАНИЕ ГИДРОТЕРМАЛЬНО-ОСАДОЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ СРЕДИННО-АТЛАНТИЧЕСКОГО ХРЕБТА: МЕТОДОЛОГИЧЕСКИЕ ВОЗМОЖНОСТИ И ПЕРСПЕКИВЫ ПРИМЕНЕНИЯ
Введение. Гидротермальные сульфидные руды открыты в 1978 г. в районе 21° с. ш. вблизи осевой зоны Восточно-Тихоокеанского Поднятия (ВТП) [1, 2]. Они сразу же вызвали огромный научный и практический интерес ввиду их значительного обогащения многими рудными металлами (Си, Zn, РЬ, Fe, Аи, Ag и др.), а также впечатляющих размеров построек, зачастую достигающих нескольких десятков миллионов тонн. Позже, в 1985 г., сульфидные руды были обнаружены в пределах Срединно-Атлантического Хребта (САХ) [3]. К настоящему времени открыто и в разной степени изучено более десяти гидротермальных полей в пределах САХ. Как было показано, объемы рудных залежей, морфология гидротермальных построек, их минеральный и химический состав весьма заметно меняются в зависимости как от фациальных условий рудообразования, гидродинамических и физико-химических параметров среды, так и от протяженности во времени периодов активизации гидротермальной деятельности, имеющей эпизодический характер и приводящей, собственно, к образованию массивных сульфидных тел на дне океана [4-6]. Изучение эволюции гидротермального рудообразования базируется на использовании радиоизотопных методов датирования непосредственно самих сульфидных отложений, а также металлоносных осадков, формирующихся в пределах ореола рассеяния гидротермального флюида в придонных океанских водах.
Первые результаты исследований сульфидных руд Срединно-океанических хребтов
были получены с использованием 210РЬ/РЬ (пределы датирования — 0 --100-120 лет)
и 230^/и (пределы датирования---1-2 ----200 тыс. лет) методов [7, 8]. Информацию о
времени активизации гидротермальной деятельности получают также и с применением 14С-метода, датируя металлоносные слои осадочных колонок с заметным включением гидротермального вещества (в этих горизонтах концентрация рудных металлов обычно заметно возрастает по сравнению с другими прослоями колонки) [5, 6, 9]. Первые результаты использования 230^-датирования (возрастной предел — до ~350 тыс. лет) в тех же целях на материале этих гидротермально-осадочных отложений, сформировавшихся в пределах ряда гидротермальных полей САХ, получены нами и приведены в работе [10]. Однако вопрос о возможностях датирования этих сложных в вещественно-генетическом отношении осадках 230^-методом, применяемом обычно для изучения геохронологии «нормальных» пелагических отложений, до сих пор окончательно не решен. Совершенно очевидно, что наращивание экспериментальных данных по содержанию и распределению 238и, 234и, 232^, 230й. и их изотопных отношений в металлоносных осадках (расположенных в районах активной гидротермальной деятельности) создает основу для тестирования возможностей и ограничений применения 230й. метода и, в конце концов, получения достоверных 230^-датировок металлоносных осадков. Следу-
© В. Ю. Кузнецов, Г. А. Черкашёв, В. Е. Бельтенёв, Ф. Е. Максимов, В. В. Шилов, И. Е. Жеребцов,
Н. Г. Баранова, А. М. Железнов, 2011
ет отметить также, что сведений о частоте и продолжительности периодов активизации гидротермальной деятельности, необходимых для реконструкции во времени процессов гидротермального рудообразования и получаемых обычно методом 230Th/U датирования непосредственно массивных сульфидов как в пределах отдельных сегментов, так и для всего, например, Срединно-Атлантического хребта (САХ) в целом, все еще крайне мало.
Основные цели настоящего исследования заключались в следующем:
• оценить возможности использования 230^-метода для датирования океанских гидротермально-осадочных (металлоносных) отложений по результатам определения в них изотопов урана и тория;
• получить новые количественные данные о частоте и продолжительности гидротермальных событий в голоцене/плейстоцене в пределах рудных узлов «Логачев» и «Ашадзе» и гидротермального поля «Краснов» Срединно-Атлантического хребта (САХ) с применением метода 230^-датирования металлоносных осадков.
1. Местоположение и краткое описание гидротермальных полей «Логачев-1, -2», «Рейнбоу», «Краснов» и узла «Ашадзе » (САХ).
Гидротермальные поля «Логачев 1» и «Логачев 2», образующие узел «Логачев», открыты в районе 14°45,2' с. ш. (44°58.8' з. д.) и 14°43,2' с. ш. (44°56.2' з. д.) в пределах САХ во время Российских рейсов научно-исследовательского судна «Профессор Логачев» в 1993-1994 годах [11, 12]. Гидротермальное поле «Краснов» (16°38,5' с. ш., 46°28,5' з. д.) обнаружено в 2004 г., а гидротермальные поля «Ашадзе-1» (12°58,5' с. ш., 46°28,5' з. д.) и «Ашадзе-2» (12°59,3' с. ш., 44°54,45' з. д.) открыты соответственно в 2003 и 2005 гг. в пределах рудного узла «Ашадзе» в рейсах НИС «Профессор Логачев», организованных ПМГРЭ и ВНИИОкеангеология [13, 14]. Все перечисленные гидротермальные поля приведены на схеме Срединно-Атлантического хребта на рис. 1.
Гидротермальное поле «Логачев-1» расположено на восточном краевом уступе риф-товой долины в 35 милях к югу от трансформного разлома 15о20' с. ш. Общая площадь поля составляет около 0,3 км2 и включает 15 рудных холмов. Наиболее крупный сульфидный холм длиной около 200 м, шириной порядка 125 м и до 20 м высотой протягивается вниз по склону в северо-западном направлении с глубины 2910 м до 3010 м. На поверхности этого холма имеются три участка с высокотемпературными гидротермальными источниками («черными курильщиками»), на некоторых небольших холмах — низкотемпературные источники («белые курильщики»). В настоящее время большая часть поля неактивна. Гидротермальные отложения перекрыты маломощным прерывистым слоем фораминиферовых осадков с многочисленными обломками серпентинитов или серпентинизированных глубинных пород и габброидов. Периферийная часть поверхности гидротермального тела представлена либо плитообразными, либо террасовидными образованиями. Основными морфологическими формациями являются холмики, конические и шарообразные обособления высотой до 10-15 см, и маломощные (до 5 см), но протяженные валообразные формы, простирающиеся вниз по склону [5].
Гидротермальное поле «Логачев-2» расположено на восточном склоне резко асимметричной рифтовой долины в центре сегмента САХ в пределах небольшого протру-зионного субширотного хребта. Общая площадь поля составляет 0,15 км2 и включает 6 рудных холмов. Наиболее крупный сульфидный холм имеет длину около 150 м и ширину до 80 м. Гидротермальное поле протягивается вниз по склону с глубины 2670 м до 2740 м. В настоящее время действующих «курильщиков» в пределах поля не обнаружено [12].
с.ш. 50° 30° 10° З.Д.
Рис. 1. Схема Срединно-Атлантического хребта с обозначением гидротермальных полей «Логачёв-1,-2», «Краснов», «Ашадзе-1,-2»
Гидротермальное поле «Краснов» расположено в восточном борту рифтовой долины на глубинах 3700-3900 м. Приурочено к вулканической гряде, вытянутой вдоль бровки тектонической ступени, которая крутым уступом высотой до 700 м сочленяется с днищем долины. Рудовмещающими породами являются толеитовые базальты. В пределах гидротермального поля выявлены 6 рудных тел. Крупные расположены в южной части поля, из которых самое крупное имеет размеры 350 х 280 м, мощность — 1-1,5 м. В настоящее время признаков активной гидротермальной деятельности не установлено [13, 15].
Гидротермальное поле «Ашадзе-1» расположено на поверхности «нижней» террасы в подножье западного борта рифтовой долины в диапазоне глубин 4100-4200 м и пространственно связано с глубинными породами габбро-перидотитового комплекса. В пределах поля выявлены 3 крупных тела общей площадью 0,014 кв. км. Гидротермальные формации включают сульфидные руды, гидротермальные корки, прожилково-вкра-пленное оруденение в породах и осадках и рудные брекчии. «Черные курильщики», обнаруженные в пределах поля «Ашадзе-1», свидетельствуют о наличии здесь гидротер-
мальной активности. Особенностью положения рудного поля в структуре САХ является его близость к трансформному разлому Марафон (~ 20 км к северу от разлома). В настоящее время это самое глубинное рудное поле в Атлантическом океане, пространственно связанное с породами габбро-перидотитового комплекса [14].
Гидротермальное поле «Ашадзе-2» расположено в западном борту рифтовой долины на глубинах 3200-3300 м и также пространственно связано с породами габбро-пери-дотитового комплекса. Поле приурочено к углу пересечения субширотных и субмериди-ональных тектонических нарушений. Оно включает 3 рудных тела и прилегающие к ним поля рудоносных и металлоносных осадков. Поле вытянуто в субмеридиональном направлении не менее чем на 750 м при максимальной ширине 300 м, суммарная площадь рудных тел — 0,026 кв. км. В настоящее время признаков активной гидротермальной деятельности не установлено [14].
2. Сущность и основные положения 230^-метода датирования океанских осадков.
Появление и внедрение в практику геохронологических исследований в океане ра-диоизотопных (или «неравновесных») методов явилось результатом установления в океанской воде и, как следствие, в донных отложениях нарушения радиоактивного равновесия в природных рядах 238и и 235и. Эти методы могут быть разделены на две категории:
1) одни основаны на явлении радиоактивного распада избыточного над равновесным с материнским изотопом дочернего нуклида (например, 230й. над 234и или 231Ра над 235и);
2) другие, наоборот, — на накоплении дочернего радиоизотопа, стремящегося к равновесию с материнским радиоэлементом (например, накопление 230й. из 234и или 231Ра из 235и) [16, 17].
В настоящей работе для радиохимического и геохронологического изучения гидротермально-осадочных (или, иначе, металлоносных) отложений из указанных выше гидротермальных полей использован метод избыточного 230^, применение которого предполагает наличие его избытка над материнским ураном в осадках океана.
Многими экспериментами показано [16-19], что ведущим процессом, определяющим геохимическое поведение 230й. в океане, является процесс гидроксо-комплексоо-бразования. В результате гидролитических превращений этого радиоэлемента в морской воде могут, по-видимому, существовать различные его соединения, как заряженные ^(ОН)3+, ^2(ОН)35+, ^2(ОН)23+, так и нейтральные ^(ОН)4 формы. Не исключена вероятность образования и частиц истинных коллоидов. Результаты целого ряда работ подтверждают возможность существования 230й. в океане в указанных формах [18-20]. Кроме того, процессу гидролиза 230й. в воде благоприятствует радиоактивный распад 234и (также и 238и), в результате которого образующиеся «горячие» атомы отдачи 230й. еще более энергично вступают во взаимодействие с окружающей средой. Неустойчивость гидролизных форм 230й. в океанской воде приводит к их эффективной сорбции коллоидными сгустками гидроокиси железа (и марганца), а также, в меньшей степени, мельчайшими терригенными частицами взвесей, которые и транспортируют 230й. на дно океана [16, 18, 21-23]. Известно при этом, что уран в морской воде существует в шестивалентном состоянии и образует хорошо растворимый уранилтрикарбонатный анионный комплекс [и02(С03)3]4-, в результате чего основное количество этого элемента удерживается в водах океана [16, 20].
Таким образом, содержание 230й. в донных осадках, значительно превышающее количество его материнского изотопа урана (238и, 234и), и вертикальное распределение 230й.
в осадочной толще, позволяет использовать метод так называемого избыточного 230й. в геохронологических целях.
На современном этапе геохронологических исследований в океане, когда накоплено достаточно много сведений о содержании, формах нахождения, особенностях геохимического поведения, распределении и т. д. изотопов урана и тория в морских водах и донных осадках, основные теоретические положения 230й. метода датирования океанических отложений формулируются следующим образом [16-18].
1. Содержание 238и и 230й. в океанической воде должно оставаться постоянным в течение интервала времени, определяемого иониевым методом, то есть в течение последних 350-400 тыс. лет.
2. В донных отложениях (различных типах осадков, железомарганцевых стяжениях) не должна происходить миграция 230^, но если она все же наблюдается, необходимо знать причины, приводящие к изменению распределения в них 230^.
3. Скорость осаждения 230й. на океаническое дно должна быть постоянной во времени, но если она изменяется, требуется знать причины, обусловливающие ее изменение.
4. Размещение осадочного материала должно определяться нормальным процессом седиментации и не должно быть последующих нарушений первоначальной стратиграфии отложений.
В случае если эти условия выполняются и объекты исследования, таким образом, могут быть пригодны для их датирования 230й. методом, вертикальное распределение 230й. в осадочной толще (или его радиальное распределение в железомарганцевых конкрециях) должно носить экспоненциальный характер, обусловленный периодом полураспада изотопа (Т1/2 = 75200 лет), как это показано на рис. 2.
Экспоненциальный характер распределения 230й. по глубине осадочной колонки объясняется законом радиоактивного распада согласно формуле:
А = А , е А0 = Ап * е— ,
Л
&
о
<
200000 400000
Время тыс. лет
600000
Рис. 2. Теоретическая кривая распада изотопа 230^ (Т1/2=75200 лет).
где А0 — удельная активность 230й. в поверхностном слое; А„ — удельная активность 230й. в слое п; X — постоянная распада 230^, X = 0,693/Т1/2, £ — время накопления слоя п.
3. Результаты радиохимического и геохронологического изучения гидротермально-осадочных отложений.
Выделение изотопов урана и тория из металлоносных осадков производилось с использованием радиохимической методики, разработанной и успешно применяющейся авторами при исследованиях разных вещественно-генетических типов отложений [10, 18].
Результаты радиохимических анализов, 230^- и 14С-датировки отдельных слоев колонок металлоносных сведены в таблицах 1—7.
Гидротермальный узел «Логачёв». Материалом для геохронологического изучения металлоносных осадков послужила осадочная колонка N 145, поднятая на участке Срединно-Атлантического хребта (САХ) в пределах гидротермального поля «Логачев-1».
Колонка N 145 получена на восточном склоне рифтовой долины САХ; координаты — 14°45'44" с. ш., 44°58'74" з. д.; глубина океана — 3105 м; отобрана в 300 м севернее гидротермального узла со дна подводного плато.
В вертикальном профиле отложений можно выделить два крупных слоя, несколько различающихся литологически и по содержанию в них карбоната кальция.
Слой 1 (0—18 см). Ил сильнокарбонатный, кокколитово-фораминиферовый, серо-бежевого цвета, металлоносный. В нем единичные микровключения черного цвета ^е-Мп окислы), дресва ультраосновных пород. Ил — пятнистый. Пятна бежевого цвета, округлых, иногда неясных очертаний, связаны с биотурбационной деятельностью. Верхний интервал (0—1 см) сильно насыщен морской водой, до текучей консистенции. Содержание карбоната Са в осадке до 90—95%.
Слой 2 (19—115 см). Ил сильнокарбонатный, кокколитово-фораминиферовый, бежевого цвета, до 60 см металлоносный, далее вниз по разрезу — не металлоносный. Переход к вышележащему слою постепенный, граница нечеткая. Ил содержит единичные микровключения черного цвета ^е-Мп окислы). Верхняя часть слоя, интервал 18—25 см, биотурбирована. Наблюдаются многочисленные пятна, полосы округлых и неясных очертаний, серо-бежевого цвета. Содержание карбоната Са постепенно убывает сверху вниз по разрезу от 78% до 72%.
Результаты 230П-датирования осадков Результаты радиохимического анализа осадков этой колонки мощностью 115 см (табл. 1) наглядно иллюстрируют изменение содержания 230й. от поверхности в глубь осадочной колонки N 145, которое весьма близко его теоретическому распределению. Это дало возможность использовать 230^-метод для определения средней скорости седиментации колонки, рассчитанной исходя из содержаний 230^в 1-м и 5-м горизонтах, — 1,35 ± 0,11 см/тыс. лет, а также получить значения абсолютных возрастов для каждого изученного слоя (табл. 1). Датирование этой осадочной колонки (ее верхней половины) радиоуглеродным методом показало хорошую сходимость результатов обоих методов (табл. 1).
Таблица 1. Результаты радиохимического и фораминиферового анализов, 230^- и ^-датировки осадочной колонки N 145 (поле «Логачёв-1», рудный узел «Логачёв»)
N Слой, см Био- зоны 238и расп/мин г 234и/238и 232и расп/мин г 230 ^^изб. расп/мин г Возраст (230ВД т.л. Возраст (14С) т.л.
1 0—1 Z 0,48±0,02 1,07±0,06 0,90±0,06 6,53±0,37 — —
2 5—6 Z 0,51±0,02 1,06±0,06 0,62±0,04 5,51±0,33 4,1±0,4* —
3 13—15 Z — — — — 10,4±1,1* 10,8±0,2
4 30—31 Y — — — — 22,6±2,4* 20,8±0,5
5 40—41 Y — — — — 30,0±3,2* 27,6±0,6
6 60—61 Y 0,44±0,02 1,08±0,06 0,55±0,03 3,54±0,22 44,8±4,8* —
7 90—91 Y 0,14±0,01 1,11±0,06 0,42±0,03 3,38±0,20 67,0±7,4* —
8 114—115 X 0,25±0,01 0,99±0,06 0,55±0,03 2,99±0,19 84,8±9,2
* 230^-датировка рассчитана из средней скорости седиментации 1,35±0,11 см/тыс. лет в интервале слоев 0—1 — 114—115 см (по данным 230^-метода); средняя скорость седиментации в интервале 0—41 см, рассчитанная по 14С, составила 1,43±0,06 см/тыс. лет; 230^изб. — удельная активность 230^, избыточная над равновесной с материнским 234и.
По колонке N 145 выполнено 15 полных количественных анализов состава планктонных фораминифер (аналитик В. В. Шилов, ПМГРЭ, Санкт-Петербург). Полученные данные позволили, согласно схеме Эриксона и др. [24, 25], выделить три биостратигра-фические зоны: Ъ (соответствует временному отрезку 0—11 тыс. лет) в интервале керна
0—18 см, Y (11—75 тыс. лет) в слое 18—110 см, X (75—128 тыс. лет) начиная с 110 см и глубже. Полученные 14С- и 230^-датировки отдельных горизонтов колонки N 145 вполне согласуются с возрастными границами выделенных биозон [18].
Верхняя половина изученного керна 0—60 см представлена металлоносными осадками, в которых высокая концентрация железа ^ебкв > 10% — в пересчете на бескарбо-натное вещество, бкв) равномерно распределена по всей длине этого отрезка колонки. Поэтому вполне очевидно, что в генезисе этой части осадочного керна присутствует гидротермальный материал, поступивший из распространявшегося в придонной воде гидротермального плюма. Формирование всего этого слоя рассчитано из средней скорости седиментации 1,35±0,11 см/тыс. лет и происходило на протяжении последних приблизительно 44 тыс. лет.
Гидротермальный узел «Ашадзе». Объектами исследования являлись осадочные колонки, отобранные в пределах рудного узла «Ашадзе» (в районе расположения гидротермального поля «Ашадзе-2») Срединно-Атлантического хребта с глубины порядка 3000 м. Осадки представлены карбонатными отложениями с содержанием Feбкв < 10% (не металлоносные отложения) и Feбкв > 10% (до 30%) (металлоносные и рудосодержащие отложения).
Колонка N1082. Мощность осадочного керна составляет 320 см, поднята в пределах поля «Ашадзе-2». Результаты радиохимического анализа осадков этой колонки и полученные 230^-датировки отдельных горизонтов приведены в табл. 2. В вертикальном профиле осадков наблюдается близкое к экспоненте распределение избыточного 230^, что экспериментально обосновывает применение 230й. метода для датирования осадочной колонки N 1082.
Таблица 2. Результаты радиохимического анализа осадочной колонки N 1082, 230^-датировки
отдельных слоев и биозоны
Слой, 238и 232и 230 * ^^изб 234и/ Возраст, Био-
см расп/ расп/ расп/ 238и тыс. лет зоны
мин-г мин-г мин-г
5—7 0,62±0,04 0,53±0,01 7,47±0,10 1,09±0,09 5,1±0,1** Ъ
130—132 0,42±0,01 0,51±0,02 2,99±0,05 0,95±0,04 104,8±2,3 X
255—257 0,52±0,02 0,54±0,03 1,04±0,06 1,05±0,05 219,1±6,9 V
* активность 230^, избыточная над равновесной с материнским 234и; средняя скорость седиментации колонки, рассчитанная по 230^, составила 1,17 ± 0,03 см/тыс. лет.
** возраст горизонта рассчитан из средней скорости седиментации колонки.
По всей глубине керна выделено шесть слоев (50—60, 70—100, 115—125, 185—225, 240— 250, 255—320 см) сложенных металлоносными осадками (концентрация Fe порядка 10% и более), и пять биостратиграфических зон: Ъ (0—11 тыс. лет), Y (11—75 тыс. лет), X (75— 128 тыс. лет), Ш (128—170 тыс. лет), V (170—400 тыс. лет) (аналитик В. В. Шилов, ПМГРЭ,
Санкт-Петербург). Полученные 230^-датировки (см. табл. 2) укладываются в возрастные рамки биозон: Z — слой 0-35 см, X — слой 125-185 см, V — слой 225-320 см и глубже. Все эти данные, включая значения 230^-возраста отдельных горизонтов и величину средней скорости осадконакопления колонки N 1082 — 1,17±0,03 см/тыс. лет, свидетельствуют о возможном проявлении гидротермальной деятельности в периоды: приблизительно (30-51) тыс. лет назад, (60-86) т. л. н., (98-107) т. л. н., (158-192) т. л. н., (205-214) т. л. н., (219-274) т. л. н. (для слоя 255-320 см) в пределах поля «Ашадзе-2» (узла «Ашадзе» в целом).
Колонка N 208. Мощность осадочного керна составляет 75 см, поднята в пределах поля «Ашадзе-2». Результаты радиохимического анализа осадков этой колонки и полученные 230^-датировки отдельных горизонтов приведены в табл. 3.
Таблица 3. Результаты радиохимического анализа осадочной колонки N 238, 230^-датировки
отдельных слоев и биозоны
Слой, см 3 й rt s мр 2 за 2 S/Th еО 1 а Л s 230ТЦ* -Th изб. расп/ мин-г 234U/238U Возраст тыс. лет Био- зоны
0-2 0,46±0,02 0,58±0,03 5,04±0,10 54,13±1,05 1,17±0,07 0,79±0,04 Z
2-10 0,49±0,02 0,71±0,03 6,08±0,09 58,02±0,87 1,06±0,06 4,8±0,3 Z
40-50 0,63±0,04 0,90±0,03 5,61±0,09 51,47±0,79 0,97±0,09 35,7±1,9 Y
65-75 0,63±0,03 1,05±0,05 5,64±0,13 36,32±0,87 1,03±0,06 55,6±3,1 Y
230^‘изб. — значение активности избыточного 230^, нормализованное по Бе; скорость осадконакопления, рассчитанная между слоями 2-10 см и 65-75 см, равна 1,26±0,07 см/тыс. лет
Как видно из данных табл. 3, вертикальное распределение 230^изб. имеет весьма далекий от экспоненциального вид. По-видимому, интенсивность извлечения этого радионуклида из придонной воды частицами гидротермальной взвеси, а значит, и скорость осаждения 230й. на дно заметно варьировали во времени, что приводит к появлению нерегулярностей в его распределении по глубине керна и поэтому противоречит одной из предпосылок 230й. метода (см. выше). В этом случае используется так называемый метод нормализации экспериментальных 230^изб. кривых. Многими работами показано [16-19, 21-23], что основными концентраторами 230й. в океане являются оксигидраты железа и марганца. Этот установленный факт лежит в основе метода нормализации экспериментальных кривых распределения 230^. Суть этого метода заключается в отнесении меняющейся по глубине осадочной колонки концентрации (удельной активности) 230й. к содержаниям Бе и Мп в каждом исследованном слое [16]. Как видно из табл. 3, распределение 230^‘ приобретает в этом случае близкий к экспоненте характер, что и позволяет применить метод 230^-датирования осадков колонки N 208. В результате полученные 230^-датировки осадков укладываются в возрастные границы биозон Z и Y, а формирование осадочной колонки N 208 происходило в целом на протяжении последних как минимум 55,6±3,1 тыс. лет.
Таблица 4. Концентрация элементов индикаторов гидротермальной деятельности
в осадках колонки N 208
Интервал, см СаС03, % Бебкв, % МПбкв, % Сибкв, % ЪПбкв, % -<о % О и
0-2 82 9,02 0,30 0,30 0,04 0,013
2-10 82 10,16 0,32 0,34 0,06 0,013
10-20 85 15,12 0,46 0,53 0,05 0,018
20-30 91 21,35 0,71 0,79 0,09 0,027
40-50 78 10,54 0,35 0,34 0,04 0,013
65-75 81 14,99 0,53 0,40 0,05 0,016
Результаты послойного химического анализа показывают, что колонка N 208 сложена как металлоносными (слои 0-2, 2-10, 40-50 см), так и рудосодержащими (слои 10-20, 20-30, 65-75 см) осадками (табл. 4). Вклад гидротермального материала в формирование вещественного состава этих отложений прослеживается по всей длине осадочного керна. При этом рост интенсивности гидротермальной деятельности проявляется (исходя из средней скорости осадконакопления колонки — 1,26±0,07 см/тыс. лет, рассчитанной по содержанию 230й. в слоях 2-10 см и 65-75 см) в периоды около (8-24) и (52-60) тыс. лет назад.
Колонка N 213. Мощность осадочного керна составляет 75 см, поднята в пределах поля «Ашадзе-2». Результаты радиохимического анализа осадков этой колонки и полученные 230^-датировки отдельных горизонтов приведены в табл. 5.
Таблица 5. Результаты радиохимического анализа осадочной колонки N 213, 230^-датировки отдельных слоев и биозоны
Слой, см 3 ^2 мр 2 за 2 гг/ 53 230тг> изб расп/ мин-г 230ТЦ* изб. расп/ мин-г 234и/238и Возраст тыс. лет Биозоны
0-2 0,33±0,02 0,42±0,02 5,39±0,08 84,65±1,22 1,18±0,11 1,1±0,1 Ъ
2-10 0,47±0,04 0,39±0,03 5,84±0,13 96,69±2,21 1,25±0,12 6,6±0,7 Ъ
20-30 0,34±0,04 0,39±0,03 6,05±0,12 66,29±1,32 1,03±0,13 27,6±2,8 Y
60-73 0,39±0,04 0,61±0,03 6,95±0,12 71,42±1,25 1,15±0,14 73,5±7,3 Y
230^‘изб. — значение активности избыточного 230^, нормализованное по Бе; скорость осадконакопления, рассчитанная между слоями 0-2 см и 20-30 см, равна 0,91±0,09 см/тыс. лет.
Из данных табл. 5 видно, что вертикальное распределение избыточного 230й. не имеет экспоненциального понижения от поверхности в глубь осадочной толщи, даже, наоборот, концентрация изотопа несколько повышается с глубиной. Нормализованные по Бе (и Мп) экспериментальные данные не дают экспоненциального распределения (или близкого к нему) 230^‘, но обозначают все-таки тенденцию к понижению его удельной активности от верхних слоев к нижним. По-видимому, какие-то вторичные процессы привели к появлению экстремумов в динамике изменений содержания этого изотопа.
Например, одной из причин появления наблюдаемых нарушений в распределении этого радионуклида по колонке может быть (в дополнение к выпадающей из плюма гидротермальной взвеси) возможное периодическое просачивание гидротермального раствора сквозь рыхлую осадочную толщу к поверхности дна. Поэтому возрастные параметры и средняя скорость седиментации, рассчитанные по нормализованным значениям 230№* в
1-м и 3-м горизонтах, носят лишь оценочный характер. Исходя из этих данных, формирование осадочной колонки N 213 происходило на протяжении последних 73,5±7,3 тыс. лет (см. табл. 5). При этом возрасты отдельных горизонтов вполне укладываются во временные границы биозон Z и Y, выделенных методом фораминиферового анализа (аналитик В. В. Шилов, ПМГРЭ, Санкт-Петербург). Результаты химического анализа осадков колонки N 213 приведены в табл. 6.
Таблица 6. Концентрации элементов индикаторов гидротермальной деятельности
в осадках колонки N 213
Интервал, см CaCO3, % Fe6KB, % МПбкв, % Cu6kb, % Zn6KB, % Собкв, %
0-2 82 6,13 0,24 0,11 0,03 0,007
2-10 77 5,82 0,22 0,10 0,03 0,006
10-20 93 17,21 0,66 0,32 0,05 0,019
20-30 90 8,72 0,40 0,18 0,04 0,013
40-50 81 9,91 0,33 0,17 0,03 0,009
60-73 86 9,37 0,36 0,19 0,03 0,011
Эти данные свидетельствуют, в целом, о наличии вклада гидротермального материала в формирование вещественного состава осадков в течение всего времени накопления осадочной колонки с заметным увеличением поставок эндогенного вещества в слое (10-20) см. Во временной шкале этот эпизод фиксируется интервалом приблизительно (11-22) тыс. лет назад, исходя из средней скорости седиментации 0,91±0,09 см/тыс. лет.
Гидротермальное поле «Краснов». Объектами исследования являлись осадочные колонки NN 720, 756, 788, 194, отобранные в пределах или вблизи гидротермального поля «Краснов».
Колонки NN 720, 756 и 788 подняты вблизи зон гидротермальной деятельности в точках с координатами 17°20', 16°55' и 16°00' с. ш. соответственно, с глубин порядка 3000 м. Они сложены преимущественно кокколитово-фораминиферовыми илами, содержание железа в них выше, чем в обычных пелагических осадках, и достигает ~10% и более. Наличие гидротермальной составляющей в формирование кол. N 720 фиксируется, начиная с глубины 35 см вплоть до самого нижнего горизонта 98-100 см; в кол. N 756, наоборот, металлоносный слой отмечен в интервале 0-115 см; в кол. N 788 концентрация FeeKi! ^ 10% и прослеживается, незначительно варьируя, на протяжении всей мощности колонки в 140 см. Содержание СаСО3 в первых двух кернах понижается от 70-75% в верхних горизонтах до 30-50% в нижних слоях, а в колонке N 788 концентрация карбоната кальция распределена равномерно по всей ее длине и составляет порядка 75-83%.
Вся колонка N 194 мощностью 72 см, поднятая непосредственно в пределах поля «Краснов», сложена металлоносными (рудосодержащими) отложениями. При этом вклад гидротермального (рудного) материала варьирует по глубине керна. Например, концентрации рудных элементов (в пересчете на бескарбонатное вещество) растут от
13,5-17,5% для Fe, 0,08-0,11 для Си, 0,04 для Zn в слое 0-30 см до значений 32,2% ^е),
0,56% (Си), 0,18% (Ъп) в слое 40-50 см, несколько понижаются в слое 50-70 см и опять возрастают до значений 35% ^е), 2,62% (Си), 0,32% (Ъп) в слое 70-80 см. Эти данные могут свидетельствовать о весьма неравномерном во времени поступлении и последующем участии гидротермального вещества в формировании изученных металлоносных осадков.
Результаты 230П-датирования осадков. Результаты радиохимического анализа изученных осадочных колонок и полученные 230^-датировки отдельных горизонтов приведены в табл. 7.
Таблица 7. Результаты радиохимического анализа осадочных колонок NN 720, 756, 788, 194, 230^
датировки отдельных слоев и биозоны
N 720
Слой, см 238и расп/мин-г 232и расп/мин-г 230^ * ^^изб расп/мин-г 234и/238и Возраст, тыс. лет Биозоны
2-4 0,45±0,02 0,67±0,03 9,51±0,18 1,20±0,07 3,0±0,1 Ъ
39-40 0,65±0,03 0,95±0,04 6,70±0,14 1,02±0,07 39,1±1,2 Y
98-100 0,61±0,03 0,76±0,03 3,97±0,09 1,08±0,08 98,0±2,9 X
* активность 230^, избыточная над равновесной с материнским 234и. Средняя скорость седиментации для колонки N 720 — 1,01±0,03 см/тыс. лет.
N 756
Слой, см 238и расп/мин-г 232и расп/мин-г 230^ * ^^изб расп/мин-г 234и/238и Возраст, тыс. лет Биозоны
2-4 0,80±0,03 0,90±0,05 17,06±0,32 1,08±0,05 2,3±0,1 Ъ
50-52 0,75±0,02 1,18±0,05 12,56±0,26 1,03±0,05 39,5±1,2 Y
140-142 0,67±0,02 0,72±0,03 6,35±0,14 1,03±0,04 109,3±3,49 X
* активность 230^, избыточная над равновесной с материнским 234и. Средняя скорость седиментации для колонки N 756 — 1,29±0,06 см/тыс. лет.
N 788
Слой, см 238и расп/мин-г 232и расп/мин-г 230^, * ^^изб расп/мин-г 234и/238и Возраст, тыс. лет Биозоны
2-4 0,54±0,02 0,66±0,04 10,40±0,23 1,05±0,06 2,3±0,1 Ъ
60-62 0,41±0,02 0,77±0,04 6,27±0,16 1,06±0,07 46,6±1,8 Y
138-140 0,53±0,01 0,79±0,04 4,55±0,12 1,04±0,04 106,1±4,1 X
* активность 230^, избыточная над равновесной с материнским 234и. Средняя скорость седиментации для колонки N 788 — 1,31±0,06 см/тыс. лет.
N 194
Слой, см 238и расп/мин-г 232и расп/мин-г 230^ * ^^изб расп/мин-г 234и/ 23§и Возраст, тыс. лет Биозоны
0-4 1,31±0,06 0,76±0,03 16,20±0,17 1,14±0,06 2,0±0,2 Ъ
20-22 1,07±0,04 1,10±0,05 13,63±0,21 1,16±0,06 20,6±2,2 Y
40-42 1,98±0,07 0,83±0,03 7,69±0,12 1,02±0,04 42,6±2,6 Y
60-62 2,65±0,07 1,29±0,06 9,09±0,20 1,19±0,04 64,5±3,6 Y
70-72 3,53±0,06 1,05±0,04 5,39±0,15 1,09±0,02 75,5±5,0 Y
* активность 230^, избыточная над равновесной с материнским 234и. Средняя скорость седиментации для колонки N 194 — 0,94±0,06 см/тыс. лет.
Данные радиохимического анализа свидетельствуют, что изменение содержания 230^изб от поверхности в глубь толщи для всех изученных осадочных колонок весьма близко его теоретическому распределению (см. табл. 7). Это дало возможность использовать 230й. метод для определения средней скорости седиментации в районах пробо-отбора, а также рассчитать значения абсолютных возрастов для каждого из изученных слоев кернов (табл. 7). Полученные данные позволяют заключить, что воздействие гидротермальной активности, связанной с дополнительными поставками эндогенного рудного вещества, не влияет в значительной степени на вертикальное распределение изотопов урана и тория в осадках, образовавшихся к настоящему времени в районе отбора кол. NN 720, 756, 788, 194. 230й. датировки подтверждают, в дополнение к результатам радиохимического анализа, возможность практического применения 230й. метода для датирования металлоносных осадков, поскольку в каждом керне наблюдается последовательный рост значений возраста от поверхности в глубь осадочной толщи. Общий временной диапазон формирования металлоносных осадков в кернах NN 720, 756, 788 не превышает порядка 106 тыс. лет по данным 230й. датирования металлоносных осадков мощностью 140 см в кол. N 788 (см. табл. 7). Увеличение поставок гидротермального материала в осадкообразование в районе отбора кол. N 756 наблюдается на протяжении последних ~89 т. л. (первые 115 см керна) и в период ~35-98 т. л. н. (слой 35-100 см керна) в районе отбора кол. N 720.
Еще одним аргументом правомерности использования 230й. метода (аналитик В. В. Шилов, ПМГРЭ, Санкт-Петербург) являются результаты фораминиферового анализа изученных осадочных колонок. Так, например, по данным фораминиферового анализа осадков кол. N 194 выделено две биостратиграфические зоны: Ъ — в слое 0-20 см и Y — в слое 20-80 см и глубже (см. табл. 7). Полученные 230^-датировки укладываются в целом в возрастные границы этих биозон с общим диапазоном формирования всего керна этих металлоносных осадков в течение последних 75,5±5,0 тыс. лет. Та же картина наблюдается и для осадочных кернов NN 720, 756, 788.
Формирование металлоносных осадков кол. N 194, отобранной непосредственно в пределах поля «Краснов», происходило с заметным участием гидротермального вещества в течение последних приблизительно 75 тыс. лет (см. табл. 7). При этом эпизоды четко фиксируемой в слоях 40-50 и 70-80 см активизации гидротермальной активности ограничиваются временными интервалами приблизительно (42-53), (74-85) тыс. лет назад (возрасты рассчитаны с учетом средней скорости седиментации 0,94±0,06 см/тыс. лет).
Обсуждение полученных результатов
Рудный узел «Логачев». Результаты совместных геохронологических (радиоизотоп-ного датирования и фораминиферового анализа) и геохимических исследований осадочной колонки N 145 свидетельствуют о том, что образование верхней части осадков в районе отбора этого керна (в пределах поля «Логачев-1) происходило при наложении процессов обычного пелагического седиментогенеза (гидрогенного, биогенного, терри-генного осадконакопления) и осаждения гидротермального материала на протяжении последних приблизительно 44 тыс. лет.
Рудный узел «Ашадзе». Полученные для всех изученных осадочных колонок данные показывают, что вклад гидротермального вещества в процесс осадкообразования в пределах узла «Ашадзе» (поля «Ашадзе-2») обнаруживается в голоцене, позднем и среднем
плейстоцене на протяжении последних как минимум 274 тыс. лет. При этом поставки эндогенного материала не всегда отчетливо проявляются во всех разрезах анализированных осадков. Однако надо отметить, дискретно-эпизодический во времени характер гидротермальной активности все-таки фиксируется результатами изучения осадочных колонок в периоды (11-22) т. л. н. по кол. N 213, (8-24) и (52-60) т. л. н. по кол. N 208, (3051), (60-86), (98-107), (158-192), (205-214) и (219-276) т. л. н. по кол. N 1082. Возрастные границы периодов активизации гидротермальной деятельности несколько «размыты». Они могут не совпадать между собой, например, эпизоды (8-24) и (52-60) т. л. н. по кол. N 208 и один из этапов (30-51) т. л. н. по кол. N 1082 или же накладываются друг на друга, как в случае гидротермальной стадии (11-22) т. л. н. по кол. N 213 и (8-24) т. л. н. по кол. N 208.
Гидротермальное поле «Краснов». Наличие эндогенного материала в осадках, накапливавшихся как в непосредственной близости от очагов гидротермальной активности, так и внутри поля «Краснов» позволяет предполагать активную гидротермальную деятельность в пределах этого участка САХ на протяжении всего голоцена и как минимум позднего плейстоцена вплоть до порядка 106 тыс. лет назад. События, свидетельствующие о функционировании гидротермальных систем, выделяются в осадочном чехле поля «Краснов» и укладываются во временные интервалы около (42-53), (74-85) т. л. н. Возрастные границы гидротермальных стадий проявляются недостаточно четко в осадках из прилегающих к границам поля «Краснов» районов. В целом, общий диапазон гидротермальной деятельности прослеживается здесь на протяжении последних ~89 тыс. лет в районе 16°55' с. ш. и в период ~(35-98) т. л. н. в районе 17°20' с. ш.
Заключение
Результаты радиохимического анализа металлоносных осадков, накопившихся в ряде гидротермальных участков Срединно-Атлантического хребта, подтвердили возможность получения достоверных 230Th датировок этих отложений. По данным 230Th датирования металлоносных осадков, общий временной диапазон формирования гидротермального узла «Ашадзе», поля «Краснов» и узла «Логачев» составляет не менее ~274 тыс. лет, ~106 тыс. лет и ~44 тыс. лет соответственно. Подтвержден также дискретно-эпизодический характер гидротермальной деятельности.
Исследования проводились при поддержке РФФИ (проект № 08-05-00919) и Гранта Правительства РФ № 11.G34.31.0025. Авторы выражают благодарность ПМГРЭ и ВНИИОкеан-геология за предоставленные для исследований колонки осадков.
Литература
1. Francheteau J., Needham H. D., Choukroune P., Juteau T., Seguret M., Ballard R. D., Fox P. J., Normark W., Carranza A., Cordoba D., Guerrero J., Rangin C., Bougault H., Cambon P., Hekinian R. Massive deep-sea sulfide ore deposits discovered on the East Pacific Rise? // Nature. 1979. Vol. 277. P. 523-528.
2. RISE Project group: F. N. Spiess, K. C. Macdonald and 20 others. East Pacific Rise: Hot springs and geophysical experiment // Science. 1980. Vol. 207. P. 1421-1433.
3. Elderfield H., Klinkhammer G., Nelsen T., Rona P., Trefry J. Black smokers on the Mid-Atlantic Ridge // EOS. Amer. Geoph. Union Transactions. 1985. Vol. 66. P. 40.
4. Лисицын А. П., Богданов Ю. А., Гурвич Е. Г Гидротермальные рудопроявления рифтовых зон океана. М.: Наука. 1990. 256 с.
5. Богданов Ю. А. Гидротермальные рудопроявления рифтов Срединно-Атлантического хребта. М.: Научный мир, 1997. 167 с.
6. Гурвич Е. Г. Металлоносные осадки Мирового океана. М.: Научный мир, 1998. 340 с.
7. Lalou C., Thompson G., Rona P. A., Brichet E., Jehanno C. Chronology of selected hydrothermal Mn oxide deposits from the trans-Atlantic // Geochimica Cosmochimica Acta. 1986. Vol. 50. P. 1737-1743.
8. Lalou C., Reyss J. L., Brichet E., Arnold M., Thompson G., Fouquet Y., Rona P. A. New age dats for MAR hydrothermal sites: TAG and Snakepi // Journal of Geophysical Research. 1993. Vol. 98. P. 97059713.
9. Cherkasev G. A. Hudrothermal input into sediments of the Mid-Atlantic Ridge / еds. L. M. Pars-son, C. L. Wilker, D. R. Dixon // Hydrothermal Vents and Processes: Geological Society. London (Special Publication), 1995. Vol. 87. P. 223-229.
10. Kuznetsov V. Yu., Arslanov Kh. A., Shilov V. V., Cherkashev G. A. 230Th-excess and 14C dating of pelagic sediments from the hydrothermal zone of the North Atlantic // Geochronometria. 2002. Vol. 21. P. 33-40.
11. Batuyev B., Krotov A., Markov V., Cherkashev G., Krasnov S., Lisitsyn E. Massive sulfide deposits discovered and sampled at 14°45'N, Mid-Atlantlic Ridge // BRIDGE Newsletter. 1994. Vol. 6. P. 6-10.
12. Cherkashev G. A., Ashadze A. M., Gebruk A. V., Krylova E. M. New fields with manifestation of hydrothermal activity in the Logatchev area // InterRidge News. 2000. Vol. 9, N 2. P. 26-28.
13. Beltenev V., Shagin A., Markov V., Rozhdestvenskaya I., Cherkashov G. et al. A new hydrothermal field at 16°38.4' N, 46°28.5' W on the Mid-Atlantic Ridge // InterRidge News. 2004. Vol. 13. P. 5-6.
14. Иванов В. Н., Бельтенев В. Е., Сергеев М. Б. и др. Гидротермальное рудообразование в районе 13° с. ш., Срединно-Атлантический Хребет // Геология морей и океанов. Тез. докл. XVI Между-нар. школы морской геологии. Москва: ГЕОС, 2005. Т. I. C. 279-280.
15. Бельтенев В. Е., Лазарева Л. И., Самоваров М. Л., Марков В. Ф. и др. Сульфидные руды нового гидротермального поля 16°38' с. ш., Срединно-Атлантический хребет // Тез. докл. XVI Между-нар. школы морской геологии. Москва: ГЕОС, 2005. Т. I. С. 266-269.
16. Кузнецов Ю. В. Радиохронология океана. М.: Атомиздат, 1976. 279 с.
17. Uranium-series Disequilibrium: Applications to Earth, Marine and Environmental Sciences / eds. M. Ivanovich, R. S. Harmon. 2nd Edn. Oxford: Clarendon Press, 1992. 902 p.
18. Кузнецов В. Ю. Радиохронология четвертичных отложений. СПб., 2008. 312 c.
19. Henderson G. M., Anderson R. F. The U-series Toolbox for Paleoceanography // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 2003. Vol. 52, No 1. P. 493-531.
20. Титаева Н. А. Ядерная геохимия. М.: МГУ, 1992. 272 c.
21. Anderson R. F., Bacon M. P., Brewer P. G. Removal of 230Th and 231Pa at ocean margins // Earth
Planet. Sci. Letters. 1983a. Vol. 66. P. 73-90.
22. Anderson R. F., Bacon M. P., Brewer P. G. Removal of 230Th and 231Pa from the open ocean // Earth Planet. Sci. Letters. 1983b. Vol. 62. P. 7-23.
23. Cochran J. K. The oceanic chemistry of the uranium and thorium series nuclides // Uranium-series Disequilibrium: Applications to Earth, Marine, and Environmental Sciences / eds. M. Ivanovich, R. S. Harmon. 2nd Edn. Oxford: Clarendon Press, 1992. P. 334-395.
24. Ericson D. B., Ewing M., Wollin G., Heezen C. Atlantic deep-sea sediment core // Geol. Amer. Bull.
1961. Vol. 72. P. 193-286.
25. Ericson D. B., Ewing M., Wollin G. Pliocene-Pleistocene boundary in deep sea sediments // Ibid. 1963. Vol. 139. P. 727-737.
Статья поступила в редакцию 17 января 2011 г.
