Океанське марганценакопленіе у світлі історичної тектоніки

Е. С. Базилевская, Ю. М. Пущаровскій, Геологічний інститут РАН

Введення

Проблема океанського рудогенеза актуальна не тільки з наукової точки зору, але має і досить істотне економічне значення, зумовлене вичерпувалися запасами ряду стратегічно важливих металів в родовищах суші. Основу її складають залізо-марганцеві відкладення (ЖМО) - найпоширеніші і типові для океанських умов. Вони є кінцевим результатом складного комплексу процесів океанського седиментогенезу і найбільш поширені в глибоководних районах пелагіалі океану, що характеризуються мінімальними темпами опадонакопичення і високоокіслітельнимі властивості морської води. Їх головні рудообразующіе метали - Fe і Mn, знаходяться у формі гідроксиду, що володіють сорбционной високою активністю по відношенню до великого спектру розсіяних елементів. Особлива роль в цьому належить гидрооксид Mn - найбільш активним природним сорбентам і окислювальним каталізатора. Якщо перша властивість сприяє зв'язування токсичних надлишків розчинених у морській воді металів, то другий переводить їх у окислені нерозчинний стан. Все це призводить до утворення високо цінних в економічному відношенні концентратів Cu, Ni, Co і ін, і в той же час сприяє збереженню екологічної чистоти океанської середовища. Останнє особливо важливо в умовах посилення техногенного забруднення морської води з-за антропогенної діяльності. Роль ЖМО в цьому відношенні важко переоцінити.

Більше ніж півстолітнє інтенсивне вивчення геології океану принесло численні відкриття, багато в чому змінили старі уявлення про геології планети в цілому. Однак в проблемі океанського рудогенеза основні теоретичні питання поки не знайшли остаточного рішення. Більше того, інтерес до них останнім час, мабуть, навіть дещо знизився і на перший план виходять зараз прикладні аспекти, пов'язані з освоєнням мінеральних багатств океанського дна. Не можна виключати, що промисловий видобуток руд може початися раніше, ніж будуть з'ясовані такі ключові питання, як джерела постачання металів в океан, механізм освіти ЖМО, швидкості їх росту та ін, що мають безпосередній зв'язок з об'єктивною оцінкою екологічних наслідків такого освоєння.        

Рис. 1. Карта   розповсюдження полів залізо-марганцевих відкладень в Світовому океані     

У даній статті пропонується новий підхід до проблеми формування ЖМО та відповідних руд в океані, що враховує новітні дані морської геології, геохімії головних рудообразующіх металів - Fe і Mn, історичної геології та палеогеодінамікі. Певною мірою ця робота ініційована попередніми публікаціями С. І. Андрєєва [Андрєєва, 1993, 1994] і щойно виданій Пояснювальної записки до металогенічної карті Світового океану [металогенічної карта ..., 1998]. Сама карта поки не вийшла, але до записці додається її варіант з виділеними площами найбільш високих концентрацій ЖМО - рудними полями і рудоносних площами, схема якого наведена на рис. 1.

Великий фактичний матеріал, що міститься в "Записці", дозволяє з більшою достовірністю, ніж це було раніше, судити про особливості марганценакопленія в різних океанах. Проведені нами перерахування цих даних наведено в табл. 1, з якої з усією очевидністю випливає, що площі розповсюдження ЖМО та їх склад істотно розрізняються в Тихому океані та Атлантиці. В Індійському океані чітко виявлена асиметрія в цих показниках для східної і західної його частин. При цьому ЖМО східній частині по речовинного складу близькі до Тихоокеанським, а західній - до Атлантичним. В цілому прогнозні ресурси Mn в ЖМО Індо-Тихоокеанського сектора перевищують такі в Індо-Атлантичному в 70 разів. В Атлантиці ці ресурси вкрай бідні, дуже мало перспективні для їх освоєння.

Таким чином, у проблемі океанського рудогенеза чітко проявляється новий несподіваний аспект - асиметрія двох глобальних секторів Світового океану відносно накопичення мас ЖМО. Виявлення зазначеної асиметрії і дозволяє шукати нові шляху до вирішення проблеми океанського рудогенеза. Очевидно глобальне значення цієї проблеми.

1. Геохімічні аспекти

Розглянемо основні аспекти геохімії головних рудообразующіх металів ЖМО. Здавалося б, що сама назва цих стяженій свідчить про геохімічної близькості властивостей головних рудообразующіх металів - Fe і Mn. Але це не зовсім так. Ще В. І. Вернадський відзначав, що в природі в зоні гіпергенеза немає жодного залізо-марганцевої мінералу. Крім того залізисті і марганцеворудної формації на суші хоча і супроводжують один одного, але завжди розділені в часі і просторі. Це пов'язане з різницею в стандартних потенціалах окислення - більш низькому у Fe і високому у Mn. Тому Fe окислюється легше Mn і відповідно раніше утворює окисних твердофазним з'єднання.

В океанської середовищі Fe утворює нерозчинні твердофазним з'єднання як у окисленої, так і у відновленій осадовою товщі, у той час, як Mn в твердій фазі може існувати тільки в окислених умовах. З відновлених опадів розчинений Mn мігрує до поверхні дна і кінцевому рахунку в сприятливих фаціальних умовах (високий вміст розчиненого кисню в морській воді та низькі швидкості седиментації) формує рудні відкладення в двох основних формах: залізо-марганцеві конкреції (ЖМК) і корки.

Різниця в геохімічних властивостях цих металів призводить до того, що якщо в гірських породах, що є джерелом металів для ЖМО, середнє відношення Mn/Fe складає 0,017, то в ЖМК ця величина майже на два порядки вище і дорівнює 1,44 [Андрєєв, 1994]. Іншими словами, головним підсумком океанського рудогенеза є колосальне накопичення Mn на тлі істотного зниження ролі Fe. Звідки ж беруться такі кількості Mn, якщо відомо, що в породах земної кори Mn знаходиться в незначних кількостях у розсіяному стані і не утворює ні одного самостійного мінералу. На цей рахунок є дві точки зору. У Відповідно до однієї, в процесі вивітрювання порід суші в океан річками зносяться величезні маси опадів, іноді формують області так званої лавинної седиментації до декількох кілометрів потужністю. При швидкому накопиченні опадів в їх товщі виникають відновлювальні умови, в яких Mn розчиняється і мігрує вгору, збагачуючи окислені шари опадів і придонну воду, звідки надходить у океан (діагенез). Fe у відновних умовах може осідати у формі сульфідних мінералів, входити до складу відповідних глинистих мінералів та ін, і таким чином, частково виводитися з процесу океанського рудоутворення. Це перший етап поділу Mn і Fe в океанській середовищі і відносного збільшення відносини Mn/Fe. Зона поширення відновлених опадів охоплює значну частину периферії океанів і це свідчить про масштаби описаного процесу. У подальших шляхах міграції рудної речовини в океанські області, сприятливі для відкладення ЖМО, відбувається подальша зміна зазначеного відносини з причини, зокрема, відмінностей у величинах стандартних потенціалів окислювання Mn та Fe.

Зауважимо, що процеси вивітрювання або гальміроліза відбуваються і на океанському дні. Вони також можуть призводити до вивільнення рудних металів з корінних порід, виходи яких звичайно покриті Fe-Mn корками. Однак, кількісно оцінити цей джерело металів у відношенні Mn не дозволяє та обставина, що при гальміролізе відбувається руйнування та роздроблення порід, збільшення їх питомої поверхні, що саме по собі сприяє посиленню осадження на них не тільки Mn, але і Cu, Ni та Co. Відповідні дані наводяться в роботі Т. І. Фролової зі співавторами [Фролов та ін, 1979]. У табл. 2 показаний зв'язок петрологіческого складу порід і складу перекривають їх корок. Як видно, істотних коливань тут не виявляється. Незначне зменшення відносини Mn/Fe в базальтах окремих розломних зон пов'язане скоріше з їх тектонічним становищем в розломно зоні.

Процентні вмісту Mn у воді океану - 27ћ10-10, а Fe - 56ћ10-10, що дає величину Mn/Fe 0,48 [Батурин, 1993]. Цікаво, що, як показали наші дослідження, близьке до цього співвідношення характерно для багатьох рудних корок, що формуються в молодих рифтових зонах Атлантичного океану, що свідчить про їх істотно гідрогенном формуванні [Базилевская, 1995]. Зазвичай роль Mn в рудних відкладеннях з цієї межі відносин Mn/Fe збільшується за рахунок різних факторів, починаючи з сорбційного зв'язування та автокаталітіческого окислення додаткових порцій самого Mn з морської води (що характерно для кіркових відкладень) і закінчуючи особливостями формування ЖМК, що спочивають на осадовою товщі. У цьому випадку до зазначеному процесу додаються діагенетіческіе перетворення в товщі окисленого осаду глибоководних областей океану, стимульований відмінностями у фізико-хімічних параметрах осадовою товщі і придонному води. Зрозуміло діагенез в цих умовах відбувається істотно більш повільними темпами, але роль його у формуванні ЖМК в зоні геохімічного бар'єру осад -- вода велика, він обумовлює особливості речовинного складу відкладів [Базилевская, 1985]. У ході цього процесу формуються особливо багаті Mn і малими елементами ЖМК зі зниженими змістами Fe, оскільки значна частина його зв'язується в осадовою товщі.

Таким чином, головне геохімічне відмінність між Mn і Fe в океані зводиться до різноманіттю мінеральних форм, в яких Fe виводиться з океанського рудогенеза в осадових товщу як в окисних, так і у відновлювальних умовах, в той час як Mn може знаходитися в твердофазної формі тільки в окислених умовах.

гидрооксид Mn, що складають рудне речовина ЖМО, характеризуються високою геохімічної рухливістю. Це пов'язано з їх здатністю утворювати смешанновалентние з'єднання з різним ступенем окислення Mn. Зазвичай в ЖМО фіксується максимальний ступінь окислення Mn, близька до MnO 2, але, як правило, не досягає цієї межі через наявність пов'язаного в гидрооксид MnO. При зміні фізико-хімічних параметрів (а в океанській середовищі це можливо тільки в одному напрямку - в зниженні окислення), гідроксиду Mn здатні відновлювати свій склад за рахунок відносного збільшення частки MnO в з'єднанні MnO ћ MnO 2, зберігаючись у твердій фазі. Однак при повному зникнення кисню в морській воді вони розчиняються. Відповідно при цьому вивільняються і всі інші, пов'язані з рудної фазою, малі елементи.

Є ще одна важлива особливість у геохімії Mn - це прагнення його гідроксиду до відкладення на так званих активних поверхнях, тобто в зонах геохімічних бар'єрів, які зазвичай приурочені до поверхні осаду або оголеннях корінних порід на океанському дні. З цим пов'язана та обставина, що максимальні скупчення ЖМО в океанах завжди залишаються на поверхні його дна, хоча і не виключається ймовірність поховання конкрецій в окислених горизонтах осаду. Таким чином, Mn значно більшою мірою, ніж Fe, пов'язаний з гідросферою і доля його повністю контролюється змінами величин Eh і pH морської води.

На мобільному океанському ложі цілком вірогідні локальні і щодо короткочасні зміни в складі морської води під впливом різного роду ендогенних проявів. До їхнього числа можна віднести підводний вулканізм, рифтові зони спредінгових хребтів з гідротермальної активністю, і взагалі зони тектоно-магматичної нестабільності. Ендогенна активність в подібних зонах пов'язана з впровадженням на океанське ложі високотемпературних глибинних мас, миттєво і катастрофічно змінюють умови, що існували на океанському дні, зокрема, різко знижують вмісту кисню в певному обсязі морський води, що неминуче повинно призводити до розчинення окисних рудних відкладень. Безсумнівно, висока буферність і колосальні маси океанських вод здатні швидко відновити природну рівновагу при локальному прояві подібної активності, що характерно для сучасного етапу розвитку океану, і відповідно відбувається швидка регенерація ЖМО при нормалізації обстановки. Однак склад їх може змінитися, оскільки можливо зв'язування частини Fe в осадовою товщі.

В Наприкінці 70-х років і пізніше на океанському дні поблизу спредінгових зон Східно-Тихоокеанського підняття, а потім і в Атлантиці було відкрито декілька рудоносних гідротермальних джерел з жерлами, складеними масивними сульфідними рудами. Цьому відкриттю приділяється велика увага вчених, оскільки з'явилася проста можливість знайти джерело поставки металів на океанське дно, з одного боку, і наблизитися до розгадки генезису колчеданних формацій на суші, з іншого. Але погодитися з тим, що 90% Mn і всі Fe поставлено в океан з спредінгових центрів, як це стверджується в [Лісіцин и др., 1992], не можна. На даний момент фактично на весь Світовий океан відкрито не більше 3-х десятків металоносних гідротерм, з них менше половини супроводжуються відкладеннями масивних руд. Останні нерідко розташовуються щодо кучно в певних ділянках серединних хребтів і пов'язані, очевидно, з окремими осередками глибинної активності.

Зауважимо, що цей різновид океанського рудогенеза ні в якій мірі не може зіставлятися з масштабами окисно Fe-Mn рудоутворення, оскільки вона перебуває у антагоністичному суперечності з високоокіслітельной обстановкою океанської середовища, що агресивна по відношенню до відновленим відкладів і прагне оксиди і розчинити їх. На поверхні океанського дна сульфідні відкладення геологічно ефемерні й існування їх має підтримуватися безперервністю гідротермальної діяльності, що суперечить відомим фактам про уривчастості цих проявів. Припущення про те, що сульфідні руди можуть зберігатися під окисних Fe-Mn корками, зроблена за аналогією з ситуацією, що зустрічається в родовищах суші, не підтверджено прямими доказами (бурінням) і ледве чи заможні для глибоководних океанських умов.

Всі сказане свідчить швидше про екзотичному характер цього різновиду океанських руд і процесів, що призводять до їх образрованію і не здатних у якоюсь мірою вплинути на зміни в середовищі сучасного океану, для якої типовим залишається окісної Fe-Mn рудогенез.

Як джерело рудної речовини гідротермальних поставка безсумнівно має місце в відносно металів, що складають сульфідні споруди і схильних до неминучого окислення і розчинення в океанській середовищі. Однак висока кількісна оцінка цього вкладу для ЖМО зроблена чисто умоглядно і з великим перебільшенням, особливо відносно Mn. Вона не враховує особливостей геохімії Mn в океані, а також такого найважливішого чинника, як геологічна тривалість океанського рудогенеза. Втім, останнє в рівній мірі відноситься до проблеми рудогенеза в цілому, оскільки практикується звичайно розрахунок поставки рудної речовини в океан може бути справедливим лише за об'єктивної оцінки загальної тривалості цього процесу, тобто є предметом розгляду геологічної історії океанського рудонакопленія.

2. Історико-тектонічні обстановки

Коли ж почалося окисне Fe-Mn рудоутворення в Світовому океані? З одного боку, будучи процесом осадковим, в принципі рудогенез може бути синхронним початку океанського осадкообразованія на Землі. З іншого боку, всі сучасні ЖМО сформовані в сучасних океанах, де найбільш стародавні опади, відповідно з даними глибоководного буріння, мають вік близько 170 млн років. Встає питання, чи є прямі ознаки існування найдавніших океанських ЖМО? За поширеним уявленням водні басейни на Землі виникли ще в ранньому архее, тобто 3,5-4,0 млрд років тому, коли в великих западинах земної кори стала накопичуватися вода, а точніше розчин, що утворився при дегазації планети і що знаходився в рівновазі з породами ложа океану та первинної атмосферою [Пущаровскій, Новикова, 1992]. Шаруваті опади раннеархейского віку виявлені в Західній Гренландії, Західній Австралії, Південній Африці та на Україні. Вони свідетельствуют про існування в цей час теригенно зносу та формування кір вивітрювання. У Західній Гренландії вік водно-шаруватих опадів понад 3850 мільйонів років [Nutman et al., 1997]. Автори стверджують, що в цей час не тільки існувала гідросфера, а й відбувалися хемогенно-осадові процеси, причому умови, що задовольняють стабільності рідкої води, означають, що температура поверхні суші була схожа з сучасною. Ізотопи вуглецю графітових мікровключеній в апатію відповідають їх біоорганічної походженням, що дозволяє говорити про сліди життя на Землі навіть більш 3850 млн років тому. Іншими словами отримані прямі докази існування субаквальной седиментації для раннеархейской Землі, а отже можна припускати ймовірність існування протоокеаніческіх басейнів. Мабуть це було також початком накопичення в них Mn і Fe.

Зауважимо, що всі відомі палеореконструкції, які відтворюють розташування найдавніших континентів в часі і просторі, починаючи з 3-х млрд років, мають на увазі існування Світового океану, на тлі якого відбувалися глобальні процеси створення суперконтинент та їх розпаду на окремі блоки. Для даної роботи особливе значення має тектонічна історія суперконтиненту, який сформувався в самому кінці архею і розвивалося в ранньому протерозої [Сорохтін, Ушаков, 1993; Хаїн, Ломізе, 1995]. У період 2500-2200 млн років тому тектонічний режим в його межах був спокійним. Є висловлювання, що це був найбільший спокійний період в історії Землі з дуже повільним відкладенням пелагічних і хімічних опадів [Barley et al., 1997]. Переломним моментом в структурному розвитку суперконтиненту (найдавнішої Пангеї) виявився рубіж 2200 млн років тому, коли почалося його дроблення. Однак, процес цей не був швидкоплинним, а відбувався тривало і нерівномірно. У результаті виникло кілька материкових масивів, особливістю яких було високе стояння, зафіксоване шельфової або континентальної седиментацією. Тим масивами розвивалися рухомі пояси, замикаються гетерохронно. Остаточно цей режим припинився в епоху потужного раннепротерозойского орогенезу, що відповідає часу ~ 1900 мільйонів років тому, коли виникла нова Пангея [Сорохтін, Ушаков, 1993; Хаїн, Ломізе, 1995]. Вся ця діастрофіческая епоха (2200-1900 млн років тому) повинна розглядатися як епоха нестійкого геодинамічного режиму, характеризується складним поєднанням в земній корі умов тектонічного розтягування і стиснення. У палеогеографічне відношенні тут можна говорити про поширенні суші, шельфів і різноглибинна водних басейнів.

Інші палеотектоніческіе та історико-геологічні уявлення належать Дж. Роджерсу [Rogers, 1996]. Ним запропонована схема, згідно з якою перший континентом на Землі був континент Ур, що утворився 3 млрд років тому. Через 0,5 млрд років виник континент Арктика, а ще через такий же проміжок часу - Континент Атлантика. З'єднавшись 1 млрд років тому ці континенти утворили перший суперконтинент Батьківщини. Але цю схему сам автор визначає як умоглядну, що базується лише на припущеннях. Особливо це стосується до стародавніх континентах.

Однак зауважимо, що слово "Родина", введене в 1991 році, все частіше використовується в літературі, хоча по суті воно відноситься до раніше виділялася суперконтинент (ріфейская Пангея). Про поширеність поняття свідчить, наприклад, звіт за підсумками вивчення Гондвани (проект IGCP # 288), в якому батьківщину є відправною позицією [Urung, 1996]. Зауважимо також, що думки Дж. Роджерса лежать в руслі концепції сходження і дисперсії континентальних блоків в історії Землі, що отримала широке визнання. У той же час очевидно, що для більш певних уявлень, особливо щодо геологічної історії планети в архее і протерозої, необхідні нові факти і підходи.

3. Океанське марганценакопленіе

Вельми вагомим і аргументованим свідченням існування стародавнього океану є раннепротерозойскіе хемогенно-осадові родовища Fe і Mn руд - найбільші носії основної маси світових ресурсів цих металів. Д. Шіссель і Ф. Аро запропонували новий підхід до тектонічних положенню найбільших осадових басейнів цього віку [Schissel and Aro, 1992]. Грунтуючись на палеореконструкції Д. А. Пайпера [Piper, 1982], який припустив амальгамування протерозойського суперконтиненту між 2000-1800 млн років, вони показали, що більшість великих басейнів з Fe-і Mn-формаціями утворювалися в умовах пасивних тектонічних околиць без ознак суттєвого вулканізму, на мілководних континентальних шельфах. Ранній протерозою (2,5-1,9 млрд років) в історії Землі характеризується розвитком основної маси найбільших залізорудних формацій, що становлять понад 90% всіх світових запасів. З ними асоціюють найбільші Mn-рудні родовища у Південній Африці, Бразилії та Індії; тільки одне гігантське поле Калахарі (Південна Африка) містить більше 75% світових запасів Mn. Така асоціація залізорудних і марганцевих родовищ має прямий зв'язок з океанічним джерелом цих металів. Модель освіти подібних родовищ на увазі Апвелінг глибинних відновлених вод, збагачених Fe і Mn, в області континентального схилу і шельфу і послідовне відкладення, спочатку Fe-формацій при знижених величинах редокс потенціалу, потім карбонатних і окисних Mn руд, при зростанні окислення прибережних вод [Hem, 1972; Krauskopf, 1957]. Вона застосовна і до інших великим осадковим родовищ Mn, зокрема, до олігоценової.        

Рис. 2. Модель освіти Fe-і Mn-рудних   формацій при сходженні континентальних блоків     

Д. Шіссель і Ф. Аро вважають, що глибинні води протерозойського океану були відновлені і насичені розчиненими Fe і Mn. Ми дотримуємося іншої точки зору, оскільки відповідно до даних [Галімов, 1988; Гаррелс, Маккензі, 1974] загальна маса води в океані, а також її склад, уже 2,5-2 млрд років тому були близькі до сучасних. До того ж вище було наведено нові дані, свідчать про існування води на Землі 3850 млн років тому [Nutman et al., 1997], тобто щонайменше за 1,5 млрд років до описуваних подій. Всі це означає, що на океанському дні вже тоді міг відбуватися процес окисно осадового рудоутворення, схожий з сучасним. Мабуть, величезні маси Fe і Mn могли бути вивільнені при розчиненні ЖМО в період утворення протерозойського суперконтиненту, коли сходяться континентальні блоки замкнули частина океану.        

Рис.   3. Стратиграфічні формації, що включають Mn-відкладення, що асоціюються з   Fe-формаціями в Південній Африці, Бразилії та Індії     

Принципове розходження в цих уявленнях пов'язано з тим, що у відновлених морських водах протерозойського океану співвідношення Mn і Fe не могло сильно відрізнятися від співвідношення цих металів у породах ложа (0,017), що не дозволило б сформувати Mn-рудні формації, представлені в таких масштабах. Мабуть, величезні маси Fe і Mn могли бути вивільнені при розчиненні попередньо сконцентрували їх ЖМО, і в період утворення протерозойського суперконтиненту, коли сходяться континентальні блоки замкнули частина океану, були викинуті на берег. Сильне стискання призвело до активізації глибинних процесів на океанському дні, наслідком їх стало виникнення відновлювальних умов, несумісних із збереженням ЖМО. До того ж усе це супроводжувалося виникненням сильного апвелінгу і трансгресії океану. Саме освіта гігантських родовищ Mn та Fe руд в умовах пасивних континентальних околиць є геологічним слідом внутріокеаніческіх глибинних тектонічних подій в ранньому протерозої. Можлива модель цього процесу наведена на рис. 2.

Подібність умов відкладення, речовинного складу і єдине час утворення рудних формацій об'єднують Південну Африку, Бразилію і Індію в складі раннепротерозойского суперконтиненту. У грунтовної статті Д. Шісселя і Ф. Аро [Schissel and Aro, 1992] дано докладний опис стратиграфічних розрізів, наведених на рис. 3. Коротко вона зводиться до наступного.

Найбільш вивчена формація Хотазель в Південній Африці показує 3 циклу освіти Fe-шарів, пелітового гематиту і змішаних Mn-карбонатних і Mn-окисних шарів, що відповідають трьом морським трансгресії. У гігантському полі Калахарі протяжність Mn-рудного тіла досягає 90 км і несе сліди 5 ерозійних циклів. Мінералогічний комітет ПАР оцінює його ресурси в 12,7 млрд тонн, що перевищує, як уже зазначалося, 3/4 світових запасів.

Через метаморфізму і деформацій порід геологічні розрізи Бразилії та Індії менше ясні, але стратиграфія метаморфізованних опадів звичайно показує переходи від Fe-формацій до карбонатною марганцевих і потім до марганцевих окисних формацій. Всі три послідовності перекриваються регресивними карбонатними відкладеннями, які завершують Fe і Mn седиментацію.        

Рис. 4. Пангея раннеріфейского часу     

В Бразилії найбільш великі відкладення знаходяться в провінції Мінас Жеріас; історично вони були найважливішим світовим джерелом Mn, але в міру виснаження, їх значення зменшилося.

В Індії в провінції Орісса Mn-відкладення також асоціюють з Fe-формаціями, перекриваючи їх. Вони теж грали важливу економічну роль, хоча зараз в значною мірою вироблені.

Автори роблять висновок, що описані осадові Mn-та Fe-рудні відклади утворилися, мабуть, всередині східних тектонічних умов. Спроби графічно зобразити раннепротерозойскій суперконтинент вкрай обмежені. В. Е. Хаїн і Н. А. Божко запропонували реконструкцію для раннього рифі (рис. 4) [Хаїн, Божко, 1988]. У їх книзі йдеться: "Реконструкція Пангеї 1 (мається на увазі раннепротерозойское час) являє собою важко виконуване завдання "(с. 157), але автори припускають, що гіпотетична Пангея 1 нагадує більше молоду Пангеї. Остання зображується у вигляді компактного блоку, на якому вимальовуються контури сучасних континентів, причому розташування їх порівняно мало відрізняється від палеореконструкції, запропонованої Х. Дженкінсом [Jenkins, 1993] для тріасу. Дивно, що настільки різночасні реконструкції представляються досить подібними по розташуванню що цікавлять нас континентів. Ми також зробили спробу відтворити можливе розташування континентальних блоків, що несуть одноразові Fe-і Mn-рудні формації на раннепротерозойском суперконтинент        

Рис.   5. Передбачуване розташування континентальних блоків на протерозойськими   суперконтинент     

(рис. 5). Що стосується Антарктиди, то на нашій схемі вона використана для отримання замкнутої картини як за формою, так і по суті, хоча через слабку вивченості цього континенту в геологічному відношенні, прямих даних для цього поки недостатньо. Однак тут відзначені кірки пустельного засмаги на виходах корінних порід, аномально збагачені Mn [Dorn et al., 1992]. Можливо це ознака похованого піді льодами родовища, що цілком відповідає геохімічним властивостям Mn.

Скільки ж часу проіснував протерозойський суперконтинент? На підставі палеомагнітних даних Д. А. Пайпер [Piper, 1982] висловив ідею, що він існував протягом усього протерозою. Геологічні дані, на думку Д. Шісселя і Ф. Аро [Schissel and Aro, 1992], свідчать про його існування між 1800 і 1100 млн років. У той же час модель Дж. Роджерса [Rogers, 1996] взагалі показує, що перші суперконтинент Родини виник лише 1000 млн років тому, тобто заперечує існування раннепротерозойского суперконтиненту. Такі протиріччя в області трактування геологічної історії Землі свідчать про недостатності наукового фундаменту для достовірних палеореконструкції, особливо для найдавніших епох розвитку Землі. У цьому випадку доцільно ширше використовувати такі важливі ознаки, як існування добре датовані і тектонічно певних найбільших у світі рудних формацій.

Нам видається, що процес агрегації протерозойського суперконтиненту міг супроводжуватися неповним закриттям частини океанського басейну, що знаходиться між континентальними блоками, за внутрішніми околицях яких і могло відбуватися формування рудних формацій. У цьому випадку легше пояснити причини виникнення апвелінгу, трансгресії океану і геологічно щодо нетривалого часу утворення таких великих родовищ (між 2,3-1,9 млрд років). Зауважимо, що при палеореконструкції не завжди розглядається можливість збереження в межах суперконтинент фрагментів внутрішніх басейнів, можливо і з океанічної корою. Але цього виключати не можна, більше того, такі області згодом могли стати місцем розколу суперконтиненту.

Однак є й інша модель, запропонована Д. Л. Андерсоном [Anderson, 1984] та підтримана М. Гурнісом [Gurnis, 1988]. По ній потужний суперконтинент з товстою корою повинен викликати сильний мантійних Апвелінг і набувати куполоподібну форму (виступ геоїд). Наслідком стає розкол суперконтиненту і окремі блоки починають рух у бік мантійних даунвеллінга (геоідного зниження). Можна припустити, що виступ геоїд в межах суперконтиненту в Південній півкулі співпав з центром раннепротерозойского сходження континентів, який став також центром подальшого розколу. Питання про тривалість існування раннепротерозойского суперконтиненту, строго кажучи, залишається відкритим.

Далі звернемося до мезозойської геокінематіке в межах Південної півкулі. Наявні досить численні палеогеодінаміческіе реконструкції ілюструють напрямку руху південних континентів в ході утворення Атлантики і Індійського океану. Якщо Африку розглядати як найбільш стійкий континент, то при розколі Гондвани найбільший імпульс руху отримали Південна Америка, Антарктида, Індія та Австралія. Південна Америка, віддаляючись від Африки, розкривала південну половину сучасного Атлантичного океану; Антарктида, дрейфуючи на південь, розкривала акваторію Південного океану в західній його частині; Індія рухалася на північ-північний схід і, поступово віддаляючись від Африки, розкривала західну частину Індійського океану. Так формувався молодий Індо-Атлантичний сектор сучасного океану, в якому початок процесу залізо-марганцевого рудогенеза відповідає віку його ложа.

Інша зміст мав дрейф Австралії. Він проходив у східному і потім в північному напрямі, відсікаючи при цьому західний клин стародавнього Тихого океану, який і склав основу східної половини Індійського океану з успадкованими від давніх часів накопиченнями Mn. Зрозуміло, ЖМО тут були багато разів переотложени, однак сприятливі умови фаціальні глибоководних улоговин сприяли їх регенерації в цій половині океану.

Обговорення

Наведені вище відомості з геохімії, металогенії і просторовому розповсюдженню океанських марганцевих утворень мають істотне значення для подальшого розвитку теорії про структурну асиметрії Землі: поділі її на Індо-Атлантичний і Тихоокеанський тектонічні сегменти [Пущаровскій, 1972]. Теорія зародилася в кінці 50-х рр.. поточного століття як одне з найважливіших узагальнень, отриманих в результаті складання тектонічної карти СРСР в масштабі 1:5000000. В даний час її суть треба розуміти таким чином [Моссаковський та ін, 1998].        

Рис. 6. Схема співвідношення тектонічних   сегментів у сучасній структурі Землі     

Тихоокеанський тектонічний сегмент утворюють ложе Тихого океану і оздоблюють його Тихоокеанський тектонічний пояс. Останній являє собою цілісну глобальну структуру кільцевої форми, утворену складно побудованими гірничо-складчастими спорудами та системами острівних дуг і окраїнних морів (рис. 6). Вся інша частина земної кулі, різко відмінна за будовою і геологічної історіяі відноситься до Індо-Атлантичного сегменту.

Як відомо, крім тектонічного своєрідності, Циркум-Тихоокеанський пояс відрізняється потужним розвитком в ньому гранітоїдними магматизму, специфікою металогенії, приуроченість до нього найзначніших проявів на Землі молодого вулканізму та сейсмічності.

В межах ложа Пацифік фактично немає свідчень його геологічної історії стародавнє 180 млн років. Але побічно про неї можна судити по геології зовнішніх (континентальних) частин Тихоокеанського тектонічного поясу, де зустрічаються офіолітовие серії з віком ~ 1 млрд років. У поєднанні з даними сейсмічної томографії, що встановила проникнення тихоокеанської неоднорідності, вираженої зниженими швидкостями сейсмічних хвиль на всіх глибинних рівнях, аж до земного ядра, можна вважати, що ця неоднорідність швидше за все відображає дуже давню асиметрію у будові планети. Відзначимо, що глобальної структурної асиметрією володіють також інші планети, такі як Марс, Меркурій, Венера, так само як Місяць. Всі вони знаходяться на різних стадіях розвитку. Відповідно можна вважати, що структурна асиметрія - це стійка властивість згаданих небесних тіл, що виникло ймовірно ще в аккреційному стадію. Тут необхідно згадати, що в даний час в космохімія вже немає місця ідеї, що Сонячна система утворилася з добре перемішаного хімічно та ізотопно однорідного гарячого газової хмари. Базисом для такого судження головним чином є дані про ізотопного складу метеоритів [Meteorites ..., 1988]. Для таких елементів, як O, Mg, Si, Ca, Ba, Sr, Ti, Ag, Nd, Sm, Xe, Ne встановлені позаземні ізотопи, що і свідчить про гетерогенності досолнечной небуло. Вона могла складатися з матеріалу зірок, а також міжзоряних хмар і надалі їх ізотопи були привнесені в Сонячну систему [Шуколюков, 1996]. Тим самим, остання також гетерогенна, що і призвело в ході аккреции планет до їх спочатку неоднорідному будовою. Дуже ймовірно, що Тихоокеанський і Індо-Атлантичний сегменти відображають цю первинну неоднорідність.

Шлях тектонічного розвитку Індо-Атлантичного сегмента, в порівнянні з Тихоокеанським, зовсім інший. Саме в його межах протягом декількох мільярдів років формувалися материкові маси (Кратон). Час від часу такі маси з'єднувалися і тоді утворювалися суперконтинент (Пангеї, Гондвана тощо), які в подальшому розколювалися і частини їх розходилися, відкриваючи простір для розвитку новостворених океанів. Використовуючи актуалістіческій метод, можна сказати, що провідним механізмом при цьому був рифтингу. У межах ложа Тихого океану жодних ознак існування будь-коли континентальних мас немає.

Кардинальної проблемою є характер тектонічних взаємин сегментів на різних етапах геологічної історії. Як з'ясовується, особливості поширення океанських залізо-марганцевих відкладень сприяють її розробці.

Було показано, що океанські ЖМО розпадаються на дві групи: тихоокеанську, з її великими полями багатих руд, і атлантичну, де площі оруденення ог