/>
Е. С. Базилевская, Ю. М. Пущаровский, Геологическийинститут РАН
Введение
Проблемаокеанского рудогенеза актуальна не только с научной точки зрения, но имеет ивесьма существенное экономическое значение, обусловленное иссякающими запасамиряда стратегически важных металлов в месторождениях суши. Основу ее составляютжелезо-марганцевые отложения (ЖМО) — самые распространенные и типичные дляокеанских условий. Они являются конечным результатом сложного комплексапроцессов океанского седиментогенеза и наиболее распространены в глубоководныхрайонах пелагиали океана, характеризующихся минимальными темпамиосадконакопления и высокоокислительными свойствами морской воды. Их главныерудообразующие металлы — Fe и Mn, находятся в форме гидрооксидов, обладающихвысокой сорбционной активностью в отношении большого спектра рассеянныхэлементов. Особая роль в этом принадлежит гидрооксидам Mn — наиболее активнымприродным сорбентам и окислительным катализаторам. Если первое свойствоспособствует связыванию токсичных излишков растворенных в морской водеметаллов, то второе переводит их в окисленное нерастворимое состояние. Все этоприводит к образованию высоко ценных в экономическом отношении концентратов Cu,Ni, Co и др., и в то же время способствует сохранению экологической чистотыокеанской среды. Последнее особенно важно в условиях усиливающегосятехногенного загрязнения морской воды из-за антропогенной деятельности. РольЖМО в этом отношении трудно переоценить.
Болеечем полувековое интенсивное изучение геологии океана принесло многочисленныеоткрытия, во многом изменившие прежние представления о геологии планеты вцелом. Однако в проблеме океанского рудогенеза основные теоретические вопросыпока не нашли окончательного решения. Более того, интерес к ним в последнеевремя, пожалуй, даже несколько снизился и на первый план выходят сейчасприкладные аспекты, связанные с освоением минеральных богатств океанского дна.Нельзя исключать, что промышленная добыча руд может начаться раньше, чем будутвыяснены такие ключевые вопросы, как источники поставки металлов в океан, механизмобразования ЖМО, скорости их роста и др., имеющие непосредственную связь собъективной оценкой экологических последствий такого освоения.
/> Рис. 1. Карта распространения полей железо-марганцевых отложений в Мировом океане
Вданной статье предлагается новый подход к проблеме формирования ЖМО исоответствующих руд в океане, учитывающий новейшие данные морской геологии,геохимии главных рудообразующих металлов — Fe и Mn, исторической геологии ипалеогеодинамики. В известной мере эта работа инициирована предшествующимипубликациями С. И. Андреева [Андреева, 1993, 1994] и только что изданнойОбъяснительной запиской к Металлогенической карте Мирового океана[Металлогеническая карта…, 1998]. Сама карта пока не вышла, но к запискеприлагается ее вариант с выделенными площадями наиболее высоких концентрацийЖМО — рудными полями и рудоносными площадями, схема которого приведена на рис. 1.
Обширныйфактический материал, содержащийся в «Записке», позволяет с большейдостоверностью, чем это было раньше, судить об особенностях марганценакопленияв разных океанах. Проведенные нами пересчеты этих данных приведены в табл. 1,из которой со всей очевидностью следует, что площади распространения ЖМО и ихсостав существенно различаются в Тихом океане и Атлантике. В Индийском океанечетко проявлена асимметрия в этих показателях для восточной и западной егочастей. При этом ЖМО восточной части по вещественному составу близки кТихоокеанским, а западной — к Атлантическим. В общей сложности прогнозныересурсы Mn в ЖМО Индо-Тихоокеанского сектора превышают таковые вИндо-Атлантическом в 70 раз. В Атлантике эти ресурсы крайне бедные, весьма малоперспективные для их освоения.
Такимобразом, в проблеме океанского рудогенеза четко проявляется новый неожиданныйаспект — асимметрия двух глобальных секторов Мирового океана в отношениинакопления масс ЖМО. Выявление отмеченной асимметрии и позволяет искать новыепути к решению проблемы океанского рудогенеза. Очевидно глобальное значениеэтой проблемы.
/>1.Геохимические аспекты
Рассмотримосновные аспекты геохимии главных рудообразующих металлов ЖМО. Казалось бы, чтосамо название этих стяжений свидетельствует о геохимической близости свойствглавных рудообразующих металлов — Fe и Mn. Но это не совсем так. Еще В. И. Вернадскийотмечал, что в природе в зоне гипергенеза нет ни одного железо-марганцевогоминерала. Кроме того железистые и марганцеворудные формации на суше хотя исопутствуют друг другу, но всегда разделены во времени и пространстве. Этосвязано с разницей в стандартных потенциалах окисления — более низком у Fe ивысоком у Mn. Поэтому Fe окисляется легче Mn и соответственно раньше образуетокисные твердофазные соединения.
Вокеанской среде Fe образует нерастворимые твердофазные соединения как вокисленной, так и в восстановленной осадочной толще, в то время, как Mn втвердой фазе может существовать только в окисленных условиях. Извосстановленных осадков растворенный Mn мигрирует к поверхности дна и вконечном счете в благоприятных фациальных условиях (высокие содержаниярастворенного кислорода в морской воде и низкие скорости седиментации)формирует рудные отложения в двух основных формах: железо-марганцевые конкреции(ЖМК) и корки.
Разницав геохимических свойствах этих металлов приводит к тому, что если в горныхпородах, являющихся источником металлов для ЖМО, среднее отношение Mn/Feсоставляет 0,017, то в ЖМК эта величина почти на два порядка выше и равна 1,44[Андреев, 1994]. Иными словами, главным итогом океанского рудогенеза являетсяколоссальное накопление Mn на фоне существенного снижения роли Fe. Откуда жеберутся такие количества Mn, если известно, что в породах земной коры Mnнаходится в ничтожных количествах в рассеянном состоянии и не образует ниодного самостоятельного минерала. На этот счет есть две точки зрения. Всоответствии с одной, в процессе выветривания пород суши в океан рекамисносятся огромные массы осадков, иногда формирующих области так называемойлавинной седиментации до нескольких километров мощностью. При быстромнакоплении осадков в их толще возникают восстановительные условия, в которых Mnрастворяется и мигрирует вверх, обогащая окисленные слои осадков и придоннуюводу, откуда поступает в океан (диагенез). Fe в восстановительных условияхможет осаждаться в форме сульфидных минералов, входить в состав соответствующихглинистых минералов и др., и таким образом, частично выводиться из процессаокеанского рудообразования. Это первый этап разделения Mn и Fe в океанскойсреде и относительного увеличения отношения Mn/Fe. Зона распространениявосстановленных осадков охватывает значительную часть периферии океанов и этосвидетельствует о масштабах описанного процесса. В дальнейших путях миграциирудного вещества в океанские области, благоприятные для отложения ЖМО,происходит дальнейшее изменение указанного отношения по причине, в частности,различий в величинах стандартных потенциалов окисления Mn и Fe.
Заметим,что процессы выветривания или гальмиролиза происходят и на океанском дне. Онитакже могут приводить к высвобождению рудных металлов из коренных пород, выходыкоторых обычно покрыты Fe-Mn корками. Однако, количественно оценить этотисточник металлов в отношении Mn не позволяет то обстоятельство, что пригальмиролизе происходит разрушение и раздробление пород, увеличение их удельнойповерхности, что само по себе способствует усилению осаждения на них не толькоMn, но и Cu, Ni и Co. Соответствующие данные приводятся в работе Т. И. Фроловойс соавторами [Фролов и др., 1979]. В табл. 2 показана связь петрологическогосостава пород и состава перекрывающих их корок. Как видно, существенныхколебаний здесь не выявляется. Незначительное уменьшение отношения Mn/Fe вбазальтах отдельных разломных зон связано скорее с их тектоническим положениемв разломной зоне.
Процентныесодержания Mn в воде океана — 27ћ10-10, а Fe — 56ћ10-10, что дает величинуMn/Fe 0,48 [Батурин, 1993]. Интересно, что, как показали наши исследования,близкое к этому соотношение характерно для многих рудных корок, формирующихся вмолодых рифтовых зонах Атлантического океана, что свидетельствует об ихсущественно гидрогенном формировании [Базилевская, 1995]. Обычно роль Mn врудных отложениях с этого предела отношений Mn/Fe увеличивается за счет разныхфакторов, начиная с сорбционного связывания и автокаталитического окислениядополнительных порций самого Mn из морской воды (что характерно для корковых отложений)и кончая особенностями формирования ЖМК, покоящихся на осадочной толще. В этомслучае к означенному процессу добавляются диагенетические преобразования втолще окисленного осадка глубоководных областей океана, стимулируемыеразличиями в физико-химических параметрах осадочной толщи и придонной воды.Разумеется диагенез в этих условиях происходит существенно более медленнымитемпами, но роль его в формировании ЖМК в зоне геохимического барьера осадок — вода велика, он обусловливает особенности вещественного состава отложений[Базилевская, 1985]. В ходе этого процесса формируются особенно богатые Mn ималыми элементами ЖМК с пониженными содержаниями Fe, поскольку значительнаячасть его связывается в осадочной толще.
Такимобразом, главное геохимическое различие между Mn и Fe в океане сводится кмногообразию минеральных форм, в которых Fe выводится из океанского рудогенезав осадочную толщу как в окислительных, так и в восстановительных условиях, в товремя как Mn может находиться в твердофазной форме только в окисленныхусловиях.
ГидрооксидыMn, слагающие рудное вещество ЖМО, характеризуются высокой геохимическойподвижностью. Это связано с их способностью образовывать смешанновалентныесоединения с разной степенью окисления Mn. Обычно в ЖМО фиксируетсямаксимальная степень окисленности Mn, близкая к MnO 2, но, как правило, недостигающая этого предела из-за наличия связанного в гидрооксидах MnO. Приизменении физико-химических параметров (а в океанской среде это возможно тольков одном направлении — в снижении окисленности), гидрооксиды Mn способнывосстанавливать свой состав за счет относительного увеличения доли MnO всоединении MnO ћ MnO 2, сохраняясь в твердой фазе. Однако при полномисчезновении кислорода в морской воде они растворяются. Соответственно при этомвысвобождаются и все другие, связанные с рудной фазой, малые элементы.
Естьеще одна важная особенность в геохимии Mn — это стремление его гидрооксидов котложению на так называемых активных поверхностях, т.е. в зонах геохимическихбарьеров, которые обычно приурочены к поверхности осадка или обнажениямкоренных пород на океанском дне. С этим связано то обстоятельство, чтомаксимальные скопления ЖМО в океанах всегда остаются на поверхности его дна,хотя и не исключается вероятность погребения конкреций в окисленных горизонтахосадка. Таким образом, Mn в значительно большей степени, чем Fe, связан сгидросферой и судьба его полностью контролируется изменениями величин Eh и pHморской воды.
Намобильном океанском ложе вполне вероятны локальные и относительнократковременные изменения в составе морской воды под воздействием разного родаэндогенных проявлений. К их числу можно отнести подводный вулканизм, рифтовыезоны спрединговых хребтов с гидротермальной активностью, и вообще зонытектоно-магматической нестабильности. Эндогенная активность в подобных зонахсопряжена с внедрением на океанское ложе высокотемпературных глубинных масс,мгновенно и катастрофически меняющих условия, существовавшие на океанском дне,в частности, резко снижающие содержания кислорода в определенном объеме морскойводы, что неизбежно должно приводить к растворению окисных рудных отложений.Несомненно, высокая буферность и колоссальные массы океанских вод способныбыстро восстановить природное равновесие при локальном проявлении подобнойактивности, что характерно для современного этапа развития океана, исоответственно происходит быстрая регенерация ЖМО при нормализации обстановки.Однако состав их может измениться, поскольку возможно связывание части Fe восадочной толще.
Вконце 70-х годов и позже на океанском дне вблизи спрединговых зонВосточно-Тихоокеанского поднятия, а затем и в Атлантике было открыто несколькорудоносных гидротермальных источников с жерлами, сложенными массивнымисульфидными рудами. Этому открытию уделяется большое внимание ученых, посколькупоявилась простая возможность найти источник поставки металлов на океанскоедно, с одной стороны, и приблизиться к разгадке генезиса колчеданных формацийна суше, с другой. Но согласиться с тем, что 90% Mn и все Fe поставлено в океаниз спрединговых центров, как это утверждается в [Лисицин и др., 1992], нельзя.На данный момент фактически на весь Мировой океан открыто не более 3-х десятковметаллоносных гидротерм, из них меньше половины сопровождаются отложениями массивныхруд. Последние нередко располагаются относительно кучно в определенных участкахсрединных хребтов и связаны, по-видимому, с отдельными очагами глубиннойактивности.
Заметим,что эта разновидность океанского рудогенеза ни в какой мере не может сопоставлятьсяс масштабами окисного Fe-Mn рудообразования, поскольку она находится вантагонистическом противоречии с высокоокислительной обстановкой океанскойсреды, которая агрессивна по отношению к восстановленным отложениям и стремитсяокислить и растворить их. На поверхности океанского дна сульфидные отложениягеологически эфемерны и существование их должно поддерживаться непрерывностьюгидротермальной деятельности, что противоречит известным фактам о прерывистостиэтих проявлений. Предположение о том, что сульфидные руды могут сохраняться подокисными Fe-Mn корками, сделанное по аналогии с ситуацией, встречающейся вместорождениях суши, не подтверждено прямыми доказательствами (бурением) и едвали состоятельно для глубоководных океанских условий.
Всесказанное свидетельствует скорее об экзотическом характере этой разновидностиокеанских руд и процессов, приводящих к их образрованию и не способных вкакой-либо мере повлиять на изменения в среде современного океана, для которойтипичным остается окисной Fe-Mn рудогенез.
Какисточник рудного вещества гидротермальная поставка несомненно имеет место вотношении металлов, слагающих сульфидные постройки и подверженных неизбежномуокислению и растворению в океанской среде. Однако высокая количественная оценкаэтого вклада для ЖМО сделана чисто умозрительно и с большим преувеличением,особенно в отношении Mn. Она не учитывает особенностей геохимии Mn в океане, атакже такого важнейшего фактора, как геологическая длительность океанскогорудогенеза. Впрочем, последнее в равной степени относится к проблеме рудогенезав целом, поскольку практикуемый обычно расчет поставки рудного вещества в океанможет быть справедливым только при объективной оценке общей длительности этогопроцесса, т.е. является предметом рассмотрения геологической истории океанскогорудонакопления.
/>2.Историко-тектонические обстановки
Когдаже началось окисное Fe-Mn рудообразование в Мировом океане? С одной стороны,будучи процессом осадочным, в принципе рудогенез может быть синхронным началуокеанского осадкообразования на Земле. С другой стороны, все современные ЖМОсформированы в современных океанах, где наиболее древние осадки, в соответствиис данными глубоководного бурения, имеют возраст около 170 млн лет. Встаетвопрос, имеются ли прямые признаки существования древнейших океанских ЖМО? Пораспространенным представлениям водные бассейны на Земле возникли еще в раннемархее, т.е. 3,5-4,0 млрд лет назад, когда в обширных впадинах земной коры сталаскапливаться вода, а точнее раствор, образовавшийся при дегазации планеты инаходившийся в равновесии с породами ложа океана и первичной атмосферой[Пущаровский, Новикова, 1992]. Слоистые осадки раннеархейского возрастаобнаружены в Западной Гренландии, Западной Австралии, Южной Африке и наУкраине. Они свидетельствуют о существовании в это время терригенного сноса иформировании кор выветривания. В Западной Гренландии возраст водно-слоистыхосадков более 3850 млн лет [Nutman et al., 1997]. Авторы утверждают, что в этовремя не только существовала гидросфера, но и происходили хемогенно-осадочныепроцессы, причем условия, удовлетворяющие стабильности жидкой воды, означают,что температура поверхности суши была сходна с современной. Изотопы углеродаграфитовых микровключений в апатите соответствуют их биоорганическомупроисхождению, что позволяет говорить о следах жизни на Земле даже более 3850млн лет назад. Иными словами получены прямые доказательства существованиясубаквальной седиментации для раннеархейской Земли, а следовательно можнопредполагать вероятность существования протоокеанических бассейнов. По-видимомуэто было также началом накопления в них Mn и Fe.
Заметим,что все известные палеореконструкции, воспроизводящие расположение древнейшихконтинентов во времени и пространстве, начиная с 3-х млрд лет, подразумеваютсуществование Мирового океана, на фоне которого происходили глобальные процессысоздания суперконтинентов и их распада на отдельные блоки. Для данной работыособенное значение имеет тектоническая история суперконтинента,сформировавшегося в самом конце архея и развивавшегося в раннем протерозое[Сорохтин, Ушаков, 1993; Хаин, Ломизе, 1995]. В период 2500-2200 млн лет назадтектонический режим в его пределах был спокойным. Имеются высказывания, что этобыл крупнейший спокойный период в истории Земли с очень медленным отложениемпелагических и химических осадков [Barley et al., 1997]. Переломным моментом вструктурном развитии суперконтинента (древнейшей Пангеи) оказался рубеж 2200млн лет назад, когда началось его дробление. Однако, процесс этот не былскоротечным, а происходил длительно и неравномерно. В результате возниклонесколько материковых массивов, особенностью которых было высокое стояние,зафиксированное шельфовой или континентальной седиментацией. Между массивамиразвивались подвижные пояса, замыкавшиеся гетерохронно. Окончательно этот режимпрекратился в эпоху мощного раннепротерозойского орогенеза, отвечающего времени~1900 млн лет назад, когда возникла новая Пангея [Сорохтин, Ушаков, 1993; Хаин,Ломизе, 1995]. Вся эта диастрофическая эпоха (2200-1900 млн лет назад) должнарассматриваться как эпоха неустойчивого геодинамического режима,характеризующегося сложным сочетанием в земной коре условий тектоническогорастяжения и сжатия. В палеогеографическом отношении здесь можно говорить ораспространении суши, шельфов и разноглубинных водных бассейнов.
Иныепалеотектонические и историко-геологические представления принадлежат Дж.Роджерсу [Rogers, 1996]. Им предложена схема, согласно которой первымконтинентом на Земле был континент Ур, образовавшийся 3 млрд лет назад. Спустя0,5 млрд лет возник континент Арктика, а еще через такой же промежуток времени- континент Атлантика. Соединившись 1 млрд лет назад эти континенты образовалипервый суперконтинент Родинию. Но эту схему сам автор определяет какумозрительную, базирующуюся лишь на предположениях. В особенности это относитсяк древним континентам.
Однакозаметим, что слово «Родиния», введенное в 1991 году, все чащеиспользуется в литературе, хотя в сущности оно относится к ранее выделявшемусясуперконтиненту (рифейская Пангея). О распространенности понятиясвидетельствует, например, отчет по итогам изучения Гондваны (проект IGCP#288), в котором Родиния является отправной позицией [Urung, 1996]. Заметимтакже, что мысли Дж. Роджерса лежат в русле концепции схождения и дисперсииконтинентальных блоков в истории Земли, получившей широкое признание. В то жевремя очевидно, что для более определенных представлений, особенно в отношениигеологической истории планеты в архее и протерозое, необходимы новые факты иподходы.
/>3.Океанское марганценакопление
Весьмавесомым и аргументированным свидетельством существования древнего океана являютсяраннепротерозойские хемогенно-осадочные месторождения Fe и Mn руд — крупнейшиеносители основной массы мировых ресурсов этих металлов. Д. Шиссель и Ф. Аропредложили новый подход к тектоническому положению крупнейших осадочныхбассейнов этого возраста [Schissel and Aro, 1992]. Основываясь напалеореконструкции Д. А. Пайпера [Piper, 1982], предположившегоамальгамирование протерозойского суперконтинента между 2000-1800 млн лет, онипоказали, что большинство крупнейших бассейнов с Fe- и Mn-формациями образовывалисьв условиях пассивных тектонических окраин без признаков существенноговулканизма, на мелководных континентальных шельфах. Ранний протерозой (2,5-1,9млрд лет) в истории Земли характеризуется развитием основной массы крупнейшихжелезорудных формаций, составляющих свыше 90% всех мировых запасов. С нимиассоциируют крупнейшие Mn-рудные месторождения в Южной Африке, Бразилии иИндии; только одно гигантское поле Калахари (Южная Африка) содержит более 75%мировых запасов Mn. Такая ассоциация железорудных и марганцевых месторожденийимеет прямую связь с океаническим источником этих металлов. Модель образованияподобных месторождений подразумевает апвеллинг глубинных восстановленных вод,обогащенных Fe и Mn, в области континентального склона и шельфа и последовательноеотложение, сначала Fe-формаций при пониженных величинах редокс потенциала,затем карбонатных и окисных Mn руд, при возрастании окисленности прибрежных вод[Hem, 1972; Krauskopf, 1957]. Она применима и к другим крупным осадочнымместорождениям Mn, в частности, к олигоценовым.
/> Рис. 2. Модель образования Fe- и Mn-рудных формаций при схождении континентальных блоков
Д.Шиссель и Ф. Аро считают, что глубинные воды протерозойского океана быливосстановлены и насыщены растворенными Fe и Mn. Мы придерживаемся иной точкизрения, поскольку в соответствии с данными [Галимов, 1988; Гаррелс, Маккензи, 1974]общая масса воды в океане, а также ее состав, уже 2,5-2 млрд лет назад былиблизки к современным. К тому же выше были приведены новые данные,свидетельствующие о существовании воды на Земле 3850 млн лет назад [Nutman etal., 1997], т.е. по меньшей мере за 1,5 млрд лет до описываемых событий. Всеэто означает, что на океанском дне уже тогда мог происходить процесс окисногоосадочного рудообразования, сходный с современным. По-видимому, огромные массыFe и Mn могли быть высвобождены при растворении ЖМО в период образованияпротерозойского суперконтинента, когда сходящиеся континентальные блокизамкнули часть океана.
/> Рис. 3. Стратиграфические формации, включающие Mn-отложения, ассоциирующие с Fe-формациями в Южной Африке, Бразилии и Индии
Принципиальноеразличие в этих представлениях связано с тем, что в восстановленных морскихводах протерозойского океана соотношение Mn и Fe не могло сильно отличаться отсоотношения этих металлов в породах ложа (0,017), что не позволило бысформировать Mn-рудные формации, представленные в таких масштабах. По-видимому,огромные массы Fe и Mn могли быть высвобождены при растворении предварительносконцентрировавших их ЖМО, и в период образования протерозойскогосуперконтинента, когда сходящиеся континентальные блоки замкнули часть океана,были выброшены на берег. Сильное сжатие привело к активизации глубинныхпроцессов на океанском дне, следствием их стало возникновение восстановительныхусловий, несовместимых с сохранностью ЖМО. К тому же все это сопровождалосьвозникновением сильного апвеллинга и трансгрессией океана. Именно образованиегигантских месторождений Mn и Fe руд в условиях пассивных континентальныхокраин является геологическим следом внутриокеанических глубинных тектоническихсобытий в раннем протерозое. Возможная модель этого процесса приведена на рис. 2.
Сходствоусловий отложения, вещественного состава и единое время образования рудныхформаций объединяют Южную Африку, Бразилию и Индию в составераннепротерозойского суперконтинента. В обстоятельной статье Д. Шисселя и Ф. Аро[Schissel and Aro, 1992] дано подробное описание стратиграфических разрезов,приведенных на рис. 3. Кратко оно сводится к следующему.
Наиболееизученная формация Хотазель в Южной Африке показывает 3 цикла образованияFe-слоев, пелитового гематита и смешанных Mn-карбонатных и Mn-окисных слоев,отвечающих трем морским трансгрессиям. В гигантском поле Калахари протяженностьMn-рудного тела достигает 90 км и несет следы 5 эрозионных циклов.Минералогический комитет ЮАР оценивает его ресурсы в 12,7 млрд тонн, чтопревышает, как уже указывалось, 3/4 мировых запасов.
Из-заметаморфизма и деформаций пород геологические разрезы Бразилии и Индии менееясны, но стратиграфия метаморфизованных осадков обычно показывает переходы отFe-формаций к карбонатным марганцевым и затем к марганцевым окисным формациям.Все три последовательности перекрываются регрессивными карбонатнымиотложениями, которые завершают Fe и Mn седиментацию.
/> Рис. 4. Пангея раннерифейского времени
ВБразилии наиболее крупные отложения находятся в провинции Минас Жериас;исторически они были важнейшим мировым источником Mn, но по мере истощения, ихзначение уменьшилось.
ВИндии в провинции Орисса Mn-отложения также ассоциируют с Fe-формациями,перекрывая их. Они тоже играли важную экономическую роль, хотя сейчас взначительной мере выработаны.
Авторызаключают, что описанные осадочные Mn- и Fe-рудные отложения образовались,по-видимому, внутри сходных тектонических условий. Попытки графическиизобразить раннепротерозойский суперконтинент крайне ограничены. В. Е. Хаин иН. А. Божко предложили реконструкцию для раннего рифея (рис. 4) [Хаин, Божко,1988]. В их книге говорится: «Реконструкция Пангеи 1 (имеется в видураннепротерозойское время) представляет собой трудновыполнимую задачу» (с.157), но авторы предполагают, что гипотетическая Пангея 1 напоминает болеемолодую Пангею. Последняя изображается в виде компактного блока, на которомрисуются контуры современных континентов, причем расположение их сравнительномало отличается от палеореконструкции, предложенной Х. Дженкинсом [Jenkins,1993] для триаса. Удивительно, что столь разновременные реконструкциипредставляются довольно сходными по расположению интересующих нас континентов.Мы также предприняли попытку воспроизвести возможное расположениеконтинентальных блоков, несущих единовременные Fe- и Mn-рудные формации нараннепротерозойском суперконтиненте
/> Рис. 5. Предполагаемое расположение континентальных блоков на протерозойском суперконтиненте
(рис.5). Что касается Антарктиды, то на нашей схеме она использована для получениязамкнутой картины как по форме, так и по существу, хотя из-за слабойизученности этого континента в геологическом отношении, прямых данных для этогопока недостаточно. Однако здесь отмечены корки пустынного загара на выходахкоренных пород, аномально обогащенные Mn [Dorn et al., 1992]. Возможно этопризнак погребенного подо льдами месторождения, что вполне соответствуетгеохимическим свойствам Mn.
Сколькоже времени просуществовал протерозойский суперконтинент? На основаниипалеомагнитных данных Д. А. Пайпер [Piper, 1982] высказал идею, что онсуществовал в течение всего протерозоя. Геологические данные, по мнению Д. Шисселяи Ф. Аро [Schissel and Aro, 1992], свидетельствуют о его существовании между1800 и 1100 млн лет. В то же время модель Дж. Роджерса [Rogers, 1996] вообщепоказывает, что первый суперконтинент Родиния возник лишь 1000 млн лет назад,т.е. отрицает существование раннепротерозойского суперконтинента. Такиепротиворечия в области трактовки геологической истории Земли свидетельствуют онедостаточности научного фундамента для достоверных палеореконструкций,особенно для древнейших эпох развития Земли. В этом случае целесообразно ширеиспользовать такие важные признаки, как существование хорошо датируемых итектонически определенных крупнейших в мире рудных формаций.
Нампредставляется, что процесс агрегации протерозойского суперконтинента могсопровождаться неполным закрытием части океанского бассейна, находящегося междуконтинентальными блоками, по внутренним окраинам которых и могло происходитьформирование рудных формаций. В этом случае легче объяснить причинывозникновения апвеллинга, трансгрессии океана и геологически относительнонепродолжительного времени образования столь крупных месторождений (между2,3-1,9 млрд лет). Заметим, что при палеореконструкциях не всегдарассматривается возможность сохранения в пределах суперконтинентов фрагментоввнутренних бассейнов, возможно и с океанической корой. Но этого исключатьнельзя, более того, такие области впоследствии могли стать местом расколасуперконтинента.
Однакоесть и другая модель, предложенная Д. Л. Андерсоном [Anderson, 1984] иподдержанная М. Гурнисом [Gurnis, 1988]. По ней мощный суперконтинент с толстойкорой должен вызвать сильный мантийный апвеллинг и приобретать куполообразнуюформу (выступ геоида). Следствием становится раскол суперконтинента и отдельныеблоки начинают движение в сторону мантийного даунвеллинга (геоидногопонижения). Можно предположить, что выступ геоида в пределах суперконтинента вЮжном полушарии совпал с центром раннепротерозойского схождения континентов,который стал также центром последующего раскола. Вопрос о длительностисуществования раннепротерозойского суперконтинента, строго говоря, остаетсяоткрытым.
Далееобратимся к мезозойской геокинематике в пределах Южного полушария. Имеющиесядовольно многочисленные палеогеодинамические реконструкции иллюстрируютнаправления движения южных континентов в ходе образования Атлантики иИндийского океана. Если Африку рассматривать как наиболее устойчивый континент,то при расколе Гондваны наибольший импульс движения получили Южная Америка,Антарктида, Индия и Австралия. Южная Америка, отдаляясь от Африки, раскрывалаюжную половину современного Атлантического океана; Антарктида, дрейфуя к югу,раскрывала акваторию Южного океана в западной его части; Индия двигалась насевер-северо-восток и, постепенно удаляясь от Африки, раскрывала западную частьИндийского океана. Так формировался молодой Индо-Атлантический секторсовременного океана, в котором начало процесса железо-марганцевого рудогенезасоответствует возрасту его ложа.
Иноесодержание имел дрейф Австралии. Он проходил в восточном и затем в северномнаправлении, отсекая при этом западный клин древнего Тихого океана, который исоставил основу восточной половины Индийского океана с унаследованными отдревних времен накоплениями Mn. Разумеется, ЖМО здесь были многократнопереотложены, однако благоприятные фациальные условия глубоководных котловинспособствовали их регенерации в этой половине океана.
Обсуждение
Приведенныевыше сведения по геохимии, металлогении и пространственному распространениюокеанских марганцевых образований имеют существенное значение для дальнейшегоразвития теории о структурной асимметрии Земли: разделении ее наИндо-Атлантический и Тихоокеанский тектонические сегменты [Пущаровский, 1972].Теория зародилась в конце 50-х гг. текущего столетия как одно из важнейшихобобщений, полученных в итоге составления Тектонической карты СССР в масштабе1:5000000. В настоящее время ее суть нужно понимать следующим образом[Моссаковский и др., 1998].
/> Рис. 6. Схема соотношения тектонических сегментов в современной структуре Земли
Тихоокеанскийтектонический сегмент образуют ложе Тихого океана и окаймляющий егоТихоокеанский тектонический пояс. Последний представляет собой целостнуюглобальную структуру кольцевой формы, образованную сложно построеннымигорно-складчатыми сооружениями и системами островных дуг и окраинных морей(рис. 6). Вся остальная часть земного шара, резко отличная по строению игеологической истории относится к Индо-Атлантическому сегменту.
Какизвестно, помимо тектонического своеобразия, Циркум-Тихоокеанский поясотличается мощнейшим развитием в нем гранитоидного магматизма, спецификойметаллогении, приуроченностью к нему самых значительных проявлений на Землемолодого вулканизма и сейсмичности.
Впределах ложа Пацифики фактически нет свидетельств его геологической историидревнее 180 млн лет. Но косвенно о ней можно судить по геологии внешних(континентальных) частей Тихоокеанского тектонического пояса, где встречаютсяофиолитовые серии с возрастом ~1 млрд лет. В сочетании с данными сейсмическойтомографии, установившей проникновение тихоокеанской неоднородности, выраженнойпониженными скоростями сейсмических волн на всех глубинных уровнях, вплоть доземного ядра, можно полагать, что эта неоднородность скорее всего отражаеточень древнюю асимметрию в строении планеты. Отметим, что глобальнойструктурной асимметрией обладают также другие планеты, такие как Марс,Меркурий, Венера, а равно Луна. Все они находятся на разных стадиях развития.Соответственно можно считать, что структурная асимметрия — это устойчивоесвойство упомянутых небесных тел, возникшее вероятно еще в аккреционную стадию.Здесь необходимо упомянуть, что в настоящее время в космохимии уже нет местаидее, что Солнечная система образовалась из хорошо перемешанного химически иизотопно однородного горячего газового облака. Базисом для такого сужденияглавным образом являются данные об изотопном составе метеоритов [Meteorites…,1988]. Для таких элементов, как O, Mg, Si, Ca, Ba, Sr, Ti, Ag, Nd, Sm, Xe, Neустановлены внеземные изотопы, что и свидетельствует о гетерогенностидосолнечной небулы. Она могла состоять из материала звезд, а также межзвездныхоблаков и в дальнейшем их изотопы были привнесены в Солнечную систему[Шуколюков, 1996]. Тем самым, последняя также гетерогенна, что и привело в ходеаккреции планет к их изначально неоднородному строению. Очень вероятно, чтоТихоокеанский и Индо-Атлантический сегменты отражают эту первичнуюнеоднородность.
Путьтектонического развития Индо-Атлантического сегмента, по сравнению с Тихоокеанским,совершенно иной. Именно в его пределах на протяжении нескольких миллиардов летформировались материковые массы (кратоны). Время от времени такие массысоединялись и тогда образовывались суперконтиненты (Пангеи, Гондвана и др.),которые в дальнейшем раскалывались и части их расходились, открываяпространство для развития новообразованных океанов. Используя актуалистическийметод, можно сказать, что ведущим механизмом при этом был рифтинг. В пределахложа Тихого океана никаких признаков существования когда-либо континентальныхмасс нет.
Кардинальнойпроблемой является характер тектонических взаимоотношений сегментов на разныхэтапах геологической истории. Как выясняется, особенности распространенияокеанских железо-марганцевых отложений способствуют ее разработке.
Былопоказано, что океанские ЖМО распадаются на две группы: тихоокеанскую, с ееобширными полями богатых руд, и атлантическую, где площади орудененияограничены и руды значительно беднее. Тем самым, выявляется новый критерий дляпротивопоставления двух тектонических сегментов.
Индийскийокеан в его восточной половине характеризуется распространением ЖМОтихоокеанской группы, а в западной — атлантической. Этот факт, наряду соструктурными особенностями и палеореконструкциями, позволяет считать, что вболее древние геологические периоды восточная половина этого океана входила всостав Пацифики. Соответственно, Тихоокеанский тектонический сегмент охватывалбольшую площадь земной поверхности, чем в настоящее время. Но это означает, чтопроисходит тектоно-геодинамическая экспансия Индо-Атлантического сегмента вотношении Тихоокеанского.
Вышеуказывалось, что очень сложной является проблема реконструкции тектоническойструктуры планеты для протерозоя и что на этот счет имеет место большоеразнообразие трактовок [Сорохтин, Ушаков, 1993; Хаин, Божко, 1988; Piper, 1982;Rogers, 1996]. Данная работа показывает, что океанское марганценакоплениепериода 2200-1900 млн лет назад должно быть использовано, как важный критерийдля соответствующих построений, касающихся гондванских материков. Основаниемдля этого служат весьма сходные марганцеворудные провинции Южной Африки,Восточной Бразилии и Индии, которые совершенно естественно объединить в единыйпротерозойский ареал марганценакопления. Возможно, что этот ареал охватывалтакже и некоторую часть Антарктиды. Именно в этих провинциях сконцентрированыосновные мировые запасы марганцевых руд.
Очевиднапространственная приуроченность упомянутых провинций к Индо-Атлантическомусегменту Земли, а отсюда и генетическая связь их формирования стектоно-геодинамическими обстановками, присущими этому сегменту.
Вплане океанского марганценакопления в свете исторической тектоники ипалеогеодинамики с полной отчетливостью выявляется доминанта осадочногогенезиса марганцевых руд. Поступление марганца в океанские воды в своей массесвязано с привносом его с суши и лишь в малой степени с подводными источниками.
Самфакт формирования стяжений Fe-Mn состава уникален для суши и возможен только вусловиях водной среды. Это означает, что в механизме образования ЖМО заметнуюроль должен играть процесс физической или электрохимической адсорбции, прикотором положительно заряженные коллоиды гидроокиси Fe будут притягиватьотрицательно заряженные коллоиды гидроокиси Mn [Базилевская и др., 1979]. В тоже время, при дальнейшем развитии рудных фаз, гидроокиси этих металловпроявляют свойственный им антагонизм и отторгаясь образуют характерную для ЖМОвнутреннюю слоистость. Многочисленные микрозондовые исследованиясвидетельствуют о чередовании существенно Mn и существенно Fe слойков встяжениях. Тончайшее механическое срастание двух рудных фаз препятствует ихиндивидуальной раскристаллизации, поэтому традиционные минералогеническиеметоды (порошковая рентгенография) долгое время характеризовали их какслабораскристаллизованные, рентгенополуаморфные. Применениеэлектронно-микроскопических методов позволило расшифровать структуры этихминералов, и вместе с тем привело к открытию новых. Однако все эти минеральныеразновидности характеризуются слабоупорядоченными дефектными структурами,облучение которых потоками электронов, равно как и рентгеновскими лучами,приводит к созданию новых и преобразованию существовавших дефектовкристаллической решетки [Витовский, Эланго, 1985], т.е. по всей вероятности мыимеем дело с артефактом.
Такимобразом, океанские ЖМО имеют слабоокристаллизованные рудные фазы, чтоувеличивает их подвижность при возможных изменениях условий среды, о чемупоминалось выше.
Навопрос — могут ли быть найдены древние неизмененные океанские ЖМО на суше — ответ может быть только отрицательным, поскольку «пережить»тектоно-магматический катаклизм, в результате которого произошел бы стольрезкий подъем ложа океана, ЖМО без растворения не могут. Однако в растворенномсостоянии рудное вещество ЖМО может достигать окраин океана и формироватьраздельные железистые и марганцевые месторождения в тех минеральных формах(окислы, карбонаты), которые соответствуют новым условиям отложения.
Гигантскоераннепротерозойское Fe и Mn рудоотложение произошло в результате, как ужеупоминалось, глобальных катаклизмов.
Предложеннаявыше модель образования рудных формаций позволяет объединить процессы,происходящие в океане и на суше, она замыкает круговорот Mn на Земле по схеме:кора выветривания терригенный снос ЖМО океана месторождения Mn на суше.Принципиальная разница между этими этапами в том, что первый происходитэволюционно на протяжении всей истории Земли, а второй (формированиеместорождений) связан с крупными, но геологически относительно кратковременнымитектоно-магматическими катаклизмами, происходящими в пределах океанского ложа.Поэтому в истории Земли формирование марганценосных формаций было крайненеравномерным. Помимо крупнейшего протерозойского события, меньшее помасштабам, но также значимое, произошло в кайнозое (олигоцен), когда попериферии Паратетиса сформировались крупные месторождения — Чиатурское,Никопольское, Варненское и др. Условия отложения, химизм руд и минералогическаязональность в этих формациях весьма сходны с протерозойскими, отстоящими другот друга во времени почти на 2 млрд лет.
Важноотметить, что оба этапа наиболее интенсивного накопления Mn произошли вИндо-Атлантическом сегменте Земли. По-видимому, именно в нем было наибольшеескопление континентальных блоков, периодически сходящихся в суперконтиненты.Что касается Тихого океана, то на окружающих его континентах подобныхместорождений нет, но сопоставимые по масштабам отложения находятся в рудныхполях его ложа. По данным Андреева [1994] прогнозные ресурсы Mn в Мировомокеане оцениваются в 18,153 млн тонн, а на суше — в 15,571 млн тонн, т.е.находятся в соотношении близком к единице (1,2). Иными словами асимметрияокеанского Mn-накопления сопровождается асимметрией Mn-отложений на суше. Этосвидетельствует о генетических связях между этими формациями на Земле, с однойстороны, а, с другой, является доказательством разной геологической историиИндо-Атлантического и Индо-Тихоокеанского сегментов. Асимметрия осадочногоMn-накопления в общем коррелирует со структурной асимметрией Земли, уточняя ееграницу, которая проходит в центральной части Индийского океана [Базилевская,1997].
/>Заключение ивыводы
Такимобразом, существенно различающиеся по накоплению Mn сектора Мирового океана, имеютразную геологическую историю образования, но вмещают единую по составу морскуюводу, история образования которой многократно превышает возраст ложасовременного океана. Мобильность океанского дна, его постоянное обновление,исходящее от спрединговых центров, а также по иным причинам, приводит к тому,что древнейшая морская вода и неразрывно связанный с ней замкнутый круговоротMn в океане, делают процесс океанского рудогенеза непрерывным и независимым отвозраста ложа океана, но существенно зависимым от времени и механизмаобразования того или иного океанского бассейна.
Вопределенные периоды развития Земли создавались экстремальные условия, когдаMn, растворенный в восстановительных условиях (вместе с Fe), выносился вприбрежные окраины континентов и тогда возникали крупнейшие осадочныеместорождения на суше (ранний протерозой, олигоцен). Основная масса ихприурочена к континентам Индо-Атлантического сектора Земли. Интересно, что пообщим запасам Mn они сопоставимы с массой Mn, связанного в рудных поляхИндо-Тихоокеанского сектора Мирового океана. Это коррелирует с представлением одревности существования Тихоокеанского бассейна и не противоречит модели, чтоэтот сектор Земли был исходно океаническим. Об этом говорит и тот факт, чтопрактически все палеореконструкции расположения континентов в геологическойистории оставляют эту часть планеты целиком, либо частично лишенной сиалическихмасс.
Вкачестве вывода отметим, что асимметрия океанского рудогенеза хорошовписывается в давно развиваемые в отечественной геологии представления отектонической асимметрии Земли — разделении земного шара на два структурно игеоисторически различных сегмента — Тихоокеанский и Индо-Атлантический[Пущаровский, 1972]. Отмеченные нами различия в рудогенезе континентального и океаническогополушарий, а равно двух половин Индийского океана и их причины, какпредставляется, дадут новый импульс для дальнейшего развития глобальнойтектоники и исторической геологии.
Отметим,что мировоззрение авторов в аспекте данной статьи формировалось в значительноймере в ходе геолого-геодинамических и металлогенических исследований,проводившихся в течение длительного времени Геологическим институтом РАН вакваториях Центральной и Южной Атлантики.
Список литературы
АндреевС. И., Геохимия железо-марганцевых образований Мирового океана, Кобальтоносныежелезо-марганцевые корки Тихого океана, c. 6-19, ВНИИОкеангеология, Спб., 1993.
/>Андреев С. И., Металлогения железо-марганцевых образований Тихогоокеана, 191 c., Недра, Спб., 1994.
/>Базилевская Е. С., Роль диагенеза в формированиижелезо-марганцевых конкреций в рудной провинции Кларион-Клиппертон,Тихоокеанская геология, (6), 60-70, 1985.
/>Базилевская Е. С., Рудогенез центральных сегментовСрединно-Атлантического хребта, Разломные зоны Центральной Атлантики, Вып. 495,c. 109-146, Тр. ГИН РАН, Москва, 1995.
/>Базилевская Е. С., Железо-марганцевые отложения в океанах:геоисторические и металлогенические аспекты, Тихоокеанская геология, 1, (2),73-79, 1997.
/>Базилевская Е. С., Ильичева Л. В., Степанец М. И., О механизмеформирования железо-марганцевых конкреций океана, Литология и полезныеископаемые, (4), 85-93, 1979.
/>Батурин Г. Н., Руды океана, 304 c., Наука, Москва, 1993.
/>Витовский Н. А., Эланго М. А., Электронные возбуждения и дефектыкристаллов, Природа, (12), 49-57, 1985.
/>Галимов Э. М., О возникновении и эволюции океана по данным обизменениях 18 O/ 14 O осадочной оболочки Земли в ходе геологического времени,Докл. АН СССР, 299, (4), 966-981, 1988.
/>Гаррелс Р., Маккензи Ф., Эволюция осадочных пород, 271 c., Мир,Москва, 1974.
/>Лисицин А. П., Богданов Ю. А., Гурвич Е. Г., Гидротермы и рудына дне океана, Металлогения современных и древних океанов, c. 390-401, Москва,1992.
/>Металлогеническая карта Мирового океана, Объяснительная записка,Ред. С. И. Андреев, 221 c., ВНИИОкеангеология, СО ИНТЕРОКЕАНМЕТАЛЛ, 1998.
/>Моссаковский А. А., Пущаровский Ю. М., Руженцев С. В.,Крупнейшая структурная асимметрия Земли, Геотектоника, (5), 3-18, 1998.
/>Пущаровский Ю. М., Введение в тектонику Тихоокеанского сегментаЗемли, 222 c., Наука, Москва, 1972.
/>Пущаровский Ю. М., Новикова А. С., Древнейшие океаны Земли,Природа, (1), 43-52, 1992.
/>Сорохтин О. Г., Ушаков С. А., Природа тектонической активностиЗемли, 292 c., ВИНИТИ, Москва, 1993.
/>Фролова Т. И., Жарикова Э. Н., Золотарев Б. П. и др.,Магматические породы дна юго-восточной части Тихого океана и их вторичныепреобразования в свете проблемы происхождения металлоносных осадков,Металлоносные осадки юго-восточной части Тихого океана, c. 48-71, Наука,Москва, 1979.
/>Хаин В. Е., Божко Н. А., Историческая геотектоника, Докембрий,383 c., Недра, 1988.
/>Хаин В. Е., Ломизе М. Г., Геотектоника с основами геодинамики,478 c., Изд-во МГУ, Москва, 1995.
/>Шуколюков Ю. А., Звездная пыль в руках, Соросовскийобозревательный журнал, (7), 74-80, 1996.
/>Anderson, D. L., Hotspots polar wander, Mesozoic convection, andthe geoid, Science, 223, 347-355, 1984.
/>Barley, M. E., Pickard, A. L., and Silvester,P. I., Emplacement of a large igneous province as a possible cause of bandediron formation 2,45 billion years ago, Nature, 385, (6611), 55-57, 1997.
/>Dorn, R. I., 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 aggregationand dispersal of supercontinents, Nature, 332, 697-699, 1988.
/>Hem, J. D., Chemical factors that influence theavailability of iron and manganese in aqueous systems, Bull. Geol. Soc. Am.,83, 443-450, 1972.
/>Jenkins, H. S., Early history of the oceans,Oceanus, Winter, 36, (4), 49-52, 1993/1994.
/>Krauskopf, K. B., Separation of manganese fromiron in sedimentary processes, Geochim. et Cosmochim. Acta, 12, 61-84, 1957.
/>Meteorites and Early Solar System, TheUniversity of Arizona Press, p. 1269, Tuscon. 1988.
/>Nutman, A. P., Mojzsis, S. J., and Friend, C.R. L., Recognition of
/>Piper, J. D. A., The Precambrian paleomagneticrecord, The case for the Proterozoic supercontinent, Earth and Planet. Sci. Lett.,59, 61-89, 1982.
/>Rogers, J. J. W., A history of continents inthe past three Billions Years, Jour. Geology, 104, 91-107, 1996.
/>Schissel, D., and Aro, Ph., The major earlyProterozoic 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.