9 місяців тому
Немає коментарів

Sorry, this entry is only available in
Російська
На жаль, цей запис доступний тільки на
Російська.
К сожалению, эта запись доступна только на
Російська.

For the sake of viewer convenience, the content is shown below in the alternative language. You may click the link to switch the active language.

По традиционным представле­ниям, обычно принимается, что рудное вещество эндогенных по­лезных ископаемых поступает не­посредственно из мантии, либо за счет дифференциации мантий­ного вещества, либо с поднима­ющимися из мантии водными флюидами. Однако это предполо­жение малоинформативно и спра­ведливо лишь отчасти, поскольку все вещество континентальной коры, в том числе и рудные эле­менты, когда-то действительно выделились из мантии. Но вся сложность с объяснением причин формирования крупных локаль­ных скоплений в земной коре руд­ных и других рассеянных элемен­тов с этих позиций состоит в том, что концентрация большинства из них в мантии ничтожно мала. На­пример, золота и урана в мантии — порядка 10-7%; ртути и тория — 10-6%; серебра, тантала, вольфра­ма, платины и свинца — 10-5%; лития, ниобия, молибдена и оло­ва — 10-4% и т. д. Кроме того, вещество всей мантии (и верхней и нижней) хорошо перемешано конвективными течениями и в среднем однородно по составу. Поэтому сегодня совершенно не приходится надеяться на сущест­вование в мантии каких-либо ло­кальных неоднородностей с по­вышенными содержаниями руд­ных элементов. Не может поднять­ся концентрация большинства из этих элементов до уровня, соот­ветствующего залежам полезных ископаемых, и за счет процессов фракционирования мантийного вещества или базальтовых рас­плавов. Исключение составляют лишь некоторые из более распро­страненных рудных элементов, таких, как хром, никель и отчасти медь, концентрирующихся в за­метных количествах при диффе­ренциации базальтовых магм.

С другой стороны, судя по ус­ловиям выплавки океанских ба­зальтов и содержанию в них ювенильной (первичной, глубинной) воды, мантия практически сухая (теоретические расчеты показыва­ют, что концентрация воды в ман­тии примерна равна 0,04%). Сле­довательно, ни о каких флюидных потоках в мантии (вне зон поддвига плит), способных привнести в кору заметные количества руд­ных элементов, и говорить не при­ходится.

Как следует из описанного ме­ханизма образования континен­тальной коры, общее ее обогаще­ние литофильными и рудными эле­ментами действительно происхо­дит за счет их выноса из океан­ской коры (т. е. из верхнего слоя самой мантии) вместе с возника­ющими в зонах поддвига плит расплавами и флюидными пото­ками. Но такое обогащение коры этими элементами во многом но­сит рассеянный характер и приво­дит только к более или менее рав­номерному повышению их содер­жания во всем объеме коры, хотя и в этом случае возможно образо­вание промышленных скоплений, например, колчеданных руд.

Лишь с появлением тектоники литосферных плит выяснилась ис­ключительно важная роль экзо­генных (т. е. внешних) факторов в процессах формирования эндоген­ных полезных ископаемых. Из­вестно, что экзогенные процессы выветривания и осадконакопления, часто протекающие с актив­ным участием живых организмов и растений, являются важнейши­ми факторами перераспределе­ния элементов в пределах земной коры. Эти процессы обычно соп­ровождаются исключительно эф­фективной дифференциацией ве­щества. Примерами тому могут служить осадочные толщи эвапоритов, фосфоритов, карбонатов, песчано-глинистых и других диф­ференцированных отложений со всей присущей только им одним характерной и специфической ми­нерализацией. Так, глинистые осад­ки по сравнению с мантией в сред­нем обогащены калием примерно в 200—250 раз; рубидием — в 500—700 раз, барием — до 1500 раз, оловом — в 12 раз, лантаном и некоторыми другими редкозе­мельными элементами в несколь­ко сотен раз, свинцом — в 20 раз, торием в 350—400 и ураном — 3000—3500 раз. В карбонатах, на­пример, стронция в несколько сот раз больше, чем в мантии, в со­леносных же отложениях пре­имущественно концентрируются натрий, калий, сера и хлор. Но са­мый большой интерес для нашей темы представляют условия воз­никновения локальных обогаще­ний осадков теми или иными рас­сеянными элементами.

В некоторых случаях механизмы таких обогащений уже хорошо изу­чены. Например, советские оке­анологи установили, что большие скопления фосфоритов обычно возникают в районах так называ­емых апвеллингов, т. е. в тех мес­тах, где богатые фосфором глу­бинные воды океанов поднимают­ся близко к поверхности, прони­кают на мелководья и в шельфо­вые моря континентов. Обычно зо­ны подъема глубинных вод не велики по площади, но напоми­нают собой оазисы в океанах и мо­рях, поскольку в них с особой пыш­ностью расцветает жизнь. После отмирания организмов и их мас­сового захоронения на дне в осад­ках таких зон постепенно форми­руются залежи фосфоритов с со­держанием фосфора в них, дости­гающим 10—15%, что примерно в 500—600 раз превышает концентрацию этого элемента в мантии. Известно, что живые организмы задерживают и накапливают в се­бе многие из очень рассеянных элементов, в том числе уран и ред­кие земли — лантан, церий, нео­дим и другие элементы. Поэтому в фосфоритах всегда наблюдают­ся повышенные содержания этих элементов, превышающие их кон­центрацию в мантии для урана в 20—25 тыс. раз, а для редких зе­мель — в 500—1000 раз.

В металлоносных осадках океа­нов, образующихся за счет гидро­термального выноса рудных эле­ментов океанскими водами, цир­кулирующими по рифтовым тре­щинам срединно-океанических хребтов, помимо повышенных кон­центраций железа и марганца, в большом количестве содержит­ся медь (до 0,1%), цинк (0,05%), в заметных количествах присут­ствуют также никель и кобальт. Еще больше этих элементов в же­лезомарганцевых конкрециях, в изобилии отлагающихся на дне океанов, и совсем много в метал­лоносных осадках, осаждающихся в горячих рассолах некоторых впадин Красного моря. В них ме­ди — 0,8—1,0%, цинка — 1,5— 2% и свинца — около 0,02—0,05%. Следовательно, содержания этих элементов в красноморских осад­ках превышают их мантийные кон­центрации примерно в 400—500 раз, а для свинца — в 1000—2000 раз.

Значительную сортировку про­ходят и песчано-глинистые породы в процессе их образования за счет измельчения и выветривания ко­ренных пород и последующего их переноса к конусам выноса вре­менных потоков и дельтовым от­ложениям рек на континенталь­ных окраинах. Постепенно в таких отложениях накапливаются многие механически прочные и устойчивые к окислению минера­лы, например, колумбит и танта­лит (минералы ниобия и тантала), оловянный камень или касситерит (главная руда на олово). Кон­центрации касситерита в таких россыпях иногда превышают 0,1 % и даже доходят до 1%, как это наблюдается, например, в неко­торых россыпях крупнейшей оло­воносной провинции Малайско­го полуострова Юго-Восточной Азии (содержание олова в таких россыпях превышает его концен­трацию в мантии в несколько ты­сяч раз).

На самых ранних стадиях раз­вития молодых океанов или, на­оборот, перед самым их закрыти­ем часто образуются удлиненные полузамкнутые морские бассей­ны, в которых легко возникают условия сероводородного зара­жения за счет жизнедеятельности анаэробных бактерий, использу­ющих серу вместо кислорода. Обычно сероводородное зараже­ние устанавливается в бассейнах с устойчивой стратификацией вод, препятствующих их перемешива­нию и насыщению кислородом. Такие условия часто возникают в тех случаях, когда верхний слой воды морского бассейна опресня­ется речным стоком, а глубинные воды питаются через не очень глубокие проливы соленой, а сле­довательно, и более плотной оке­анской водой. Ярким примером морского бассейна с сероводо­родным заражением является Черное море, опресняемое с по­верхности водами Дуная, Днестра, Днепра, Дона, Кубани и кавказ­ских рек и подпитываемое через пролив Босфор солеными и тя­желыми средиземноморскими водами, сразу же погружающимися после прохождения Босфора в глу­бины Черного моря. В прошлые геологические эпохи, особенно в докембрии, когда кислорода в земной атмосфере было еще очень мало, условия сероводород­ного заражения морских, а может быть, и океанических бассейнов, по-видимому, должны были воз­никать значительно чаще. Под­тверждением этому могут служить черносланцевые толщи докемб­рия. Если оказывалось, что по­верхностные воды, питающие та­кой замкнутый бассейн, приноси­ли с собой окислы и соли рудных элементов, вымываемые из ко­ренных пород окружающей мест­ности, то можно ожидать, что в осадках этого бассейна начина­ли накапливаться сульфиды желе­за, меди, цинка, свинца и молиб­дена, тогда как вольфрам из-за своего повышенного сродства к кислороду, вероятно, и в этих ус­ловиях еще образовывал окислы.

Описанные и некоторые Дру­гие чисто экзогенные процессы в конце концов могут приводить к очень неравномерному распреде­лению рудных элементов на по­верхности Земли. При этом боль­шинство из таких элементов пре­имущественно скапливается в оса­дочных толщах на пассивных ок­раинах континентов атлантиче­ского типа. Посмотрим, что про­изойдет с такими осадками, если тот океан, на бортах которого они в свое время отложились, после перестройки конвективных тече­ний в мантии начнет закрываться.

Если молодой океан после ста­дии своего расширения состарит­ся и начнет закрываться, то в его пределах обязательно возникнут островные дуги с зонами поддвига литосферных плит под ними. Когда же такая дуга начнет над­вигаться на одну из континенталь­ных окраин закрывающегося оке­ана, в ее зону поддвига плит не­пременно окажутся затянутыми и те мощные толщи осадков, ко­торые до того успели накопить­ся на побережье. В результате их интенсивных деформаций, соппровождающихся выделением больших количеств тепла, и ак­тивных воздействий на осадки пе­регретых водных флюидов, отжи­маемых под давлением дуги из самой толщи и поступающих из более глубоких и горячих частей зоны поддвига плит, попавшие в нее осадки постепенно начнут плавиться. При этом, как мы те­перь знаем, должны возникать типично коровые (гранитоидные) магмы, насыщение которых руд­ными и литофильными элемента­ми будет происходить в строгом соответствии с составом и сте­пенью дифференцированности за­тянутых под островную дугу оса­дочных толщ.

Так, при попадании в зону под­двига плит осадков, отложивших­ся на месте бывшего апеллинга и поэтому богатых фосфоритами, возникнут обогащенные фосфо­ром расплавы, из которых затем после их кристаллизации образу­ются апатиты.

Часто в основании осадочных толщ пассивных континентальных окраин накапливаются значитель­ные мощности эвапоритов (соленосных отложений), обычно об­разующихся на самых ранних ста­диях раскрытия молодых океанов (конечно, только в тех случаях, когда такие новорожденные оке­аны, как, например, Красное мо­ре, располагаются в аридном, т. е. сухом и жарком пустынном климате). Примерами накопления таких толщ эвапоритов могут служить окраины Центральной Ат­лантики, Мексиканский залив и бывшие окраины древнего, но ныне уже закрывшегося океана Тетис в районе Персидского зали­ва. По данным сейсмических ис­следований, в Атлантическом оке­ане и Мексиканском заливе мощ­ность этих отложений достигает нескольких километров, а толщина слоя эвапоритов в Красном море, установленная с помощью буре­ния, превышает 3 км. Если теперь в зону поддвига плит попадут соленосные толщи, перекрытые сверху фосфоритоносными осад­ками, то в результате их переплав­ления возникнут фосфорно-ще-лочные расплавы.

После выжимания таких распла­вов из зоны поддвига плит в при­поверхностные слои и последу­ющей их кристаллизации должны образоваться нефелин-апатито­вые породы Хибинского типа. Не исключено поэтому, что круп­нейшее Хибинское месторожде­ние апатитов на Кольском полу­острове образовалось именно та­ким путем при поддвиге плиты Баренцева моря под северо-во­сточную окраину Балтийского щи­та. Закрытие океанского бассейна между этими структурами, по-ви­димому, происходило довольно медленно: в основном в конце вен­да — начале палеозоя (т. е. около 600—500 млн. лет назад), когда формировался складчатый пояс Тимано-Печорского кряжа. Одна­ко тектонические движения здесь продолжались вплоть до девонско­го периода, когда над зоной под­двига плит под Кольский полу­остров возникла зона тыловых разломов-надвигов, через кото­рые около 400 млн. лет назад и могли внедриться уникальные по своим размерам и составам Хи­бинский и Ловозерский субвулка­нические плутоны апатитоносных нефелиновых сиенитов.

О происхождении хибинских сиенитов за счет переплавления эвапоритов и фосфоритоносных осадков, в частности, свидетель­ствуют, с одной стороны, часто встречающиеся в них минералы, сохранившие в своем составе мо­лекулы хлористого натрия (на­пример, содалит), а с другой сто­роны — широкое распростране­ние в этих породах углеводород­ных газов (иногда до 50—100 и даже до 250 см3 на килограмм по­роды) и характерных для осадоч­ных пород рассеянных битумов. Среди последних встречаются мас­ла, бензольные и спиртобензольные смолы, нафтеновые и арома­тические углеводороды, высоко­молекулярные парафины (с чис­лом атомов углерода в молекуле, превышающим 20), асфальтены и другие битумы, явно органиче­ского происхождения. К тому же все углеводороды, встречающие­ся в хибинских апатитах и сиени­тах, как и нормальные нефти орга­нического происхождения, по сравнению с карбонатами заметно обеднены тяжелым изотопом уг­лерода 13С.

Интересно отметить, что, судя по палеомагнитным данным, по­бережье Кольского полуострова во всяком случае 570—540 млн. лет назад располагалось в тропи­ческой зоне Южного полушария на восточном берегу Праатланти­ческого океана, т. е. в позиции современной Юго-Западной Аф­рики, на Атлантическом побе­режье которой и сейчас проис­ходит интенсивное накопление сов­ременных фосфоритов. Связано это с тем, что устойчивые апвеллинги всегда возникают по восточ­ным побережьям океанов. Объ­ясняется это специфической цир­куляцией океанских вод, возни­кающих под влиянием пассатных ветров, постоянно дующих с во­стока на запад и как бы «сдува­ющих» верхние слои воды, отгоняя их от восточных побережий оке­ана на запад. При этом богатые фосфором глубинные воды про­сто поднимаются на место ушед­ших объемов поверхностных вод. В тропических поясах океанов ап-веллинги обычно сопровождают­ся усиленным фосфоритообразо­ванием на склонах и шельфах континентальных окраин, т. е. как раз в таких условиях, в кото­рых в венде и раннем палеозое находилось побережье Кольско­го полуострова.

При затягивании в зоны поддвига плит металлоносных осадков, скажем, Красноморского типа, должны образоваться гидротер­мальные магнетитсульфидные по­лиметаллические месторождения. Если в эти зоны окажутся затяну­тыми песчано-глинистые породы, обогащенные касситеритом или колумбитом и танталитом, то воз­никнут граниты и пегматиты (жиль­ные породы гидротермального происхождения) с оловорудной или тантал-ниобиевой минерали­зацией. При попадании в зоны под­двига плит осадков морского бас­сейна с сероводородным зараже­нием могут возникать медно-суль­фидные или гидротермальные полиметаллические месторожде­ния, иногда и с молибденово-вольфрамовой минерализацией.

Приведенные примеры далеко не исчерпывают всего многообра­зия геологических обстановок, приводящих к обогащению осад­ков рудными элементами, а затем и к образованию, после их пере­плавления в зонах поддвига плит, месторождений эндогенных по­лезных ископаемых. Рудное ве­щество, попадающее в месторож­дения, часто перед этим проходит несколько стадий обогащения: первый раз — при его переносе из мантии через океанскую кору в континентальную, второй раз — в осадочном цикле, о котором мы только что рассказывали, и тре­тий раз — при выплавке из этих осадков коровых пород, в которых и возникают искомые нами полез­ные ископаемые. Наконец, часто существует и четвертая стадия обогащения месторождений руд­ными элементами. Связана она со свойством многих силикатных расплавов отдавать при кристал­лизации растворенную в них воду. При этом отделяемые от таких кристаллизующихся расплавов пе­регретые воды несут с собой боль­шие количества растворенных в них литофильных и рудных эле­ментов. По мере подъема к по­верхности и остывания минера­лизованных вод они постепенно сбрасывают с себя большинство растворенных в них элементов, формируя таким путем гидротер­мальные и пегматитовые место­рождения полезных ископаемых, часто с исключительно высокими концентрациями в них рудных компонент.

Таким образом, только наложе­нием перечисленных трех или четырех механизмов, т. е. трех-четырехстадийным процессом

обогащения коровых пород руд­ными элементами, а часто и не­однократным их повторением уда­ется объяснить те иногда совер­шенно уникальные скопления обычно рассеянных элементов, которые мы встречаем в некоторых из месторождении полезных ископаемых. К сожалению, еще не все так ясно в действии этих механизмов, как хотелось бы, да и наметились они пока далеко не для всех рудных элементов, но подсказываемое тектоникой литосферных плит направление решения задачи о происхожде­нии рудного вещества в месторож­дениях полезных ископаемых, по-видимому, верное. Это дает нам возможность предполагать, что в скором будущем и рассматри­ваемая важнейшая геологическая проблема, как и многие другие уже рассмотренные проблемы, будет успешно решена в рамках новой теории.

Тектоника литосферных плит открыла и новый подход к выяв­лению основных закономерно­стей размещения полезных иско­паемых на поверхности Земли. Так, из теории следует, а эмпири­ческие данные это подтверждают, что многие рудные месторожде­ния обычно формируются только по краям литосферных плит, при­чем разным типам границ плит соответствуют и разные комплек­сы руд. Например, в океанских рифтовых зонах образуются скоп­ления хромитов, колчеданных руд, никеля и платины. При надви­гании фрагментов океанской ко­ры на континентальные окраины эти полезные ископаемые в со­ставе офиолитовых покровов вы­водятся на поверхность в склад­чатых поясах Земли.

В континентальных рифтовых зо­нах часто проявляется своя харак­терная зональность. С глубинным базальтовым магматизмом в этих зонах обычно связаны сульфид­ные оруднения, тогда как щелоч­ной и гранитоидный магматизм корового происхождения несет с собой редкоземельную, тантал-ниобиевую и оловорудную мине­рализацию. Связано это с тем, что щелочной и кислый магматизм континентальных рифтовых зон, например в районе великих раз­ломов Восточно-Африканской рифтовой зоны, возникает только за счет вторичного переплавления более древних пород континен­тальной коры при внедрении в нее больших объемов горячих ба­зальтовых магм.

Для зон поддвига плит с их известково-щелочным и гранитоидным магматизмом, как уже от­мечалось, характерна литофиль­ная минерализация, а также мед­но-порфировые, медно-молибде-новые колчеданные оруденения, полиметаллические руды, иногда золото. В зонах столкновения островных дуг с континентальными окраинами активно развиваются процессы гранитизации (в основ­ном, как мы видели, благодаря переработке мощных толщ осад­ков, затянутых под островную ду­гу). В результате здесь прояв­ляется олово-вольфрамовая, ред­кометалльная, ниобий-цирконие­вая и литий-фтористая минерали­зация.

Описанная металлогеническая зональность границ литосферных плит позволяет целенаправленно использовать этот признак прогно­зирования и поиска полезных ис­копаемых. Прогнозирование для этого необходимо проводить по палеогеодинамическим картам, на которых отмечены положения и ти­пы всех древних границ литосфер­ных плит. Сами же палеогеодинамические карты могут быть состав­лены на основании тектоническо­го районирования территории, проводимого с использованием идей тектоники литосферных плит.

Новая теория открывает и новые возможности при поисках экзо­генных полезных ископаемых, на­пример, бокситов, фосфоритов, углей, солей, в том числе и ка­лийных, гипсов и т. д. Место­рождения этих полезных ископае­мых сейчас встречаются в разных климатических поясах Земли, но при своем образовании они могли формироваться только в опреде­ленных, часто очень узких клима­тических и тектонических услови­ях. Значение тектоники литосфер­ных плит прежде всего состоит в том, что с ее помощью удает­ся более точно воспроизводить палеогеологические реконструк­ции прошлых геологических эпох и по ним находить районы с наибо­лее благоприятными климатиче­скими условиями и тектонически­ми режимами развития для накоп­ления тех или иных экзогенных по­лезных ископаемых. Например, поиск эвапоритов (отложений со­лей) следует проводить лишь в тех районах, которые, судя по рекон­струкциям, в свое время попадали в аридный (пустынный) климат, и в которых тогда могли возникать полузамкнутые морские бассей­ны. Наиболее благоприятными в этом отношении являются моло­дые океанские, впадины красно-морского типа и остаточные бас­сейны, возникающие на окраинах континентов при надвигании на них островных дуг. Именно такая ситуация, например, возникла в пермское время на востоке Рус­ской платформы после надвига­ния на нее Уральской островной дуги. Судя по палеогеологическим реконструкциям, центральные и северные участки Предуральского прогиба в пермское время распо­лагались приблизительно на 25— 30° северной широты, т. е. в пустынном поясе, что и предопре­деляло отложение толщ солей, в том числе и калийных, в существо­вавшем тогда перед Уралом узком и полузамкнутом морском бас­сейне.

В противоположность солям уг­ли образуются только в условиях гумидного (влажного) тропическо­го и умеренного климата в усло­виях постоянного погружения кон­тинентальных окраин под уровень океана. Обычно такие условия возникают в постепенно погру­жающихся молодых континенталь­ных рифтовых зонах, превращаю­щихся затем в авлакогены, и на пассивных окраинах континентов, ускоренно опускающихся под тя­жестью надвигаемых на них ост­ровных дуг. Такие условия угленакопления существовали в камен­ноугольный период в широкой полосе, протягивающейся почти через всю Евразию от Англии, Франции, Испании, через Сред­нюю Европу и юг Русской плат­формы в Казахстан и Юго-Запад­ную Сибирь. Вся эта зона тогда находилась во влажном тропиче­ском поясе и, кроме того, испы­тывала интенсивные погружения благодаря закрытию располагав­шегося к югу от нее древнего океана Палеотетис.

При поиске фосфоритовых мес­торождений основное внимание необходимо уделять тем участкам земной поверхности, которые в периоды мировых трансгрессий (например, вендской, ордовикско-девонской или позднемеловой) располагались в прибрежных и за­тапливаемых морем районах ма­териков, расположенных в тропи­ческой зоне и по восточным бе­регам существовавших тогда океа­нов. В будущем, безусловно, удастся более точно рассчитывать существовавшие в древних океа­нах палеотечения и связанные с ними апвеллинги (места подъема глубинных вод). После этого, по-видимому, окажется возможным проводить прогноз положения по­ка не открытых месторождений фосфоритов (и апатитов) на Зем­ле с большей точностью, чем те­перь.

Аналогичные перспективы ис­пользования тектоники литосферных плит открываются и при поис­ке бокситов — ценнейших руд для получения алюминия. Эти полез­ные ископаемые образуются толь­ко в жарком и влажном климате экваториального пояса за счет вы­ветривания основных (базаль­товых) и глинистых пород. На реконструкциях зоны, благопри­ятные для образования бокситов, всегда располагаются вблизи палеоэкватора данной эпохи. Напри­мер, бокситы Тихвинского мес­торождения, Урала, Казахстана и Южного Китая, многие из которых сейчас расположены на относи­тельно высоких широтах (до 50— 60° северной широты), в раннекаменноугольное время фор­мировались вблизи экватора и лишь затем благодаря дрейфу континентов оказались смещен­ными в более высокие широты.