CC BY
89
ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
© И. М. Варенцов, 2012
Геологический институт РАН, Москва
ta- и Pt-СОДЕРЖАЩИЕ ЖЕЛЕЗОМАРГАНЦЕВЫЕ КОРКИ ПОДВОДНЫХ ГОР АРХИПЕЛАГА МАРШАЛЛОВЫХ ОСТРОВОВ
Геохимическая история формирования
Светлой памяти Георгия Николаевича Орловского
Изменение концентраций и формредокс-чувствительных элементов в слоях корок рассматривается как геохимическая летопись, в которой записана история их аккумуляции.
Введение (формулировка задачи)
Богатые Со и Pt железомарганцевые корки (FeMnK) являются весьма распространенным типом аутигенных оксигидроксидных образований, обрастающих поднятия океанского дна: подводные горы, хребты. Большинство подводных гор внутриплитных областей Тихого океана характеризуется сравнительно плоскими вершинами (гайоты). Они распространены, как впервые было показано Хессом [28], преимущественно в западных - центральных областях океана: восточнее Бонинской и Марианской островных дуг. Эти структуры на ранних этапах их геологической истории представляли собой активные вулканические постройки, нередко связанные с мантийными плюмами и/или диапирами [12, 11, 31]. Данные, полученные по Международной программе глубоководного океанского бурения (IPOD-DSDP) на примере подводных гор Вэйк-Неккер (Mid-Pacific Mountains), Поднятия Хесса [51-53] позволяют считать, что основные события геохимической эволюции океана зарегистрированы в химическом, минеральном составе слоёв FeMnK. Однако, крупные подводные эрозионные эпизоды в седиментологической истории океана проявляются в разрушении, денудации сравнительно древних слоев корковидных нарастаний. Подобная неполнота регистрации может создать искаженные представления о геодинами-ческих и седиментационных процессах. На основании изотопного (87Sr/86Sr) и традиционного определения возраста по остаткам наннофоссилий из корковых слоев установлено, что рост FeMnK на подводных горах и хребтах постюрского времени начался, по меньшей мере, в позднем мелу с активным развитием в неогене - голоцене [36, 8, 7, 21, 43]. Необходимо подчеркнуть, что относительно ранние этапы их формирования сопровождались интенсивной гидротермальной активностью продолжительностью до нескольких десятков миллионов лет, которая заметно влияла на седиментацию сопредельных регионов [14, 17, 18]. В этой связи важно учитывать спре-динговое перемещение литосферной плиты, её погружение, разрастание структур и эвстатические колебания уровня океана.
Согласно расчётам Л.А. Савостина [10], основанным на анализе распределения магнитных аномалий, скорость наращивания океанской коры в верхнем мелу ~ 4 км2/год, что на 33% больше, чем в настоящее время (3 км2/год). Палеогеодинамические реконструкции, выполненные Л.П. Зо-неншайном и В.В. Хаиным [1], позволяют проследить в западных - центральных районах Тихого океана перемещение в северо-западном направлении литосферной плиты с развитыми на ней подводными горами (гайота-ми). Становление вулканических построек происходило, преимущественно, в среднем - позднем мелу (110-65 млн. лет назад) в тектонически активной области южных широт (20-30о ю.ш.), где и в настоящее время происходит зарождение новых подводных вулканов и вулканических островов (О.Г. Сорохтин, см. [1]).
Задача данной статьи - в анализе эволюции геодинамических, океанографических характеристик данного региона, особенностей геохимии, зарегистрированных в слоях FeMnK. Ранее подобная попытка предпринималась нами на основе изучения FeMnK подводных гор Центральной Атлантики [ 2-6, 54-56].
Геологические и седиментологические данные района
Подводные горы, включая гайоты и атоллы, являются весьма существенными морфоструктурными элементами Центрально-Тихоокеанской плиты в районе Маршалловых островов. Согласно батиметрическим картам и данным сейсмоакустической съемки в этом районе, установлено более 90100 подводных гор и атоллов [29-32]. В большинстве случаев вершины и верхние части склонов гор покрыты интенсивно развитыми FeMnK (табл. 14). Как правило, эти подводные горы являются крупными структурами, состоящими из нескольких вулканических сооружений.
Например, подводная гора Уджлан (Udjlan Seamount) состоит из 5 крупных вулканических построек, пересекаемых рифтовыми зонами СЗ и СВ простирания (рис. 1). Изучение фаунистических остатков из литифици-рованных отложений, данные магнитных аномалий и изотопные датиров-
Рис. 1. Схематическая карта рельефа подводной горы Уджлан (Ujlan Seamount). Обращает на себя внимание наличие нескольких вершин этого комплекса вулканических построек [31]
Таблица 1
Химический состав Fe-Mn оксигидроксидных корок подводных гор района Маршалловых островов [36]
Элемент Маршалловы острова
Ее-Мп корки, в целом Поверхностная часть (прослой) Ее-Мп корки (< 0,5 мм)
№ (число проб) Миним. Максим. Средн. № (число проб) Миним. Максим. Средн.
Ее (% вес.) 61 7,2 18,1 12,2 17 10,8 15,6 13,8
Мп (% вес.) 61 12,0 24,1 18,8 17 21,0 26,5 23,2
Мп/Ее 61 - - 1,54 17 - - 1,69
8І (% вес) 61 0,55 5,10 2,11 17 1,27 3,93 2,67
Ыа (% вес) 61 1,06 1,65 1,32 17 1,44 1,94 1,67
М§ (% вес) 61 0,66 1,40 0,89 17 0,95 1,23 1,08
К (% вес) 61 0,25 0,68 0,39 17 0,38 0,44 0,41
Са (% вес) 61 1,69 12,90 5,15 17 2,42 2,89 2,59
ТІ (% вес) 61 0,43 1,13 0,79 17 0,65 0,96 0,77
А1 (% вес) 61 0,14 1,61 0,53 17 0,24 0,50 0,36
Р (% вес) 61 0,22 4,70 1,51 17 0,37 0,51 0,43
Н20+ (% вес) 61 3,1 10,6 6,0 17 6,3 8,0 7,0
Н20- (% вес) 61 7,5 26,9 19,0 17 13,4 15,6 14,5
С02 (% вес) 61 0,31 2,50 0,95 17 0,58 1,20 0,90
ППМ (% вес) 48 20,2 39,2 31,9 17 27,4 31,7 29,8
Ва (г/т) 61 920 4300 1597 17 800 950 876
Со (г/т) 61 1900 10900 5136 17 7000 16000 9871
Си (г/т) 61 250 2300 841 17 139 330 218
Мо (г/т) 61 200 730 410 17 310 460 377
N1 (г/т) 61 2600 8400 4166 17 3600 5400 4518
8г (г/т) 61 1100 1800 1367 17 1300 1400 1359
V (г/т) 61 380 760 524 17 560 700 611
У (г/т) 61 82 430 204 17 160 190 180
Се (г/т) 61 470 1900 835 17 650 980 775
Ав (г/т) 61 76 250 166 17 200 240 215
Gd (г/т) 61 1,5 4,8 2,9 17 3,4 5,4 4,2
Сг (г/т) 60 1,0 96,0 11,1 17 3,0 8,5 5,6
РЬ (г/т) 61 830 2800 1273 17 1400 1900 1606
2п (г/т) 61 510 1100 643 17 580 670 624
Pt (мг/т) 20 190 1000 489 - - - -
Pd (мг/т) 12 1,1 4,5 2,6 - - - -
ИЬ (мг/т) 20 11,0 44,0 23,5 - - - -
Ии (мг/т) 20 6,0 23,0 14,1 - - - -
1г (мг/т) 20 3,9 10,0 6,0 - - - -
Глубина (м) 61 114,0 2553,0 1813,1 17 1263,0 2090,0 1784,7
Толщина (мм) 61 2,00 140,00 44,66 - - - -
ки абсолютного возраста позволяют считать, что значительное большинство поднятий района Маршалловых островов являются типичными внутриплит-ными подводными горами позднемелового возраста. В постмеловое время в рассматриваемых регионах отмечались крайне незначительные проявления или полное отсутствие вулканической, гидротермальной активности, что нашло свое отражение в литологии, минералогии и геохимии осадков и ЕеМиК [39, 29-32, 50-53]. Обнаженные скалистые участки привершинных частей подводных гор покрыты толстыми корками с характерной глобулярной, почковидной поверхностью.
Среди коренных пород субстрата наибольшим развитием (в порядке убывания) пользуются брекчии, базальты, гиалокластиты (включая вулка-
Таблица 2
Химический состав Fe-Mn оксигидроксидных корок подводных гор Тихого океана [33]
Элемент Тихий океан Центральная часть Тихого океана
Ее-Мп корки
№(число проб) Миним. Макс. Среднее Среднее
Ее (% вес.) 802 5,980 22,95 16,89 15,7
Мп (% вес.) 773 15,100 38,79 25,02 23,0
Мп/Ее - - - 1,48 1,46
8І (% вес.) 542 0,610 6,99 3,42 4,22
Ыа (% вес.) 293 0,207 3,42 1,74 -
М§ (% вес.) 632 0,710 2,39 1,16 -
К (% вес.) 443 0,064 1,01 0,54 -
Са (% вес.) 655 1,410 5,97 2,83 -
ТІ (% вес.) 675 0.102 2,46 1,12 1.08
А1 (% вес.) 746 0,064 2,50 0,95 -
Р (% вес.) 653 0,025 1,88 0,51 0,91
Н20+ (% вес.) 281 3,78 17,59 8,73 -
Н20' (% вес.) 563 4,00 37,93 16.45 -
С02 (% вес.) 63 0,086 2,21 0,54 -
ППМ (% вес) - - - - -
Ва (г/т) 401 842 4300 1850 -
Со (г/т) 805 290 30200 8700 7900
Си (г/т) 603 130 5500 800 1200
Мо (г/т) 399 171 1493 569 -
N1 (г/т) 773 1200 15360 4600 4700
8г (г/т) 444 827 2453 1671 -
V (г/т) 399 249 1600 695 -
У (г/т) 264 83 501 188 -
Се (г/т) 264 61 2849 1232 -
Ав (г/т) 255 140 3430 292 -
Gd (г/т) 271 7 14 4 -
Сг (г/т) - - - - -
РЬ (г/т) 476 154 3700 1921 1700
2п (г/т) 460 100 8712 734 -
Pt (мг/т) 8 1,639 12,935 4,840 -
Глубина (м) 819 598 6890 2011,80 -
нический туф), известняки, нередко фосфатизированные, вулканокласти-ческие песчаники, алевролиты, аргиллиты, фосфориты, литифицированные железняки [30-32].
Определение остатков фораминифер позволяет датировать возраст брекчии подводной горы Лайклеп [31] как кампанский. В целом, в обсуждаемом районе не наблюдались вулканические постройки моложе мелового возраста, что согласуется с палеомагнитными данными.
Строение и минералогия
Толщина ЕеМиК обычно меняется от тончайшей пленочной пигментации субстрата (доли мм) до 180 мм, средн. 44,7 мм (табл. 1). Поверхность таких нарастаний в большинстве случаев глобулярная, почковидная. Как правило, ЕеМиК характеризуются слоистой текстурой, представленной отдельными прослоями (до 7), различающимися строением, минеральным и химическим составом.
На основании изотопных датировок 87Sr/86Sr и измерения вариаций Sr и Nb [20, 36], а также исходя из результатов изучения сравнительно мощных (105-120 мм) корок в районе Маршалловых островов, определено, что начало их формирования ограничено возрастным интервалом 31-18 млн. лет. Если учесть, что с позднего эоцена - раннего олигоцена в океанографической истории центральной части Тихого океана доминировали эрозионные перерывы, то этот геохронологический интервал может быть принят за начало масштабного накопления корок [50-53, 31].
Информация о минеральном составе FeMnK базируется на результатах, полученных методами рентгеновской дифракции. В первом приближении они могут быть сопоставлены с данными аналитической электронной микроскопии полигонных исследований FeMnK Атлантики [5,6]. Установлено, что главными минералами корок является смесь вернадита и рентгеноаморфных Fe-Mn оксигидроксидов, по которым развиваются подчиненные количества 10 манганата, интерпретируемого во многих работах как «тодорокит», и гётит [31, 36].
Геохимия главных, рассеянных элементов, РЗЭ и Pt
Главные компоненты. Несмотря на то, что среднее содержание Mn и Fe в корках Маршалловых островов (МО) несколько ниже, чем в подобных накоплениях Тихого океана (ТО) в целом или в центральных областях этого бассейна (ЦТО), средние значения отношений Mn/Fe различаются весьма несущественно (таб. 1, 2):
Mn/Fe: 1,54 (МО)...1,48 (ТО)...1,46 (ЦТО)
Сопоставление средних содержаний Si,Ti и Al определенно свидетельствуют о пониженном поступлении в зону седиментации рассматриваемых регионов терригенного, биогенного, эдафогенного и эолового материала.
Si - 2,19 (МО)...3,42 (ТО)...4,22 (ЦТО) Al - 0,53 (М0)...0,95 (ТО)
Ti - 0,79 (МО)...1,12 (ТО)...1,08 (ЦТО)
Сопоставлении средних содержаний ряда компонентов для корок в целом (КЦ) и их поверхностных прослоек толщиной d< 0,5 мм (ПП) может свидетельствовать о существенных геохимических различиях обстановок этих геохронологических интервалов (табл. 1, 3).
Mn/Fe - 1,54 (КЦ)...1,69 (ПП) Co (г/т) - 5136 (КЦ)...9 871 (ПП)
Al (%, вес.) - 0,53 (КЦ)...0,36 (ПП) Cu (г/т) - 841(КЦ)...218 (ПП)
P (%, вес.) - 1,51 (КЦ)...0,43 (ПП) As (г/т) - 166(КЦ)...215 (ПП)
Ca (%, вес.) - 5,15 (КЦ)...2,59 (ПП) Cd (г/т) - 2,9(КЦ)...4,2 (ПП)
Ba (г/т) - 1597(КЦ)...876 (ПП) Pb (г/т) - 1273(КЦ)...1606 (ПП)
Более определённые выводы о геохимической истории формирования FeMnK могут быть сделаны из анализа послойного распределения ряда главных, рассеянных и РЗЭ (табл. 1-5, рис. 2) для Тихого океана и некоторых выбранных типичных подводных гор района архипелага Маршалловых островов.
Специфика распределения Со
Для Co характерна неизменная, ярко проявленная для всех подводных гор региона, закономерность распределения (табл. 1-5; рис. 2): минимальные концентрации свойственны нижним базальным прослоям, тогда как максимальные характерны для самых верхних их частей.
Б
В
Рис. 2. Распределение Co, As, Pb, Ce* в слоях Mn-Fe корок подводных гор района архипелага Маршалловых островов. Составлено по аналитическим данным [31], см. табл. 32-39/1.3). А - подводная гора Лук (Look Seamount). Б - подводная гора Лами (Lami Seamount). В - подводная гора Уджлан (Ujlan Seamount)
Таблица 3
Средние содержания Fe, Mn, А1, P, Co, Cu, Ni (% вес.) и Pt (г/т) в различных частях Fe-Mn корок района Маршалловых о-вов и центральных областей Тихого океана [31, 32]
Ее Мп Мп/Ее А1 Р Со Си N1 РІ
Все корки в целом, п=61, ^=20) 12,2 18,8 1,54 0,53 1,51 0,51 0,08 0,42 0,49
Поверхностная часть корок < 5 мм, п= 17 13,8 23,2 1,68 0,36 0,43 0,99 0,02 0,45 -
Корки в целом толщина < 20 мм, п= 18 12,9 20,3 1,57 0,56 0,95 0,67 0,08 0,44 -
Корки в целом толщина 20 -100 мм, п=47 (Р^ 19) 11,9 18,4 1,55 0,51 1,66 0,46 0,09 0,41 0,50
Корки в целом толщина > 100 мм, п=7, (РЪ=5) 12,2 17,5 1,43 0,48 1,91 0,44 0,08 0,37 0,40
Корки в целом с содержанием Со > 0,95%, п=6, Р^1 12,2 23,1 1,89 0,31 0,35 1,01 0,04 0.50 0,19
Корки, среднее, Центральные области Тихого океана, п=311 ^=29) 15,7 23,0 1,46 - 0,91 0,79 012 0,47 0,24
Примечание: п - число проб; Р1 - число анализов с определением платины.
Таблица 4
Содержание главных, рассеянных элементов и платиноидов в Fe-Mn корках. Подводная гора Уджлан район Маршалловых островов [31, 32]
Элемент Б14
Б14-1А Б14-1Б Б14-1Є Б14-1Б Б14-1Е
Ее (% вес.) 11,3 14,9 15,7 17,2 9,6
Мп (% вес.) 17,7 23,3 21,9 22,0 17,9
Мп/Ее 1,57 1,56 1,39 1,28 1,86
Бі (% вес.) 1,73 2,24 2,81 1,68 1,03
Ма (% вес.) 1,31 1,52 1.57 1,51 1,21
М£ (% вес.) 0,81 1,00 1,00 1,00 0,71
К (% вес.) 0,35 0,40 0,46 0,35 0,30
Са (% вес.) 6,20 2,27 2,26 3,10 9,50
Ті (% вес.) 0,74 1,04 1,22 0,86 0,55
А1 (% вес.) 0,38 0,46 0,74 0,50 0,21
Р (% вес.) 2,00 0,33 0,31 0,65 3,30
ИяО+ (% вес.) 4,9 7,2 7,2 8,5 6,2
И2О- (% вес.) 21,0 15,0 13,5 13,0 15,5
СО2 (% вес.) 1,10 0,49 0,43 0,54 1,60
ППП (% вес) 33,3 29,9 29,0 29,2 29.2
Ва (г/т) 1400 1300 1700 1900 1600
Со (г/т) 4500 8000 6100 4800 3000
Си (г/т) 1100 690 1100 1400 940
Мо (г/т) 380 460 410 580 450
Мі (г/т) 3900 4900 4600 5200 3500
Бг (г/т) 1300 1500 1500 1500 1400
V (г/т) 470 560 580 720 480
У (г/т) 200 170 140 190 220
Се (г/т) 880 800 910 890 1100
Ав (г/т) 130 230 210 240 120
Cd (г/т) 2,6 3,2 2,9 3,0 2,3
Сг (г/т) 5,0 8,0 7,5 3,5 4,0
РЬ (г/т) 1000 1400 1200 1100 1200
Zn (г/т) 650 600 680 810 590
Аи (мг/т) <10 - - - -
Pt (мг/т) 470 - - - -
Pd (мг/т) 2,5 - - - -
ИЬ (мг/т) 21,0 - - - -
Ии (мг/т) 13,0 - - - -
1г (мг/т) 5,1 - - - -
Интервал, мм В 0-120 Ь 0-30 Ь 30-45 Ь 45-70 Ь 70-120
Слои корки: 1А - наружный, плотный, массивный, тонкослоистый, сложенный вернадитом (100%); 1В- пористый, столбчатого строения, поры, полости выполнены осадками, сложен вернадитом (100%); 1С- плотный, массивный, глобулярный, примечателен резкий контакт со слоем 1В, сложен вернадитом (92%), примесью апатита и гётита; 1Б и 1Е - близки к слою 1С. «В» - корка, в целом; - слой, интервал от поверхности корки. Подводная гора Уджлан (ИДап): Глубина моря: 2000-1825 м; координаты 09о46,1/-09о 45,3' с.ш.; 160о 31,2'-160о 31,8' в.д; субстрат: брекчия (80%), представленная обломками базальтов, Ее-Мп конкреций, заключенных в гиалокластитовом матриксе, с примесью фосфоритового цемента, оливи-нового плагиоклазового базальта (5%), фосфорита с Ее-Мп дендритами (5%), обломками Ее-Мп корок (10%).
Таблица 5
Содержание главных (%, вес.), рассеянных (г/т) элементов и платиноидов (мг/т) в Рв-Мп корках. Подводная гора Лук, район Маршалловых островов [31, 32]
Элемент Станция Б 1
Б1-1Л Б1-1В Б1-1С Я 1 II 1 Я
Ее (% вес) 10,0 12,7 14,1 7,8
Мп (% вес) 22,1 25,6 24,3 20,5
Мп/Ее 2,21 2,02 1,72 2,63
8І (% вес) 0,93 1,54 1,59 0,55
Ыа (% вес) 1,47 1,66 1,58 1,41
М§ (% вес) 1,00 1,15 1,11 0,95
К (% вес) 0,39 0,41 0,39 0,35
Са (% вес) 7,50 2,31 2.55 10,70
ТІ (% вес) 0,67 0,92 1,18 0,47
А1 (% вес) 0,15 0,36 0,33 0,21
Р (% вес) 2,42 0,35 0,43 3,60
Н20+ (% вес) 5,6 8,1 7,8 5,9
Н20' (% вес) 13,5 13,2 12,7 12,5
С02 (% вес) 1,30 0,44 0,47 1,80
ППП (% вес) 27,5 29,8 29,4 26,8
Ва (г/т) 1400 1200 1600 1400
Со (г/т) 6900 12700 8300 4100
Си (г/т) 550 380 670 530
Мо (г/т) 520 530 510 500
N1 (г/т) 5600 5000 5100 5800
8г (г/т) 1500 1400 1500 1500
V (г/т) 510 570 630 420
У (г/т) 260 140 140 320
Се (г/т) 900 1000 1200 830
Ав (г/т) 150 250 240 130
Cd (г/т) 3,8 4,3 3,9 4,1
Сг (г/т) 6,5 6,0 4,5 4,5
РЬ (г/т) 1500 1900 1800 1300
2п (г/т) 720 580 700 740
Аи (мг/т) <20 - - -
Pt (мг/т) 510 - - -
Pd (мг/т) 2,1 - - -
ИЬ (мг/т) 29,0 - - -
Ии (мг/т) 14,0 - - -
1г (мг/т) 6,5 - - -
Интервал, мм В 0-40 Ъ 0-7 Ъ 7-14 Ъ 14-20
Слои корки: 1 В- наружный, глобулярного строения, представлен вернадитом (99%); 1С- пористый, Ее- оксигидроксиды выполняют пустоты, поры, сложен вернадитом (100%); 1Б - внутренний, массивный, с прожилками, включениями фос-
форитов, представлен вернадитом (91%) и апатитом (9%). В - корка, в целом. L -слой, интервал от поверхности корки. Подводная гора Лук (Look): глубина: 15401250 м, координаты: 12о 07,0'-12о 07,30' с.ш.; 166о 13,9'-166о 13,4' в.д.; субстрат: брекчия, сложенная обломками изменённого базальта с фосфоритовым цементом, с примесью кальцита и прожилками фосфатов.
Таблица 6
Коэффициенты корреляции Мп, Ре, Аз, РЬ, Со, Се для различных типов Ре-Мп окси-гидроксидных корок района Маршалловых островов (составлено по данным [31]
Элементы Корки, в целом (n=61) Поверхностные слои (< 0,5 мм); (n=17) Корки, конкреции толщиной < 20 мм (n=18) Корки, конкреции толщиной > 20 мм (n=47)
As-Fe 0,649 0,480 0,668 0,616
As-Mn 0,702 -0,434 0,590 0,703
As-Pb 0,492 -0,064 0,467 0,309
As-Co 0,682 -0,612 0,611 0,661
Pb-Fe 0.087 -0,506 0,075 -0.010
Pb-Mn 0,706 0,454 0,690 0,639
Pb-Co 0,527 0,600 0,331 0,375
Co-Fe 0.275 -0.992 0,225 0,182
Co-Mn 0,813 0,877 0.782 0,790
Ce-Fe 0,027 0,303 0,044 -0,019
Ce-Mn 0,225 -0,304 0,237 0,336
Ce-As 0,082 0,311 0,055 0,104
Ce-Pb 0,592 0,177 0,637 0,808
Ce-Co -0,013 0,080 -0,243 0,144
Примечание: n - число образцов
При этом обращает на себя внимание следующий факт (возможно характерный для данного региона): чем больше толщина поверхностного Ее-Мп оксигидроксидного слоя, тем слабее проявляется его обогащенность Со. Например, для корки подводной горы Джебро содержание Со (г/т) в нижнем, базальном слое (45-65 мм) составляет 3500, а в самом верхнем слое (025 мм) - 7400, причем в самой поверхностной части этого верхнего слоя (ё<
0,5 мм) зарегистрированы аномально высокие концентрации - 16 000 г/т. Таким образом, можно считать, что наиболее высокие количества Со накапливаются в этом участке в относительно юных (плейстоцен -голоцен) прослоях корок. Этот вывод подтверждается также и тем, что средние содержания Со в самых приповерхностных частях корок (ё< 5 мм) (табл. 3; рис. 2) отчетливо выделяется в разрезе. Если в приповерхностных частях (ё< 5 мм) среднее содержание Со = 0,99%, (п=17), то в корках толщиной 20 мм
концентрации Со - 0,67%, (п=18) и при толщине е< 100 мм - 0,44%. Приведенные данные свидетельствуют, что поздняя часть плейстоцен - голоцена была временем аккумуляции самых больших количеств Со. Тогда как в предшествующие интервалы геохимической истории с конца мезозоя - кайнозоя в процессе накопления Ее-Мп корок доминировали иные океанографические, геодинамические события.
Поведение As и Pb. Как отмечалось выше, при сопоставлении средних содержаний данных элементов (табл. 1, 2) в относительно толстых корках в целом и, в особенности, в самых поверхностных слоях наблюдается заметная обогащённость Ав и РЬ. Из рассмотрения репрезентативных коэффици-
ентов корреляции Мп, Ее, Ав, РЬ, Со, Се в различных по мощности ЕеМпК (табл. 6) можно сделать вывод, что характер ассоциаций этих элементов достаточно устойчив для корок толщиной более 0,5 мм. Если для относительно древних слоёв ЕеМпК оксигидроксиды являются стабильными носителями Ав, РЬ, и Со (судя по устойчивым величинам коэффициентов корреляции), то для Ав приповерхностного слоя подобные соотношения не свойственны.
Распределение РЗЭ. РЗЭ в процессе формирования ЕеМпК могут рассматриваться как индикаторы условий накопления [56]. В частности, в распределении РЗЭ находят отражение глубина океана, на которой накапливаются корки, регистрируется интенсивность проявления гидрогенных и/ или гидротермальных процессов.
Поведение Се. Се, как редокс-чувствительный элемент, является индикатором оксигенизированности морской воды. В качестве меры может быть использована величина цериевой аномалии (Се*), рассчитанной по данным, нормализованным к глинистому сланцу [27, 19], а также относительные проценты этого элемента от ХРЗЭ и собственно ХРЗЭ. Эти величины хорошо коррелируются: г, Се* -ХРЗЭ =0,886; г, Се -£РЗЭ = 0,99 [29-33]. Практически все исследованные ЕеМпК района Маршалловых островов характеризуются положительными значениями Се* (1,14 - 3,07), высокими величинами относительных % Се от £РЗЭ (43-74%) и £РЗЭ (1143-2284 г/т), что указывает на существенное доминирование гидрогенных факторов при их аккумуляции.
Послойное распределения РЗЭ в ЕеМпК репрезентативных подводных гор архипелага Маршалловых островов (табл. 4-5; рис. 2) свидетельствует, что максимальные значения Се* наблюдаются, как правило, в срединных или смежных с ними нижних слоях. Такое поведение Се* отражает историю развития подводных гор, в частности, их вертикальных движений. В разрезе водной толщи Тихого и Атлантического океанов [15, 16] максимальные величины Се* регистрируются в верхнем (глубина 100-250 м) фотичес-ком слое, отличающемся высокой биологической продуктивностью. Ниже они уменьшаются с глубиной океана, в обратной зависимости от содержания растворенного О2. В зависимости от темпов роста и опускания подводной горы, период прохождения через обогащенный Се водный горизонт маркируется формированием Ее-Мп оксигидроксидного слоя с высокими концентрациями этого элемента (рис. 2).
Аспекты формирования. Выше, при обсуждении послойного распределения Со в разрезе ЕеМпК (табл. 1, 3-5, рис. 2) было показано, что в районе подводных гор архипелага Маршалловых островов отчетливо наблюдается возрастание концентраций этого элемента от нижних слоев к верхним. Этот геохимический тренд прослеживается в ЕеМпК центральных областей Тихого океана [24, 30, 33, 7, 21]. Особенно примечательны тончайшие поверхностные прослои (< 0,5 мм), в которых среднее содержание Со=0,99%, при средних значениях в корках региона = 0,51% (табл. 1-3 ). На основании радиоизотопных определений (878г/868г) абсолютного возраста [36, 31] можно считать, что аккумуляция такого прослоя происходила в течение последних 0,3 млн. лет. В этой связи обращает на себя внимание, что в восточных
участках архипелага Маршалловых островов, относительно приближенных к зоне высокой биологической продуктивности, на сравнительно малых глубинах океана концентрация Со в поверхностном слое ЕеМпК 0,5 мм) меняется от 1,10 до 1,60%. Тогда как западнее, на больших глубинах содержания Со - 0,70...0,86% [31]. В менее выраженном виде подобный характер распределения в разрезе корок наблюдается и для N1, Мп, РЬ и Ав.
Существенной геохимической особенностью рассматриваемой области Тихого океана является развитие зоны кислородного минимума (ЗКМ). Районы океана, отличающиеся дефицитом растворенного кислорода в воде с концентрацией О2 <20 мМ, относятся к ЗКМ, занимающей лишь < 1% объема Мирового Океана [49]. Однако, их влияние на глобальные биогеохими-ческие циклы азота, органического вещества и редокс-чувствительных элементов (Мп, Ее, Со, Се, Р^ непропорционально выше. ЗКМ характерна как для крупных регионов подводных гор, так и для участков отдельных подводных структур. Нижняя и верхняя границы зоны (рис. 3 и 4) находятся на латерально меняющихся глубинах и имеют на субширотных и субмери-диональных профилях океана неясно очерченные пилообразные контуры [45]. В восточной тропической части северных областей Тихого Океана [40] ЗКМ находится в интервале глубин от 100 до 600 м. В этом диапазоне наблюдаются максимальные содержания Мп (до 249,0 нг-кг-1), из которых 99,7% приходится на растворённые формы. Концентрации растворённого Ее в этой зоне составляют 40-98 % от Еевял. Ниже зоны ЗКМ количества Мп
вал
и Ее сокращаются в 4-5 раз. При этом, однако, весьма ощутимая доля содержаний растворенных форм Мп (60-80% Мпвал) и Ее (46-58% Еевал) сохраняется в интервале глубин интенсивного накопления оксигидроксидных корок (до 2000 м), и лишь на глубине 3500 м они снижаются до 11-18 %, при существенном уменьшении валовых концентраций этих металлов. Отметим, что в воде открытого океана типичны валовые концентрации данных металлов составляют (в скобках среднее): Мп - 4,39-274,7 (207,98 нг-кг-1); Ее
- 1,12-111,68 (27,92 нг-кг-1); Со - 39,02-292,64 (48,77 нг-кг-1) [14].
Глубина (м) Кислород (мкмоль/кг)
Рис. 3. Субширотный профиль распределения растворенного кислорода в воде северной приэкваториальной зоны Тихого океана. Схематически показано распределение солёности и подводный рельеф [45]
Глубина(ы) Кислород (мкмоль/кг)
Рис. 4. Субмередиональный профиль распределения растворенного кислорода в воде юго-восточной части приэкваториальной зоны Тихого Океана. Схематически показано распределение солёности и подводный рельеф [45]
В процессе формирования корок главное место принадлежит конкурирующим реакциям сорбционного накопления с бактериальным и/или гидролитическим с автокаталитическим окислением Мп, Ее, Со, Се и других ре-докс-чувствительных элементов. Следует отметить, что концентрация редокс-чувствительных элементов в океанской воде относительно мала, сравнительно с другими переходными металлами, благодаря редокс-сорбционным процессам: Мп (16,5 нг^кг'1), Ее (27,9 нг^кг'1) и Со (1,2 нг^кг'1), тогда как N1 (469,7 нг^кг-1), Си (191,6 нг^кг-1), Zn (326,8 нг^кг-1) [14]. В этом контексте можно непротиворечиво интерпретировать положение богатых Со слоев ЕеМпК , как свидетельствующих об эволюции редоксных условий океана.
Соотношения между химическим составом корок и глубиной ЗКМ убеждают, что эти параметры связаны корреляционной зависимостью [31]. Наиболее высокая корреляция установлена между содержанием Со в ЕеМпК и минимальной концентрацией растворённого О2 в вертикальных разрезах водной толщи (г=0,711). На основании рассмотрения имеющихся данных можно считать, что существует также корреляция между минимальными концентрациями растворенного О2 и высоким содержанием Мп, Сё, отчасти К и Т1, для которых носителем, коллектором является вернадит (5-Мп02).
Иная тенденция характерна для Р^ содержание этого металла, как правило, увеличивается к субстрату - основанию корок. Сопоставление содержаний Pt и Со в ЕеМпК различной толщины иллюстрирует этот вывод. Приведенные данные (табл. 3) свидетельствуют, что тонкие корки и/или поверхностные слои типичных корок существенно обогащены Со (>0,95%), при концентрациях Pt - 0, 19 г/т, тогда как средние величины для ЕеМпК рассматриваемого региона составляют: Со - 0,51%; Pt - 0,49 г/т.
При известных различиях геохимических особенностей металлов платиновой группы (МПГ) [26, 34, 35, 22, 23] эти элементы в процессе аккумуляции Ее-Мп оксигидроксидных корок образуют достаточно устойчивую ассоциацию. Интерпретация данных из работы [31], с учетом известной информации по ЕеМпК сопредельных областей Тихого океана [25, 34, 35, 46],
позволяет считать, что Pt и МПГ могут быть связаны как с оксигидроксида-ми Mn, так и Fe, выполняющими функцию сорбентов-коллекторов. Для района архипелага Маршалловых островов локализация относительно высоких концентраций Pt и МПГ в базальной части корок может указывать на то, что процессы их аккумуляции протекали, главным образом, на ранних стадиях становления внутриплитных поднятий, когда существенное место в балансе накапливающихся металлов принадлежало компонентам гидротермальной природы. Свидетельством роли подводных гидротермальных систем в поставке Pt может служить тот факт, что в марказите и халькопирите из эксгаляционных массивных сульфидных залежей в районе 210 с.ш. Восточно-Тихоокеанского поднятия определены концентрации Pt ~ 1%.
Вместе с тем, геохимическое поведение Mn, Fe, Co, а также ряда переходных металлов, и геохимическая судьба Pt подчиняются некоторым общим закономерностям. Это проявляется в редоксном контроле, биохимическом рециклинге, наличии поверхностного горизонта сравнительно высоких концентраций Pt(II), отвечающего фотической зоне высокой биологической продуктивности. С глубиной отмечается градационное сокращение концентраций и смена форм Pt(II)^Pt(IV) в обратной зависимости от содержаний растворенного кислорода [34, 35, 23, 38]. В условиях ЗКМ растворимые комплексы ЭПГ разлагаются вследствие восстановления до металлической формы (Pt0 и Pd0) и соосаждаются в морской воде с седимента-ционными частицами. С. Терашима и др. [47] отмечают значительное обогащение Pt и рядом переходных металлов верхней части разреза (колонки) осадков в районе подводных гор Вейк-Неккер (Mid-Pаcific Mountains), что связано с направленной вверх миграцией из нижележащих слоев. Известна также постседиментационная подвижность Pt, Ir и Re в современных абиссальных морских осадках.
Приведенные данные позволяют непротиворечиво интерпретировать содержания и формы нахождения Pt в FeMnK, диагностированные как химическими методами {Pt(II), Pt(IV) [34,35]}, так и оптической и/или электронной микроскопией {Pt(0) [9]}.
В древних отложениях известны повышенные концентрации МПГ в черносланцевых толщах (Сорг>5%), в которых содержание Pt до 56,9 г/т. Формы нахождения: от металлоорганических соединений, сорбционных накоплений на тонкодисперсных частицах до самородных, сульфидно-ар-сенидных минералов, теллуридов и др.
Заключение
В районе архипелага Маршалловых островов установлено более 90-100 подводных гор и атоллов. Как правило, вершины подводных и верхние склоны гор покрыты интенсивно развитыми FeMnK. Значительное большинство поднятий района являются типичными внутриплитными подводными горами позднемелового возраста. На основании изотопных датировок 87Sr/86Sr и измерения вариаций Sr и Nd сравнительно мощных (105-120 мм) корок определено, что начало формирования FeMnK ограничено возрастным интервалом 31-18 млн. лет. Сопоставление средних содержаний Mn, Co, As, Cd для корок в целом (КЦ) и поверхностных прослоек (ПП) толщиной d<0,5 мм (ПП)
свидетельствует о геохимических различиях обстановок хронологических интервалов их накопления. Ми/Ее - 1,54 (К.Ц.)...1,69 (П.П.); Со (г/т) - 5136 (К.Ц.)...9 871 (П.П.); Ав (г/т) - 166(К.Ц.)...215 (П.П.); Сё (г/т) - 2,9 (К.Ц.)...4,2 (П.П.); РЬ (г/т) - 1273(К.Ц.)...1606 (П.П.). В распределении Рі наблюдаются относительно высокие концентрации в главной массе корок (корки в целом 0,50 г/т), тогда как в корках с содержанием Со > 0,95% концентрация Рі ~ 0, 19 г/т, при среднем значении в корках центрального района Тихого океана Рі ~ 0, 24 г/т. Все ЕеМиК района характеризуются положительными значениями Се* (1,14 - 3,07), высокими величинами относительных % Се и суммой РЗЭ: Се от ХРЗЭ = (43-74%), £РЗЭ (1143-2284 г/т), что указывает на существенное доминирование гидрогенных факторов при их аккумуляции.
Таким образом, изменение концентраций и форм редокс-чувствитель-ных элементов (Ми, Ее, Ав, РЬ, Со, Се, МПГ) в слоях ЕеМиК подводных гор района архипелага Маршалловых островов Тихого океана можно рассматривать как геохимическую летопись, в которой записана история их аккумуляции с позднего мела до современности. Примечательны верхние, молодые слои ЕеМиК с высокими содержаниями Со, формировавшиеся в интервале 0-0,3 млн. лет, когда данный район Центрально-Тихоокеанской плиты переместился в зону кислородного минимума, связанную с экваториальными зонами высокой биологической продуктивности.
1. Богданов ЮА., Сорохтин О.Г., Зоненшайн Л.П. и др. Железомарганцевые корки и конкреции Подводных гор Тихого океана. М. Наука. 1990. - 229 с.
2. Варенцов И.М., Ерощев-Шак ВА., Золотарев Б.П., Бебешев И.И. Полигон подводной горы Крылова: Ее-Ми корки и гидротермальные изменения пород субстрата (палыгорскитизация), минералогия, геохимия процессов // Тимофеев П.П. (Отв.Ред.), Вулканические поднятия и глубоководныые осадки Востока Центральной Атлантики. М: Наука, 1989. (Труды Геологического Института РАН, вып. 436). - С.115-149.
3. Варенцов И.М., Бебешев И.И., Золотарев Б.П., Ерощев-Шак ВА. Полигон подводной горы Беымянная - «640»: Ее-Ми корки и гидротермалные изменения пород субстрата (фосфатизация), минералогия, геохимия процессов // Тимофеев, П.П. (Отв.Ред.), Вулканические поднятия и глубоководныые осадки Востока Центральной Атлантики. М: Наука, 1989. (Труды Геологического Института РАН, вып. 436). - С.150-194.
4. Варенцов И.М., Дриц ВА., Горшков А.И., Андреев Ю.К. Ми-Ее корки Атлантики: геохимия редких земель, аспекты генезиса, подводная гора Крылова // Литология и полезные ископаемые.1989. - № 5. - С. 24-36.
5. Варенцов И.М., Дриц ВА., Горшков А.И. и др. Ми-Ее оксигидроксидные корки Атлантики (подводная гора Крылова) // Геохимия. 1990. - № 6. - С.971-883.
6. Варенцов И.М., Дриц ВА., Горшков А.И. К модели формирования Ми-Ее корок и конкреций океана: минералогия, геохимия главных и рассеянных элементов оксигидроксидных корок (подводная гора Безымянная-640, Атлантика) // Литология и полезные ископаемые.- 1990.- № 4.- С.3-17.
7. Мельников М.Е. Месторождения кобальтоносных корок. Геленджик. ФГУГП ГНЦ «Южморгеология», 2005 - 230 с.
8. Мельников М.Е., Пуляева ИА. Железомарганцевые корки поднятия Маркус-Уэйк и Магеллановых гор Тихого океана: строение, состав, возраст // Тихоокеанская геология. 1994. - № 4. - С. 13-27.
9. Рудашевский Н.С., Крецер Ю.Л., Аникеева Л.И. и др. Минералы платины в железомарганцевых корках // ДАН. 2001. - Т. 378. - № 4. - С. 464-468.
10. СавостинЛА. Кайнозойская тектоника плит Арктики, северо-восточной и внутренней Азии и глобальные палеогеодинамические реконструкции // Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогичес-ких наук. Институт Океанологии АН СССР. М. 1981. 48 с.
11. Abbott D.H., IsleyAE. The intensity, occurrence, and duration of superplume events and eras over geological time // Journal of Geodynamics. 2002. - Vol. 34. - No. 2.
- P. 265-307.
12. Batiza R. Abundances, distribution and sites of volcanoes in the Pacific Ocean: Implications for the origin of non-hotspot volcanoes // Earth and Planetary Science Letters. 1982. - Vol. 60. - P. 195-206.
13. Bowers T.S., Von Damm K.L., Edmond J.M. Chemical evolution of mid-ocean hot springs // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1985. - Vol. 49. - P. 2239-2252.
14. Bruland K.W., Lohan M.C. Controls of trace metals in seawater. // In: Elderfield, H., (Ed.) Treatise on geochemistry. Vol. 6. The ocean and marine geochemistry. Amsterdam. Elsevier. 2004. P. 23-47.
15. De Baar H.J.W., Brewer P.G., Bacon M.P. Anomalies in rare earth distribution in seawater: Ga and Tb // Geochimica et Comochimica Acta. 1985a. - Vol. 49. - No.9.
- P. 1943-1959.
16. De Baar H.J.W., Bacon M.P., Brewer P.G., Bruland K.W. Rare earth elements in the Pacific and Atlantic oceans // Geochimica et Comochimica Acta. 1985b. - Vol. 49.
- No.9. - P. 1961-1969.
17. De Carlo E.H., McMurtry G.M., Hseueh-Wen Yen. Geochemistry of hydrothermal deposits from Loihi submarine volcano, Hawaii. // Earth and Planetary Science Letters. 1983. - Vol. 49. - No. 9. - P. 1961-1969.
18. De Carlo E.H., McMurtry G.M., Kim K.H. Geochemistry of ferromanganese crusts from the Hawaiian Archipelago-I. Northern survey areas // Deep-Sea Research, 1987. - Vol. 34. - No. 3. - P. 441-467.
19. Fleet A.J. Aqueous and sedimentary geochemistry of rare earths // In: Henderson, P., (Ed.), Rare Earth Element Geochemistry. 1984. Amsterdam. Elsevier, - P. 313-373.
20. Futa K, Peterman Z.E., Hein J.R. Sr and Nd isotopic variations in ferromanganese crusts from the central Pacific: implications for age and source provenance // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1988. - Vol. 52. - P. 2229-2233.
21. Glasby G.P., Ren X., Shi X., Puleaeva I. Co-rich Mn crusts from the Magellan Seamount cluster: the long journey through time // Geo-Mar Letters.(Springer). 2007. - Vol.27. - P. 315-323.
22. Goldberg E.D., Hodge V., Kay P., Stallard M, Koide M. Some comparative marine chemistries of platinum and iridium // Applied Geochemistry. 1986. - Vol.1. -P. 227-232.
23. Goldberg E.D., Koide M. Understanding the marine chemistries of the platinum group metals // Marine Chemistry. 1990. - Vol.30. - No.1-3. - P. 249-257.
24. Halbach P., Manheim F.T., Otten P. Co-rich ferromanganese deposits in the margin seamount region of the Central Pacific Basin, results of Midpac’ 81 // Erzmetall. 1982. - Vol. 35. - P. 447-453.
25. Halbach P., Manheim F.T. Potential of cobalt and other metals in ferromanganese crusts on seamounts of the Cental Pacific Basin // Marine Mining. 1984. - Vol.4. -P. 319-336.
26. Hartley F.R. The chemistry of platinum and paladium. New York. John Wiley. 1973.
- 544 pp.
27. Haskin MA., Haskin LA. Rare earths in European shales: a redetermination // Science. 1966. - Vol. 154. - P. 507-509.
28. Hess H.H. Drowned ancient islands of the Pacific basin // American Journal of Science. 1946. - Vol. 244. - No.11. - P.772-791.
29. Hein J.R., Morgenson LA., Claque DA., Koski RA. Cobalt-rich ferromanganese crusts from the Exclusuve Economic Zone of the United States and nodules from the oceanic Pacific.// In: Scholl, D.W., Grantz, F., Vedder, J.G., (eds.), Geology and Resource Potential of the Continental Margin of Western North America and Adjacent Ocean Basins - Beaufort Sea to Baja Califorrnia. Circum -Pacifiic Council for Energy and Mineral Resources. Earth Science Series. Houston. Texas. 1987.
- Vol. 6. - P. 753-771.
30. Hein J.R., Schwab W.C., Davis AS. Cobalt- and platinum-rich ferromnganese crusts and associated substrate rocks from the Marshall Islands // Marine Geology. 1988.
- Vol. 78. - No. 3/4. - P. 255-283.
31. Hein J.R., Kang J.-K., Schulz M.S., Park B.-K., Kirschenbaum H., Yoon S.-H., Olson R.L., Smith V.K. et al. Geological, Geochemical, Geophysical and Oceanographic Data and Interpretation of Seamounts and Co-rich Ferromanganese Crusts from the Maarshall Islnds. KORDI-IUGS R.V. Farnella Cruise F10-89-CP. Department of the Interior. U.S. Geological Survey. Open-File Report 90-407. - 1990a. - 246 pp.
32. Hein J.R., Kirschenbaum H., Schwab W.C., Usui A., Taggart J. E., Stewart K.C., Davis A.S., Tarashima S., Quintervo P.J., Olison R.L., Pickthorn L.G., Schulz M.S., Morgan C.L. Mineralogy and geochemistry of Co-rich ferromanganese crusts and substrate rocks from Karin Ridge and Jonsston Island, Farnella Cruise F7-86-HW. Department of the Interior. U.S. Geological Survey. Open-File Report 90-406. 1990b. - 80 pp.
33. Hein J.R., Schulz M.S., Glen L.M. Central Pacific cobalt-rich ferromanganese crusts: Historical perspective and regional variability // In: Reating, B., Bolton B. (eds.) Geology and Offshore Mineral Resources. Earth Science Series. Houston. Texas. 1990.
34. Hodge,V., Stallard,M., Koide,V., Goldberg,E.D. Platinum and platinum anomaly in the marine environment // Earth and Planetary Science Letters.1985. - Vol.75. -No. 2/3. - P.158 -162.
35. Hodge V., Stallard M., Goldberg E.D. Determination of platinum and iridium in marine waters, sediments and organisms // Analytical Chemistry. 1986. - Vol.58.
- No. 3. - P.616 -620.
36. Ingram B.L., Hein J.R., Farmer G.L. Age determinations and growth rates of Pacific ferromanganese deposits using stromtium isotopes // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1990. - Vol. 54. - P. 1709-1721.
37. IsleyA.E., Abbott D.H. Implications of the temporal distribution of high - Mg magmas for mantle plume volcanism through time // Journal of Geology. 2002. - Vol. 110.
- P. 141-158.
38. Jacinto G.S., Van der Berg C.M.G. Different behavior of platinum in the Indian and Pacific Oceans // Nature, (London). 1989. - Vol.338. - No. 6213. - P. 332-334.
39. Jackson B.D., Schlanger S.O. Regional synthesis, Line Islands chain, Tuamotu Island chain and Manihiki Plateau, Central Pacific Ocean // Initial Reports, DSDP Leg 33. Vol. 33. Washington, D.C. U.S. Government Printing Office. 1976. - P. 915-927.
40. Landing W. M., Bruland K.W. The contrasting biogeochemistry of iron and manganese in the Pacific Ocean // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1987. - Vol.
51. - P. 29-43.
41. Leinen M., Stakes D. Metal accumulation rates in the central equatorial Pacific during Cenozoic time. // Geological Society of America Bulletin. 1979. - Vol. 90. -Pt. 1. - P.357-375.
42. Migdisov AA., Gradusov B.P., Bredanova N.V., Bezrogova E.V., Savaliev BA., Smirnova C.N. Major and minor elements in hydrothermal and pelagic sediments of the Galapagos mounds area, Leg 70, Deep Sea Drilling Project // In: Honnorez, J., Von Herzen, R.P. et al., Initial Reports DSDP. Vol. 70. Washington D.C., U.S. Govt. Printing Office. 1983. - P. 277-295.
43. Ren X., Glasby G.P., Liu J., Shi X., Yin J. Fine-scale compositional variation in Corich crust from the Marcus-Wake Seamount cluster in the western Pacific based on electron microprobe analysis (EMPA) // Marine Geophysical Research. (Springer). 2007. - Vol. 28. - P. 165-182.
44. Ruhlin D.S., Owen R.M. The rare earth element geochemistry of hydrothermal sediments from East Pacific Rise: Examination of a seawater scavenging mechanism // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1986. - Vol. 50. - No. 3. - P. 393-400.
45. Schlitzer R. Ocean data view. 2004. http: //www.awi- remerhaven. de/GEO/ODV
46. Terashima S., Usui A., Nakao S., Mita N. Platinum abundance in ocean-floor ferromanganese crusts and nodulrs // Marine Mining.1988. - Vol. 7. - No. 3. -P. 209-218.
47. Terashima S., Mita N., Nakao S., Ishihara S. Platinum and palladium abundances and their geochemical behavior in marine environments // Bulletin of the Geological Survey of Japan. 2002. - Vol. 53. - No,11/12. - P.725-747.
48. Tunnicliffe V., Botros M., De Bourgh M.E., Dinst A., Johnson H.P., Juniper S.K., Mcuff R.E Hydrothermal vents of Explorer Ridge, northeast Pacific // Deep Sea Research. Part A. 1986. - Vol. 33. - No. 3A. - P.401-412.
49. Ulloa O., Pantoja S. The oxygen minimum zone of the eastern South Pacific // Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography. 2009. - Vol. 56. - No. 16.
- P. 987-991.
50. Varentsov I.M. Geochemical history of post-Jurassic sedimentation in the Central Northwestern Pacific, South Hess Rise, Deep Sea Drilling Project Site 465 // In: Thiede, J., Vallier, T.L. et al., Inititial Reports of the Deep Sea Drilling Projtct, Vol. 62. Washington. U. S. Government Printing Office. 1981a. - P. 819 - 832.
51. Varentsov I.M. Geochemical history of post-Jurassic sedimentation in the Central Northwestern Pacific, Southern Hess Rise, Deep Sea Drilling Project Site 466 // In: Thiede, J., Vallier, T.L. et al., Inititial Reports of the Deep Sea Drilling Projtct, Vol. 62. Washington. U. S. Government Printing Office. 1981b. - P. 833 - 845.
52. Varentsov I.M., Timofeev P.P., Rateev MA. Geochemical history of post-Jurassic sedimentation in the Central Northwestern Mid-Pacific Mountains, Deep Sea Drilling Project Site 463. // Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project. V.62. Washington. U.S. Government Printing Office. 1981a. - P. 785-804.
53. Varentsov I.M., Sakharov BA., Rateev MA., Choporov D.Ya. Geochemical history of post-Jurassic sedimentation in the Central Northwestern Pacific, Northern Hess Rise, Deep Sea Drilling Project Site 464. // Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project. V.62. Washington. U.S. Government Printing Office. 1981b. - P. 805-818.
54. Varentsov I.M., Drits VA., Gorshkov A.I. Mineralogy, geochemistry and genesis of manganese-iron crusts on the Bezymiannaya Seamount-“640”, Cape Verde Plate, Atlantic // In: Parnell, J., (Ed.) Sediment-Hosted Mineral Deposits. Special Publication. International Association of Sedimentologists. 1990. Vol. 11. London. Blackwell. - P. 89-107.
55. Varentsov I.M., Drits VA., Gorshkov AI., Sakharov BA. Mn-Fe oxyhydroxide crusts from Krylov Seamount (Eastern Atlantic): Mintralogy, geochemistry and genesis / / Marine Geology, 1991. Vol. 96. - P. 53-70.
56. Varentsov I.M., Drits VA., Gorshkov A.I. Rare earth element indicator of Mn-Fe oxyhydroxide crust formation on Krylov Seamount, Eastern Atlantic // Marine Geology, 1991. - Vol. 96. - P. 71-84.
57. Von Damm K.L. Edmond J.M. Chemistry of submarine hydrothermal solution at Guayamas Basin, Gulf of California // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1985. -Vol. 49. - P. 2197-2220.
58. Von Damm K.L. Edmond J.M., Grant B., Measures C.I. et al. Chemistry of submarine hydrothermal solutions at 21є N, East Pacific Rise //Geochimica et Cosmochimica Acta. 1985. - Vol. 49. - P. 2221-2237.
Зміна концентрацій та форм редокс-чуйних елементів у шарах кірок розглядається як геохімічний літопис, в який записано історію їх акумуляції.
The distribution of concentrations and forms of occurrence of the redox sensitive elements in the crust layers may be regarded as a geochemical record of their accumulation.
Поступила 09.09.2011 г.
