Глава 11. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ (1119273), страница 6
Текст из файла (страница 6)
Действительно, как уже отмечалось, в раннем архее формированиеземной коры, происходило только в сравнительно узком кольцевом экваториальном поясеЗемли, тогда как остальная ее поверхность еще была сложена первичным земнымвеществом, содержавшим около 13% металлического железа и около 23% егодвухвалентной окиси (силикатного железа). После начала дегазации Земли ивозникновения углекислотной атмосферы железо из поверхностных слоев этих324первозданных областей стало выноситься кислыми дождевыми водами (в формебикарбоната) в молодые морские бассейны и отлагаться там, формируя железорудныезалежи раннего архея.
В составе этих руд заметную роль играет карбонат железа –сидерит (Старостин, Пелымский, Сакия, 2000), образующийся только при насыщенииморских вод бикарбонатом железа Fe(HCO3)2 → FeCO3 + CO2 + H2O. Результат оценкискорости отложения железных руд докембрия приведен на рис. 11.7.Рис. 11.7. Теоретический расчет скорости накопления железорудных формаций докембрия: 1 – суммарнаяскорость отложения железных руд, 109 т/год; 2 – концентрация металлического железа в конвектирующеймантии, %; 3 – положение поверхности океанов по отношению к среднему уровню стояния гребнейсрединно-океанических хребтов, кмКак видно из приведенных графиков, в докембрии могли наблюдаться четырепериода массового накопления железорудных осадков.
Отложения наиболее раннихжелезистых руд происходило около 3,8–3,5 млрд лет назад (формация Исуа в ЗападнойГренландии). Второй эпохой железонакопления является позднеархейская 3,0–2,6 млрдлет назад, во время которой отлагались осадочно-вулканогенные железорудные толщиКиватинского типа, а в России − руды Костамукши и других районов Карелии иКольского полуострова, железорудные комплексы Тараташа на Урале и Старооскольскойсерии 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.
Железорудныеотложения конца раннепротерозойской эпохи известны практически на всех континентах,и многие из них отлагались почти одновременно. К образованиям этого возрастаотносятся уникальные месторождения джеспилитов Кривого Рога на Украине, КурскойМагнитной Аномалии в России, Карсакпая в Казахстане, Хамерсли в Западной Австралии,месторождения района оз. Верхнего в США и Канаде, в Гайане (Южная Америка) идругих регионов. В этот период, занимающий всего 5−7% от общего временигеологического развития Земли, сформировалось не менее 70–75% мировых запасовжелезных руд.
По нашим расчетам, в момент формирования раннепротерозойскихжелезорудных формаций скорость отложения железа достигала 3,3 млрд тонн в год, чтоблизко к ранее приводимым оценкам – (1–3)·109 т/год (Холленд, 1989). Всего вдокембрийское время таким путем должно было отложиться около 3,3·1018 т железистыхформаций, что на много порядков больше выявленных ресурсов железных руд (около3·1012 т по Н.А. Быховеру, 1984) и более, чем в 30 раз превышает содержание окисловжелеза в осадочных породах континентов (около 0,1·1018 т по А.Б. Ронову и А.А.Ярошевскому, 1978), хотя, вероятно, несколько больше железа находится вметаосадочных породах и гранитном слое континентальной коры. Это говорит о том, что325бóльшая часть осадочного железа еще в докембрии вновь погрузилась в мантию подревним зонам субдукции.Характерной особенностью этой уникальной эпохи железонакопления является то,что она началась на всех континентах практически одновременно (около 2,2 млрд летназад).
В рассматриваемой модели все понятно (сказалась общая причина), так как именнов это время океаническая кора полностью “насытилась” водой, после чего произошлоперекрытие поверхностью океана гребней срединно-океанических хребтов (кривая 3 нарис. 11.7) и растворимые гидроокиси железа из рифтовых зон стали поступать в океан, какэто показано на рис. 11.6.К концу раннего протерозоя (около 1,8 млрд лет назад) массовое накоплениеосадочных железных руд почти столь же резко прекратилось, как и началось.
Скорее всегоэто было связано с тем, что ко времени 1,8 млрд лет назад уровень океана уже поднялсянад гребнями срединно-океанических хребтов приблизительно на 400 м, т.е. на высоту,превышающую толщину деятельного слоя океана. Океан же в среднем протерозое и рифеевероятнее всего характеризовался устойчивой стратификацией со стагнацией глубинныхвод океанов, о чем, в частности, говорит широкое развитие в это время черных сланцев. Врезультате начиная с этого возраста поступавшие из рифтовых зон гидроокислыдвухвалентного железа попадали только в застойные глубинные воды и не могли тамокисляться до нерастворимого состояния.
Застойная стратификация вод Мирового океана,по-видимому, продолжалась до нового импульса оледенения, охватившего в конце рифеяряд континентов Лавразии и Гондваны (см. рис. 8.7–8.9). В периоды же оледенений, какизвестно, происходит перемешивание океанических вод, и, следовательно, в конце рифеяокислы железа из рифтовых зон вновь смогли попадать в деятельный слой океана.
Однакок этому времени свободного железа в мантии осталось заметно меньше 1% (так какбольшая его часть уже успела перейти в растущее земное ядро). В результате последнийиз докембрийских импульсов железорудного накопления оказался наиболее слабым.В основе формирования железорудных формаций докембрия лежат процессыокисления железа за счет термической диссоциации насыщенных СО2 океанических вод игидратации этими же водами железосодержащих пород океанической коры.
При этом пореакциям (9.13) и (11.12) генерировался абиогенный метан. Очевидно, что эпохаммаксимальной скорости выноса железа в океан должны были соответствовать имаксимальные скорости генерации метана, что в свою очередь приводило к увеличениюмассы метанпоглощающих бактерий. Но, как вытекает из реакции (9.17),фракционирование изотопов углерода всегда приводит к облегчению изотопного составаметана и, следовательно, к облегчению состава углерода органического вещества Соргвыросших на этом метане бактерий (этим, вероятно, объясняется и то, что органическоевещество метанпоглощающих бактерий обычно характеризуется экстремально низкимизначениями сдвигов δ13Cорг до –50‰). По-видимому, именно этим явлением стоитобъяснять и возникновение локальных минимумов в распределении δ13Cорг как раз вмоменты отложений с наибольшими скоростями запасов железорудных формаций в концеархея и в раннем протерозое.
При этом, несмотря на меньшую интенсивность процессаформирования джеспилитов в позднем архее, амплитуда изотопного минимума δ13Cорг вэто время оказалась наибольшей. Вероятно, это связано с тем, что в архее существовалаплотная углекислотная атмосфера, тогда как в раннем протерозое парциальное давлениеСО2 уже уменьшилось, а в результате снизилась и скорость генерации метана (рис. 11.8).Что же касается формирования железорудных отложений раннего архея, то и онодолжно было сопровождаться образованием метана. Однако в местах своей генерации(вне осадочных толщ) метан не мог накапливаться и поступал непосредственно ватмосферу.
Во влажной же и теплой атмосфере раннего архея под влиянием солнечногоультрафиолета метан окислялся по реакции: СН4 + Н2О + hν → СО + 3Н2, а водородулетучивался. В результате примитивные формы бактерий в раннем архее не могли326усваивать абиогенный метан, и, следовательно, изотопные смещения органическоговещества того времени определялись только метаболизмом самих бактерий, без добавкиизотопных смещений метана (рис.
11.8).Рис. 11.8. Корреляция сдвигов изотопных отношений углерода в органическом веществе с эпохаминакопления железорудных формаций докембрия. На верхнем графике приведены распределения δ13Cорг иδ13Cкарб в истории Земли (Schidlowski, 1987); на нижнем графике приведена скорость формированияжелезорудных формаций докембрия, изображенная на рис. 11.7. Двум наиболее выдающимся эпохамнакопления железорудных формаций докембрия четко соответствуют два локальных минимума наогибающей минимальных значений δ13Cорг. К сожалению, на верхнем графике не показаныкомплементарные им положительные аномалии δ13Cкарб, достигающие +12…+15 ‰ PDB (такие аномалии вкарбонатном углероде δ13Cкарб были обнаружены несколько позже)Помимо формирования отмеченных выше уникальных эндогенных (мантийномагматических) и экзогенных (первично-осадочных) месторождений полезныхископаемых раннего протерозоя тогда же впервые ярко проявилась металлогения зонподдвига литосферных плит, связанная с известково-щелочным и гранитоидныммагматизмом.
В это время впервые появляются парные пояса метаморфизма,формируются и широко распространяются пегматитовые формации с мусковитредкометалльной, литиево-бериллиевой и флогопит-апатитовой минерализацией,появляются хрусталеносные, золотоурановые, редкоземельные, полиметаллические иколчеданные формации (Соколов, Кратц, 1984).Происхождение этого выдающегося импульса “геосинклинальной” металлогениипонятно с точки зрения рассматриваемой здесь концепции. Действительно, именно враннем протерозое начала “действовать” тектоника литосферных плит и возникли первыезоны поддвига плит или зоны субдукции (в архее, как отмечалось выше, существовалитолько зоны скучивания тонких базальтовых пластин с преобладанием обдукции, а несубдукции, как это показано на рис.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
