Тектоника плит и происхождение эндогенных полезных ископаемых

Главная сложность с объяснением причин формирования крупных локальных скоплений в земной коре рудных и некоторых других рассеянных элементов заключается в том, что их концентрация в мантии ничтожно мала, тогда как в месторождениях она возрастает иногда в сотни и тысячи раз. Например, концентрация урана и золота в современной мантии не превышает 2·10⁻⁹, ртути и тория − 8·10⁻⁹, свинца − 9·10−⁸, серебра, вольфрама и платины – порядка 10⁻⁷, лития, ниобия, молибдена и олова − 10⁻⁶ и т.д.

Кроме того, как следует из современных представлений о происхождении Земли и ее эволюции, вещество всей мантии (верхней и нижней) за 4 млрд лет тектонической активности Земли оказалось хорошо перемешанным конвективными течениями и в среднем однородно по составу на разных уровнях. Поэтому не следует ожидать существования в мантии каких-либо локальных неоднородностей с повышенным содержанием рудных элементов. Только наиболее распространенные в мантии рудные элементы (например, хром) могут создавать свои чисто эндогенные месторождения путем прямой дифференциации мантийных расплавов. Примером тому служат хромитовые месторождения в офиолитовых поясах Земли. Кроме того, важно отметить, что, судя по условиям выплавления океанических базальтов и содержанию в них ювенильной воды, земная мантия практически сухая, а содержание в ней воды не превышает 0,05%. Следовательно, ни о каких флюидных потоках в мантии, способных привнести в земную кору рудные элементы, говорить не приходится. Тем не менее, с появлением новой геологической теории − тектоники литосферных плит открылись новые подходы к объяснению механизмов обогащения земной коры рудными элементами, карбонатными и кремнеземистыми породами. В частности, выяснилось, что основная масса эндогенных полезных ископаемых в континентальной коре могла формироваться только благодаря действию многоступенчатого процесса обогащения коры рудными элементами. При этом первая ступень обогащения земной коры рудными элементами происходит в рифтовых зонах на океаническом дне (первая ступень обогащения рудными).

Так, оказалось, что в океанических рифтовых зонах и на склонах срединно-океанических хребтов (рис. 45) действуют мощнейшие гидротермальные системы, через которые Земля теряет более 30% эндогенного тепла. По нашим оценкам, средняя суммарная скорость водообмена во всех океанических гидротермальных источниках срединно-океанических хребтов приблизительно равна 2300 км³/год. При таких скоростях гидротермального водообмена вся масса воды в океане (1,37·10²⁴ г) проходит через активные гидротермы и сипинги (просачивания) срединно-океанических хребтов с их обширными и пологими склонами приблизительно за 0,6−1,0 млн лет.

Рис. 45. Картина формирования океанической коры и геохимия гидротермальных процессов в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов: 1 – базальты (подушечные лавы); 2 – долеритовые дайки; 3 – серпентинитовый слой; 4 – подкоровый слой литосферы; 5 – магматический очаг под гребнем срединно-океанического хребта; 6 – астеносфера; 7 – постройки черных и белых “курильщиков”; стрелками показаны пути движения океанических вод в теле океанической коры

В гидротермальных системах рифтовых зон в океаническую кору и гидросферу выносятся гигантские массы эндогенного вещества, в том числе халькофильных рудных элементов и кремнезема, формируются сульфидные проявления цинка, меди свинца и других металлов (Лисицын, 1993, 2000; Лисицын, Богданов, Гурвич, 1990). Так, за последние 150 млн лет только в Тихом океане таким путем из гидротермальных источников поступило около (10−15)·1012 т полиметаллического рудного вещества (Гурвич, 1998). В рифтовых зонах происходит гидратация приповерхностных слоев мантии и протекает ряд химических реакций, важных для поддержания на Земле устойчивых экологических условий, а также для формирования карбонатных,

кремнеземистых фаций. Причем все реакции необратимы, поскольку протекают с выделением энергии. Главными из них являются реакции гидратации пород океанической коры, связывающие углекислый газ в карбонатах, которые затем усваиваются живыми организмами и захораниваются в океанических осадках:

4Mg₂SiO₄+ 4H₂O + 2CO₂ → Mg₆[Si₄O₁₀](OH)₈ + 2MgCO₃ + 72,34 ккал/моль,