Литология и полезные ископаемые, 2022, № 5, стр. 465-482

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ГИДРОТЕРМАЛЬНОГО УЗЛА ПОБЕДА

Рудный узел Победа расположен на восточном борту рифтовой долины и приурочен к западному склону горного массива 17°09′ с.ш. Он располагается в пределах 17°07.45′–17°08.7′ с.ш. САХ и включает гидротермальные рудные поля Победа-1, Победа-2 и рудопроявление Победа-3 (см. рис. 2). Склон расчленен многочисленными сбросами и трещинами, крутизна склона составляет в среднем около 20°, а на отдельных участках достигает 30°. В районе рудного поля Победа-2 на станции 37L199z, где наблюдался 125-метровый слой с повышенными значениями мутности, были выявлены признаки гидротермального плюма, но, тем не менее, на распределение мутности не исключается влияние процессов гравитационного сноса осадков в условиях крутых склонов, а также техногенный фактор, связанный с проведением геологических работ [Бельтенев и др., 2016].

В геологическом строении района принимают участие базальты, породы интрузивного габбро-перидотитового комплекса и перекрывающие их донные осадки. Наибольшим распространением пользуются сильно измененные (серпентинизированные и оталькованные) габбро и перидотиты, занимающие более половины площади поля.

Осадки голоцен–верхне-среднеплейстоценового возраста представлены карбонатными кокколит-фораминиферовыми илами, иногда с включениями раковин птеропод и эдафогенного материала. Четвертичные осадки вскрыты на глубину 140 см (ст. 37L216k). По данным придонного профилографа системы ГБО “МАК-1М”, мощность осадков в пределах разведочных блоков не превышает первых метров и в редких случаях достигает 10 м. Максимальная мощность установлена в понижениях между грядами и холмами. В пределах гидротермальных полей развиты рудные, рудоносные и металлоносные осадки мощностью 50–75 см. Классификация осадков основана на величинах содержания в них Fe и [Cu + Zn], пересчитанных на бескарбонатное вещество – Fe_бкв и [Cu + Zn]_бкв. В фоновых карбонатных осадках Fe_бкв < 10%; в металлоносных – 10% ≤ Fe_бкв < 30%, [Cu + Zn]_бкв < 0.10%; в рудоносных – 10% ≤ Fe_бкв < < 30%, [Cu + Zn]_бкв ≥ 0.25%; в рудных – Fe_бкв ≥ ≥ 30% и [Cu + Zn]_бкв ≥ 0.25% [Бельтенев и др., 2016].

Станция 37L245g расположена на периферии поля Победа-2 и является самой глубоководной из всех поднятых колонок (глубина 3106 м), ее длина составляет 50 см. Предыдущими исследованиями [Габлина и др., 2021] в ней установлено три максимума накопления Cu и Zn: в средней части (горизонт 31–35 см), а также в кровле и подошве разреза. Похожий характер распределения имеет и Fe. Окислительный потенциал поровых растворов, при общей тенденции к снижению вниз по разрезу, обнаруживает существенные колебания. Минимальные его значения зафиксированы в забое колонки (–107.6 мВ) и в интервале 31–38 см (–110.5 мВ), и совпадают с максимумами накопления в осадках рудных компонентов. Максимальные значения Eh отмечаются в поверхностном слое (+215 мВ) и в интервале 25‒30 см (+108 мВ), соответствующем прослою птероподовых песков (рис. 3). Аналогичным образом меняются и значения рН. Возрастание параметров Eh-рН в интервале 25–30 см, вероятно, объясняется высокой пористостью птероподового прослоя и большей насыщенностью его морской водой по сравнению с вмещающими кокколит-фораминиферовыми илами.

Рис. 3.

Колонка станции 37L245g и изменение значений Eh и pH по разрезу осадков (разрез колонки, по [Бельтенев, 2016]). 1‒3 ‒ литология: 1 – фораминифер-кокколитовый ил, 2 – пелит с примесью песчаной фракции, 3 – песок; 4, 5 ‒ включения: 4 – фрагментов сульфидных руд, 5 – детрита птеропод; 6 ‒ граница между слоями.

Во всех трех интервалах повышенных содержаний Fe, Cu, Zn присутствуют как оксидные, так и сульфидные формы рудных элементов, что свидетельствует о неравновесной обстановке рудообразования. В базальном горизонте преобладают сульфиды, а среди них – пирит, марказит. В этом же слое зафиксировано максимальное содержание серпентина и талька – продуктов разрушения серпентинизированных и оталькованных ультраосновных пород субстрата. В образцах, отобранных из интервалов 14–18 см и 35–38 см, электронно-зондовым анализом были установлены фосфаты цинка и цинкит [Габлина и др., 2021].

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Рудоносные осадки станции 37L245g (Победа-2) были подняты телегрейфером. Физико-химические параметры поровых вод осадков измерены с помощью потенциометра “Эксперт-рН”. Образцы, отобранные из интервалов: 245-1 (3–10 см), 245-3 (14–18 см), 245-3а (18–20 см), 245-6 (35–38 см), 245-9 (48–50 см) были изучены на оптическом микроскопе “Axioplan2” фирмы Zeiss.

Изучение элементного состава минералов этих проб проводилось в прозрачно-полированных шлифах при помощи сканирующего электронного микроскопа “JSM-IT500” (“Jeol”, Япония), оснащенного энергодисперсионным спектрометром “X-Max-n” (“Oxford Instrument”, Великобритания) (аналитик В.О. Япаскурт, МГУ им. М.В. Ломоносова). Для анализа всех элементов использовались K-серии эмиссионных линий; сравнительно простой химизм и отсутствие интерференций эмиссионных линий в энергодисперсионных спектрах дали возможность прямого измерения концентрации кислорода. Локальные измерения осуществлялись в режиме сфокусированного зонда при ускоряющем напряжении 20 кВ и силе тока электронного зонда 0.7 ± 0.05 нА. Средняя скорость обработки данных составляла около 14 тыс. имп/сек, а величина “мертвого” времени не превышала 25%. Экспозиция в каждом измерении нормализовалась по величине “живого” времени и составляла 70 с. Обработка энергодисперсионных спектров проводилась с использованием XPP-коррекции в программе “INCA” (версия 21b, производство “Oxford Instruments”, Великобритания).

Для уточнения минеральных фаз применялись следующие структурно-чувствительные методы: рентгенодифрактометрический метод (аналитик О.М. Дара, ИО им. П.П. Ширшова РАН), спектроскопия комбинационного рассеяния (аналитик В.Д. Щербаков, МГУ им. М.В. Ломоносова) и метод дифракции обратно рассеянных электронов (аналитик П.А. Сомов, ООО “Тескан”).

Минеральный состав образцов был изучен методом порошковой рентгеновской дифрактометрии (рентгеновский дифрактометр D8 ADVANCE Bruker AXC, Germany, Cu-Kα, c Ni 0.02 фильтром, 40 kV, 40 mA, с линейным детектором LYNXEYE) в Аналитической лаборатории ИО РАН. Сканирование проводилось в дискретном режиме с шагом 0.02°2Ɵ, экспозицией 4, 8, 12 с/шаг в интервале 2.5–70°2Ɵ, с вращением образца. Первичная обработка спектров, расшифровка, полуколичественный анализ проб проводились с использованием базы данных ICDD (International Centre for Diffraction Data, PDF-2) и программы diffract.EVA-V5.0.0.22 из пакета дифрактометра. Тяжелая фракция (с удельным весом более 3 г/т) была выделена методом деления в тяжелых жидкостях (тетрабромэтан) в ГИН РАН с предварительным рассевом на сите с размером ячейки 0.16 мм.

Спектроскопия комбинационного рассеяния была выполнена на автоматическом рамановском спектрометре XPloRA (Horiba Scientific), совмещенном с конфокальным микроскопом, при длине волны 532 нм на кафедре петрологии МГУ им. М.В. Ломоносова.

Дифракция обратно рассеянных электронов (EBSD) – проводилась в демонстрационном зале ООО “Тескан” на сканирующем электронном микроскопе TESCAN CLARA, с внутрикамерными детекторами Oxford Instruments Ultim Max 100 (микроанализ EDS, Великобритания), Oxford Instruments Nordlys Nano (микроанализ EBSD, Великобритания). Измерение осуществлялось с ускоряющим напряжением 20.00 кВ, скоростью накопления 53.20 Гц. Для обработки дифракционных картин использовалась программа Oxford Instruments Aztec.

Предварительная полировка образцов выполнена коллоидным раствором в Институте кристаллографии РАН.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ РУДОНОСНЫХ ОСАДКОВ КОЛОНКИ 37L245G (ПОБЕДА-2)

Результаты электронно-зондовых исследований

Образец 245-1 (интервал 3–8 см) представляет собой сильно ожелезненную бурую массу с редкими раковинами фораминифер кальцитового состава и эдафогенным материалом, представленным серпентином (рис. 4а), биотитом (см. рис. 4б). Кальцитовые раковины без изменений, внутренние части раковин либо пустые, либо заполнены мелким эдафогенным материалом состава (мас. %): O 31.35, Si 14.94, Al 7.2, Ca 5.4, Fe 4.93, K 2.14, Mg 1.4 (общ. 68.4) (см. рис. 4в).

Рис. 4.

Фотографии шлифов рудоносных осадков в отраженных электронах. Образец 245-1. Интервал 3–8 см. а – обломок серпентина (Serp) в общей массе ожелезненного осадка; б – кальцитовая раковина без следов замещения; в – скопление эдафогенного материала (Edaph.mat) во внутренней части кальцитовой раковины. Зерно пирротина (Po); г – скопление изометричных зерен изокубанита (Isc); д – единичное зерно изокубанита (Isc), частично замещенное гётитом (Gh).

Обнаруженные сульфиды представлены изокубанитом Cu_0.84–1.05Fe_1.93–2.1S_2.98–3.03 и пирротином Fe_0.85S. Изокубанит образует скопления изометричных зерен (см. рис. 4г) и отдельные зерна (см. рис. 4д), частично замещенные гётитом FeO(OH) (по данным рентгенофазового анализа). В изокубаните наблюдается примесь кобальта и никеля.

Пирротин (см. рис. 4в) представлен единичными удлиненными зернами без признаков замещения. В пирротине (Fe_0.85S) присутствует примесь Со (0.23 мас. %) и Ni (0.74 мас. %).

Образец 215-3 (интервал 14–18 см) представляет собой карбонатный осадок, пропитанный гидроксидами железа, с обломками нерудных минералов (серпентин, пироксен) и редко встречающимися раковинами фораминифер. Отличительной особенностью образца является присутствие соединений цинка и фосфора, наблюдающихся по всему шлифу.

Цинкит ZnO в виде округлых образований занимает местами до 30% площади шлифа (рис. 5а), которые, возможно, заполняют поры (см. рис. 5б) или образуют срастания с цинксодержащим форстеритом Mg_1.65Zn_0.37SiO_3.89 (Zn до 15.75 мас. %) (см. рис. 5б, табл. 1).

Рис. 5.

Фотографии шлифов рудоносных осадков в отраженных электронах (цифрами обозначены точки анализов). Образец 245-3. Интервал 14–18 см. а – ан. 1–4 – неустановленная фаза, рядом – фосфат цинка (Zn-phos), ан. 7 – неустановленная фаза, заполняющая межзерновое пространство осадка, отдельные зерна виллемита (Will), цинкита (Zin), ганита(?) (Gn), кварца (Q); б – агрегат силиката цинка–натрия (Na–Zn-sill) и виллемита (Will), зерна виллемита (Will), цинкита (Zin), агрегат цинкита и цинксодержащего форстерита (Fo); в – замещение зерна серпентина (Serp) фосфатами цинка (Zn-phos), зерна цинкита (Zin), зерно ганита(?) (Gn), ан. 17 – смесь фосфатов цинка и оксидов (гидроксидов?) железа; г – каймы замещения кальцита и пироксена (Pх) фосфатом цинка (ан. 30–32); д – каймы (ан. 19–21) вокруг раковин, состоящие из смеси фосфата цинка и кальцита.

Таблица 1.  

Химический состав цинкита ZnO из рудоносных осадков гидротермального узла Победа (мас. %)

Элементы	Номера образцов и точек анализа
	245-3_10	245-3_11	245-3_18	245-3_25	245-6_01
Mg	2.36	2.46	2.26	2.21	3.21
Al	0.11	0.17	0.51	0.43	0.2
Ca	н.о.	н.о.	0.31	н.о.	н.о.
Fe	0.47	0.18	0.17	0.11	0.86
Zn	80.22	80.58	78.11	81.11	78.81
O	17.79	18.48	18.70	19.03	19.54
Сумма	102.7	103.14	101.05	102.02	100.24
Формула из расчета на 2 атома
Mg	0.08	0.08	0.07	0.07	0.10
Al	–	0.01	0.02	0.01	0.01
Ca	–	–	0.01	–	–
Fe	0.01	н.о.	–	–	0.01
Zn	1.00	0.99	0.96	0.98	0.93
O	0.91	0.92	0.94	0.94	0.95

Примечание. н.о. – не обнаружено.

Встречаются крупные (до 200 мкм) волокнистые образования со средним составом (по четырем анализам): P₂O₅ 39.76, ZnO 25.73, SiO₂ 13.83, MgO 6.53, FeO 5.92, Al₂O₃ 4.23, CaO 2.14, CuO 0.88 (сумма 98.6) (см. рис. 5а, ан. 1–4).

Межзерновое пространство заполнено фазой состава: P₂O₅ 41.35, ZnO 38.93, Al₂O₃ 5.28, CaO 3.17, SiO₂ 2.16, MgO 1.85, FeO 0.42 (сумма 93.28) (см. рис. 5а, ан. 7).

Серпентин замещается фосфатами цинка, формируя фазу состава (%): Mg 1.34, Al 3.19, Si 0.55, P 20.31, Ca 1.8, Сr 0.28, Fe 0.51, Zn 27.53, O 41.83 (сумма 97.29) (см. рис. 4в).

Кальцитовые раковины и редкие зерна пироксенов замещаются фосфатом цинка, образуя фазы смешанного состава: MgO 1.08–1.69, Al₂O₃ 4.84–6.49, SiO₂ 0.55–1.27, P₂O₅ 43.87–49.01, CaO 6.2–12.09, Cr₂O₃ до 0.35, FeO 0.34–1.18, ZnO 27–33.36 (см. рис. 5г, ан. 30–32, 4д, ан. 19–21).

Виллемит с идеальной формулой Zn₂SiO₄ представлен угловатыми изометричными выделениями, размером до 10 мкм (см. рис. 5а, б). Также виллемит замещает по краям неустановленную фазу (возможно, гаултит с идеальной формулой Na₄Zn₂Si₇O₁₈ · · 5H₂O) с составом (мас. %): Si 30.41, Zn 14.55, Na 12.05, Mg 2.47, Al 1.38, Ca 1.25, K 0.6, FeO 0.47, S 0.02, F 1.36, O 43.45 (сумма 108.02) (см. рис. 5б, табл. 2).

Таблица 2.  

Химический состав виллемита (Zn, Mg)₂SiO₄ из рудоносных осадков гидротермального узла Победа (мас. %)

Элементы	Номера образцов и точек анализа
	245-3_08	245-3_09	245-3_22	245-3_24	245-6_03	245-6_10
Mg	6.96	7.89	4.63	8.63	2.7	7.23
Al	0.11	0.14	0.28	0.27	0.29	0.13
Si	14.21	14.12	15.09	15	13.09	14.68
P	н.о.	0.46	0.16	н.о.	0.41	0.09
Ca	0.08	0.1	0.09	0.07	н.о.	0.03
Fe	0.26	0.24	0.15	0.18	0.96	0.24
Zn	48.57	47.15	53.38	47.41	54.57	49.45
O	29.01	29.05	31.46	31.52	27.64	30.93
Сумма	99.24	99.25	98.73	103.16	102.82	99.71
Формула из расчета на 7 атомов
Mg	0.60	0.67	0.38	0.69	0.24	0.59
Al	0.01	0.01	0.02	0.02	0.02	0.01
Si	1.05	1.04	1.07	1.04	1.03	1.04
P	–	0.03	0.01	–	0.03	0.01
Ca	–	0.01	–	–	–	–
Fe	0.01	0.01	0.01	0.01	0.04	0.01
Zn	1.55	1.49	1.62	1.41	1.84	1.50
O	3.78	3.75	3.90	3.83	3.80	3.84

Примечание. н.о. – не обнаружено.

Ганит(?) с идеальной формулой ZnAl₂O₄ представлен изометричными образованиями, размером до 10 мкм (см. рис. 5а, табл. 3).

Таблица 3.  

Химический состав ганита(?) (Zn, Mg) Al₂O₄ из рудоносных осадков гидротермального узла Победа (мас. %)

Элементы	Номера образцов и точек анализа
	245-3_12	245-3_13	245-6_05
Mg	3.84	5.22	2.95
Al	27.75	27.65	29.07
Si	0.54	1.35	0.42
P	н.о.	н.о.	2.07
Fe	1.98	1.78	1.21
Zn	30.23	29.19	30.03
O	31.75	34.53	36.16
Сумма	96.17	99.76	101.91
Формула в расчете на 7 атомов
Mg	0.30	0.38	0.21
Al	1.95	1.83	1.87
Si	0.04	0.09	0.03
P	–	–	0.12
Fe	0.07	0.06	0.04
Zn	0.88	0.80	0.80
O	3.77	3.85	3.93

Примечание. н.о. – не обнаружено.

Образец 245-3а (интервал 18–20 см) представляет собой биогенный карбонатный осадок, пропитанный гидроксидами железа, с обломками нерудных минералов (рис. 6а).

Рис. 6.

Фотографии шлифов рудоносных осадков в отраженных электронах. Образец 245-3а. Интервал 18–20 см. а – обзорная фотография кокколит-фораминиферового осадка с включениями атакамита (Atc); б – изокубанит (Isc) и гётит (Gh), замещающий его; в – пирит (Py) (более светлые зерна) в массе оксида (гидроксида?) железа; г – кристалл барита (Ba) и обломок серпентина (Serp); д – обломки эдафогенного материала, представленного серпентином (Serp), плагиоклазом (Pl), рутилом (Rt); е – мелкое зерно ильменита (ilm); ж – тальк (Tlc).

Установлены сульфиды – изокубанит Cu_0.97–1 Fe_1.97–1.99S_3.01–3.03 и пирит FeS_1.89. Изокубанит замещается оксидом (гидроксидом?) железа, предположительно, гётитом (см. рис. 6б). В изокубаните наблюдается примесь кобальта, никеля. Пирит образует скопления до 80 мкм мелких кристаллов изометричной формы, замещающиеся оксидом (гидроксидом?) железа (см. рис. 6в). Оксиды (гидроксиды?) железа образуют крупные скопления, размером более 100 мкм.

Встречаются зерна атакамита Cu_1.9–2(O_3.07‒2.95H) Cl_0.97‒1.03, развивающиеся в пустотах (см. рис. 6а).

Барит BaSO₄ образует идиоморфные кристаллы размером около 50 мкм (см. рис. 6г).

Эдафогенный материал представлен обломками серпентина (до 1 мм), плагиоклаза (до 200 мкм), рутила (см. рис. 6д) и ильменита (см. рис. 6е) (до 10 мкм). По обломкам серпентинизированного перидотита развивается тальк (см. рис. 6ж). Встречаются обломки разной степени оталькованности.

Образец 245-6 (интервал 35–38 см) представляет собой рудный осадок псаммитовой структуры, состоящий из изометричных и неправильной формы зерен. Здесь наблюдается уменьшение содержания оксидов (гидроксидов?) железа и преобладание сульфидов железа.

Наблюдается также заметная цинково-фосфатная минерализация (см. табл. 1, 2, 3), представленная следующими минералами.

Цинкит Zn_0.93Mg_0.10O_0.95 заполняет поры в осадке(?) и формирует агрегаты с цинксодержащим форстеритом (Mg_1.65 Zn_0.37)SiO_3.89 (Zn 15.75 мас. %) (рис. 7а).

Рис. 7.

Фотографии шлифов рудоносных осадков в отраженных электронах. Образец 245-6. Интервал 35–38 см. а – срастание цинкита (Zin) и цинксодержащего форстерита (Fo), виллемит (Will), зерно кварца (Q), фосфат цинка с примесями (Zn‑phos), крупные выделения пирита (Py); б – округлые скопления пирита (Py) (по микроорганизмам?) и мелкие выделения ганита(?) (Gn); в – оксид (гидроксид?) железа (Fe-hydr) и срастание цинкита (Zin) и форстерита (Fo); г – обломок эдафогенного материала (темно-серое удлиненное зерно), замещающийся фосфатами цинка (серая область вокруг зерна).

Виллемит с идеальной формулой Zn₂SiO₄ представлен кристаллами неправильной формы (см. рис. 7а).

Ганит(?) с идеальной формулой ZnAl₂O₄ представлен скоплениями мелких кристаллов (см. рис. 7б).

Сульфиды железа представлены пиритом, образующим крупные (до 100 мкм) скопления округлой и неправильной формы (см. рис. 7б).

Пространство между зернами заполнено фазой с составом (%): MgO 2.05, Al₂O₃ 5.3, SiO₂ 0.92, P₂O₅ 44.21, FeO 0.98, ZnO 35.93 (сумма 90.4) и, возможно, представляет собой фосфат цинка с примесями (см. риc. 7а).

Оксиды (гидроксиды?) железа образуют округлые скопления, размером около 10 мкм (см. рис. 7в).

Крупные обломки эдафогенного материала замещаются фосфатами цинка (см. рис. 7г).

Образец 245-9 (интервал 48–50 см) представляет собой рудный осадок псаммитовой структуры, практически без фрагментов карбонатных осадков, с реликтами фауны, замещенной гидротермальными минералами.

Сульфиды представлены пиритом, формирующим крупные выделения округлой формы. Пространство между скоплениями пирита заполнено ангидритом (гипсом?) (рис. 8а).

Рис. 8.

Фотографии шлифов рудоносных осадков в отраженных электронах. Образец 245-9. Интервал 48–50 см. а – скопления пирита (Py) и ангидрита (гипса?) (Ang) с реликтами биоморфной структуры; б – каймы атакамита (Atc), заместившего кальцитовый скелет раковины; в – скелеты раковин, замещенные ангидритом(гипсом?) (Ang) и обрастающие атакамитом (светлые каймы) (Atc).

Оставшиеся скелеты раковин замещаются ангидритом (гипсом?) и обрастают каймами атакамита (см. рис. 8б, в).

Эдафогенный материал представлен биотитом.

Результаты рентгенофазового анализа

Рентгенофазовый анализ тяжелой фракции образца 245-3 (интервал 18–20 см) позволил идентифицировать редко встречающиеся фосфаты цинка. Основанием для этого послужили данные элементного энерго-дисперсионного анализа и наличие на дифрактограммах изученной фракции слабых рефлексов, совпадающих с главными отражениями парагопеита Zn₃(PO₄) · 4H₂O (рис. 9), тарбуттита Zn₂(PO₄)OH и спенсерита Zn₂(OH)(PO₄)₂(H₂O)₃, что позволяет предположить присутствие этих минералов в образце в количествах, близких к порогу обнаружения.

Рис. 9.

Основные рефлексы парагопеита (5.82, 4.41, 3.35, 2.99, 2.91 Å) на дифрактограмме тяжелой фракции (порошок) образца осадков со станции 37L245g.

Диагностика проводилась сопоставлением экспериментальных межплоскостных расстояний тарбуттита (6.13, 3.70, 3.27, 2.98, 2.88, 2.05 Å), спенсерита (9.39, 4.63, 4.62, 3.52 Å), парагопеита (5.82, 4.41, 2.99, 2.91 Å) с эталонными линиями межплоскостных расстояний из базы данных ICDD (International Centre for Diffraction Data, номера PDF-2 00-012-0300, 01-073-0185, 00-039-1352).

Результаты исследования спектров комбинационного рассеяния

Цинкит идентифицирован методом спектроскопии комбинационного рассеяния по линиям первого порядка: 442 и 633 (см^–1) и второго порядка 381, 613, 962, 1274 (см^–1) [Виноградов и др., 1977] (рис. 10).

Рис. 10.

Спектр комбинационного рассеяния цинкита с диагностическими линиями первого и второго порядка из рудоносных осадков гидротермального узла Победа. Длина волны лазера – 532 нм.

Результаты анализа дифракции отраженных электронов

Диагностика методом дифракции отраженных электронов была затруднена тем, что добиться идеально ровной поверхности из-за хрупкости образца не удалось.

Линии Кикучи были получены для следующих фаз: цинкит, виллемит, форстерит (рис. 11).

Рис. 11.

Картины Кикучи идентифицированных минералов цинка в осадках станции 37L245g, интервал 35‒38 см. а – микрофотография шлифа в отраженных электронах (цифрами обозначены минеральные фазы цинка); б – карта распределения фаз цинкита (Zin), форстерита (Fo), виллемита (Will), кварца (α-Q). Картины дифракции с обозначением индексов кристаллографических плоскостей: в, г – цинкита; д, е – форстерита; ж, з – виллемита.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

В колонке 37L245g сверху вниз по разрезу наблюдается смена существенно карбонатно-атакамитового парагенезиса на сульфидный, в сочетании с оксидным (присутствие гидроксидов железа и марганца, оксидов и фосфатов цинка). В нижней части разреза сульфидный парагенезис (пирит и марказит) становится преобладающим (рис. 12). Пирит формирует округлые выделения и образует вместе с ангидритом, замещающим раковины, биоморфную структуру. По всему разрезу колонки в значительных количествах присутствует эдафогенный материал, представленный серпентином, тальком, хлоритом, биотитом и др. В обломках пород нередко присутствуют прожилки гидроксидов железа. В верхней части колонки встречаются единичные зерна сульфидов – изокубанита, пирротина, и кристаллики барита.

Рис. 12.

Характер распределения биогенного кальцита, оксидов и сульфидов железа, минералов цинка в колонке осадков ст. 37L245g (разрез колонки, по [Бельтенев, 2016]). 1‒3 ‒ литология: 1 – фораминифер-кокколитовый ил, 2 – пелит с примесью песчаной фракции, 3 – песок; 4, 5 ‒ включения: 4 – включения фрагментов сульфидных руд, 5 – детрит птеропод; 6 ‒ граница между слоями.

Цинковая минерализация установлена в двух горизонтах колонки 37L245g: 14–18 см и 35–38 см (см. рис. 12). Она представлена редкими минералами (оксидом, фосфатами, силикатом цинка), не характерными для руд и осадков Мирового океана, в которых цинковая минерализация представлена обычно сульфидами.

Э.П. Николаевой [1968] описан цинкит ZnO, который является продуктом окисления металлического цинка и клейофана, и образуется в окислительной слабощелочной обстановке путем осаждения из водных растворов, выщелачивающих ряд элементов. Цинкит обнаружен в донных осадках Тихого океана вблизи зоны Кларион, в ассоциации с оксидами и гидроксидами железа и марганца [Штеренберг, Воронин, 1990]. Ассоциация цинкита с оксидами (гидроксидами) железа наблюдается и в колонке 37L245g.

Особенностью гидротермального узла Победа является повышенное относительно фонового (сотые доли %) содержание фосфора в осадках – до 0.1‒0.4% [Габлина и др., 2021]. Вероятно, с этим связано присутствие фосфатов в минеральном составе осадков. Фосфаты имеют сложный состав: это могут быть фосфаты самого цинка, цинка и кальция, цинка и железа. Источником фосфора большинство авторов считают биогенный материал отложений и/или обогащенную им морскую воду, однако установленная нами связь Р с Zn и рост его содержания вниз по разрезу осадков может быть признаком поступления фосфора, как и металлов, с гидротермальными флюидами из субстрата. Представления о поступлении фосфора с поствулканическими гидротермальными растворами при формировании фосфоритов обосновывает М.И. Липкина [1998], указывая на повышенные содержания Р в базальтах. Обогащение Р (до 1.56%) отмечается в толеитовых базальтах тихоокеанских гайотов [Волохин, 1995]. Предполагается, что базальты служили источником фосфора, фтора и других элементов, которые выщелачивались из пород разогретой морской водой и могли обогащать железомарганцевые корки. Повышенные концентрации Р (0.45%) в нижних горизонтах донных осадков отмечены в Ангольской котловине [Дубинин и др., 2013]. Породы, подстилающие осадки в районе гидротермального узла Победа представлены в основном серпентинизированными габбро-перидотитами, содержание Р в которых в среднем не превышает 0.05%. И лишь в одной пробе габброидов, взятой за пределами рудного поля Победа-1 (ст. 37L248g), оно составляет 0.92% [Бельтенев и др., 2016]. Возможно, низкие содержания Р в породах субстрата в зоне гидротермальной активности (рудные поля узла Победа) обусловлены его выщелачиванием в процессе серпентинизации. На повышенные содержания Р в основных (в среднем 0.14%) и средних (в среднем 0.16%) породах указывал А.П. Виноградов [1955, 1962]. Известно также, что Р, как и цветные металлы, подвижен в кислой обстановке [Глаголева, 1959; Емельянов, Романкевич, 1979], которая может формироваться в породах под воздействием гидротермальных растворов.

Фосфаты цинка колонки 37L245g участвуют в замещении раковин, эдафогенного материала, заполняют пространство между крупными (более 50 мкм) частицами и служат матрицей, в которой находятся зерна других цинковых минералов. Форма выделения этих минералов свидетельствует об их метасоматическом образовании.

Виллемит встречается в широком поле низкотемпературных обстановок в качестве вторичного минерала по сульфиду цинка и может кристаллизоваться при температуре от 25°С до 300°С в ассоциации с цинкитом [Brugger, 2003]. В этой же работе показано образование виллемита и цинкита в результате гидротермальных процессов в количествах, достаточных для формирования месторождения. В колонке 37L245g виллемит располагается в матрице из фосфатов цинка в виде отдельных мелких зерен и срастаний с силикатом натрия и цинка. Выделение виллемита по краям силикатного обломка в этих срастаниях (см. рис. 5б) может свидетельствовать о замещении виллемитом силикатных обломков (фрагментов субстрата). Ранее замещающийся гидроксидами железа виллемит был встречен в железомарганцевых корках гидротермального поля Ашадзе-2 (САХ) [Мусатов, 2021].

Примесь цинка в форстерите достаточно редкое явление [Власов, 2010]. В горизонтах колонки 37L245g форстерит образует срастания с цинкитом. Возможно, примесь цинка объясняется тем, что область генерации характеристического рентгеновского излучения при измерении распространяется в том числе и на другие фазы.

Фаза, предположительно диагностированная нами как ганит, формирует отдельные зерна, размером до 10 мкм.

Рентгенофазовый анализ проб осадков ст. 37L245g позволил выявить минеральную зональность: сверху вниз по разрезу колонки резко сокращается содержание биогенного кальцита (от 57% до 0%), при этом существенно увеличивается содержание рудных минералов, среди которых преобладают сульфиды (пирит до 34%, марказит до 15%) [Габлина и др., 2021] (см. рис. 12). Такая зональность связана с физико-химической обстановкой: в нижней части колонки условия восстановительные (Eh до –110.3), в верхней – окислительные (Eh от +235) (см. рис. 3), и обусловлена воздействием восстановительных металлоносных гидротермальных растворов, поступающих из субстрата, на пропитанные морской водой осадки. Влияние гидротермальных растворов на осадки также подтверждается повышенной кислотностью поровых вод (pH <7.5) в нижних горизонтах осадка относительно морской воды (pH 7.5–8.4, по [Park, 1966]). Такие значения рН не характерны для фоновых осадков и обычны для рудоносных осадков в зонах гидротермальной активности [Габлина и др., 2012, 2018]. При этом происходит растворение биогенного кальцита раковин микроорганизмов и замещение их оксидами Fe, Mn, пиритом и ангидритом (см. рис. 8). Отложение цинка в форме фосфатов, оксидов и других минералов происходит в средней части разреза, в зоне взаимодействия гидротермальных растворов и морской воды, пропитывающей осадки и создающей в них окислительную, щелочную обстановку, благоприятную для осаждения оксидов, силикатов и фосфатов цинка. Возможно, существенную роль в создании геохимического барьера на пути продвижения металлоносных кислых восстановительных гидротермальных потоков, поступающих снизу, мог сыграть прослой птероподовых песков (горизонт 25–30 см), насыщенный морской водой и отличающийся повышенными значениями Eh и pH (см. рис. 3).

Со временем при снижении гидротермальной активности увеличивалось влияние морской воды на осадки, что приводило к замещению сульфидов оксидами по всей толще осадков. Выводы о влиянии на осадки гидротермальных растворов, поступающих из субстрата, подтверждаются возрастными соотношениями, свидетельствующими о более раннем отложении нижних горизонтов осадков относительно начала гидротермальной активности, приводившей к рудообразованию. Возраст осадков, по данным радиоуглеродного анализа, от 5–31 тыс. лет и до настоящего времени [Бич, 2017; Бич, Петров, 2018], а возраст руд поля Победа-2, т.е. периодов активной гидротермальной деятельности, по результатам датирования уран-ториевым методом четырех образцов ст. 37L107d составляет (5.1 ± 0.2)–(11.2 ± 0.4) тыс. лет [Габлина и др., 2018]. Один образец руды, представленный массивными мелкокристаллическими пиритовыми рудами, имеет возраст (134.5 ± ± 11.4)/10.1 тыс. лет. Следовательно, наряду с новообразованными гидротермальными минералами (пиритом и ангидритом), в базальном горизонте осадков могли присутствовать и продукты разрушения ранее образованных сульфидных руд, подвергшихся гальмиролизу (замещению пирита гидроксидами железа). Однако, таких обломков в рудных осадках ст. 37L245g мы не наблюдали. Отмечались лишь обломки пород субстрата с прожилками гидроксидов железа. Преобладают структуры замещения гидротермальными минералами карбонатных раковин, что свидетельствует о решающей роли гидротермально-метасоматических процессов при формировании рудоносных осадков.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

1. Описаны редкие минералы цинка (фосфаты цинка, цинкит, виллемит, ганит(?), цинксодержащий форстерит), большая часть которых впервые установлена в донных осадках Срединно-Атлантического хребта. С помощью электронно-зондовой микроскопии и структурно-чувствительных методов идентифицированы фосфаты цинка (тарбуттит, спенсерит, парагопеит), цинкит, виллемит и цинксодержащий форстерит. Показаны морфология, парагенетические ассоциации и характер распределения этих минералов в осадках колонки 37L245g.

2. Установлено, что редкие минералы цинка концентрируются в средней части колонки. Высказано предположение, что их осаждение происходило в зоне взаимодействия гидротермальных растворов, поступающих в осадки из подстилающих магматических пород, и морской воды, насыщающей осадки. Влияние на создание физико-химических условий, благоприятных для формирования описанных минеральных ассоциаций (повышенные Eh и pH), вероятно, мог оказать прослой птероподовых песков, обогащенный морской водой.