ВЛИЯНИЕ ОКЕАНА И КЛИМАТОВ ЗЕМЛИ НА ФОРМИРОВАНИЕ ОСАДОЧНЫХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ РАННЕГО ПРОТЕРОЗОЯ

О большом влиянии атмосферы и гидросферы на развитие металлогении раннего докембрии известно давно (Виноградов, 1964; Войткевич, Лебедько, 1975; Страхов, 1963; Тугаринов,Войткевич, 1970; и др.). Архейский океан был горячим, а благодаря высокому парциальному давлению углекислого газа в архейской атмосфере, достигавшему 5 бар, воды были насыщены угольной кислотой Н2СО3 и характеризовались кислой реакцией (рН = 3-5). Горячие и кислые воды весьма агрессивный реагент, растворяющий рудные элементы, и можно ожидать, что воды архейского океана были насыщены многими соединениями, в том числе золотом, ураном, сульфидами железа, меди, свинца, цинка, окислами марганца, двухвалентными окислами железа и др.

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) произошло массовое выпадение рудных элементов. Именно таким путем 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 (например конгломераты Витватерсранда, золото и уран которы проявилась начиная с 2,5––2,4 млрд лет назад, и медистые песчаники Катанга-Родезийского меденосного пояса в Африке, а также медистые песчаники Удокана в Сибири).

Концентрация железа в конвектирующей мантии архея была низкой, однако уже к концу архея в конвектирующую мантию начало поступать выжимаемое из центральных областей Земли первичное вещество с высокими концентрациями железа и его окислов. По оценкам О.Сорохтина в конце архея и начале раннего протерозоя средняя концентрация металлического железа в мантии достигла 5,5%, а двухвалентного железа - 15%. В океанических рифтовых зонах металлическое железо поднималось к поверхности Земли и вступало в контакт с океанскими водами, где 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 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

В результате метаболизма железовосстанавливающих бактерий происходило новое восстановление трехвалентного железа до стехиометрии магнетита (Слободкин и др., 1995).

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

Массовый вынос 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. Существенное значение имел и состав океанической коры. Так, в базальтовой коре докембрия содержание железа было в 10 раз ниже, чем в серпентинитах, возникших за счет гидратации реститовых участков мантийного вещества.

В железорудных формациях докембрия содержится около 50% железа, а из пород океанической коры извлекается также только 50% железа.

В раннем архее формирование земной коры происходило в узком кольцевом экваториальном поясе Земли, а остальная поверхность 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, образующийся только при насыщении морских вод бикарбонатом железа Fe(HCO3)2 ---FeCO3 + CO2 + H2O.

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, руды Костамукши, Карелии и Кольского полуострова, железорудные комплексы Тараташа на Урале и Старооскольской серии в Воронежском кристаллическом массиве.

Но самым выдающимся периодом железорудного накопления была эпоха конца раннего протерозоя, от 2,2 до 2,0 -1,8 млрд лет назад. Железорудные отложения конца раннепротерозойской эпохи известны на всех континентах и отлагались одновременно. К образованиям этого возраста относятся джеспилиты Кривого Рога, Курской Магнитной Аномалии, Карсакпая, Хамерсли, оз. Верхнего в США и Канаде. В этот период, занимающий всего 5-7% от общего времени геологического развития Земли, сформировалось 70––75% мировых запасов железных руд. Скорость отложения железа достигала 3,3 млрд тонн в год. Всего в докембрии таким путем отложено 3,3•1018 т железистых формаций, что более, чем в 30 раз превышает содержание окислов железа в осадочных породах континентов (около 0,1•1018), хотя несколько больше железа находится в метаосадочных породах и гранитном слое континентальной коры. Это говорит о том, что большая часть осадочного железа в докембрии вновь погрузилась в мантию по древним зонам субдукции.

Это железонакопление началась на всех континентах одновременно около 2,2 млрд лет назад, так как в это время океаническая кора “насытилась” водой, после чего произошло перекрытие гребней срединно-океанических хребтов и растворимые гидроокиси железа из рифтовых зон стали поступать в океан.

К концу раннего протерозоя (около 1,8 млрд лет назад) массовое накопление осадочных железных руд резко прекратилось, что связано с поднятием уровня океана 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 характеризовался устойчивой стратификацией со стагнацией глубинных вод океанов, о чем говорит широкое развитие черных сланцев. В результате с этого периода поступавшие из рифтовых зон гидроокислыдвухвалентного железа попадали только в застойные глубинные воды и не могли там окисляться до нерастворимого состояния. Застойная стратификация вод Мирового океана продолжалась до нового импульса оледенения, охватившего в конце рифея ряд континентов Лавразии и Гондваны. В периоды оледенений происходит перемешивание океанических вод, и в конце рифея окислы железа из рифтовых зон вновь смогли попадать в деятельный слой океана, но к этому времени свободного железа в мантии было меньше 1% (так как большая его часть перешла в земное ядро). В результате последний докембрийский был 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 и эпохам максимальной скорости выноса железа в океан соответствуют максимальные скорости генерации метана, что в свою очередь приводило к увеличению массы метанпоглощающих бактерий. Но фракционирование изотопов углерода приводит к облегчению изотопного состава метана и к облегчению состава углерода органического вещества Сорг выросших на этом метане бактерий (этим объясняется, что органическое вещество метанпоглощающих бактерий характеризуется экстремально низкими значениями сдвигов d13Cорг до ––50‰‰). Этим явлением стоит объяснять и возникновение локальных минимумов в распределении d 13Cорг в моменты отложений с наибольшими скоростями запасов железорудных формаций в конце архея и в раннем протерозое. При этом при меньшем формировании джеспилитов в позднем архее, амплитуда изотопного минимума d13Cорг оказалась наибольшей из-за плотной углекислотной атмосферы, тогда как в раннем протерозое парциальное давление СО2 уменьшилось и в результате снизилась и скорость генерации метана.

Железорудные отложения раннего архея сопровождались образованием метана. Однако вне осадочных толщ метан не мог накапливаться и поступал в атмосферу. Во влажной и теплой атмосфере раннего архея под влиянием солнечного ультрафиолета метан окислялся по реакции: СН4 + Н2О + hv--- СО + 3Н2, а водород улетучивался. В результате примитивные формы бактерий раннего архея не могли усваивать абиогенный метан, и изотопные смещения органического вещества того времени определялись только метаболизмом самих бактерий, без добавки изотопных смещений метана.

Помимо формирования мантийно-магматических и экзогенных первично-осадочных месторождений полезных ископаемых раннего протерозоя тогда же впервые проявилась металлогения зон субдукции, 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 вызвано тем, что в раннем протерозое с зонами субдукции резко возросла степень гидратации океанической коры и выплавка континентальной коры над зонами субдукции стала проходить в условиях изобилия воды, освобождавшейся при дегидратации океанической коры. Но состав мантии раннего протерозоя 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.