Команда
Контакти
Про нас

    Головна сторінка


Океанське марганценакопленіе в світлі історичної тектоніки





Дата конвертації01.06.2019
Розмір46.7 Kb.
Типстаття

Е. С. Базилевская, Ю. М. Пущаровскій, Геологічний інститут РАН

Вступ

Проблема океанського рудогенеза актуальна не тільки з наукової точки зору, але має і досить істотне економічне значення, зумовлене вичерпувалися запасами ряду стратегічно важливих металів в родовищах суші. Основу її складають залізо-марганцеві відкладення (ЖМО) - найпоширеніші і типові для океанських умов. Вони є кінцевим результатом складного комплексу процесів океанського седиментогенеза і найбільш поширені в глибоководних районах пелагіалі океану, що характеризуються мінімальними темпами накопичення опадів і високоокіслітельнимі властивостями морської води. Їх головні рудообразующие метали - Fe і Mn, знаходяться в формі гідроксиду, що володіють високою сорбційною активністю щодо великого спектру розсіяних елементів. Особлива роль в цьому належить гідрооксидами Mn - найбільш активним природним сорбентам і окислювальним катализаторам. Якщо перша властивість сприяє зв'язування токсичних надлишків розчинених в морській воді металів, то друге переводить їх в окислене нерозчинний стан. Все це призводить до утворення високо цінних в економічному відношенні концентратів Cu, Ni, Co і ін., І в той же час сприяє збереженню екологічної чистоти океанської середовища. Останнє особливо важливо в умовах посилення техногенного забруднення морської води через антропогенної діяльності. Роль ЖМО в цьому відношенні важко переоцінити.

Більш ніж півсторіччя інтенсивне вивчення геології океану принесло численні відкриття, багато в чому змінили старі уявлення про геології планети в цілому. Однак в проблемі океанського рудогенеза основні теоретичні питання поки не знайшли остаточного рішення. Більш того, інтерес до них останнім часом, мабуть, навіть дещо знизився і на перший план виходять зараз прикладні аспекти, пов'язані з освоєнням мінеральних багатств океанського дна. Не можна виключати, що промисловий видобуток руд може початися раніше, ніж будуть з'ясовані такі ключові питання, як джерела постачання металів в океан, механізм утворення ЖМО, швидкості їх зростання і ін., Які мають безпосередній зв'язок з об'єктивною оцінкою екологічних наслідків такого освоєння.

Мал. 1. Карта поширення полів залізо-марганцевих відкладень в Світовому океані

У даній статті пропонується новий підхід до проблеми формування ЖМО та відповідних руд в океані, що враховує новітні дані морської геології, геохімії головних рудообразующих металів - Fe і Mn, історичної геології та палеогеодінамікі. Певною мірою ця робота ініційована попередніми публікаціями С. І. Андрєєва [Андрєєва, 1993, 1994] і щойно виданій Пояснювальної записки до металлогенические карті Світового океану [металлогенические карта ..., 1998]. Сама карта поки не вийшла, але до записці додається її варіант з виділеними площами найбільш високих концентрацій ЖМО - рудними полями і рудоносними площами, схема якого наведена на рис. 1.

Великий фактичний матеріал, що міститься в "Записці", дозволяє з більшою вірогідністю, ніж це було раніше, судити про особливості марганценакопленія в різних океанах. Проведені нами перерахунки цих даних наведено в табл. 1, з якої з усією очевидністю випливає, що площі поширення ЖМО та їх склад істотно розрізняються в Тихому океані і Атлантиці. В Індійському океані чітко проявлена ​​асиметрія в цих показниках для східної і західної його частин. При цьому ЖМО східній частині по речовому складу близькі до Тихоокеанським, а західній - до Атлантичним. В цілому прогнозні ресурси Mn в ЖМО Індо-Тихоокеанського сектора перевищують такі в Індо-Атлантичному в 70 разів. В Атлантиці ці ресурси вкрай бідні, дуже мало перспективні для їх освоєння.

Таким чином, в проблемі океанського рудогенеза чітко проявляється новий несподіваний аспект - асиметрія двох глобальних секторів Світового океану відносно накопичення мас ЖМО. Виявлення зазначеної асиметрії і дозволяє шукати нові шляхи до вирішення проблеми океанського рудогенеза. Очевидно глобальне значення цієї проблеми.

1. Геохімічні аспекти

Розглянемо основні аспекти геохімії головних рудообразующих металів ЖМО. Здавалося б, що сама назва цих стягнень свідчить про геохімічної близькості властивостей головних рудообразующих металів - Fe і Mn. Але це не зовсім так. Ще В. І. Вернадський зазначав, що в природі в зоні гіпергенезу немає жодного залізо-марганцевого мінералу. Крім того залізисті і марганцеворудні формації на суші хоча і супроводжують один одного, але завжди розділені в часі і просторі. Це пов'язано з різницею в стандартних потенціалах окислення - більш низькому у Fe і високому у Mn. Тому Fe окислюється легше Mn і відповідно раніше утворює окисних твердофазним з'єднання.

В океанській середовищі Fe утворює нерозчинні твердофазним з'єднання як в окисленої, так і в відновленої осадової товщі, в той час, як Mn в твердій фазі може існувати тільки в окислених умовах. З відновлених опадів розчинений Mn мігрує до поверхні дна і в кінцевому рахунку в сприятливих фаціальних умовах (високий вміст розчиненого кисню в морській воді і низькі швидкості седиментації) формує рудні відкладення в двох основних формах: залізо-марганцеві конкреції (ЗМК) і кірки.

Різниця в геохімічних властивостях цих металів призводить до того, що якщо в гірських породах, що є джерелом металів для ЖМО, середнє відношення Mn / Fe складає 0,017, то в ЗМК ця величина майже на два порядки вище і дорівнює 1,44 [Андрєєв, 1994] . Іншими словами, головним підсумком океанського рудогенеза є колосальне накопичення Mn на тлі істотного зниження ролі Fe. Звідки ж беруться такі кількості Mn, якщо відомо, що в породах земної кори Mn знаходиться в незначних кількостях в розсіяному стані і не утворює ні одного самостійного мінералу. На цей рахунок є дві точки зору. Відповідно до однієї, в процесі вивітрювання порід суші в океан річками зносяться величезні маси опадів, іноді формують області так званої лавинної седиментації до декількох кілометрів потужністю. При швидкому накопиченні опадів в їх товщі виникають відновлювальні умови, в яких Mn розчиняється і мігрує вгору, збагачуючи окислені шари опадів і придонну воду, звідки надходить в океан (діагенез). Fe у відновних умовах може осідати в формі сульфідних мінералів, входити до складу відповідних глинистих мінералів і ін., І таким чином, частково виводитися з процесу океанського рудоутворення. Це перший етап поділу Mn і Fe в океанській середовищі і відносного збільшення відносини Mn / Fe. Зона поширення відновлених опадів охоплює значну частину периферії океанів і це свідчить про масштаби описаного процесу. У подальші шляхи міграції рудної речовини в океанські області, сприятливі для відкладення ЖМО, відбувається подальша зміна зазначеного відносини з причини, зокрема, відмінностей у величинах стандартних потенціалів окислення Mn і Fe.

Зауважимо, що процеси вивітрювання або гальміроліза відбуваються і на океанському дні. Вони також можуть призводити до вивільнення рудних металів з корінних порід, виходи яких звичайно покриті Fe-Mn корками. Однак, кількісно оцінити цей джерело металів у відношенні Mn не дозволяє та обставина, що при гальміроліза відбувається руйнування і роздроблення порід, збільшення їх питомої поверхні, що саме по собі сприяє посиленню осадження на них не тільки Mn, але і Cu, Ni і Co. Відповідні дані наводяться в роботі Т. І. Фролової зі співавторами [Фролов та ін., 1979]. У табл. 2 показана зв'язок петрологические складу порід і складу перекривають їх корок. Як видно, істотних коливань тут не виявляється. Незначне зменшення відносини Mn / Fe в базальтах окремих розломних зон пов'язане скоріше з їх тектонічним положенням в разломной зоні.

Процентні вмісту Mn у воді океану - 27ћ10-10, а Fe - 56ћ10-10, що дає величину Mn / Fe 0,48 [Батурин, 1993]. Цікаво, що, як показали наші дослідження, близьке до цього співвідношення характерно для багатьох рудних корок, що формуються в молодих рифтових зонах Атлантичного океану, що свідчить про їх істотно гідрогенного формуванні [Базилевская, 1995]. Зазвичай роль Mn в рудних відкладеннях з цієї межі відносин Mn / Fe збільшується за рахунок різних факторів, починаючи з сорбційного зв'язування та автокаталитического окислення додаткових порцій самого Mn з морської води (що характерно для кіркових відкладень) і закінчуючи особливостями формування ЖМК, що покояться на осадової товщі . В цьому випадку до зазначеного процесу додаються діагенетіческіе перетворення в товщі окисленого осаду глибоководних областей океану, стимульований відмінностями в фізико-хімічних параметрах осадової товщі і придонному води. Зрозуміло діагенез в цих умовах відбувається істотно більш повільними темпами, але роль його в формуванні ЖМК в зоні геохімічного бар'єру осад - вода велика, він обумовлює особливості речовинного складу відкладень [Базилевская, 1985]. В ході цього процесу формуються особливо багаті Mn і малими елементами ЖМК зі зниженими змістами Fe, оскільки значна частина його зв'язується в осадової товщі.

Таким чином, головне геохімічне відмінність між Mn і Fe в океані зводиться до різноманіттю мінеральних форм, в яких Fe виводиться з океанського рудогенеза в осадочную товщу як в окисних, так і в відновлювальних умовах, в той час як Mn може знаходитися в твердофазної формі тільки в окислених умовах.

Гідроксиду Mn, що складають рудне речовина ЖМО, характеризуються високою геохімічної рухливістю. Це пов'язано з їх здатністю утворювати смешанновалентние з'єднання з різним ступенем окислення Mn. Зазвичай в ЖМО фіксується максимальний ступінь окислення Mn, близька до MnO 2, але, як правило, не досягає цієї межі через наявність пов'язаного в гідрооксидами MnO. При зміні фізико-хімічних параметрів (а в океанській середовищі це можливо тільки в одному напрямку - в зниженні окислення), гідроксиду Mn здатні відновлювати свій склад за рахунок відносного збільшення частки MnO в з'єднанні MnO ћ MnO 2, зберігаючись у твердій фазі. Однак при повному зникненні кисню в морській воді вони розчиняються. Відповідно при цьому вивільняються і всі інші, пов'язані з рудної фазою, малі елементи.

Є ще одна важлива особливість в геохімії Mn - це прагнення його гідроксиду до відкладення на так званих активних поверхнях, тобто в зонах геохімічних бар'єрів, які зазвичай приурочені до поверхні осаду або оголеннях корінних порід на океанському дні. З цим пов'язана та обставина, що максимальні скупчення ЖМО в океанах завжди залишаються на поверхні його дна, хоча і не виключається ймовірність поховання конкрецій в окислених горизонтах осаду. Таким чином, Mn значно більшою мірою, ніж Fe, пов'язаний з гідросферою і доля його повністю контролюється змінами величин Eh і pH морської води.

На мобільному океанському ложі цілком вірогідні локальні і щодо короткочасні зміни в складі морської води під впливом різного роду ендогенних проявів. До їх числа можна віднести підводний вулканізм, рифтові зони спредінгових хребтів з гідротермальної активністю, і взагалі зони тектоно-магматичної нестабільності. Ендогенна активність в подібних зонах пов'язана з впровадженням на океанське ложе високотемпературних глибинних мас, миттєво і катастрофічно змінюють умови, що існували на океанському дні, зокрема, різко знижують вмісту кисню в певному обсязі морської води, що неминуче повинно призводити до розчинення окисних рудних відкладень. Безсумнівно, висока буферність і колосальні маси океанських вод здатні швидко відновити природну рівновагу при локальному прояві подібної активності, що характерно для сучасного етапу розвитку океану, і відповідно відбувається швидка регенерація ЖМО при нормалізації обстановки. Однак склад їх може змінитися, оскільки можливо зв'язування частини Fe в осадової товщі.

В кінці 70-х років і пізніше на океанському дні поблизу спредінгових зон Східно-Тихоокеанського підняття, а потім і в Атлантиці було відкрито декілька рудоносних гідротермальних джерел з жерлами, складеними масивними сульфідними рудами.Цьому відкриттю приділяється велика увага вчених, оскільки з'явилася проста можливість знайти джерело поставки металів на океанське дно, з одного боку, і наблизитися до розгадки генезису колчеданних формацій на суші, з іншого. Але погодитися з тим, що 90% Mn і всі Fe поставлено в океан з спредінгових центрів, як це стверджується в [Лісіцин та ін., 1992], не можна. На даний момент фактично на весь Світовий океан відкрито не більше 3-х десятків металоносних гідротерм, з них менше половини супроводжуються відкладеннями масивних руд. Останні нерідко розташовуються щодо купчасто в певних ділянках серединних хребтів і пов'язані, мабуть, з окремими вогнищами глибинної активності.

Зауважимо, що цей різновид океанського рудогенеза ні в якій мірі не може зіставлятися з масштабами окисного Fe-Mn рудоутворення, оскільки вона знаходиться в антагоністичному протиріччі з високоокіслітельной обстановкою океанської середовища, яка агресивна по відношенню до відновленим відкладів і прагне окислити і розчинити їх. На поверхні океанського дна сульфідні відкладення геологічно ефемерні й існування їх має підтримуватися безперервністю гідротермальної діяльності, що суперечить відомим фактам про уривчастості цих проявів. Припущення про те, що сульфідні руди можуть зберігатися під окисними Fe-Mn корками, зроблене за аналогією з ситуацією, що зустрічається в родовищах суші, не підтверджене прямими доказами (бурінням) і ледве чи серйозне для глибоководних океанських умов.

Все сказане свідчить швидше про екзотичному характер цього різновиду океанських руд і процесів, що призводять до їх образрованію і не здатних в будь-якій мірі вплинути на зміни в середовищі сучасного океану, для якої типовим залишається окісної Fe-Mn рудогенез.

Як джерело рудної речовини гідротермальних поставка безсумнівно має місце щодо металів, що складають сульфідні споруди і схильних до неминучого окислення і розчинення в океанській середовищі. Однак висока кількісна оцінка цього вкладу для ЖМО зроблена чисто умоглядно і з великим перебільшенням, особливо відносно Mn. Вона не враховує особливостей геохімії Mn в океані, а також такого найважливішого чинника, як геологічна тривалість океанського рудогенеза. Втім, останнє в рівній мірі відноситься до проблеми рудогенеза в цілому, оскільки практикується звичайно розрахунок поставки рудної речовини в океан може бути справедливим тільки при об'єктивній оцінці загальної тривалості цього процесу, тобто є предметом розгляду геологічної історії океанського рудонакопленія.

2. Історико-тектонічні обстановки

Коли ж почалося окисне Fe-Mn рудоутворення в Світовому океані? З одного боку, будучи процесом осадовим, в принципі рудогенез може бути синхронним початку океанського осадкообразованія на Землі. З іншого боку, всі сучасні ЖМО сформовані в сучасних океанах, де найбільш стародавні опади, відповідно до даних глибоководного буріння, мають вік близько 170 млн років. Постає питання, чи є прямі ознаки існування найдавніших океанських ЖМО? За поширеним уявленням водні басейни на Землі виникли ще в ранньому археї, тобто 3,5-4,0 млрд років тому, коли в великих западинах земної кори стала накопичуватися вода, а точніше розчин, що утворився при дегазації планети і що знаходився в рівновазі з породами ложа океану та первинної атмосферою [Пущаровскій, Новикова, 1992]. Шаруваті опади раннеархейского віку виявлені в Західній Гренландії, Західній Австралії, Південній Африці та на Україні. Вони свідчать про існування в цей час терригенного знесення і формуванні кор вивітрювання. У Західній Гренландії вік водно-шаруватих опадів понад 3850 мільйонів років [Nutman et al., 1997]. Автори стверджують, що в цей час не тільки існувала гідросфера, а й відбувалися хемогенно-осадові процеси, причому умови, що задовольняють стабільності рідкої води, означають, що температура поверхні суші була схожа з сучасною. Ізотопи вуглецю графітових микровключений в апатит відповідають їх біоорганічної походженням, що дозволяє говорити про сліди життя на Землі навіть більш 3850 млн років тому. Іншими словами отримані прямі докази існування субаквальних седиментації для раннеархейской Землі, а отже можна припускати ймовірність існування протоокеаніческіх басейнів. Мабуть це було також початком накопичення в них Mn і Fe.

Зауважимо, що всі відомі палеореконструкції, які відтворюють розташування найдавніших континентів в часі і просторі, починаючи з 3-х млрд років, мають на увазі існування Світового океану, на тлі якого відбувалися глобальні процеси створення суперконтинентів і їх розпаду на окремі блоки. Для даної роботи особливе значення має тектонічна історія суперконтиненту, який сформувався в самому кінці архею і розвивалося в ранньому протерозої [Сорохтин, Ушаков, 1993; Хаїн, Ломізе, 1995]. У період 2500-2200 млн років тому тектонічний режим в його межах був спокійним. Є висловлювання, що це був найбільший спокійний період в історії Землі з дуже повільним відкладенням пелагічних і хімічних опадів [Barley et al., 1997]. Переломним моментом в структурному розвитку суперконтиненту (найдавнішої Пангеї) виявився рубіж 2200 млн років тому, коли почалося його дроблення. Однак, процес цей не був швидкоплинним, а відбувався довго і нерівномірно. В результаті виникло кілька материкових масивів, особливістю яких було високе стояння, зафіксоване шельфової або континентальної седиментацією. Між масивами розвивалися рухливі пояса, що замикалися гетерохронно. Остаточно цей режим припинився в епоху потужного раннепротерозойского орогенеза, що відповідає часу близько 1900 млн років тому, коли виникла нова Пангея [Сорохтин, Ушаков, 1993; Хаїн, Ломізе, 1995]. Вся ця діастрофіческая епоха (2200-1900 млн років тому) повинна розглядатися як епоха нестійкого геодинамічного режиму, що характеризується складним поєднанням в земній корі умов тектонічного розтягування і стиснення. У палеогеографічна відношенні тут можна говорити про поширення суші, шельфів і різноглибинні водних басейнів.

Інші палеотектонические і історико-геологічні уявлення належать Дж. Роджерсу [Rogers, 1996]. Ним запропонована схема, згідно з якою першим континентом на Землі був континент Ур, що утворився 3 млрд років тому. Через 0,5 млрд років виник континент Арктика, а ще через такий же проміжок часу - континент Атлантика. З'єднавшись 1 млрд років назад ці континенти утворили перший суперконтинент Батьківщину. Але цю схему сам автор визначає як умоглядну, що базується лише на припущеннях. Особливо це відноситься до древніх континентах.

Однак зауважимо, що слово "Родини", введене в 1991 році, все частіше використовується в літературі, хоча по суті воно відноситься до раніше виділяли суперконтиненту (рифейских Пангея). Про поширеність поняття свідчить, наприклад, звіт за підсумками вивчення Гондвани (проект IGCP # 288), в якому Родиния є відправною позицією [Urung, 1996]. Зауважимо також, що думки Дж. Роджерса лежать в руслі концепції сходження і дисперсії континентальних блоків в історії Землі, що отримала широке визнання. У той же час очевидно, що для більш певних уявлень, особливо щодо геологічної історії планети в археї і протерозої, необхідні нові факти і підходи.

3. Океанське марганценакопленіе

Дуже вагомим і аргументованим свідченням існування древнього океану є раннепротерозойских хемогенно-осадові родовища Fe і Mn руд - найбільші носії основної маси світових ресурсів цих металів. Д. Шіссель і Ф. Аро запропонували новий підхід до тектонічному положенню найбільших осадових басейнів цього віку [Schissel and Aro, 1992]. Грунтуючись на палеореконструкції Д. А. Пайпера [Piper, 1982], який припустив змішення протерозойского суперконтиненту між 2000-1800 млн років, вони показали, що більшість найбільших басейнів з Fe- і Mn-формаціями утворювалися в умовах пасивних тектонічних околиць без ознак істотного вулканізму, на мілководних континентальних шельфах. Ранній протерозой (2,5-1,9 млрд років) в історії Землі характеризується розвитком основної маси найбільших залізорудних формацій, що становлять понад 90% усіх світових запасів. З ними асоціюють найбільші Mn-рудні родовища в Південній Африці, Бразилії та Індії; тільки одне гігантське поле Калахарі (Південна Африка) містить більше 75% світових запасів Mn. Така асоціація залізорудних і марганцевих родовищ має прямий зв'язок з океанічних джерелом цих металів. Модель освіти подібних родовищ на увазі апвелінг глибинних відновлених вод, збагачених Fe і Mn, в області континентального схилу і шельфу і послідовне відкладення, спочатку Fe-формацій при знижених величинах редокс потенціалу, потім карбонатних і окисних Mn руд, при зростанні окислення прибережних вод [Hem, 1972; Krauskopf, 1957]. Вона може бути застосована і до інших великих осадовим родовищ Mn, зокрема, до олігоценовими.

Мал. 2. Модель освіти Fe- і Mn-рудних формацій при сходженні континентальних блоків

Д. Шіссель і Ф. Аро вважають, що глибинні води протерозойского океану були відновлені і насичені розчиненими Fe і Mn. Ми дотримуємося іншої точки зору, оскільки відповідно до даних [Галімов, 1988; Гаррелс, Маккензі, 1974] загальна маса води в океані, а також її склад, уже 2,5-2 млрд років тому були близькі до сучасних. До того ж вище були наведені нові дані, які свідчать про існування води на Землі 3850 мільйонів років тому [Nutman et al., 1997], тобто щонайменше за 1,5 млрд років до описуваних подій. Все це означає, що на океанському дні вже тоді міг відбуватися процес окисного осадового рудоутворення, схожий з сучасним. Мабуть, величезні маси Fe і Mn могли бути вивільнені при розчиненні ЖМО в період утворення протерозойського суперконтиненту, коли сходяться континентальні блоки замкнули частина океану.

Мал. 3. Стратиграфічні формації, що включають Mn-відкладення, що асоціюють з Fe-формаціями в Південній Африці, Бразилії та Індії

Принципова відмінність в цих уявленнях пов'язано з тим, що в відновлених морських водах протерозойского океану співвідношення Mn і Fe не могло сильно відрізнятися від співвідношення цих металів в породах ложа (0,017), що не дозволило б сформувати Mn-рудні формації, представлені в таких масштабах. Мабуть, величезні маси Fe і Mn могли бути вивільнені при розчиненні попередньо сконцентрували їх ЖМО, і в період утворення протерозойського суперконтиненту, коли сходяться континентальні блоки замкнули частина океану, були викинуті на берег. Сильне стиснення призвело до активізації глибинних процесів на океанському дні, наслідком їх стало виникнення відновлювальних умов, несумісних з збереженням ЖМО. До того ж все це супроводжувалося виникненням сильного апвеллинга і трансгрессией океану. Саме освіта гігантських родовищ Mn і Fe руд в умовах пасивних континентальних окраїн є геологічним слідом внутріокеаніческіх глибинних тектонічних подій в ранньому протерозої. Можлива модель цього процесу приведена на рис. 2.

Подібність умов відкладення, речового складу і єдине час утворення рудних формацій об'єднують Південну Африку, Бразилію та Індію в складі раннепротерозойского суперконтиненту. У грунтовній статті Д. Шісселя і Ф. Аро [Schissel and Aro, 1992] дано докладний опис стратиграфических розрізів, наведених на рис. 3. Коротко воно зводиться до наступного.

Найбільш вивчена формація Хотазель в Південній Африці показує 3 циклу освіти Fe-шарів, пелітового гематиту і змішаних Mn-карбонатних і Mn-окисних шарів, що відповідають трьом морським трансгресії.У гігантському поле Калахарі протяжність Mn-рудного тіла досягає 90 км і несе сліди 5 ерозійних циклів. Мінералогічний комітет ПАР оцінює його ресурси в 12,7 млрд тонн, що перевищує, як уже вказувалося, 3/4 світових запасів.

Через метаморфізму і деформацій порід геологічні розрізи Бразилії і Індії менш зрозумілі, але стратиграфія метаморфізованних опадів зазвичай показує переходи від Fe-формацій до карбонатних марганцевих і потім до марганцевих окисних формаціям. Всі три послідовності перекриваються регресивними карбонатними відкладеннями, які завершують Fe і Mn седиментацію.

Мал. 4. Пангея раннеріфейского часу

У Бразилії найбільші відкладення знаходяться в провінції Мінас Жеріас; історично вони були найважливішим світовим джерелом Mn, але в міру виснаження, їх значення зменшилось.

В Індії в провінції Орісса Mn-відкладення також асоціюють з Fe-формаціями, перекриваючи їх. Вони теж грали важливу економічну роль, хоча зараз значною мірою вироблені.

Автори роблять висновок, що описані осадові Mn- і Fe-рудні відкладення утворилися, мабуть, всередині подібних тектонічних умов. Спроби графічно зобразити раннепротерозойских суперконтинент вкрай обмежені. В. Е. Хаїн і Н. А. Божко запропонували реконструкцію для раннього рифі (рис. 4) [Хаїн, Божко, 1988]. У їхній книзі йдеться: "Реконструкція Пангеї 1 (мається на увазі раннепротерозойских час) являє собою важкі завдання" (с. 157), але автори припускають, що гіпотетична Пангея 1 нагадує молодшу Пангею. Остання зображується у вигляді компактного блоку, на якому малюються контури сучасних континентів, причому розташування їх порівняно мало відрізняється від палеореконструкції, запропонованої Х. Дженкінсом [Jenkins, 1993] для тріасу. Дивно, що настільки різночасові реконструкції представляються досить подібними по розташуванню цікавлять нас континентів. Ми також зробили спробу відтворити можливе розташування континентальних блоків, несучих одноразові Fe- і Mn-рудні формації на раннепротерозойских суперконтинент

Мал. 5. Передбачуване розташування континентальних блоків на протерозойського суперконтинент

(Рис. 5). Що стосується Антарктиди, то на нашій схемі вона використана для отримання замкнутої картини як за формою, так і по суті, хоча через слабку вивченість цього континенту в геологічному відношенні, прямих даних для цього поки недостатньо. Однак тут відзначені кірки пустельного засмаги на виходах корінних порід, аномально збагачені Mn [Dorn et al., 1992]. Можливо це ознака похованого під льодами родовища, що цілком відповідає геохімічним властивостям Mn.

Скільки ж часу проіснував протерозойський суперконтинент? На підставі палеомагнітних даних Д. А. Пайпер [Piper, 1982] висловив ідею, що він існував протягом усього протерозою. Геологічні дані, на думку Д. Шісселя і Ф. Аро [Schissel and Aro, 1992], свідчать про його існування між 1800 і 1100 мільйонів років. У той же час модель Дж. Роджерса [Rogers, 1996] взагалі показує, що перший суперконтинент Родини виник лише 1000 млн років тому, тобто заперечує існування раннепротерозойского суперконтиненту. Такі протиріччя в області трактування геологічної історії Землі свідчать про недостатність наукового фундаменту для достовірних палеореконструкций, особливо для найдавніших епох розвитку Землі. У цьому випадку доцільно ширше використовувати такі важливі ознаки, як існування добре датуються і тектонічно певних найбільших в світі рудних формацій.

Нам видається, що процес агрегації протерозойского суперконтиненту міг супроводжуватися неповним закриттям частини океанського басейну, що знаходиться між континентальними блоками, за внутрішніми околицях яких і могло відбуватися формування рудних формацій. У цьому випадку легше пояснити причини виникнення апвеллинга, трансгресії океану і геологічно щодо нетривалого часу утворення таких великих родовищ (між 2,3-1,9 млрд років). Зауважимо, що при палеореконструкций не завжди розглядається можливість збереження в межах суперконтинент фрагментів внутрішніх басейнів, можливо і з океанічної корою. Але цього виключати не можна, більш того, такі області згодом могли стати місцем розколу суперконтиненту.

Однак є й інша модель, запропонована Д. Л. Андерсоном [Anderson, 1984] і підтримана М. Гурнісом [Gurnis, 1988]. По ній потужний суперконтинент з товстою корою повинен викликати сильний мантійних апвелінг і купувати куполоподібну форму (виступ геоїда). Наслідком стає розкол суперконтиненту і окремі блоки починають рух в сторону мантійного даунвеллінга (геоідного зниження). Можна припустити, що виступ геоїда в межах суперконтиненту в Південній півкулі співпав з центром раннепротерозойского сходження континентів, який став також центром подальшого розколу. Питання про тривалість існування раннепротерозойского суперконтиненту, строго кажучи, залишається відкритим.

Далі звернемося до мезозойської геокінематіке в межах Південної півкулі. Наявні досить численні палеогеодінаміческіе реконструкції ілюструють напрямку руху південних континентів в ході утворення Атлантики і Індійського океану. Якщо Африку розглядати як найбільш стійкий континент, то при розколі Гондвани найбільший імпульс руху отримали Південна Америка, Антарктида, Індія та Австралія. Південна Америка, віддаляючись від Африки, розкривала південну половину сучасного Атлантичного океану; Антарктида, дрейфуючи на південь, розкривала акваторію Південного океану в західній його частині; Індія рухалася на північ-північний схід і, поступово віддаляючись від Африки, розкривала західну частину Індійського океану. Так формувався молодий Індо-Атлантичний сектор сучасного океану, в якому початок процесу залізо-марганцевого рудогенеза відповідає віку його ложа.

Інший зміст мав дрейф Австралії. Він проходив в східному і потім в північному напрямку, відсікаючи при цьому західний клин стародавнього Тихого океану, який і склав основу східної половини Індійського океану з успадкованими від давніх часів накопиченнями Mn. Зрозуміло, ЖМО тут були багато разів переотложени, однак сприятливі фаціальні умови глибоководних улоговин сприяли їх регенерації в цій половині океану.

Обговорення

Наведені вище відомості з геохімії, металогенії і просторовому поширенню океанських марганцевих утворень мають істотне значення для подальшого розвитку теорії про структурну асиметрії Землі: поділ її на Індо-Атлантичний і Тихоокеанський тектонічні сегменти [Пущаровскій, 1972]. Теорія зародилася в кінці 50-х рр. поточного сторіччя як одне з найважливіших узагальнень, отриманих в результаті складання тектонічної карти СРСР в масштабі 1: 5000000. В даний час її суть треба розуміти так [Моссаковський та ін., 1998].

Мал. 6. Схема співвідношення тектонічних сегментів у сучасній структурі Землі

Тихоокеанський тектонічний сегмент утворюють ложе Тихого океану і оздоблюють його Тихоокеанський тектонічний пояс. Останній являє собою цілісну глобальну структуру кільцевої форми, утворену складно побудованими гірничо-складчастими спорудами і системами острівних дуг і окраїнних морів (рис. 6). Вся інша частина земної кулі, різко відмінна за будовою і геологічної історії відноситься до Індо-Атлантичного сегменту.

Як відомо, крім тектонічного своєрідності, Циркум-Тихоокеанський пояс відрізняється потужним розвитком в ньому гранитоидного магматизму, специфікою металогенії, приуроченість до нього найзначніших проявів на Землі молодого вулканізму і сейсмічності.

В межах ложа Пацифики фактично немає свідчень його геологічної історії стародавнє 180 млн років. Але побічно про неї можна судити по геології зовнішніх (континентальних) частин Тихоокеанського тектонічного поясу, де зустрічаються офіолітовие серії з віком ~ 1 млрд років. У поєднанні з даними сейсмічної томографії, що встановила проникнення тихоокеанської неоднорідності, вираженої зниженими швидкостями сейсмічних хвиль на всіх глибинних рівнях, аж до земного ядра, можна вважати, що ця неоднорідність швидше за все відображає дуже давню асиметрію у будові планети. Відзначимо, що глобальної структурної асиметрією володіють також інші планети, такі як Марс, Меркурій, Венера, так само як Місяць. Всі вони знаходяться на різних стадіях розвитку. Відповідно можна вважати, що структурна асиметрія - це стійка властивість згаданих небесних тіл, що виникло ймовірно ще в аккреционного стадію. Тут необхідно згадати, що в даний час в космохімії вже немає місця ідеї, що Сонячна система утворилася з добре перемішаного хімічно та ізотопно однорідного гарячого газової хмари. Базисом для такого судження головним чином є дані про ізотопний склад метеоритів [Meteorites ..., 1988]. Для таких елементів, як O, Mg, Si, Ca, Ba, Sr, Ti, Ag, Nd, Sm, Xe, Ne встановлені позаземні ізотопи, що і свідчить про гетерогенності досолнечной небули. Вона могла складатися з матеріалу зірок, а також міжзоряних хмар і надалі їх ізотопи були привнесені в Сонячну систему [Шуколюков, 1996]. Тим самим, остання також гетерогенна, що і привело в ході акреції планет до їх спочатку неоднорідному будовою. Дуже ймовірно, що Тихоокеанський і Індо-Атлантичний сегменти відображають цю первинну неоднорідність.

Шлях тектонічного розвитку Індо-Атлантичного сегмента, в порівнянні з Тихоокеанським, зовсім інший. Саме в його межах протягом декількох мільярдів років формувалися материкові маси (Кратон). Час від часу такі маси з'єднувалися і тоді утворювалися суперконтиненти (Пангеї, Гондвана і ін.), Які в подальшому розколювалися і частини їх розходилися, відкриваючи простір для розвитку новостворених океанів. Використовуючи актуалістіческій метод, можна сказати, що провідним механізмом при цьому був рифтингу. В межах ложа Тихого океану жодних ознак існування будь-коли континентальних мас немає.

Кардинальною проблемою є характер тектонічних взаємин сегментів на різних етапах геологічної історії. Як з'ясовується, особливості поширення океанських залізо-марганцевих відкладень сприяють її розробці.

Було показано, що океанські ЖМО розпадаються на дві групи: тихоокеанську, з її великими полями багатих руд, і атлантичну, де площі зруденіння обмежені і руди значно біднішими. Тим самим, виявляється новий критерій для протиставлення двох тектонічних сегментів.

Індійський океан в його східній половині характеризується поширенням ЖМО тихоокеанської групи, а в західній - атлантичної. Цей факт, поряд зі структурними особливостями і палеореконструкций, дозволяє вважати, що в давніші геологічні періоди східна половина цього океану входила до складу Пацифики. Відповідно, Тихоокеанський тектонічний сегмент охоплював більшу площу земної поверхні, ніж в даний час. Але це означає, що відбувається тектоно-геодинамическая експансія Індо-Атлантичного сегмента щодо Тихоокеанського.

Вище вказувалося, що дуже складною є проблема реконструкції тектонічної структури планети для протерозою і що з цього приводу має місце велика різноманітність трактувань [Сорохтин, Ушаков, 1993; Хаїн, Божко, 1988; Piper, 1982; Rogers, 1996]. Дана робота показує, що океанське марганценакопленіе періоду 2200-1900 млн років тому повинно бути використано, як важливий критерій для відповідних побудов, що стосуються гондванская материків. Підставою для цього служать дуже подібні марганцеворудні провінції Південної Африки, Східної Бразилії і Індії, які цілком природно об'єднати в єдиний протерозойський ареал марганценакопленія. Можливо, що цей ареал охоплював також і деяку частину Антарктиди. Саме в цих провінціях сконцентровані основні світові запаси марганцевих руд.

Очевидна просторова приуроченість згаданих провінцій до Індо-Атлантичного сегменту Землі, а звідси і генетичний зв'язок їх формування з тектоно-геодінамичних обстановками, притаманними цьому сегменту.

У плані океанського марганценакопленія в світлі історичної тектоніки і палеогеодінамікі з повною виразністю виявляється домінанта осадового генезису марганцевих руд. Надходження марганцю в океанські води в своїй масі пов'язано з привносом його з суші і лише в малому ступені з підводними джерелами.

Сам факт формування стяженій Fe-Mn складу унікальний для суші і можливий тільки в умовах водного середовища. Це означає, що в механізмі утворення ЖМО помітну роль повинен грати процес фізичної або електрохімічної адсорбції, при якому позитивно заряджені колоїди гідроксиду Fe будуть притягувати негативно заряджені колоїди гідроксиду Mn [Базилевская і ін., 1979]. У той же час, при подальшому розвитку рудних фаз, гідроксиду цих металів проявляють властивий їм антагонізм і відторгаючись утворюють характерну для ЖМО внутрішню слоистость. Численні мікрозондового дослідження свідчать про чергування істотно Mn і істотно Fe слойков в стяженій. Найтонше механічне зрощення двох рудних фаз перешкоджає їх індивідуальної раскрісталлізаціі, тому традиційні мінералогеніческіе методи (порошкова рентгенографія) довгий час характеризували їх як слабораскрісталлізованние, рентгенополуаморфние. Застосування електронно-мікроскопічних методів дозволило розшифрувати структури цих мінералів, і разом з тим призвело до відкриття нових. Однак всі ці мінеральні різновиди характеризуються слабоупорядоченнимі дефектними структурами, опромінення яких потоками електронів, так само як і рентгенівськими променями, призводить до створення нових і перетворення існуючих дефектів кристалічної решітки [Вітовський, Еланго, 1985], тобто цілком ймовірно ми маємо справу з артефактом.

Таким чином, океанські ЖМО мають слабоокрісталлізованние рудні фази, що збільшує їх рухливість при можливих змінах умов середовища, про що згадувалося вище.

На питання - чи можуть бути знайдені стародавні незмінені океанські ЖМО на суші - відповідь може бути тільки негативним, оскільки "пережити" тектоно-магматичних катаклізм, в результаті якого стався б настільки різкий підйом ложа океану, ЖМО без розчинення не можуть. Однак в розчиненому стані рудне речовина ЖМО може досягати околиць океану і формувати роздільні залізисті і марганцеві родовища в тих мінеральних формах (оксиди, карбонати), які відповідають новим умовам відкладення.

Гігантська раннепротерозойских Fe і Mn рудоотложеніе сталося в результаті, як вже згадувалося, глобальних катаклізмів.

Запропонована вище модель освіти рудних формацій дозволяє об'єднати процеси, що відбуваються в океані і на суші, вона замикає круговорот Mn на Землі за схемою: кора вивітрювання теригенний знесення ЖМО океану родовища Mn на суші. Принципова різниця між цими етапами в тому, що перший відбувається еволюційно протягом всієї історії Землі, а другий (формування родовищ) пов'язаний з великими, але геологічно щодо короткочасними тектоно-магматичними катаклізмами, що відбуваються в межах океанського ложа. Тому в історії Землі формування марганценосних формацій було вкрай нерівномірним. Крім найбільшого протерозойского події, менше за масштабами, але також значуще, відбулося в кайнозої (олігоцен), коли по периферії Паратетіса сформувалися великі родовища - Чиатурское, Нікопольське, Варненське і ін. Умови відкладення, хімізм руд і мінералогічна зональність в цих формаціях дуже подібні з протерозойскими, що стоять одне від одного в часі майже на 2 млрд років.

Важливо відзначити, що обидва етапи найбільш інтенсивного накопичення Mn відбулися в Індо-Атлантичному сегменті Землі. Мабуть, саме в ньому було найбільше скупчення континентальних блоків, періодично сходяться в суперконтиненти. Що стосується Тихого океану, то на оточуючих його континентах подібних родовищ немає, але порівнянні за масштабами відкладення знаходяться в рудних полях його ложа. За даними Андрєєва [1994] прогнозні ресурси Mn в Світовому океані оцінюються в 18,153 млн тонн, а на суші - в 15,571 млн тонн, тобто знаходяться в співвідношенні близькому до одиниці (1,2). Іншими словами асиметрія океанського Mn-накопичення супроводжується асиметрією Mn-відкладень на суші. Це свідчить про генетичні зв'язки між цими формаціями на Землі, з одного боку, а, з іншого, є доказом різної геологічної історії Індо-Атлантичного і Індо-Тихоокеанського сегментів. Асиметрія осадового Mn-накопичення в загальному корелює зі структурною асиметрією Землі, уточнюючи її кордон, яка проходить в центральній частині Індійського океану [Базилевская, 1997].

Висновки

Таким чином, істотно розрізняються по накопиченню Mn сектора Світового океану, мають різну геологічну історію освіти, але вміщають єдину за складом морську воду, історія утворення якої багаторазово перевищує вік ложа сучасного океану. Мобільність океанського дна, його постійне оновлення, що виходить від спредінгових центрів, а також з інших причин, призводить до того, що найдавніша морська вода і нерозривно пов'язаний з нею замкнутий круговорот Mn в океані, роблять процес океанського рудогенеза безперервним і незалежним від віку ложа океану, але істотно залежним від часу і механізму утворення того чи іншого океанського басейну.

У певні періоди розвитку Землі створювалися екстремальні умови, коли Mn, розчинений в відновлювальних умовах (разом з Fe), виносився в прибережні околиці континентів і тоді виникали найбільші осадові родовища на суші (ранній протерозой, олигоцен). Основна маса їх приурочена до континентах Індо-Атлантичного сектора Землі. Цікаво, що за загальними запасами Mn вони співвідносяться з масою Mn, пов'язаного в рудних полях Індо-Тихоокеанського сектора Світового океану. Це корелює з поданням про давність існування Тихоокеанського басейну і не суперечить моделі, що цей сектор Землі був початково океанічних. Про це говорить і той факт, що практично всі палеореконструкції розташування континентів в геологічної історії залишають цю частину планети цілком, або частково позбавленої сиалического мас.

Як висновок відзначимо, що асиметрія океанського рудогенеза добре вписується в давно розвиваються у вітчизняній геології уявлення про тектонічної асиметрії Землі - поділ земної кулі на два структурно і геоісторичного різних сегмента - Тихоокеанський і Індо-Атлантичний [Пущаровскій, 1972]. Зазначені нами відмінності в рудогенеза континентального і океанічного півкуль, а так само двох половин Індійського океану і їх причини, як видається, дадуть новий імпульс для подальшого розвитку глобальної тектоніки та історичної геології.

Відзначимо, що світогляд авторів в аспекті даної статті формувалося в значній мірі в ході геолого-геодинамічних і металлогенічеських досліджень, що проводилися протягом тривалого часу Геологічним інститутом РАН в акваторіях Центральної і Південної Атлантики.

Список літератури

Андрєєв С. І., Геохімія залізо-марганцевих утворень Світового океану, Кобальтоносние залізо-марганцеві кірки Тихого океану, c. 6-19, ВНІІОкеангеологія, Спб., 1993.

Андрєєв С. І., Металогенія залізо-марганцевих утворень Тихого океану, 191 c., Надра, Спб., 1994.

Базилевская Е. С., Роль діагенеза в формуванні залізо-марганцевих конкрецій в рудної провінції Кларион-Клиппертон, Тихоокеанська геологія, (6), 60-70, 1985.

Базилевская Е. С., рудогенеза центральних сегментів Серединно-Атлантичного хребта, розломно зони Центральної Атлантики, Вип. 495, c. 109-146, Тр. ГИН РАН, Москва, 1995.

Базилевская Е. С., Залізо-марганцеві відкладення в океанах: геоисторические і металлогенические аспекти, Тихоокеанська геологія, 1, (2), 73-79, 1997..

Базилевская Е. С., Іллічова Л. В., Степанець М. І., Про механізм формування залізо-марганцевих конкрецій океану, Литология і корисні копалини, (4), 85-93, 1979.

Батурин Г. Н., Руди океану, 304 c., Наука, Москва, 1993.

Вітовський Н. А., Еланго М. А., Електронні збудження і дефекти кристалів, Природа, (12), 49-57, 1985.

Галімов Е. М., Про виникнення і еволюції океану за даними про зміни 18 O / 14 O осадової оболонки Землі в ході геологічного часу, Докл. АН СРСР, 299, (4), 966-981, 1988.

Гаррелс Р., Маккензі Ф., Еволюція осадових порід, 271 c., Мир, Москва, 1974.

Лисицин А. П., Богданов Ю. А., Гурвич Е. Г., Гідротерми і руди на дні океану, Металогенія сучасних і стародавніх океанів, c. 390-401, Москва, 1992.

Металогенічна карта Світового океану, Пояснювальна записка, Ред. С. І. Андрєєв, 221 c., ВНІІОкеангеологія, СО ІНТЕРОКЕАНМЕТАЛЛ, 1998..

Моссаковський А. А., Пущаровскій Ю. М., Руженцев С. В., Найбільша структурна асиметрія Землі, Геотектоніка, (5), 3-18, 1998..

Пущаровскій Ю. М., Введення в тектоніку Тихоокеанського сегменту Землі, 222 c., Наука, Москва, 1972.

Пущаровскій Ю. М., Новикова А. С., Найдавніші океани Землі, Природа, (1), 43-52, 1992.

Сорохтин О. Г., Ушаков С. А., Природа тектонічної активності Землі, 292 c., ВІНІТІ, Москва, 1993.

Фролова Т. І., Жарикова Е. Н., Золотарьов Б. П. та ін., Магматичні породи дна південно-східній частині Тихого океану і їх вторинні перетворення в світлі проблеми походження металоносних опадів, металоносні опади південно-східній частині Тихого океану, c. 48-71, Наука, Москва, 1979.

Хаїн В. Є., Божко Н. А., Історична геотектоніка, Докембрій, 383 c., Недра, 1988.

Хаїн В. Є., Ломізе М. Г., Геотектоніка з основами геодинаміки, 478 c., Изд-во МГУ, Москва, 1995.

Шуколюков Ю. А., Зоряний пил в руках, Соросівський обозревательних журнал, (7), 74-80, 1996..

Anderson, DL, Hotspots polar wander, Mesozoic convection, and the geoid, Science, 223, 347-355, 1984.

Barley, ME, Pickard, AL, and Silvester, PI, Emplacement of a large igneous province as a possible cause of banded iron formation 2,45 billion years ago, Nature, 385, (6611), 55-57, 1997..

Dorn, RI, Krinsly, H., Liu, T. et al., Manganese-rich rock varnish dies occur in Antarctica, Chem. Geol., 99, (4), 289-298, 1992.

Gurnis, V., Large scale mantle convection and the aggregation and dispersal of supercontinents, Nature, 332, 697-699, 1988.

Hem, JD, Chemical factors that influence the availability of iron and manganese in aqueous systems, Bull. Geol. Soc. Am., 83, 443-450, 1972.

Jenkins, HS, Early history of the oceans, Oceanus, Winter, 36, (4), 49-52, 1993/1994.

Krauskopf, KB, Separation of manganese from iron in sedimentary processes, Geochim. et Cosmochim. Acta, 12, 61-84, 1957.

Meteorites and Early Solar System, The University of Arizona Press, p. 1269, Tuscon. 1988.

Nutman, AP, Mojzsis, SJ, and Friend, CRL, Recognition of <3850 Ma water-lain sediments in West Greenland and their significance for the early Archaean Earth, Geochim. et. Cosmochim. Acta, 61, (12), 1997..

Piper, JDA, The Precambrian paleomagnetic record, The case for the Proterozoic supercontinent, Earth and Planet. Sci. Lett., 59, 61-89, 1982.

Rogers, JJW, A history of continents in the past three Billions Years, Jour. Geology, 104, 91-107, 1996..

Schissel, D., and Aro, Ph., The major early Proterozoic sedimentary iron and manganese deposits and their tectonic setting, Econom. Geology, 97, (5), 1367-1374, 1992.

Urung, R., The assambly of Gondwanaland, Episodes, 19, (1-2), 11-19, 1996..


  • 1. Геохімічні аспекти
  • 2. Історико-тектонічні обстановки
  • 3. Океанське марганценакопленіе
  • Список літератури