DSC06437

Konkrecie polimktauczne 149

nej w osadach i jej oddziaływanie z osadami, przy równoczesnym uwolnieniu metali i przejściu ich do wód porowych, powoduje obniżenie Eh. W przypowierzchniowej warstwie osadów następuje migracja metali (w tym manganu) i formowanie konkrecji wzbogaconych w todorokit. Inne metale, jak Ni i Cu, dyfundują przez osady i wchodzą w skład todorokitu. Koncentracja metali przebiega dopóty, dopóki w wyniku postsedy-mentacyjnych reakcji chemicznych nie powstanie todorokit [Cronan, 1980], Zatem wyższe zawartości Mn, Cu i Ni uwarunkowane są dodatkową ilością wymienionych metali w osadach z opadającymi organizmami, a następnie ich postsedy-mentacyjną mobilizacją oraz obecnością todorokitu, sprzyjającego akumulacji tychże metali. Jak już wspomniano, górne powierzchnie konkrecji otrzymują metale z wód przydennych. Badania M. Hartmanna i Mullera [1976] potwierdzają fakt, że w wodach porowych Mn występuje w ilości o 12-19 razy wyższej, Cu o 5-28 razy, Zn o 3-4 razy, Ni 2 do 5 razy niż w wodach przydennych, przy czym ich wyższą koncentrację (z wyjątkiem cynku) rejestruje się w górnej warstwie osadów o miąższości do 2 cm. Można zatem przyjąć, że dyfuzja z osadów niżej ległych nie jest głównym źródłem metali w konkrecjach. Stwierdzono również, że Eh wzrasta słabo z głębokością, co sugeruje, że utlenienie materii organicznej zachodzi częściowo przed jej akumulacją. Uwolnienie dodatkowych ilości Mn, Ni i Cu możliwe jest również w warstwie przypowierzchniowej z mikro-konkrecji przez ich rozpuszczanie w iłach radiola-riowych w wyniku reakcji z materią organiczną. J.L. Frezer i M.B. Fisk [1981] wiążą z faktem wysokiej porowatości iłów radiolariowych powstawanie todorokitu, tj. 10 A manganitu, koncentrującego nikiel i miedź. Wskazują oni także, że wysokie koncentracje metali w konkrecjach są zarówno charakterystyczne dla brunatnych iłów pelagicznych, jak też iłów radiolariowych.

Jak już wspomniano, główne rejony konkrec-jonośne równi abisalnych, występujące w obrębie pól, położone są z reguły poniżej głębokości kompensacji węglanu wapnia. Konkrecje typu geochemicznego Ni-Cu-Co występują zwykle w interwale głębokości tego poziomu, natomiast konkrecje typu Ni-Cu poniżej tej głębokości (tab. 5.9 i 5.10). Z kolei bogate rudy konkrecjonośne typu kobaltowego występują na wyniesieniach podwodnych, do głębokości 3000 m [Kazmin i in., 1984]. Zróżnicowanie głębokościowe geochemicznych typów konkrecji wiązane jest również z intensywnym rozpuszczaniem bioklastów wapiennych, obecnością amorficznych kompleksów substancji organicznych oraz hydrolizą minerałów i substancji rozpuszczonych w interwale głębokości kompensacji węglanu wapnia, w rezultacie czego do toni wodnej przechodzą dodatkowe ilości żelaza, niklu i miedzi [Korsaków i in., 1987]. Należy zaznaczyć, że ostatnie badania mangano-nośnych osadów północno-zachodniego Pacyfiku [Usui i Iizasa, 1995], wykazują bardzo wysoki wskaźnik Mn/Fe oraz wysoką zawartość Mg, Ba, Li, Mo, Zn i Cd, przy niskiej zawartości Cu, Ni, Co, Pb, Zn, V, Y, U, Th i metali ziem rzadkich.

Formułowane modele i hipotezy globalne, zmierzające do określenia wspólnego - jedynego modelu genezy konkrecji oceanicznych, w tym ustalenia ich rozmieszczenia i źródeł składników występujących w konkrecjach oraz wpływu czynników i procesów prowadzących do ich formowania, mają wielką wartość poznawczą. Należy jednak podkreślić, że oceaniczne procesy konkrecjonośne w poszczególnych oceanach odznaczają się złożonością i swoistą odrębnością. Odrębność regionalna i wyraźne zróżnicowanie lokalnych czynników sedymentacyjnych w obrębie poszczególnych pól konkrecjonośnych wskazują jednoznacznie zarówno na zróżnicowany wpływ tych czynników na przebieg procesów konkrecjonośnych, jak i różną intensywność owych procesów.

Według Kotlińskiego [1996], występowanie w oceanach bogatych pól konkrecjonośnych, o potencjalnym znaczeniu przemysłowym, związane jest z endogenicznymi źródłami dostarczania metali do wód oceanicznych, głównie z roztworów hydrotermalnych wraz z produktami infiltracji przez wody głębokiego podłoża. Pola te tworzą się w rejonach aktywnych stref tektonicz-no-wulkanicznych, położonych w bezpośredniej bliskości z osią grzbietów śródoceanicznych

0    szybkim spredingu. Świadczą o tym wielkość nagromadzeń, skład oraz zależności rozmieszczenia konkrecji w polach Clarion-Clipperton i Peruwiańskim na Pacyfiku oraz w polu Centralnoin-dyjskim. Potwierdzeniem tej hipotezy są również pola Kalifornijskie i Menarda na Pacyfiku oraz obszary konkrecjonośne: Zachodnioaustralijski

1    Di amant i na (Amsterdam) w Oceanie Indyjskim (tab. 5.11). Z przeprowadzonych badań i analiz wynika, że formowanie głębokowodnych konkrecji pola Clarion-Clipperton odznacza się złożonym, wielofazowym przebiegiem procesów bio-genicznej migracji i hydrogeniczno-diagenetycz-nej mobilizacji pierwiastków śladowych oraz Mn i Fe w powierzchniowej (granicznej), natlenionej warstwie osadów. Procesy te zachodzą w strefach z relatywnie niską produktywnością biologiczną i przy niskim tempie sedymentacji osadów. Wy-