Влияние океана и климатов Земли на формирование осадочных полезных ископаемых раннего протерозоя
О большом влиянии атмосферы и гидросферы на развитие металлогенических обстановок на поверхности Земли, в том числе и в раннем докембрии, было известно давно (Виноградов, 1964; Войткевич, Лебедько, 1975; Страхов, 1963; Тугаринов, Войткевич, 1970; и др.). Однако только в последние годы после широкого распространения идей тектоники литосферных плит и разработки основ теории глобальной эволюции Земли оказалось возможным оценить всю масштабность этих процессов и выяснить природу их влияния на эндогенную металлогению Земли.
Важно обратить внимание на то, что архейский океан был горячим, а благодаря высокому парциальному давлению углекислого газа в архейской атмосфере, достигавшему 5 бар, его воды были насыщены угольной кислотой Н2СО3 и характеризовались кислой реакцией (рН ≈ 3-5). Но горячие и кислые воды, как известно, являются весьма агрессивными реагентами и растворяют многие рудные элементы и соединения. Следовательно, можно ожидать, что воды архейского океана были насыщены многими рудными элементами, в том числе золотом, ураном, сульфидами железа, меди, свинца, цинка, окислами марганца, двухвалентными окислами железа и др. Вероятно, 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) должно было произойти массовое выпадение из океанического раствора многих рудных элементов, растворенных прежде в горячих и кислых водах архейского океана (рис. 139). Именно таким путём, по нашему мнению, 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. Примерами таких месторождений могут служить конгломераты Витватерсранда, рудоносность которых (золото, уран) проявилась только начиная с 2,5-2,4 млрд лет назад, и медистые песчаники Катанга-Родезийского меденосного пояса в Африке, а также золотоносные конгломераты раннего протерозоя на других древних платформах и медистые песчаники Удокана (медь) в Сибири и т.д.
С точки зрения рассматриваемой концепции находит простое объяснение и происхождение уникальных железорудных формаций конца архея и раннего протерозоя. Концентрация железа в конвектирующей мантии большей части архея была сравнительно низкой (см. рис. 39), поскольку оно тогда почти целиком концентрировалось в подстилающих конвектирующую мантию зонах дифференциации земного вещества (см. рис. 32). Однако уже к концу архея в конвектирующую мантию начало поступать выжимаемое из центральных областей Земли первичное вещество с высокими концентрациями в нем железа и его окислов (см. рис. 32, в и 32, г). По нашим оценкам, в конце архея и начале раннего протерозоя средняя концентрация металлического железа в мантии уже могла достигать 5,5 %, а двухвалентного железа — 15 %. В океанических рифтовых зонах металлическое железо поднималось к поверхности Земли и вступало там в контакт с океанскими водами. Контактируя с ними, горячее железо в бескислородной среде окислялось за счёт диссоциации воды и далее соединялось с углекислым газом, образуя хорошо растворимый в воде бикарбонат железа:
В этой форме железо, по-видимому, и разносилось по всему океану, тогда как в приповерхностных условиях благодаря жизнедеятельности цианобактерий и микроводорослей двухвалентное железо окислялось до трёхвалентного состояния и выпадало в осадок:
При этом в результате метаболизма железовосстанавливающих бактерий могло происходить и новое восстановление трёхвалентного железа, но теперь только до стехиометрии магнетита (Слободкин и др., 1995). Одновременно с железом из рифтовых зон выносился и кремнезём, освобождавшийся при гидратации пироксенов, например, по реакции (70). Отсюда становится понятным парагенезис окислов железа с кремнезёмом в джеспилитах железорудных формаций докембрия (рис. 140).
Очевидно, что массовый вынос железа и других 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. Важно подчеркнуть, что только сочетание этих двух факторов вместе могло обеспечить вынос железа из мантии в гидросферу и далее в осадочную оболочку Земли. Помимо этого, существенное значение имел и состав океанической коры. Так, в базальтовой коре докембрия содержание железа было существенно ниже (приблизительно в 10 раз), чем в серпентинитах, возникших за счёт гидратации реститовых участков мантийного вещества. Учитывая все эти факторы, удалось оценить относительную скорость накопления железорудных формаций докембрия при условии, что в этих формациях в среднем содержится около 50 % железа, а из пород океанической коры извлекается также только 50 % железа.
Кроме описанного механизма формирования железорудных формаций раннего докембрия за счёт выноса железа из рифтовых зон в начале архея мог функционировать другой механизм. Действительно, как уже отмечалось, в раннем архее формирование земной коры, происходило только в сравнительно узком кольцевом экваториальном поясе Земли, тогда как остальная её поверхность ещё 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 (Старостин, Пелымский, Сакия, 2000), образующийся только при насыщении морских вод бикарбонатом железа Fe(HCO3)2 → FeCO3 + CO2 + H2O. Результат оценки скорости отложения железных руд докембрия приведён на рис. 141.
Как видно из приведённых графиков, 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, а в России — руды Костамукши и других районов Карелии и Кольского полуострова, железорудные комплексы Тараташа на Урале и Старооскольской серии в Воронежском кристаллическом массиве.
Однако самым выдающимся периодом железорудного накопления, безусловно, была эпоха конца раннего протерозоя, от 2,2 до 2,0-1,8 млрд лет назад. Железорудные отложения конца раннепротерозойской эпохи известны практически на всех континентах, и многие из них отлагались почти одновременно. К образованиям этого возраста относятся уникальные месторождения джеспилитов Кривого Рога на Украине, Курской Магнитной Аномалии в России, Карсакпая в Казахстане, Хамерсли в Западной Австралии, месторождения района оз. Верхнего в США и Канаде, в Гайане (Южная Америка) и других регионов. В этот период, занимающий всего 5-7 % от общего времени геологического развития Земли, сформировалось не менее 70-75 % мировых запасов железных руд. По нашим расчётам, в момент формирования раннепротерозойских железорудных формаций скорость отложения железа достигала 3,3 млрд тонн в год, что близко к ранее приводимым оценкам — (1-3)×109 т/год (Холленд, 1989). Всего в докембрийское время таким путём должно было отложиться около 3,3×1018 т железистых формаций, что на много порядков больше выявленных ресурсов железных руд (около 3×1012 т по Н.А. Быховеру, 1984) и более, чем в 30 раз превышает содержание окислов железа в осадочных породах континентов (около 0,1×1018 т по А. Б. Ронову и А. А. Ярошевскому, 1978), хотя, вероятно, несколько больше железа находится в метаосадочных породах и гранитном слое континентальной коры. Это говорит о том, что большая часть осадочного железа ещё в докембрии вновь погрузилась в мантию по древним зонам субдукции.
Характерной особенностью этой уникальной эпохи железонакопления является то, что она началась на всех континентах практически одновременно (около 2,2 млрд лет назад). В рассматриваемой модели все понятно (сказалась общая причина), так как именно в это время океаническая кора полностью «насытилась» водой, после чего произошло перекрытие поверхностью океана гребней срединно-океанических хребтов (кривая 3 на рис. 141) и растворимые гидроокиси железа из рифтовых зон стали поступать в океан, как это показано на рис. 140.
К концу раннего протерозоя (около 1,8 млрд лет назад) массовое накопление осадочных железных руд почти столь же резко прекратилось, как и началось. Скорее всего это было связано с тем, что ко времени 1,8 млрд лет назад уровень океана уже поднялся 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 вероятнее всего характеризовался устойчивой стратификацией со стагнацией глубинных вод океанов, о чем, в частности, говорит широкое развитие в это время чёрных сланцев. В результате начиная с этого возраста поступавшие из рифтовых зон гидроокислы двухвалентного железа попадали только в застойные глубинные воды и не могли там окисляться до нерастворимого состояния. Застойная стратификация вод Мирового океана, по-видимому, продолжалась до нового импульса оледенения, охватившего в конце рифея ряд континентов Лавразии и Гондваны. В периоды же оледенений, как известно, происходит перемешивание океанических вод, и, следовательно, в конце рифея окислы железа из рифтовых зон вновь смогли попадать в деятельный слой океана. Однако к этому времени свободного железа в мантии осталось заметно меньше 1 % (так как большая его часть уже успела перейти в растущее земное ядро). В результате последний из докембрийских импульсов железорудного накопления оказался наиболее слабым.
В основе формирования железорудных формаций докембрия лежат процессы окисления железа за счёт термической диссоциации насыщенных CO2 океанических вод и гидратации этими же водами железосодержащих пород океанической коры. При этом по реакциям (41) и (79) генерировался абиогенный метан. Очевидно, что эпохам максимальной скорости выноса железа в океан должны были соответствовать и максимальные скорости генерации метана, что в свою очередь приводило к увеличению массы метанопоглощающих бактерий. Но, как вытекает из реакции (45), фракционирование изотопов углерода всегда приводит к облегчению изотопного состава метана и, следовательно, к облегчению состава углерода органического вещества Сорг выросших на этом метане бактерий (этим, вероятно, объясняется и то, что органическое вещество метанпоглощающих бактерий обычно характеризуется экстремально низкими значениями сдвигов δ13Сорг до −50%). По-видимому, именно этим явлением стоит объяснять и возникновение локальных минимумов в распределении δ13Сорг как раз в моменты отложений с наибольшими скоростями запасов железорудных формаций в конце архея и в раннем протерозое. При этом, несмотря на меньшую интенсивность процесса формирования джеспилитов в позднем архее, амплитуда изотопного минимума δ13Сорг в это время оказалась наибольшей. Вероятно, это связано с тем, что в архее существовала плотная углекислотная атмосфера, тогда как в раннем протерозое парциальное давление CO2 уже уменьшилось, а в результате снизилась и скорость генерации метана (рис. 142).
Что же касается формирования железорудных отложений раннего архея, то и оно должно было сопровождаться образованием метана. Однако в местах своей генерации (вне осадочных толщ) метан не мог накапливаться и поступал непосредственно в атмосферу. Во влажной же и тёплой атмосфере раннего архея под влиянием солнечного ультрафиолета метан окислялся по реакции: СН4 + Н2О + hv → CO + 3H2, а водород улетучивался. В результате примитивные формы бактерий в раннем архее не могли усваивать абиогенный метан, и, следовательно, изотопные смещения органического вещества того времени определялись только метаболизмом самих бактерий, без добавки изотопных смещений метана (рис. 142). Помимо формирования отмеченных выше уникальных эндогенных (мантийно-магматических) и экзогенных (первично-осадочных) месторождений полезных ископаемых раннего протерозоя тогда же впервые ярко проявилась металлогения зон поддвига литосферных плит, 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 понятно с точки зрения рассматриваемой здесь концепции. Действительно, именно в раннем протерозое начала «действовать» тектоника литосферных плит и возникли первые зоны поддвига плит или зоны субдукции (в архее, как отмечалось выше, существовали только зоны скучивания тонких базальтовых пластин с преобладанием обдукции, а не субдукции, как это показано на рис. 73). В раннем же протерозое резко возросла степень гидратации океанической коры, о чем говорилось выше, поэтому и выплавка континентальной коры над зонами субдукции стала проходить в условиях изобилия воды, освобождавшейся в этих зонах при дегидратации океанической коры.
Но состав мантии (см. рис. 39) в раннем протерозое, а следовательно, и океанической коры был обогащён первичным земным веществом, поднявшимся из центральных областей Земли при образовании земного ядра (см. рис. 32). 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.
Важно обратить внимание на то, что архейский океан был горячим, а благодаря высокому парциальному давлению углекислого газа в архейской атмосфере, достигавшему 5 бар, его воды были насыщены угольной кислотой Н2СО3 и характеризовались кислой реакцией (рН ≈ 3-5). Но горячие и кислые воды, как известно, являются весьма агрессивными реагентами и растворяют многие рудные элементы и соединения. Следовательно, можно ожидать, что воды архейского океана были насыщены многими рудными элементами, в том числе золотом, ураном, сульфидами железа, меди, свинца, цинка, окислами марганца, двухвалентными окислами железа и др. Вероятно, 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) должно было произойти массовое выпадение из океанического раствора многих рудных элементов, растворенных прежде в горячих и кислых водах архейского океана (рис. 139). Именно таким путём, по нашему мнению, 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. Примерами таких месторождений могут служить конгломераты Витватерсранда, рудоносность которых (золото, уран) проявилась только начиная с 2,5-2,4 млрд лет назад, и медистые песчаники Катанга-Родезийского меденосного пояса в Африке, а также золотоносные конгломераты раннего протерозоя на других древних платформах и медистые песчаники Удокана (медь) в Сибири и т.д.
Рисунок 139. Формирование осадочных рудных месторождений раннего протерозоя благодаря остыванию и нейтрализации горячего и кислого архейского океана:
AR — в архее рудные элементы, поступавшие в океаны из рифтовых зон и с континентов, растворялись горячими и кислыми океаническими водами; PR1 — в раннем протерозое, после остывания океана и нейтрализации его вод, растворенные прежде в океанических водах рудные элементы выпали в осадок. В конце архея и раннем протерозое за счёт окисления растворимой двухвалентной гидроокиси железа до нерастворимой трёхвалентной окиси железа, формировались уникальные железорудные формации раннего докембрия.
С точки зрения рассматриваемой концепции находит простое объяснение и происхождение уникальных железорудных формаций конца архея и раннего протерозоя. Концентрация железа в конвектирующей мантии большей части архея была сравнительно низкой (см. рис. 39), поскольку оно тогда почти целиком концентрировалось в подстилающих конвектирующую мантию зонах дифференциации земного вещества (см. рис. 32). Однако уже к концу архея в конвектирующую мантию начало поступать выжимаемое из центральных областей Земли первичное вещество с высокими концентрациями в нем железа и его окислов (см. рис. 32, в и 32, г). По нашим оценкам, в конце архея и начале раннего протерозоя средняя концентрация металлического железа в мантии уже могла достигать 5,5 %, а двухвалентного железа — 15 %. В океанических рифтовых зонах металлическое железо поднималось к поверхности Земли и вступало там в контакт с океанскими водами. Контактируя с ними, горячее железо в бескислородной среде окислялось за счёт диссоциации воды и далее соединялось с углекислым газом, образуя хорошо растворимый в воде бикарбонат железа:
Рисунок 39. Эволюция химического состава конвектирующей мантии в относительных концентрациях (за единицу принята концентрация данного элемента в первичном веществе Земли):
1 — SiO2, TiO2, MgO, CaO, Al2O3; 2 — H2O; 3 — K2O; 4 — Ni и другие сидерофильные и халькофильные элементы и соединения: FeS, (Fe,Ni)S, CuFeS2, Co, Cr, Pt, Pd, Os, Ir, Au; 5 — FeO; 6 — Fe; 7 — U; 8 — Th; 9 — Fe3O4.
Рисунок 32. Последовательные этапы развития процесса зонной дифференциации земного вещества и формирования плотного ядра Земли.
Чёрным показаны расплавы железа и его окислов, белым — деплетированная мантия, обеднённая железом, его окислами и сидерофильными элементами; чёрточками — первичное земное вещество, радиальной штриховкой — континентальные массивы.
Формула 79. Образование бикарбоната железа
В этой форме железо, по-видимому, и разносилось по всему океану, тогда как в приповерхностных условиях благодаря жизнедеятельности цианобактерий и микроводорослей двухвалентное железо окислялось до трёхвалентного состояния и выпадало в осадок:
Формула 80. Окисление двухвалетного железа до трёхвалентного состояния
При этом в результате метаболизма железовосстанавливающих бактерий могло происходить и новое восстановление трёхвалентного железа, но теперь только до стехиометрии магнетита (Слободкин и др., 1995). Одновременно с железом из рифтовых зон выносился и кремнезём, освобождавшийся при гидратации пироксенов, например, по реакции (70). Отсюда становится понятным парагенезис окислов железа с кремнезёмом в джеспилитах железорудных формаций докембрия (рис. 140).
Рисунок 140. Геохимия процессов переноса железа из мантии в рифтовые зоны и океаны
и условия формирования железорудных отложений на континентальных окраинах океанов в раннем протерозое
Очевидно, что массовый вынос железа и других 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. Важно подчеркнуть, что только сочетание этих двух факторов вместе могло обеспечить вынос железа из мантии в гидросферу и далее в осадочную оболочку Земли. Помимо этого, существенное значение имел и состав океанической коры. Так, в базальтовой коре докембрия содержание железа было существенно ниже (приблизительно в 10 раз), чем в серпентинитах, возникших за счёт гидратации реститовых участков мантийного вещества. Учитывая все эти факторы, удалось оценить относительную скорость накопления железорудных формаций докембрия при условии, что в этих формациях в среднем содержится около 50 % железа, а из пород океанической коры извлекается также только 50 % железа.
Кроме описанного механизма формирования железорудных формаций раннего докембрия за счёт выноса железа из рифтовых зон в начале архея мог функционировать другой механизм. Действительно, как уже отмечалось, в раннем архее формирование земной коры, происходило только в сравнительно узком кольцевом экваториальном поясе Земли, тогда как остальная её поверхность ещё 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 (Старостин, Пелымский, Сакия, 2000), образующийся только при насыщении морских вод бикарбонатом железа Fe(HCO3)2 → FeCO3 + CO2 + H2O. Результат оценки скорости отложения железных руд докембрия приведён на рис. 141.
Рисунок 141. Теоретический расчёт скорости накопления железорудных формаций докембрия:
1 — суммарная скорость отложения железных руд, 109 т/год; 2 — концентрация металлического железа в конвектирующей мантии, %; 3 — положение поверхности океанов по отношению к среднему уровню стояния гребней срединно-океанических хребтов, км.
Как видно из приведённых графиков, 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, а в России — руды Костамукши и других районов Карелии и Кольского полуострова, железорудные комплексы Тараташа на Урале и Старооскольской серии в Воронежском кристаллическом массиве.
Однако самым выдающимся периодом железорудного накопления, безусловно, была эпоха конца раннего протерозоя, от 2,2 до 2,0-1,8 млрд лет назад. Железорудные отложения конца раннепротерозойской эпохи известны практически на всех континентах, и многие из них отлагались почти одновременно. К образованиям этого возраста относятся уникальные месторождения джеспилитов Кривого Рога на Украине, Курской Магнитной Аномалии в России, Карсакпая в Казахстане, Хамерсли в Западной Австралии, месторождения района оз. Верхнего в США и Канаде, в Гайане (Южная Америка) и других регионов. В этот период, занимающий всего 5-7 % от общего времени геологического развития Земли, сформировалось не менее 70-75 % мировых запасов железных руд. По нашим расчётам, в момент формирования раннепротерозойских железорудных формаций скорость отложения железа достигала 3,3 млрд тонн в год, что близко к ранее приводимым оценкам — (1-3)×109 т/год (Холленд, 1989). Всего в докембрийское время таким путём должно было отложиться около 3,3×1018 т железистых формаций, что на много порядков больше выявленных ресурсов железных руд (около 3×1012 т по Н.А. Быховеру, 1984) и более, чем в 30 раз превышает содержание окислов железа в осадочных породах континентов (около 0,1×1018 т по А. Б. Ронову и А. А. Ярошевскому, 1978), хотя, вероятно, несколько больше железа находится в метаосадочных породах и гранитном слое континентальной коры. Это говорит о том, что большая часть осадочного железа ещё в докембрии вновь погрузилась в мантию по древним зонам субдукции.
Характерной особенностью этой уникальной эпохи железонакопления является то, что она началась на всех континентах практически одновременно (около 2,2 млрд лет назад). В рассматриваемой модели все понятно (сказалась общая причина), так как именно в это время океаническая кора полностью «насытилась» водой, после чего произошло перекрытие поверхностью океана гребней срединно-океанических хребтов (кривая 3 на рис. 141) и растворимые гидроокиси железа из рифтовых зон стали поступать в океан, как это показано на рис. 140.
К концу раннего протерозоя (около 1,8 млрд лет назад) массовое накопление осадочных железных руд почти столь же резко прекратилось, как и началось. Скорее всего это было связано с тем, что ко времени 1,8 млрд лет назад уровень океана уже поднялся 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 вероятнее всего характеризовался устойчивой стратификацией со стагнацией глубинных вод океанов, о чем, в частности, говорит широкое развитие в это время чёрных сланцев. В результате начиная с этого возраста поступавшие из рифтовых зон гидроокислы двухвалентного железа попадали только в застойные глубинные воды и не могли там окисляться до нерастворимого состояния. Застойная стратификация вод Мирового океана, по-видимому, продолжалась до нового импульса оледенения, охватившего в конце рифея ряд континентов Лавразии и Гондваны. В периоды же оледенений, как известно, происходит перемешивание океанических вод, и, следовательно, в конце рифея окислы железа из рифтовых зон вновь смогли попадать в деятельный слой океана. Однако к этому времени свободного железа в мантии осталось заметно меньше 1 % (так как большая его часть уже успела перейти в растущее земное ядро). В результате последний из докембрийских импульсов железорудного накопления оказался наиболее слабым.
В основе формирования железорудных формаций докембрия лежат процессы окисления железа за счёт термической диссоциации насыщенных CO2 океанических вод и гидратации этими же водами железосодержащих пород океанической коры. При этом по реакциям (41) и (79) генерировался абиогенный метан. Очевидно, что эпохам максимальной скорости выноса железа в океан должны были соответствовать и максимальные скорости генерации метана, что в свою очередь приводило к увеличению массы метанопоглощающих бактерий. Но, как вытекает из реакции (45), фракционирование изотопов углерода всегда приводит к облегчению изотопного состава метана и, следовательно, к облегчению состава углерода органического вещества Сорг выросших на этом метане бактерий (этим, вероятно, объясняется и то, что органическое вещество метанпоглощающих бактерий обычно характеризуется экстремально низкими значениями сдвигов δ13Сорг до −50%). По-видимому, именно этим явлением стоит объяснять и возникновение локальных минимумов в распределении δ13Сорг как раз в моменты отложений с наибольшими скоростями запасов железорудных формаций в конце архея и в раннем протерозое. При этом, несмотря на меньшую интенсивность процесса формирования джеспилитов в позднем архее, амплитуда изотопного минимума δ13Сорг в это время оказалась наибольшей. Вероятно, это связано с тем, что в архее существовала плотная углекислотная атмосфера, тогда как в раннем протерозое парциальное давление CO2 уже уменьшилось, а в результате снизилась и скорость генерации метана (рис. 142).
Рисунок 142. Корреляция сдвигов изотопных отношений углерода в органическом веществе с эпохами накопления железорудных формаций докембрия.
На верхнем графике приведены распределения δ13Cорг и δ13Cкарб в истории Земли (Schidlowski, 1987); на нижнем графике приведена скорость формирования железорудных формаций докембрия, изображенная на рис. 11.7. Двум наиболее выдающимся эпохам накопления железорудных формаций докембрия четко соответствуют два локальных минимума на огибающей минимальных значений δ13Cорг. К сожалению, на верхнем графике не показаны комплементарные им положительные аномалии δ13Cкарб, достигающие +12 ... +15 ‰ PDB (такие аномалии в карбонатном углероде δ13Cкарб были обнаружены несколько позже).
Что же касается формирования железорудных отложений раннего архея, то и оно должно было сопровождаться образованием метана. Однако в местах своей генерации (вне осадочных толщ) метан не мог накапливаться и поступал непосредственно в атмосферу. Во влажной же и тёплой атмосфере раннего архея под влиянием солнечного ультрафиолета метан окислялся по реакции: СН4 + Н2О + hv → CO + 3H2, а водород улетучивался. В результате примитивные формы бактерий в раннем архее не могли усваивать абиогенный метан, и, следовательно, изотопные смещения органического вещества того времени определялись только метаболизмом самих бактерий, без добавки изотопных смещений метана (рис. 142). Помимо формирования отмеченных выше уникальных эндогенных (мантийно-магматических) и экзогенных (первично-осадочных) месторождений полезных ископаемых раннего протерозоя тогда же впервые ярко проявилась металлогения зон поддвига литосферных плит, 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 понятно с точки зрения рассматриваемой здесь концепции. Действительно, именно в раннем протерозое начала «действовать» тектоника литосферных плит и возникли первые зоны поддвига плит или зоны субдукции (в архее, как отмечалось выше, существовали только зоны скучивания тонких базальтовых пластин с преобладанием обдукции, а не субдукции, как это показано на рис. 73). В раннем же протерозое резко возросла степень гидратации океанической коры, о чем говорилось выше, поэтому и выплавка континентальной коры над зонами субдукции стала проходить в условиях изобилия воды, освобождавшейся в этих зонах при дегидратации океанической коры.
Рисунок 73. Картина формирования континентальной коры в архее
Но состав мантии (см. рис. 39) в раннем протерозое, а следовательно, и океанической коры был обогащён первичным земным веществом, поднявшимся из центральных областей Земли при образовании земного ядра (см. рис. 32). 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.