ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

Source http://www.evolbiol.ru/sorohtin11.pdf


Анализ фактического материала по условиям образования и пространственно-временным соотношениям между геолого-петрологическими характеристиками и тектоническими обстановками образования месторождений полезных ископаемых показал, что металлогенические эпохи представляют собой неповторимые моменты в истории эволюции планеты, так как с термодинамической точки зрения Земля представляет собой открытую диссипативную систему, безвозвратно теряющую свою эндогенную энергию в космическом пространстве и ее развитие является принципиально необратимым.

Тектоника плит и происхождение эндогенных полезных ископаемых

Тектоника литосферных плит открыла новый подход и к выявлению основных закономерностей размещения полезных ископаемых на поверхности Земли - большинство эндогенных месторождений формируется по краям литосферных плит.

Главная особенность крупных локальных скоплений в земной коре рудных и рассеянных элементов заключается в том, что их концентрация в мантии ничтожно мала, тогда как в месторождениях она возрастает в 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, вещество всей мантии за 4 млрд лет тектонической активности Земли оказалось хорошо перемешанным и однородным по составу. Здесь нет каких-либо локальных неоднородностей. 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.

Cудя по условиям выплавления океанических базальтов и содержанию в них ювенильной воды, земная мантия содержит только 0,05% воды и ни о каких флюидных потоках в мантии, способных привнести в земную кору рудные элементы, говорить не приходится. Тем не менее с появлением теории литосферных плит нашлись новые подходы к объяснению механизмов обогащения земной коры. Выяснилось, что основная масса эндогенных полезных ископаемых в континентальной коре могла формироваться только благодаря действию многоступенчатого процесса обогащения коры рудными элементами. Первая ступень обогащения земной коры рудными элементами происходит в рифтовых зонах на океаническом дне.

В океанических рифтовых зонах и на склонах срединно-океанических хребтов действуют мощнейшие гидротермальные системы, через которые Земля теряет более 30% эндогенного тепла. По оценкам О.Сорохтина, средняя суммарная скорость водообмена во всех океанических гидротермальных источниках срединно-океанических хребтов - 2300 км3/год. При таких скоростях 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.

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, многих рудных элементов, в том числе железа, цинка, марганца и рассеянных элементов. Так, за последние 150 Му в Тихом океане из гидротермальных источников поступило около (10-15)•1012т полиметаллического рудного вещества. 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 и кремнеземистых фаций. Все эти реакции необратимые - протекают с выделением энергии.

Главными из реакций 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, оливин серпентин магнезит

2CaAl2Si2O8 + 4H2O +2CO2 ---Al4(Si4O10)(OH)8 + 2CaCO3 + 110,54 ккал/моль, анортит каолин кальцит

Благодаря этим реакциям, в атмосфере Земли поддерживается равновесное низкое парциальное давление углекислого газа, а также в океан постоянно поставляется материал для формирования карбонатных пород.

При гидратации пироксенов из рифтовых зон обильно выносится кремнезем:

6MgSiO3 + 4H2O --- Mg6(Si4O10)(OH)8 + 2SiO2 + 27,38 ккал/моль, энстатит серпентин кремнезем,
служащий источником кремнистых осадков, кремней и яшм.

При окислении двухвалентного силикатного железа до трехвалентного в присутствии углекислого газа образуется абиогенный метан:

4Fe2SiO4+12Mg2SiO4+18H2O+CO2---4Mg6(Si4O10)(OH)8+4Fe2O3+CH4+183,47ккал/моль, фаялит форстерит серпентин гематит метан.

При окислении железа без СО2, возникает водород:

Fe2SiO4 + 3Mg2SiO4 + 5H2O --- Mg6(Si4O10)(OH)8 + Fe2O3 + H2 + 30,72 ккал/моль, фаялит форстерит серпентин гематит

Соответствующие расчеты показывают, что при гидратации пород современной океанической коры генерируется около 9 млн т в год СН4 и приблизительно столько же Н2. При такой скорости генерации метана за каждый миллион лет возникало бы углеводородов больше, чем их имеется на Земле. Отсюда следует, что большая часть этого метана окисляется метанпотребляющими бактериями или вместе с водородом удаляется в атмосферу. Однако значительная часть этих летучих эманаций сохраняется в океанических осадках, формируя в них залежи газогидратов.

Выносится из мантии и сера, образующая сульфиды, хотя заметная часть серы в сульфиды рифтовых зон попадает благодаря восстановлению сульфатной серы океанических вод на метане и
водороде из этих же зон:

MgSO4 + CH4 ---MgCO3 + H2S + H2O + 11,35 ккал/моль, сульфат магния метан магнезит сероводород.

Освобождающийся сероводород является “агрессивным”минерализатором, выделяющим при реакциях большую энергию, поэтому он восстанавливает железо, медь, цинк и свинец до сульфидов, “вытягивая” их из базальтов и ультраосновных пород океанической коры по реакции
Fe2SiO4 + 2H2S ---2FeS + SiO2 + 2H2O + 56,68 ккал/моль, фаялит пирротин.

Все эти попадающие в воду соединения переходят в осадок, формируя вокруг “черных курильщиков”залежи сульфидов рудных элементов, а на океанической коре – слой металлоносных осадков. Сульфидные залежи с течением времени также окисляются, а их рудное вещество также переходит в металлоносные осадки.

Помимо гидротермального обогащения океанической коры рудными элементами в ее низах, на контакте габброидов с дунитами и перидотитами возникают залежи магматогенных полосчатых хромитовых руд. Их происхождение связано с прямой дифференциацией мантийного вещества непосредственно в магматическом очаге под рифтовыми зонами. Фактически эти руды представляют собой “отстой” плотной фазы –хромитовых кумулатов базальтовых расплавов, опустившихся на дно магматического очага, подстилаемого реститовыми мантийными породами. Этим определяется и обычное положение хромитовых руд между слоями габбро и дунитов в офиолитовых комплексах.

Вторая ступень обогащения континентальной земной коры литофильными и рудными элементами происходит в зонах субдукции за счет выноса элементов из океанической коры. Перенос элементов в континентальную кору происходит благодаря процессам дегидратации и переплавления затянутых в эти зоны пелагических и терригенных осадков. При этом освобождается связанная в гидросиликатах вода и возникают мощнейшие горячие и минерализованные флюидные потоки, переносящие с собой в континентальную кору большое количество прежде рассеянных элементов.

Реакции дегидратации пород океанической коры в зонах субдукции часто протекают по обратной (по сравнению с рифтовыми зонами) схеме – с усвоением выделившихся соединений, например SiO2 и (Сa,Mg)CO3, и с освобождением новых компонентов. В противоположность рифтовым зонам их освобождение происходит с затратой дополнительной энергии, генерируемой здесь за счет тепловыделения при трении пододвигаемого слэба о фронтальные участки надвигаемой плиты. Основная реакция освобождения воды и кремнезема развивается благодаря десерпентинизации третьего (серпентинитового) слоя океанической коры:

Mg6(Si4O10)(OH)8 + 38,12 ккал/моль --- 3Mg2SiO4 + SiO2 + 4H2O, серпентин форстерит.

При этом оливин (форстерит) как тугоплавкий компонент погружается в мантию, а растворы кремнезема в горячей воде, щелочные и другие литофильные элементы поднимаются вверх и поступают в континентальную кору.

В зоны субдукции затягиваются океанические осадки, пропитанные солеными водами, поэтому
при их попадании в горячие зоны происходит образование щелочных алюмосиликатов, которые также выносятся в континентальную кору, обогащая ее щелочными и другими литофильными элементами, например, по реакции альбитизации (каолин в этой реакции приведен для простоты, реальные реакции с океаническими глинами протекают несколько сложнее, но их принцип тот же):

Al4(Si4O10)(OH)8+NaCl+26,98 ккал/моль---Na(AlSi3O8)+HCl+2H2O+SiO2+3AlO(OH), каолин альбит диаспор.

На более глубиких участках алюмосиликаты обогащаются калием:

Al4(Si4O10)(OH)8+KCl+23,88 ккал/моль---K(AlSi3O8)+HCl+2H2O+SiO2+3AlO(OH), каолин ортоклаз диаспор

При этом значительная роль хлора в гипогенных процессах доказывается не только образованием некоторых хлорсодержащих силикатов (скаполиты, содалиты), но и выделением огромных количеств газообразного HCl в областях активного вулканизма.

В зонах субдукции происходит диссоциация карбонатов с вхождением щелочноземельных элементов в состав силикатов и выделением свободной углекислоты по реакции

Mg6(Si4O10)(OH)8+4SiO2+2CaCO3+59,5ккал/моль---2CaMg(Si2O6)+4MgSiO3+4H2O+2CO2, серпентин кальцит диопсид энстатит.

По этой реакции энстатит и диопсид как тугоплавкие минералы удаляются в мантию, а вода и углекислота вновь поступают в гидросферу и атмосферу.

Механизм переработки океанической коры в континентальную конвейерный, т.е. накопительный и очень мощный. Так, только за промежуток времени действия тектоники литосферных плит (приблизительно за 2600Му) общая масса водно-флюидных потоков в зонах субдукции превысила массу всей гидросферы Земли в 8-10 раз и в 13-16 раз массу всех океанов и морей, так что реальные флюидно-водные потоки в зонах субдукции в миллионы раз мощнее ювенильных.

Происходящее в зонах субдукции обогащение континентальной коры рудными элементами приводит к повышению их содержания вдоль зон поддвига плит и могут образовываться промышленные скопления полезных ископаемых, например колчеданных руд. Это проявляется в длительно функционирующих зонах субдукции, поскольку здесь происходит тектоническая эрозия фронтальных участков надвигаемой плиты и повторная переработка (рециклинг) коровых пород и осадков, перекрывающих пододвигаемую плиту. Именно таким путем сформировались медно-молибден-порфировые руды Южноамериканских Анд, под которые, судя по палеогеодинамическим реконструкциям, океаническая кора Тихого и Пратихого океанов пододвигалась почти без перерыва на протяжении не менее 1500 Му.

Теория тектоники литосферных плит подсказывает третий механизм обогащения месторождений эндогенных полезных ископаемых рудными элементами. Известно, что экзогенные процессы выветривания и накопления осадков, часто протекающие с активным участием живых организмов и растений, чрезвычайно сильно влияют на перераспределение элементов в пределах самой земной коры. Обычно седиментогенез сопровождается интенсивной дифференциацией вещества. Яркими примерами служат осадочные толщи фосфоритов, карбонатов, песчано-глинистых и других дифференцированных отложений, обладающих специфической, только им одним присущей и характерной минерализацией. Например, в глинистых осадках Русской платформы по сравнению с составом мантии олова в среднем в 11 раз больше, свинца - в 20, калия – в 200-250, рубидия – в 500-700, бария – до 1500, урана – в 3000-3500 раз, редкоземельных элементов -в несколько сотен раз. Если же песчано-глинистые осадки отлагались в застойных бассейнах, зараженных сероводородом, а такие условия часто встречались в докембрии, то в осадочных толщах могли накапливаться сульфиды железа, меди, цинка, свинца и молибдена, а в некоторых случаях окислы урана и гидроокислы вольфрама и золото. В карбонатах, например, стронция в несколько раз больше, чем в мантии, в эвапоритах концентрируются натрий, калий, кальций, сера, хлор и фтор. Известно, что живые организмы накапливают в себе многие из рассеянных элементов, в том числе уран и редкоземельные элементы (лантан, церий, неодим и др.). Поэтому в фосфоритах всегда наблюдается их повышенное содержание, намного превышающее концентрацию в мантии (для урана – в 20-25 тыс. раз, а для редкоземельных элементов – в 500-1000 раз).

Тектоника плит и происхождение эндогенных полезных ископаемых
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ РЕЖИМОВ ФОРМИРОВАНИЯ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
ВЛИЯНИЕ ОКЕАНА И КЛИМАТОВ ЗЕМЛИ НА ФОРМИРОВАНИЕ ОСАДОЧНЫХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ РАННЕГО ПРОТЕРОЗОЯ
ПРОИСХОЖДЕНИЕ КИМБЕРЛИТОВ, ЭКЗОГЕННЫХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХAнорогенные граниты рапакиви.
НЕФТЕГАЗОНАСЫЩЕННОСТЬ