Литология и полезные ископаемые, 2022, № 2, стр. 181-204

ОБЪЕКТ ИССЛЕДОВАНИЯ

Срединная Долина хребта Хуан де Фука, в которой накопилось несколько сотен метров голоцен-верхнеплейстоценовых гемипелагических глинисто-алевритовых осадков и небольшое количество мелкозернистых турбидитов [Davis et al., 1992], расположена вблизи Северо-Американского континента в северо-восточной части Тихого океана. Эта долина является тектономагматической структурой среднескоростного спрединга (58–60 мм/год). В ней расположено гидротермальное поле “Dead Dog” с высоким тепловым потоком, до 835 W/m² [Davis, Villinger, 1992] и гидротермальными источниками на дне с температурой от 234 до 276°С. На этом гидротермальном поле через толщу воды 2409 м впервые пробурена уникальная скважина 858В глубиной 38.6 м, которая расположена в 20 м от гидротермального источника (“черного курильщика”) с температурой 276°С. В самой скважине, на глубине 19.5 м, замерена температура 197°С.

У подножия восточного борта Срединной Долины – в районе с низким тепловым потоком, пробурены скважины 855А, 855C, 855D. Осадки, вскрытые этими скважинами, не изменены и содержат холодную морскую воду [Davis et al., 1992]. Глинистые минералы неизмененных осадков этих скважин рассматриваются как исходные терригенные, которые были матрицей для формирования аутигенных глинистых минералов в осадках из скважины 858В.

Осадки из скважин, пробуренных на гидротермальном поле “Dead Dog” и у подножия восточного борта Срединной Долины, изучены визуально в керне и в петрографических шлифах, и на основании этих результатов подразделены на несколько литологических толщ [Davis et al., 1992]. В скважинах 855A, 855C, 855D представлена Толща I: 855А (0–64.96 м), 855C (0–106.88 м), 855D (0–108.5 м). В скв. 858В выделены Толщи I, IIB, IID, III, IV. Характеристика выделенных толщ дана ниже, а их распределение по глубине в скв. 858В с привязкой образцов показаны на колонке (рис. 1).

Рис. 1.

Колонка скв. 858В ([Davis et al., 1992] с дополнениями). * – составляющая металлоносного осадка, связанная с рядом расположенным горячим источником; ** – отложения сульфидов.

Толща I (голоцен–плейстоцен) – скв. 858В (1.97–10.41 м) и (12.70–25.31 м), гемипелагические осадки и дистальные турбидиты. Среди них преобладают неизмененные глины и алевриты, присутствуют песчанистые алевриты и редкие прослои алевритовых и кварц-плагиоклазовых песков. Осадки состоят из глинистых минералов, кварца, полевых шпатов, слюды, содержат примесь эпидота, кальцита, амфибола, циркона; в небольших количествах локально присутствуют пирит, кальцит, глауконит, непрозрачные рудные минералы. Биогенные компоненты – фрагменты раковин моллюсков(?), фораминиферы, диатомеи, радиолярии, наннофоссилии.

Толща IIB (плейстоцен) – скв. 858В (25.31–31.83 м). Брекчированные гемипелагические осадки и турбидиты, обогащенные ангидритом и карбонатами с локальными концентрациями сульфидов (около 2% объема осадка).

Толща IID (плейстоцен) – скв. 858В (31.83–38.60 м). Окремненные и гидротермально измененные гемипелагические осадки и турбидиты, состоящие из кварца, полевых шпатов, слюды, цеолита, хлорита, примеси пирита, а также локально встречена примесь сфалерита, цоизита, эпидота.

Толща III (голоцен–поздний плейстоцен) – скв. 858В (0–1.97 м). Толща III перекрывает толщу I. Она представлена окисленными металлоносными глинистыми осадками, сформированными рядом с активным гидротермальным источником – “черным курильщиком” с температурой 276°С. Источник находится в центре холма диаметром 25 м и высотой 7 м, сложенного гидротермально-осадочными рудными отложениями. Осадки толщи III представляют собой смесь продуктов “черного курильщика” и фоновых неизмененных гемипелагических глинистых осадков [Davis et al., 1992].

Металлоносные осадки являются самостоятельными отложениями, которые перекрывают разрез, вскрытый в интервале 1.97–38.60 м скв. 858В (см. рис. 1).

Сульфидная толща IV (плейстоцен) находится внутри осадочной толщи I, в интервале 10.41–12.70 м и состоит из двух частей. Верхняя ее часть, в интервале 10.41–11.65 м, представлена отложениями сульфидов и не содержит глинистой составляющей, а нижняя, в интервале 11.65–12.70 м, состоит из осадков с рассеянным пиритом, отдельные кристаллы которого достигают 4 мм. Сульфиды отложились из рудообразующих флюидов, движущихся по латерально-проницаемому горизонту [Davis et al., 1992] (см. рис. 1).

По нашим представлениям, формирование сульфидной толщи IV обусловлено горизонтальным тектоническим разрывом осадочного покрова, который произошел в условиях спрединга океанической коры в Срединной Долине хребта Хуан де Фука. Этот разрыв достиг центрального канала гидротермальной системы, по которому поднимается горячий (около 300–350°С) рудообразующий флюид, свободно разгружающийся на дне в виде “черного курильщика”. При попадании в морскую воду он сбрасывает рудную нагрузку, образуя сульфидную постройку. Тоже самое произошло и в зоне горизонтального разрыва в осадочном покрове, где в интервале 10.41–11.65 м отложились сульфиды. Единство горячего рудообразующего флюида, поднимающегося по вертикальному каналу в центральной части гидротермальной системы и разгружающегося на дне, и горячего флюида, поступившего в горизонтальный разрыв в осадочном покрове, подтвердилось при сравнении содержания ртути в отложениях сульфидов (толща IV) с металлоносными осадками (толща III), содержащими продукты разрушения рудных отложений “черного курильщика”. В сульфидах (толща IV) и металлоносных осадках (толща III) содержание ртути составляет соответственно 10.3 и 3.23 мкг/г, при фоновом ее содержании в осадках от 0.05 до 0.5 мкг/г [Лучшева и др., 2020].

Срединно-океанический хребет Хуан де Фука характеризуется довольно большой скоростью спрединга – 58 мм/год [Davis et al., 1992]. Обычно спрединг сопровождается образованием в базальтовом фундаменте и в осадочном покрове как вертикальных, так и латеральных разрывов. В участке разреза осадков, вскрытых в скв. 858В, где внутри неизмененных алевритовых глин находится слой сульфидов, нет осадков, содержащих более грубозернистые прослои с хорошей проницаемостью. Более того, в том случае, если слой сульфидов сформировался в результате внедрения рудообразующего флюида в прослой хорошо проницаемых осадков, то в этом прослое находились бы измененные осадки, насыщенные сульфидами, а не сульфиды в чистом виде.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Микроскопическое изучение образцов осадков выполнено в прозрачных шлифах на оптическом микроскопе BIOptic BP-100. Для всех образцов глинистые минералы определялись во фракции <0.001 мм. Рентгеновское исследованиее ориентированных препаратов проведено на дифрактометре D8 Advance Bruker на CuKα излучении в два этапа. Вначале все препараты были сняты со скоростью 2° 2θ в минуту в интервале углов 2.0°–32° 2θ (экспресс-съемка) в воздушно-сухом состоянии, насыщенные этиленгликолем (иногда глицерином), и прогретые при 550°C в течение 2 часов. Однотипные дифрактограммы были объединены в группы, из которых были выбраны представительные образцы для детального изучения методом моделирования экспериментальных дифракционных картин [Drits et al., 1997; Sakharov et al., 1999].

Препараты были приготовлены осаждением суспензии на предметные стекла размером 3.8 × × 2.4 см. Плотность и объем суспензии подбирались таким образом, чтобы поверхностная плотность препарата составляла не менее 7–8 мг/см². Это позволяло избежать искажения интенсивности рефлексов в больших углах 2θ. Использовались препараты, насыщенные этиленгликолем (иногда глицерином) в эксикаторе при температуре 60°С в течение суток. Съемка проводилась в диапазоне углов 2.0°–52° 2θ. Интенсивность измерялась дискретно, с шагом 0.02° 2θ и экспозицией 40 с.

Съемка неориентированных препаратов для определения положения 060 отражений различных глинистых минералов осуществлялась в том же дискретном режиме в диапазоне углов 58°–65° 2θ. Аппроксимация этих дифракционных профилей путем их разложения на индивидуальные максимумы проводилась с помощью функции Split-Pearson-VII, задаваемой в программе Fityk [Wojdyr, 2010].

Чтобы определить реальную структуру глинистых фаз и их количественное содержание в образце необходимо провести моделирование его экспериментальной дифрактограммы, т.е. рассчитать дифракционные картины для каждой предполагаемой фазы, а затем оптимально просуммировать их вклады в общую дифракционную кривую, чтобы выяснить, насколько близко она соответствует экспериментальной. Изменяя параметры моделей глинистых минералов, следует добиваться максимально близкого совпадения расчетной суммарной и экспериментальной дифракционных картин. Моделирование дифракционных картин [Drits et al., 1997; Sakharov et al., 1999] проведено с использованием программ Б.А. Сахарова и А.С. Наумова, основанных на математических алгоритмах [Дриц, Сахаров, 1976; Drits, Tchoubar, 1990; Sakharov, Lanson, 2013].

ТЕРРИГЕННЫЕ ГЛИНИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ В ОСАДКАХ СКВАЖИН 855А, 855С, 855D

По петрографическим данным [Davis et al., 1992] и по нашим результатам просмотра шлифов, неизмененные осадки представлены в основном алевритовыми глинами. По результатам гранулометрического анализа, изученные образцы состоят из алевритовых глин (глинистая фракция <0.001 мм – от 58 до 86%, алевритовая фракция 0.01–0.001 мм – от 14 до 42%) и глинистых алевритов (алевритовая фракция 0.01–0.001 мм –от 54 до 88%, глинистая фракция <0.001 мм – от 12 до 46%).

Рентгеновская экспресс-съемка образцов неизмененных осадков толщи I (скв. 855А, интервал 0–64.80 м, скв. 855С, интервал 56.75–95.75 м, скв. 855D, интервал 94.80–105.00 м) показала, что дифрактограммы глинистых минералов, соответствующие одному и тому же состоянию препарата (воздушно-сухому, насыщенному этиленгликолем или глицерином, прогретому при температуре 550°C), почти не различаются значениями межплоскостных расстояний базальных отражений, но варьируют по соотношению их интенсивностей. Поэтому моделирование экспериментальных дифракционных картин от ориентированных препаратов, насыщенных этиленгликолем, проведено для двух представительных образцов 2857 и 2862. Оно показало, что оба образца представлены смесью триоктаэдрического хлорита и диоктаэдрических минералов – иллита и смешанослойного смектит-иллита с близкими концентрациями (табл. 1, рис. 2). В структуре смешанослойного смектит-иллита неупорядоченно чередуются разбухающие с этиленгликолем 17.1 Å смектитовые, 12.9 Å высокозарядные смектитовые (или вермикулитовые) и неразбухающие 9.98 Å слюдистые слои в соотношении 0.75 : 0.20 : 0.05 и 0.65 : 0.20 : 0.15 соответственно (см. табл. 1). Образцы содержат также примесь кварца, полевых шпатов и кристобалита.

Рис. 2.

Экспериментальные дифрактограммы (кружки) образцов сравниваются с рассчитанными дифракционными картинами (сплошные линии). На врезках показаны фрагменты экспериментальных дифрактограмм (кружки) для области рефлексов 060 и дифракционные максимумы (сплошные линии), соответствующие три- и диоктаэдрическим фазам и отражению 211 кварца (Qz).

На дифрактограммах неориентированных образцов 2857 и 2862 в области углов 56°–65° 2θ (см. врезки на рис. 2) регистрируются два интенсивных рефлекса 060 с d = 1.543–1.544 Å и d = 1.504–1.505 Å, которые свидетельствуют о присутствии триоктаэдрических и диоктаэдрических фаз. Видно, что эти рефлексы частично перекрываются. Кроме того, присутствие в образцах даже незначительного количества кварца приводит к тому, что его отражение 211 с d = 1.541 Å накладывается на рефлекс 060 от триоктаэдрических фаз. Поэтому, чтобы оценить содержание этих фаз в образцах, профили всех зарегистрированных рефлексов в указанной области углов 2θ были разложены на отдельные максимумы с помощью функции Split-Pearson-VII в программе Fityk [Wojdyr, 2010] и с учетом положения и ширины кварцевого рефлекса 211 с d = 1.541 Å. Сплошными линиями на врезках рис. 2 показаны только максимумы для три- и диоктаэдрических фаз и кварцевого рефлекса 211. Относительные значения площадей отражений 060, соответствующие соотношению три- и диоктаэдрических фаз 26 : 74 для обр. 2857 и 41 : 59 для обр. 2862 (см. табл. 1), оказались очень близкими к содержанию в этих образцах триоктаэдрического хлорита – 26 и 39, и сумме диоктаэдрических фаз (иллита + смешанослойного смектит-иллита) – 41 + 33 = 74 и 30 + 31 = = 61, соответственно, которые были получены методом моделирования. Таким образом, сочетание метода моделирования дифракционных картин с разложением рефлексов 060 на индивидуальные максимумы позволило не только правильно диагностировать различные глинистые минералы, но и надежно определить их концентрации в исследуемых образцах.

ГЛИНИСТЫЕ МИНЕРАЛЫ В ОСАДКАХ ИЗ ЦЕНТРА ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ СИСТЕМЫ, СКВАЖИНА 858В

Глинистые минералы в образцах осадков скв. 858В были вначале определены рентгеновским экспресс-методом, и для 18 из них проведено моделирование дифракционных картин. Результаты моделирования позволили разделить образцы на три группы 1, 2 и 3 (см. рис. 1) по степени преобразования состава исходных терригенных и новообразованных глинистых минералов в гидротермальных условиях при взаимодействии раствора с осадками.

Группа 1 объединяет образцы 4001 и 2182 осадков в интервале глубин от 1.97 до 7.2 м (см. рис. 1). Моделирование дифракционных картин показало, что, по составу глинистых минералов и их концентрациям, они похожи на образцы 2857 и 2862 терригенных осадков из скважин 855А, С (см. табл. 1, рис. 2). Основные различия связаны со структурой высокосмектитовой фазы. В обр. 4001 она представлена мономинеральным диоктаэдрическим смектитом, все слои которого однородно разбухают с этиленгликолем до 16.8 Å, а в обр. 2182 смешанослойный смектит-иллит, по сравнению с соответствующими минералами из осадков скважин 855А и С, не содержит вермикулитовых 12.9 Å слоев, а содержание иллитовых слоев возросло до 0.25 (см. табл. 1). Важно отметить, что в обр. 2182 в небольшом количестве (7%) обнаружен неупорядоченный триоктаэдрический смешанослойный минерал хлорит-смектит (см. табл. 1).

Разложение рефлексов 060 с d = 1.542–1.544 Å и d = 1.505 Å на индивидуальные максимумы с учетом перекрывающегося отражения 211 кварца с d = 1.541 Å на дифрактограммах неориентированных препаратов, позволило оценить количественное содержание три- и диоктаэдрических фаз в образцах (см. врезки на рис. 2), которое оказалось очень близким к результатам моделирования дифракционных картин данных образцов (см. табл. 1).

Группа 2. Эта группа объединяет образцы осадков, в которых сформировались новые глинистые минералы, но сохранились неизмененными терригенные иллит и хлорит. В скв. 858В это осадки с глубины 7.2 м до 16.7 м (обр. ZT–5, 2951, 2952, ZT–48 и 2184), кроме интервала 10.41–12.70 м, который относится к сульфидной толще IV (см. рис. 1).

Моделирование дифракционной картины образца ZT–75. На качественном уровне анализ положений и интенсивностей базальных рефлексов на дифрактограмме насыщенного этиленгликолем образца показывает, что в его составе присутствуют смектитовый минерал и в подчиненном количестве хлорит, иллит и, по-видимому, корренситоподобный минерал (рис. 3). Действительно, почти целочисленная серия базальных отражений с d = 16.85, 8.43, 5.56 и 3.55 Å указывает на смектитовый минерал, а с d = 10.0, 4.99, 3.34 и 14.3, 7.11, 4.74, 3.55 Å – на иллит и хлорит соответственно. Слабый рефлекс в области малых углов 2θ в виде “плеча” с d ~ 31 Å свидетельствует о присутствии корренситового минерала. Разложение рефлексов 060 с d = 1.534 Å и d = 1.504 Å на индивидуальные максимумы (см. врезку на рис. 3) выявило соотношение три- и диоктаэдрических фаз в образце, равное 70 : 30.

Рис. 3.

Экспериментальная дифрактограмма (кружки) образца ZT-75 сравнивается с рассчитанными дифракционными картинами (сплошные линии) для разных структурных моделей (пояснение в тексте). На врезке показан фрагмент экспериментальной дифрактограммы (кружки) в области рефлексов 060 и дифракционные максимумы (сплошные линии), соответствующие три- и диоктаэдрическим фазам.

Присутствие в образце хлорита и иллита, если считать их терригенными, не вызывает вопроса о характере распределения катионов по октаэдрическим позициям в их структурах, тогда как смектитовый минерал может оказаться как диоктаэдрическим, как например в обр. 4001 из группы 1, так и триоктаэдрическим, в зависимости от гидротермальной обстановки в данной зоне осадков. Более того, его кристаллы или их часть, возможно, являются смешанослойными. Поэтому надежная интерпретация дифракционных эффектов для этого образца может быть получена исключительно методом проб и ошибок при сравнении экспериментальной дифрактограммы с рассчитанными для разных структурных моделей смектитового минерала. На рис. 3 такое сравнение показано для моделей, в которых структурные параметры хлорита, иллита и корренситового минерала оставались неизменными, а смектитовый минерал задавался либо мономинеральным диоктаэдрическим смектитом (см. рис. 3а, табл. 2), либо триоктаэдрическим смешанослойным смектит-хлоритом (см. рис. 3б, табл. 2). Для обеих моделей совпадение расчетных картин с экспериметальной оказалось очень близким.

Таким образом, применение только метода моделирования дифракционных картин, не позволяет различать структурные модели смектитовых минералов с разным характером распределения их октаэдрических катионов. Более того, оказалось, что соотношения три- и диоктаэдрических фаз 43 : 57 и 87 : 13, полученные для этих моделей (см. табл. 2), существенно отличаются от результата разложения экспериментальных рефлексов 060, который показывает 70 : 30. Следовательно, обе модели, несмотря на хорошее соответствие экспериментальной дифрактограмме, не воспроизводят реальную структуру глинистых минералов в данном образце.

Соотношение три- и диоктаэдрических фаз в образце ZT-75 близкое к экспериментальному было получено при моделировании дифракционной картины для смеси триоктаэдрических минералов: смешанослойного смектит-хлорита и корренсита с диоктаэдрическими: смектитом и иллитом (см. рис. 3, табл. 3).

Моделирование дифракционных картин для образцов 2951, 2952 и ZT–48 (рис. 4) показало, что главное их отличие от образцов из группы 1 состоит в том, что в их составе отсутствует терригенный диоктаэдрический смектит-иллит (или смектит), а иллит и хлорит сохраняются примерно на том же уровне, что и в группе 1 (см. табл. 1, 3). Все три образца содержат новый триоктаэдрический смешанослойный минерал хлорит-смектит, сформированный вместо терригенного смектит-иллита (или смектита). В его структуре хлоритовые слои преобладают над смектитовыми (0.85 : 0.15 для обр. 2951 и 0.65 : 0.35 для обр. 2952 и ZT–48), а их чередование осуществляется с тенденцией к сегрегации при факторе R = 1, так как значения вероятностных коэффициентов Pсс > > Wc, где Wc – концентрация смектитовых слоев, а Pсс вероятность найти в структуре смектитовые слои, следующие за смектитовыми слоями (см. табл. 3).

Рис. 4.

Экспериментальные дифрактограммы (кружки) образцов ZT-75, 2951, 2952, ZT-48 и 2184 (группа 2) сравниваются с рассчитанными дифракционными картинами (сплошные линии). На врезках показаны фрагменты экспериментальных дифрактограмм (кружки) в области рефлексов 060 и дифракционные максимумы (сплошные линии), соответствующие три- и диоктаэдрическим фазам и отражению 211 кварца (Qz).

В обр. 2952, как и в обр. ZT–75 из этой группы 2, впервые встречен корренситовый минерал, в структуре которого чередуются ~31 Å истинно корренситовые слои, образованные сдвоенной парой из хлоритового и смектитового слоев (14 + + 17 = 31), и ~14 Å хлоритовые слои с тенденцией к сегрегации и с фактором R = 1 (Pкк > Wк, где Wк – концентрация корренситовых слоев, а Pкк – вероятность корренситовых слоев в структуре, следующих за корренситовыми слоями, см. табл. 3). В обр. ZT-48 обнаружены следы корренсита, а в обр. 2951 – небольшое содержание триоктаэдрического смектита (9.5%) (см. табл. 3).

Моделирование дифракционной картины образца 2184 показало, что в его состав входят только иллит (35%) и триоктаэдрический хлорит (65%) (см. табл. 3).

По результатам разложения рефлексов 060 (см. врезки на рис. 4) соотношения три- и диоктаэдрических фаз для всех образцов группы 2 оказались близкими к значениям соответствующих концентраций этих фаз, полученных методом моделирования (см. табл. 3).

Группа 3. Осадки, в которых сформировались глинистые минералы, выделенные в группу 3, расположены в скв. 858В в интервале 16.7–38.6 м (образцы 3110, 2185–1, 2185, 2186, 2953, 2187, 2954, 2955, см. рис. 1). Моделирование дифракционных картин и разложение рефлексов 060 на индивидуальные максимумы для образцов этой группы (рис. 5а, б) показало, что в их составе, в отличие от образцов из групп 1 и 2, нет иллита, а все глинистые минералы являются триоктаэдрическими (табл. 4).

Рис. 5.

Экспериментальные дифрактограммы (кружки) образцов 3110, 2185-1, 2185, 2186 (а) и 2953, 2187, 2954, 2955 (б) (группа 3) сравниваются с рассчитанными дифракционными картинами (сплошные линии). На врезках показаны фрагменты экспериментальных дифрактограмм (кружки) в области рефлексов 060 и дифракционные максимумы (сплошные линии), соответствующие триоктаэдрическим фазам.

Рис. 5.

Окончание

Отличительной особенностью этой группы является присутствие во всех образцах корренсита или корренситового минерала, кроме самого нижнего обр. 2955 в разрезе, содержащего только хлорит. В структуре корренсита ~14 Å-хлоритовые и ~17 Å-смектитовые слои встречаются с равной вероятностью (50 : 50), а их чередование осуществляется с максимально возможной степенью порядка (Pсс = 0) и с фактором ближнего порядка R = 1 по закону АВАВ… (обр. 2185, 2953 и 2187, см. табл. 4). Небольшое отклонение от соотношения 50 : 50 при той же максимально возможной степени порядка в чередовании слоев (Pсс = 0), характеризуют корренситовый минерал в обр. 2186 (см. табл. 4). Еще три образца (3110, 2185 и 3954) содержат корренситовый минерал, в структуре которого ~31 Å истинно корренситовые слои и ~14 Å-хлоритовые слои чередуются с тенденцией к сегрегации при факторе R = 1 (Wк < Wх, Pкк > Wк и Wк > Wх, Pхх > Wх, см. табл. 4). Содержание корренсита или корренситового минерала в образцах группы 3 изменяется от 9 до 100%, причем в верхней части разреза (16.7–29 м), по сравнению с нижней (29–38 м), оно существенно преобладает.

Другая отличительная черта глинистых минералов группы 3 – это появление в составе образцов 2953, 2187, 2954 из нижней части разреза (31.5–38 м), наряду с корренситовым минералом, триоктаэдрического хлорита, присутствие которого не наблюдалось в образцах из верхней части разреза (16.7–29 м). Самый нижний обр. 2955 (38.37 м) полностью сложен хлоритом (см. табл. 4).

Наконец, еще одна важная особенность глинистых минералов группы 3. В составе двух образцов 2187 и 2954 из нижней части разреза, вместе с корренситовым минералом и хлоритом впервые встречен смешанослойный тальк-смектит (тальк-сапонит), в структуре которого триоктаэдрические тальковые и смектитовые слои чередуются как с тенденцией к сегрегации (Pсс > > Wс), так и с тенденцией к порядку (Pсс = 0) при факторе R = 1 (см. табл. 4).

В двух обр. 2185-1 и 2953 из группы 3 обнаружены неупорядоченные смешанослойные триоктаэдрические минералы хлорит-смектит и смектит-хлорит, в структуре которых преобладают либо хлоритовые, либо смектитовые слои (см. табл. 4).

Толща III. Литологическая толща III, состоящая из металлоносных осадков, находится в верхней части разреза скв. 858В (см. рис. 1); из нее изучен обр. 2949 с глубины 0.57 м. Экспресс-съемка обр. 2949, показала, что в его составе в небольших концентрациях присутствуют иллит и хлорит, которые характерны для ассоциации терригенных глинистых минералов в неизмененных осадках толщи I (скв. 855А, 855С и 858В). Помимо этих минералов, бóльшая часть образца представлена, по-видимому, смектитом и/или смешанослойным слюда-смектитом. Все попытки однозначно установить структуру и ди- или триоктаэдрическую природу этих минералов одним только методом моделирования не удались. Как было показано для образца ZT–75 из группы 2, только сочетание метода моделирования дифракционных картин с анализом интегральных интенсивностей 060 рефлексов ди- и триоктаэдрических фаз позволяет различать их структуры и правильно оценивать их содержание.

На порошкограмме обр. 2949 в области отражений 060 регистрируется широкий асимметричный профиль сложной формы, составленный из рефлексов 060 перечисленных выше глинистых минералов и отражения 211 кварца (рис. 6). Такой профиль, в котором четко не проявлены положения рефлексов 060 для каждого минерала, трудно однозначно разложить на индивидуальные максимумы. Тем не менее, если сравнивать данный профиль с рефлексами 060 образцов терригенных осадков, то можно заметить их различие, которое состоит в том, что главное отражение 060 диоктаэдрической фазы у обр. 2949 существенно сдвинуто в сторону высоких значений d (~ 1.511 Å, см. врезку на рис. 6) по сравнению с величинами d (~1.504–1.505 Å) образцов группы 1 (см. рис. 1). Можно полагать, что сильный рефлекс с d ~ 1.530 Å относится к триоктаэдрическим фазам, а “плечо” с d ~ 1.511 Å соответствует высокожелезистому диоктаэдрическому минералу. Малое содержание иллита с d(060) ~ 1.504–1.505 Å, по-видимому, не проявилось в виде индивидуального максимума из-за его перекрытия с указанным “плечом”. Пик с d ~ 1.541 Å принадлежит 211 отражению кварца.

Рис. 6.

Экспериментальные дифрактограммы обр. 2949 из металлоносных осадков (толща III) и обр. 2183, ZT-47 из осадков, обогащенных сульфидами (толща IV), сравниваются с рассчитанными дифракционными картинами (сплошные линии). На врезках показаны фрагменты экспериментальных дифрактограмм (кружки) в области рефлексов 060 и дифракционные максимумы (сплошные линии), соответствующие три- и диоктаэдрическим фазам и отражению 211 кварца (Qz).

Моделирование дифрактограммы обр. 2949 для разного фазового состава совместно с разложением экспериментального профиля 060 рефлексов позволило получить согласованные значения содержаний глинистых минералов в образце по обоим методам (табл. 5, рис. 6). Оказалось, что “плечо” с d ~ 1.511 Å соответствует диоктаэдрическому Fe-богатому смешанослойному слюда-смектиту (возможно глауконит-нонтрониту или селадонит-нонтрониту), в структуре которого в равных пропорциях чередуются высокожелезистые слюдистые и смектитовые слои, а сильный рефлекс с d ~ 1.530 Å обусловлен присутствием хлорита и триоктаэдрического смектита (см. табл. 5). Разложение сложного профиля перекрывающихся отражений 060 на отдельные максимумы показано на врезке рис. 6, а его численный результат приведен в табл. 5.

Толща IV. Глинистые минералы толщи IV, состоящей из осадков, обогащенных сульфидами, изучены в обр. 2183 (12.32 м) и ZT–47 (12.66 м) (см. рис. 1). Ассоциация глинистых минералов в обр. 2183 аналогична по составу двум образцам 2187 (32.83 м) и 2954 (37.8 м) из группы 3, которые отобраны в нижней части разреза скважины 858В. Эта ассоциация состоит только из триоктаэдрических минералов: корренсита (36%), хлорита (39%) и смешанослойного тальк-смектита (25%) (см. табл. 4, 5, рис. 6); в виде следов присутствует иллит. На порошкограмме образца 2183 видны: интенсивный рефлекс 060 с d = 1.538 Å и два слабых отражения 208 и 062 с d = 1.570 Å и 1.510 Å соответственно, типичные для триоктаэдрических хлоритовых и корренситовых минералов [Brown, Bailey, 1962].

Глинистые минералы в обр. ZT–47 представлены иллитом (15%), хлоритом (15%) и триоктаэдрическим смешанослойным хлорит-смектитом (49%), которые по своим структурным параметрам очень близки соответствующим характеристикам таких же фаз в образцах 2951, 2952 и ZT–48 из группы 2 (см. рис. 6, табл. 3, 5). Кроме них в состав обр. ZT–47, как и в обр. 2951, входит триоктаэдрический смектит (18%), а также корренсит (2%), как в обр. 2952 и ZT–48. Разложение дифракционного профиля в области рефлексов 060 (см. врезку на рис. 6) с учетом слабых отражений 208 и 062 хлорита и хлорит-смектита, а также 211 рефлекса кварца показало соотношение три- и диоктаэдрических фаз, равное 85 : 15, что совпадает с содержанием этих минералов, полученным методом моделирования (см. табл. 5).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Образцы группы 1. Глинистые осадки из верхней части скв. 858В (от 1.97 до 7.2 м), расположенной вблизи гидротермального источника, по-видимому, слабо подвергались гидротермальному воздействию. Действительно, если сравнивать образцы 4001 и 2182 с образцами 2857 и 2862 неизмененных осадков скважин 855А и 855С, расположенных в районе с низким тепловым потоком (см. табл. 1), то можно видеть, что по составу и концентрациям глинистых минералов они очень близки. Исключение составляет обр. 2182, в составе которого установлено невысокое содержание (7%) новообразованного триоктаэдрического смешанослойного хлорит-смектита, формирование которого, по-видимому, произошло в результате синтеза и связано с воздействием гидротерм на исходный глинистый материал.

Образцы группы 2. При сравнении концентраций хлорит-смектита, иллита и хлорита в обр. 2951, 2952 и ZT–48 (группа 2) с соответствующими значениями, полученными для терригенных глинистых минералов смектит-иллита, иллита и хлорита в обр. 2857, 2862, 4001, 2182 (группа 1) (см. табл. 1, 3), можно увидеть, что они близки. Это значит, что формирование триоктаэдрического хлорит-смектита (образцы группы 2) происходило по матрице (или за счет) диоктаэдрического смектит-иллита (образцы группы 1). Появление в обр. 2951 триоктаэдрического смектита (10%), а в обр. 2952 и ZT–48 – корренситового минерала (15% и <1% соответственно), возможно, также связано с формированием за счет диоктаэдрического смектит-иллита (см. табл. 3).

В самом нижнем по разрезу образце 2184 из рассматриваемой группы 2, (на глубине 15.39 м), не установлено ни новообразованных минералов, как в других образцах из группы 2, ни терригенного смектит-иллита (или смектита), как в образцах группы 1, а присутствуют только иллит (35%) и хлорит (65%). На первый взгляд, содержание хлорита в этом образце (65%) почти в 2–4 раза превышает концентрацию этого минерала в других образцах из групп 1 и 2 (см. табл. 1, 3). Поэтому можно было бы предположить, что в этом образце присутствуют два хлорита – терригенный и новообразованный. Однако если подсчитать относительные концентрации иллита и хлорита в образцах групп 1 и 2 без учета других фаз, то оказывается, что их соотношение изменяется в достаточно узком диапазоне от 37 : 63 до 63 : 37 (см. значения С_ил : С_хл в табл. 3). Скорее всего, это связано с неравномерным поступлением обломочного материала в осадочный бассейн и указывает на терригенное происхождение иллита и хлорита, принадлежащих общему источнику сноса. Образец 2184 с соотношением 35 : 65 попадает на нижнюю границу этого диапазона (см. табл. 3), следовательно, можно предполагать, что оба минерала в этом образце (и хлорит, и иллит) являются терригенными, так же как и во всех других образцах групп 1 и 2. Скорее всего, гидротермальные растворы в этом интервале толщи осадков селективно растворяли нестойкий терригенный смектит-иллит и выносили его компоненты за пределы данной зоны, а терригенные иллит и хлорит оставались не затронутыми этими растворами. Подтверждением этой интерпретации может служить то обстоятельство, что образцы 3110, 2185–1, 2185 и 2186 из группы 3, следующие сразу за обр. 2184 вниз по разрезу, не содержат ни иллита, ни хлорита, а еще ниже – в образцах 2953, 2187, 2954 и 2955 появляется только хлорит (по-видимому, аутигенный), но без иллита (см. табл. 4).

Образцы группы 3. Можно считать, что первоначальный состав образцов группы 3 так же, как образцов группы 2, был близок к ассоциации неизмененных терригенных минералов (смешанослойный смектит-иллит, иллит и хлорит). Как было показано выше, в образцах группы 2 терригенные иллит и хлорит еще сохранились, а в образцах группы 3 из верхней части разреза (16.7–29 м) всех этих минералов уже нет. Это значит, что в образцах группы 3 исходные терригенные глинистые минералы были преобразованы под действием гидротермальной системы. В верхней части разреза (16.7–29 м) сформировались корренсит и корренситоподобные минералы, а в нижней части (29–38 м) также и триоктаэдрический хлорит, который также можно считать аутигенным новообразованием, отличным от терригенного хлорита. Таким образом, в интервале глубин от 16.7 до 38.6 м произошла глубокая трансформация исходных терригенных глинистых минералов. Вместо них сформировалась ассоциация глинистых минералов, состоящая только из триоктаэдрических фаз и отражающая быстрый рост температуры при движении вниз по разрезу толщи осадков. Действительно, соотношения стабильных изотопов кислорода и углерода в карбонатных конкрециях и карбонатном цементе [Frü-Green et al., 1994; Buatier et al., 1995] указывают на существенный температурный градиент (10–11°С/м) в осадках скв. 858В.

Если сравнивать концентрации корренситовых минералов в осадках по всему разрезу скважины 858В, то легко заметить, что в образцах группы 2 (7.2–16.7 м) максимальные значения не превышают 20% (см. табл. 3). Напротив, в образцах группы 3 из верхней части разреза (17.2–29 м) концентрации этих минералов в 4–5 раз выше и существенно уменьшаются в образцах из нижней части разреза (29–38 м) одновременно с появлением в них смешанослойного тальк-смектита (см. табл. 4). Такое распределение корренситовых минералов и смешанослойного тальк-смектита по разрезу может указывать на постепенное увеличение температуры с глубиной, при котором вначале (в верхних горизонтах толщи осадков) формируются упорядоченные корренситы или частично упорядоченные корренситовые минералы, а ниже – высокотемпературный тальк-смектит. По-видимому, аутигенный хлорит (обр. 2955) является конечным продуктом в ряду преобразований исходных терригенных глинистых минералов в смешанослойные хлорит-смектит, корренсит, корренситовые минералы, тальк-смектит, а затем в хлорит под действием гидротермальных растворов.

Образцы из толщи III (металлоносные осадки). Обр. 2949 отобран в самой верхней части разреза этой толщи (см. рис. 1), над образцами 4001 и 2182 из группы 1 (толща I), и поэтому, с точки зрения воздействия основной гидротермальной системы, не должен был бы отличаться от терригенного состава последних. В обр. 2949 присутствуют иллит и хлорит в небольщих количествах (15% и 8%), но их соотношение, равное 64 : 36, укладывается в диапазон значений С_ил : С_хл, характерный для образцов групп 1 и 2 (см. табл. 1, 3), что, указывает на терригенное происхождение этих минералов. Кроме них, бóльшая часть образца представлена триоктаэдрическим смектитом и высокожелезистым диоктаэдрическим смешанослойным слюда-смектитом (глауконит-нонтронитом или селадонит-нонтронитом), которые, по-видимому, являются гидротермальными продуктами действующего рядом горячего источника.

По-видимому, под действием этого же гидротермального источника, терригенный диоктаэдрический смектит-иллит (или смектит) был преобразован в триоктаэдрический смектит (см. табл. 5). Подтверждением этого предположения может служить близкое соотношение концентраций иллита (35%), хлорита (20%) и триоктаэдрического смектита (45%), рассчитанного для обр. 2949 (без учета содержания в нем Fe-слюда-смектита), с соответствующими концентрациями иллита, хлорита и диоктаэдрического смектит-иллита в образцах 2857 (33, 26, 41%) и 4001 (30, 19, 51%, см. табл. 1) из группы 1. Таким образом, в толще металлоносных осадков ассоциация глинистых минералов представляет собой смесь, состоящую из глинистых минералов частично измененных гемипелагических осадков и продуктов взаимодействия горячего гидротермального флюида с придонной морской водой.

Образцы из осадков толщи IV. Можно считать, что ассоциация глинистых минералов толщи IV сформировалась в результате действия основной гидротермальной системы и под влиянием горячего рудообразующего флюида, который заполнил горизонтальный разрыв в осадочном покрове (интервал 10.75–11.65 м). Действительно, по составу глинистых минералов образец 2183 (глубина 12.32 м) отличается от образцов 2951 и 2952 (группа 2), отобранных рядом, но близок обр. 2187 и 2954 (группа 3), которые отобраны в самой нижней части разреза на глубинах 32.83 м и 37.8 м (см. табл. 3, 4, 5, рис. 1). Вследствие высокого температурного градиента (10–11°С/м), температура на глубине 32.83–37.8 м (обр. 2187 и 2954) и на глубине 12.32 м (обр. 2183) может различаться на 205–280°С. При формировании ассоциации глинистых минералов обр. 2183, сходной по составу обр. 2187 и 2954, это температурное различие, по-видимому, обеспечивалось за счет высокой температуры горячего флюида в пределах данного интервала осадочной толщи.

В то же время обр. ZT–47, отобранный ниже обр. 2183 на глубине 12.66 м, оказался не затронут действием горячего флюида, из которого сформировался слой сульфидов. Этот образец по составу очень близок к образцам 2951, 2952 и ZT–48 из группы 2, в нем так же присутствуют иллит и хлорит. В то же время, в этом образце присутствует корренситовый минерал, также как в обр. 2952, ZT–48, и триоктаэдрический смектит, такой же, как в обр. 2951. Соотношение иллита и хлорита, равное 50 : 50, оказывается в границах величин С_ил : С_хл, установленных для всех терригенных минералов (см. табл. 1, 3). Следовательно, можно предполагать, что иллит и хлорит в обр. ZT–47 имеют обломочное происхождение, а триоктаэдрический смектит, смешанослойный хлорит-смектит и корренситовый минералы являются новообразованными так же как в образцах 2951, 2952 и ZT–48 из группы 2. Таким образом, ассоциация глинистых минералов, установленная в образце ZT–47, сформировалась под действием основной гидротермальной системы, а рудообразующий флюид не оказал на нее существенного влияния.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Метод моделирования дифракционных картин [Drits et al., 1997; Sakharov et al., 1999] в сочетании с разложением рефлексов 060 на индивидуальные максимумы, позволил однозначно установить структуру глинистых минералов и их концентрации в образцах осадков, сформировавшихся в центре гидротермальной системы рядом с вертикальным каналом, по которому поднимается горячий рудообразующий флюид. Полученные результаты выявили особенности преобразования исходных терригенных глинистых минералов в аутигенные фазы и последующую трансформацию их структур в гидротермальных высокотемпературных условиях. Сверху вниз по разрезу первым среди исходных терригенных глинистых минералов преобразуется смешанослойный смектит-иллит, тогда как иллит и хлорит еще сохраняются. Следующие ниже преобразования захватывают все терригенные глинистые минералы, образуя структурный ряд: триоктаэдрический смектит → триоктаэдрический смешанослойный хлорит-смектит → корренсит → хлорит + тальк-смектит → хлорит, который отражает высокий температурный градиент 10–11°С/м. Структурные переходы одних глинистых минералов в другие предполагают их формирование на каждом этапе по механизму растворения и синтеза.