Влияние океана и климатов Земли на формирование осадочных полезных ископаемых раннего протерозоя

О большом влиянии атмосферы и гидросферы на развитие металлогенических обстановок на поверхности Земли, в том числе и в раннем докембрии, было известно давно (Виноградов, 1964; Войткевич, Лебедько, 1975; Страхов, 1963; Тугаринов, Войткевич, 1970; и др.). Однако только в последние годы после широкого распространения идей тектоники литосферных плит и разработки основ теории глобальной эволюции Земли оказалось возможным оценить всю масштабность этих процессов и выяснить природу их влияния на эндогенную металлогению Земли.

Важно обратить внимание на то, что архейский океан был горячим, а благодаря высокому парциальному давлению углекислого газа в архейской атмосфере, достигавшему 5 бар, его воды были насыщены угольной кислотой Н₂СО₃ и характеризовались кислой реакцией (рН ≈ 3−5). Но горячие и кислые воды, как известно, являются весьма агрессивными реагентами и растворяют многие рудные элементы и соединения. Следовательно, можно ожидать, что воды архейского океана были насыщены многими рудными элементами, в том числе золотом, ураном, сульфидами железа, меди, свинца, цинка, окислами марганца, двухвалентными окислами железа и др.

Вероятно, все эти соединения поступали в гидросферу при гидратации базальтов океанической коры и взаимодействии горячих и кислых дождевых вод с породами зеленокаменных поясов и гранитоидами континентов.

После резкого похолодания климата в раннем протерозое и нейтрализации океанических вод (рН≈7–8) должно было произойти массовое выпадение из океанического раствора многих рудных элементов, растворенных прежде в горячих и кислых водах архейского океана (рис. 51). Именно таким путем, по нашему мнению, в раннем протерозое около 2,5−2,3 млрд лет назад сформировались крупнейшие стратиформные скопления золота, урана, меди, полиметаллов, кобальта, сульфидов и карбонатов железа, окислов марганца и др.

Рис. 52. Формирование осадочных рудных месторождений раннего протерозоя благодаря остыванию и нейтрализации горячего и кислого архейского океана:
AR — в архее рудные элементы, поступавшие в океаны из рифтовых зон и с континентов, растворялись горячими и кислыми океаническими водами; PR1 — в раннем протерозое, после остывания океана и нейтрализации его вод, растворенные прежде в океанических водах рудные элементы выпали в осадок. В конце архея и раннем протерозое за счёт окисления растворимой двухвалентной гидроокиси железа до нерастворимой трёхвалентной окиси железа, формировались уникальные железорудные формации раннего докембрия.

Примерами таких месторождений могут служить конгломераты Витватерсранда, рудоносность которых (золото, уран) проявилась только начиная с 2,5–2,4 млрд лет назад, и медистые песчаники Катанга-Родезийского меденосного пояса в Африке, а также золотоносные конгломераты раннего протерозоя на других древних платформах и медистые песчаники Удокана (медь) в Сибири и т.д. Формирование осадочных рудных месторождений раннего протерозоя благодаря остыванию и нейтрализации горячего и кислого архейского океана: AR – в архее рудные элементы, поступавшие в океаны из рифтовых зон и с континентов, растворялись горячими и кислыми океаническими водами; PR1 – в раннем протерозое, после остывания океана и нейтрализации его вод, растворенные прежде в океанических водах рудные элементы выпали в осадок. В конце архея и раннем протерозое за счет окисления растворимой двухвалентной гидроокиси железа до нерастворимой трехвалентной окиси железа, формировались уникальные железорудные формации раннего докембрия С точки зрения рассматриваемой концепции находит простое объяснение и происхождение уникальных железорудных формаций конца архея и раннего протерозоя.

Концентрация железа в конвектирующей мантии бóльшей части архея была сравнительно низкой, поскольку оно тогда почти целиком концентрировалось в подстилающих конвектирующую мантию зонах дифференциации земного вещества. Однако уже к концу архея в конвектирующую мантию начало поступать выжимаемое из центральных областей Земли первичное вещество с высокими концентрациями в нем железа и его окислов. По оценкам (Сорохтин, Ушаков), в конце архея и начале раннего протерозоя средняя концентрация металлического железа в мантии уже могла достигать 5,5%, а двухвалентного железа − 15%. В океанических рифтовых зонах металлическое железо поднималось к поверхности Земли и вступало там в контакт с океанскими водами. Контактируя с ними, горячее железо в бескислородной среде окислялось за счет диссоциации воды и далее соединялось с углекислым газом, образуя хорошо растворимый в воде бикарбонат железа:

4Fe + 2H₂O + СО₂ → 4FeO + СH₄ +41,8 ккал/моль,

FeO + 2CO₂ + 2H₂O → Fe(HCO₃)₂.

В этой форме железо, по-видимому, и разносилось по всему океану, тогда как в приповерхностных условиях благодаря жизнедеятельности цианобактерий и микроводорослей двухвалентное железо окислялось до трехвалентного состояния и выпадало в осадок:

2Fe(HCO₃) + O → Fe₂O₃ + 2H₂O + 4CO₂.

При этом в результате метаболизма железовосстанавливающих бактерий могло происходить и новое восстановление трехвалентного железа, но теперь только до стехиометрии магнетита (Слободкин и др., 1995).

Одновременно с железом из рифтовых зон выносился и кремнезем, освобождавшийся при гидратации пироксенов, например. Отсюда становится понятным парагенезис окислов железа с кремнеземом в джеспилитах железорудных формаций докембрия.

Очевидно, что массовый вынос железа и других металлов из мантии в гидросферу мог происходить, только когда в мантийном веществе содержалось заметное количество этих металлов и когда поверхность океана близко подходила к среднему уровню рифтовых зон на гребнях срединно-океанических хребтов или даже перекрывала его.

Рис. 53. Геохимия процессов переноса железа из мантии в рифтовые зоны и океаны и условия формирования железорудных отложений на континентальных окраинах океанов в раннем протерозое

Важно подчеркнуть, что только сочетание этих двух факторов вместе могло обеспечить вынос железа из мантии в гидросферу и далее в осадочную оболочку Земли. Помимо этого, существенное значение имел и состав океанической коры. Так, в базальтовой коре докембрия содержание железа было существенно ниже (приблизительно в 10 раз), чем в серпентинитах, возникших за счет гидратации реститовых участков мантийного вещества. Учитывая все эти факторы, удалось оценить относительную скорость накопления железорудных формаций докембрия при условии, что в этих формациях в среднем содержится около 50% железа, а из пород океанической коры извлекается также только 50% железа.

Кроме описанного механизма формирования железорудных формаций раннего докембрия за счет выноса железа из рифтовых зон в начале архея мог функционировать другой механизм. Действительно, как уже отмечалось, в раннем архее формирование земной коры, происходило только в сравнительно узком кольцевом экваториальном поясе Земли, тогда как остальная ее поверхность еще была сложена первичным земным веществом, содержавшим около 13% металлического железа и около 23% его двухвалентной окиси (силикатного железа). После начала дегазации Земли и

возникновения углекислотной атмосферы железо из поверхностных слоев этих первозданных областей стало выноситься кислыми дождевыми водами (в форме бикарбоната) в молодые морские бассейны и отлагаться там, формируя железорудные залежи раннего архея. В составе этих руд заметную роль играет карбонат железа – сидерит (Старостин, Пелымский, Сакия, 2000), образующийся только при насыщении морских вод бикарбонатом железа

Fe(HCO₃)₂ → FeCO₃ + CO₂ + H₂O.

Таким образом, в докембрии могли наблюдаться четыре периода массового накопления железорудных осадков. Отложения наиболее ранних железистых руд происходило около 3,8–3,5 млрд лет назад (формация Исуа в Западной Гренландии). Второй эпохой железонакопления является позднеархейская 3,0–2,6 млрд лет назад, во время которой отлагались осадочно-вулканогенные железорудные толщи Киватинского типа, а в России − руды Костамукши и других районов Карелии и Кольского полуострова, железорудные комплексы Тараташа на Урале и Старооскольской серии в Воронежском кристаллическом массиве.

Однако самым выдающимся периодом железорудного накопления, безусловно, была эпоха конца раннего протерозоя, от 2,2 до 2,0−1,8 млрд лет назад. Железорудные отложения конца раннепротерозойской эпохи известны практически на всех континентах, и многие из них отлагались почти одновременно. К образованиям этого возраста относятся уникальные месторождения джеспилитов Кривого Рога на Украине, Курской Магнитной Аномалии в России, Карсакпая в Казахстане, Хамерсли в Западной Австралии, месторождения района оз. Верхнего в США и Канаде, в Гайане (Южная Америка) и других регионов. В этот период, занимающий всего 5−7% от общего времени геологического развития Земли, сформировалось не менее 70–75% мировых запасов железных руд. По расчетам 9Сорохтин, Ушаков), в момент формирования раннепротерозойских железорудных формаций скорость отложения железа достигала 3,3 млрд тонн в год, что близко к ранее приводимым оценкам – (1–3)·10⁹ т/год (Холленд, 1989). Всего в докембрийское время таким путем должно было отложиться около 3,3·10¹⁸ т железистых формаций, что на много порядков больше выявленных ресурсов железных руд (около 3·10¹² т по Н.А. Быховеру, 1984) и более, чем в 30 раз превышает содержание окислов железа в осадочных породах континентов (около 0,1·10¹⁸ т по А.Б. Ронову и А.А. Ярошевскому, 1978), хотя, вероятно, несколько больше железа находится в метаосадочных породах и гранитном слое континентальной коры. Это говорит о том, что бóльшая часть осадочного железа еще в докембрии вновь погрузилась в мантию по древним зонам субдукции.

Характерной особенностью этой уникальной эпохи железонакопления является то, что она началась на всех континентах практически одновременно (около 2,2 млрд лет назад). В рассматриваемой модели все понятно (сказалась общая причина), так как именно в это время океаническая кора полностью “насытилась” водой, после чего произошло перекрытие поверхностью океана гребней срединно-океанических хребтов и растворимые гидроокиси железа из рифтовых зон стали поступать в океан, как это показано на рис.

К концу раннего протерозоя (около 1,8 млрд лет назад) массовое накопление осадочных железных руд почти столь же резко прекратилось, как и началось. Скорее всего это было связано с тем, что ко времени 1,8 млрд лет назад уровень океана уже поднялся над гребнями срединно-океанических хребтов приблизительно на 400 м, т.е. на высоту, превышающую толщину деятельного слоя океана. Океан же в среднем протерозое и рифее вероятнее всего характеризовался устойчивой стратификацией со стагнацией глубинных вод океанов, о чем, в частности, говорит широкое развитие в это время черных сланцев. В результате начиная с этого возраста поступавшие из рифтовых зон гидроокислы двухвалентного железа попадали только в застойные глубинные воды и не могли там окисляться до нерастворимого состояния. Застойная стратификация вод Мирового океана, по-видимому, продолжалась до нового импульса оледенения, охватившего в конце рифея ряд континентов Лавразии и Гондваны. В периоды же оледенений, как известно, происходит перемешивание океанических вод, и, следовательно, в конце рифея окислы железа из рифтовых зон вновь смогли попадать в деятельный слой океана. Однако к этому времени свободного железа в мантии осталось заметно меньше 1% (так как большая его часть уже успела перейти в растущее земное ядро). В результате последний из докембрийских импульсов железорудного накопления оказался наиболее слабым.

В основе формирования железорудных формаций докембрия лежат процессы окисления железа за счет термической диссоциации насыщенных СО₂ океанических вод и гидратации этими же водами железосодержащих пород океанической коры. При этом генерировался абиогенный метан.

Помимо формирования отмеченных выше уникальных эндогенных (мантийно-магматических) и экзогенных (первично-осадочных) месторождений полезных ископаемых раннего протерозоя тогда же впервые ярко проявилась металлогения зон поддвига литосферных плит, связанная с известково-щелочным и гранитоидным магматизмом. В это время впервые появляются парные пояса метаморфизма, формируются и широко распространяются пегматитовые формации с мусковит-редкометалльной, литиево-бериллиевой и флогопит-апатитовой минерализацией, появляются хрусталеносные, золотоурановые, редкоземельные, полиметаллические и колчеданные формации (Соколов, Кратц, 1984).

Происхождение этого выдающегося импульса “геосинклинальной” металлогении понятно с точки зрения рассматриваемой здесь концепции. Действительно, именно в раннем протерозое начала “действовать” тектоника литосферных плит и возникли первые зоны поддвига плит или зоны субдукции (в архее, как отмечалось выше, существовали только зоны скучивания тонких базальтовых пластин с преобладанием обдукции, а не субдукции. В раннем же протерозое резко возросла степень гидратации океанической коры, о чем говорилось выше, поэтому и выплавка континентальной коры над зонами субдукции стала проходить в условиях изобилия воды, освобождавшейся в этих зонах при дегидратации океанической коры. Но состав мантии в раннем протерозое, а следовательно, и океанической коры был обогащен первичным земным веществом, поднявшимся из центральных областей Земли при образовании земного ядра. При этом в зонах субдукции большинство сидерофильных элементов вновь уходило в мантию, а литофильные и частично халькофильные элементы и соединения вместе с освобождавшимися перегретыми водами поднимались вверх и входили в состав континентальной коры, формируя в ней уникальные пегматитовые и полиметаллические месторождения.