CC BY
28
УДК 553.44
А.Л. Дергачев, Н.И. Еремин
СООТНОШЕНИЕ ВУЛКАНОГЕННОГО КОЛЧЕДАННОГО И СТРАТИФОРМНОГО СВИНЦОВО-ЦИНКОВОГО ОРУДЕНЕННЯ В ИСТОРИИ ЗЕМЛИ
Колчеданно-полиметаллические месторождения вулканической ассоциации и страти-формные РЬ—месторождения в терригенных и терригенно-карбонатных породах вносят свыше 70% в суммарные мировые запасы РЬ и На основе анализа оригинальных баз данных по месторождениям мира соответствующих типов установлено, что распределение в геологической истории и соотношение во времени колчеданно-полиметаллических месторождений вулканической ассоциации и свинцово-цинковых месторождений типа 8Е1)ЕХ. а также их запасов определялось сменой тектонических режимов, эволюцией состава континентальной литосферы, а также необратимыми изменениями, происходившими в атмосфере, гидросфере и биосфере Земли.
Введение. Колчеданно-полиметаллические месторождения вулканической ассоциации и страти-формные свинцово-цинковые месторождения в терригенных и терригенно-карбонатных толщах (в литературе эти месторождения часто обозначаются SEDEX — sedimentary exhalative, т.е. эксгаляционно-осадочные) представляют собой два главных мировых типа месторождений свинца и цинка.
Важнейшим различием между ними считается отсутствие вулканизма, синхронного образованию месторождений SEDEX. В то же время в разрезе осадочного выполнения крупных, зачастую рифтоген-ных прогибов, вмещающих некоторые из этих месторождений, наряду с доминирующими осадочными могут присутствовать и вулканогенные породы. Так, в палеозойском прогибе Селвин на северо-западе Канады установлена тесная временная, а местами и пространственная связь месторождений SEDEX с центрами базальтового (толеитового или щелочного) вулканизма. Бимодальные вулканогенные образования известны на месторождении Брокен-Хилл и некоторых других, выделяемых в качестве особого подтипа. Ассоциация с вулканогенными образованиями, повышенные концентрации Ag, Au, Sb, Си, As, Bi в рудах, а также наличие железо-марганцево-кремнис-тых эксгаляционно-осадочных образований в рудовме-щающем разрезе обусловливают сходство стратиформ-ных свинцово-цинковых месторождений типа Брокен-Хилл с некоторыми дистальными колчеданными.
Вулканогенные колчеданные месторождения являются результатом подводной гидротермальной активности, они образовывались непосредственно на дне бассейна осадконакопления или на небольшой глубине в верхней части толщи еще не до конца консолидированных осадков. В аналогичных условиях возникали и месторождения SEDEX, которые большинство исследователей рассматривают как диагене-тические [Густафсон, Уильяме, 1984; Williams, 1998]. Таким образом, при всех существующих между ними различиях важной общей особенностью месторождений двух рассматриваемых типов является очень не-
большая разница в возрасте руд и рудовмещающих пород. Кроме того, с точки зрения тектонических об-становок рудообразования месторождения БЕОЕХ близки колчеданным месторождениям вулканической ассоциации, относимым к типу бесси, и нередко встречаются в тех же рудных районах (например, в бассейне Селвин в Канаде), в то же время отличаясь от них составом руд.
Вулканогенные колчеданно-полиметаллические и стратиформные свинцово-цинковые месторождения в осадочных породах вносят около 70—75% в суммарные мировые запасы свинца и цинка. По этой причине история накопления этих металлов в рудах месторождений в процессе эволюции планеты во многом определяется закономерностями распределения во времени численности и запасов месторождений этих двух типов, а также их соотношением.
Суперконтинентальные циклы и крупнейшие эпохи колчеданообразования и формирования месторождений вЕОЕХ. Составленная авторами база данных по колчеданным месторождениям мира позволила построить диаграммы распределения во времени месторождений этого типа и их запасов руды (рис. 1, 2). Было показано, в частности, что древнейшие среднеар-хейские колчеданные месторождения с возрастом 3,46 млрд лет встречены в блоке Пилбара на северо-западе Австралии, и в дальнейшем формирование месторождений колчеданного семейства сопровождало вулканические процессы на протяжении практически всей геологической истории Земли вплоть до настоящего времени. Однако распределение этих месторождений во времени отличается крайней неравномерностью. Установлено по крайней мере четыре сравнительно непродолжительных эпизода, в течение которых образовалось большинство месторождений и основная масса запасов колчеданных руд: 2,65—2,72 млрд лет, 1,89—1,85 млрд лет, а в фанеро-зойское время крупнейший в истории Земли пик колчеданообразования пришелся на девон—ранний карбон и значительно более слабо выраженный — на кембрий и ранний ордовик.
Рис. 1. Распределение во времени месторождений различных типов. В скобках — число месторождений в базе данных, для которых имеются сведения о запасах руды и металлов: 1 — вулканогенные колчеданные месторождения, 2 — месторождения типа 8ЕБЕХ
Аналогичный анализ в отношении месторождений SEDEX показал, что стратиформные свинцово-цинковые месторождения в осадочных и терригенно-осадочных толщах имеют возраст не древнее 2000 млн лет. Крупнейший максимум образования месторождений SEDEX (41% месторождений и 47% запасов руды) отвечает раннему протерозою и началу среднего протерозоя (1800—1600 млн л.н.). К этому времени относятся многочисленные месторождения пояса Аравалли-Дели в Индии, Австралийского цинкового пояса и района Брокен-Хилл в Австралии, района Аг-генейс в Южной Африке, а также рифта Ланшань— Жаертай на северной окраине Северо-Китайской платформы (китайская провинция Внутренняя Монголия). В эту эпоху наиболее часто месторождения типа SEDEX формировались в период 1800—1750 млн лет, а наиболее продуктивен был период 1700—1650 млн лет, когда сформировалось 33% суммарных мировых запасов руды месторождений этого типа.
Вторая крупная эпоха рудообразования имела место около 1300 млн лет назад, когда образовалось около 13% всех месторождений SEDEX, в том числе довольно многочисленные месторождения в Китае, а также в различных районах Канадского щита (Бал-мат-Эдвардс, Франклин, Еренвилл).
В течение последующих примерно 550 млн лет свинцово-цинковые месторождения типа SEDEX не возникали, а третий пик рудообразования этого типа имел место в силурийское—раннекаменноугольное время (26% месторождений и почти 30% запасов руды), когда сформировались месторождения Аляски (Ред-Дог, Су-Лик и др.), Канадских Кордильер (в том числе в прогибе Селвин), Казахстана, Китая (пояс Синлинь), Ирландии, Еермании (Рейнский грабен).
Намного менее значительная четвертая эпоха отвечает образованию месторождений SEDEX в поздней юре и начале мелового периода (150—130 млн л.н.) в Альпийском поясе (в Испании, Иране, Пакистане и
на Кубе; суммарно около 6% месторождений и 6% запасов руд).
Таким образом, наиболее заметное различие в распределении месторождений двух рассматриваемых типов в геологическом времени заключается в том, что тип 8ЕОЕХ проявился позднее: древнейшие в истории Земли стратиформные свинцово-цинковые месторождения образовались в конце раннего протерозоя, спустя почти 1,5 млрд лет после наиболее ранних вулканогенных колчеданных месторождений, а первые крупные пики рудообразования этих типов отстоят во времени примерно на 1 млрд лет.
Если запасы руды и цинка колчеданных месторождений относительно равномерно распределены между тремя главными вспышками рудообразования, то свинец в рудах вулканогенных колчеданных месторождений в заметных количествах появился лишь после рубежа примерно 1850 млн л.н. Причиной этого, видимо, является эволюция состава вновь образующейся континентальной литосферы. К рубежу 1850 млн л.н. в ней постепенно повышались концентрации таких элементов, как РЬ, и, Ag, 8Ь, К и др. Увеличивалась также площадь континентальной коры, и вследствие этого повышалась ее роль в процессах магмообразования. Такие условия, необходимые для накопления свинца в рудах месторождений обоих рассматриваемых типов, возникли не ранее 1900 млн л.н., непосредственно перед становлением суперконтинента Пангея-1. Таким образом, с учетом современных представлений об образовании месторождений 8ЕОЕХ можно сказать, что до 1900—1800 млн л.н. отсутствовало важнейшее условие для формирования месторождений, в рудах которых свинец является одним из двух важнейших ценных компонентов.
Еще одно существенное различие в распределении в геологическом времени месторождений двух рассматриваемых типов — четкое разобщение в про-
Рис. 2. Распределение во времени запасов руды месторождений различных типов. В скобках — число месторождений, для которых в базе данных имеются сведения о запасах руды и металлов: 1 — вулканогенные колчеданные месторождения, 2 — месторождения типа ЗЕБЕХ
терозойское время соответствующих им пиков рудо-образования. В конце раннего—начале среднего протерозоя максимум образования вулканогенных колчеданных месторождений непосредственно предшествовал становлению Пангеи, а месторождений типа 8ЕОЕХ — следовал за ним (рис. 1,2).
Неравномерность развития процессов колчедано-образования прямо связана с неравномерностью, цикличностью развития процессов вулканизма в истории Земли, а в итоге — с общей направленностью и цикличностью тектонического развития планеты (с суперконтинентальными циклами). В ходе каждого цикла крупные пики образования вулканогенных колчеданных месторождений проявлялись на стадии становления суперконтинента, а затем процессы кол-чеданообразования после длительного перерыва в ограниченных масштабах возобновлялись при его распаде, когда образовывались месторождения типа бесси. В ранней (архейской и протерозойской) истории Земли большая часть вулканогенных колчеданных месторождений и основная масса запасов колчеданных руд образовывались в течение сравнительно непродолжительных (30—50 млн лет) периодов, разделенных намного более длительными эпохами, когда подобные месторождения практически не возникали.
Одна из крупнейших вспышек колчеданообразо-вания имела место в конце раннего протерозоя. Самые древние из отвечающих ей месторождений имеют возраст около 1890—1900 млн лет. С образованием Пангеи-1 завершилось развитие раннепротеро-зойских подвижных поясов, резко снизилась активность вулканических процессов, что повлекло прекращение колчеданного рудообразования. Наиболее поздние из раннепротерозойских колчеданных месторождений вулканической ассоциации (в частности,
UVX в районе Джером в США) образовались около 1820—1740 млн л.н. Таким образом, продолжительность этой эпохи колчеданного рудообразования исчислялась несколькими десятками миллионов лет, причем планетарный размах эти процессы сохраняли только в период 1890—1850 млн л.н., т.е. в течение всего 40 млн лет.
В геологической истории Земли рубеж около 1800 млн л.н. (начиная с 1900 млн лет) отмечен сближением по зонам субдукции и началом столкновений и амальгамации малых плит — блоков континентальной коры — и образованием около 1700 (1650) млн л.н. раннепротерозойского суперконтинента Пангея I [Хаин, 2000], или Мегагея [Сорохтин, Ушаков, 2002]. Именно этот тектонический фактор отвечал за повсеместное затухание вулканических процессов, сокращение выброса веществ—восстановителей из недр планеты и прекращение образования вулканогенных колчеданных месторождений. По мнению некоторых исследователей, период с 1750 по 760 млн л.н. был своеобразной вулканогенной паузой [Hutchinson, 1981], которая продолжалась около 1 млрд лет и в течение которой колчеданные месторождения вулканической ассоциации не образовывались. Со становлением суперконтинента произошло замыкание практически всех бассейнов с океанической или субокеанической корой. Исключение составили лишь две зоны: Араваллийско-Делийская в Индии и Маунт-Айза—Брокен-Хилл в Австралии, которые с этого времени продолжили активное развитие уже как внутриплитные образования [Хаин, 2000].
В пределах суперконтинента установился тектонический режим обширных удлиненных, зачастую рифтогенных, медленно прогибавшихся бассейнов, некоторые из которых хорошо сохранились до сих пор. К числу крупнейших относились, в частности,
бассейны Макартур и Маунт-Айза в центральном секторе Северной Австралии, площадь которых составляла 180 и 70 тыс. км2 соответственно. Этим бассейнам были свойственны мелководные условия осадконакопления при ведущей роли мелкообломочных терригенных пород и доломитов с прослоями эвапоритов. В таких условиях сформировались и 27 месторождений пояса Аравалли-Дели в Индии с возрастом 1800 млн лет, и 12 месторождений в районах Брокен-Хилл и Макартур-Ривер в Австралии (в том числе HYC и Маунт-Айза) с возрастом 1686—1575 млн лет. Для образования таких крупных осадочных прогибов было необходимо наличие больших по площади участков континентальной коры, характеризовавшихся стабильным тектоническим режимом. Это стало возможно только после объединения более чем 30 малых плит в единый континентальный массив, площадь которого за счет причленения раннепроте-розойских подвижных поясов достигла уже 65% современной континентальной коры.
Относительно стабильный тектонический режим, установившийся в пределах суперконтинента, был нарушен на границе раннего и среднего рифея. После 1,4—1,35 млрд л.н. произошла некоторая деструкция раннепротерозойского суперконтинента, вновь появились офиолиты, сформировались подвижные пояса Гренвиллский, Намаква и др. Признаком деструкции стало, в частности, образование системы взаимосвязанных среднепротерозойских рифтов, за-ложившейся на пространствах от западных районов Северной Америки до Лабрадора и связанной с растяжением мощной (35—40 км) континентальной коры при раскрытии Гренвиллского океана [Gower, Tucker, 1994]. Один из наиболее ранних — рифт Белт-Пурсел, расположенный в Британской Колумбии и северо-западных штатах США, где рифтообразова-ние, сопровождавшееся спорадическими вспышками толеитового и щелочного базальтового магматизма, продолжалось в течение 165 млн лет — в период с 1485 до 1320 млн л.н. В течение этого времени накопилась мощная (свыше 12 км) толща выполнявших рифт глубоководных турбидитов, являющихся рудо-вмещающими на месторождении Сулливан, одном из наиболее известных и крупных месторождений типа SEDEX, а также на ряде других более мелких подобных месторождений в том же районе.
Примечательно, что в осадочном выполнении рифта наряду со свинцово-цинковыми месторождениями этого типа в связи с инициальным базальтовым магматизмом, представленным силлами, встречаются также небольшие по запасам колчеданные месторождения медного пояса Айдахо с возрастом 1440 млн лет. Для них характерна резко уплощенная пластообразная форма рудных тел, а также ассоциация с осадочными породами и основными вулканитами, медно-кобальтовый состав руд, высокое содержание № и Со в составе доминирующего в рудах пирита и ряд других признаков, позволяющих отнести эти месторождения к типу бесси. В дальнейшей геологической истории в пределах одних и тех же рудных провинций неоднократно повторялось совместное
появление колчеданных месторождений типа бесси и свинцово-цинковых месторождений типа SEDEX. Там, где два типа месторождений в пределах рифтов встречаются совместно, месторождения типа бесси неизменно более ранние.
Многие из рифтогенных структур, заложившихся при деструкции Пангеи-I, сохраняли активность в течение очень длительного времени и продолжали унаследованно развиваться и после того, как в тектоническом развитии планеты начали преобладать конструктивные тенденции, приведшие к образованию около 1100 млн л.н. суперконтинента Родиния. С этим связано, видимо, формирование довольно многочисленных, хотя зачастую и небольших по запасам месторождений типа SEDEX с возрастом около 1300 млн лет в Китае, а также в различных районах Канадского щита (Франклин, Балмат-Эдвардс, Грен-вилл). Позднее в истории тектонического развития Земли подобная трансформация интраконтиненталь-ных рифтов, заложившихся на стадии распада суперконтинентов, в задуговые континентальные рифты удаленной зоны проявится неоднократно (один из подобных примеров — бассейн Селвин — будет подробнее рассмотрен ниже).
Таким образом, начиная со становления Родинии образование месторождений SEDEX отмечается не только в периоды деструкции, но и при сборе суперконтинентов. По этой причине максимумы образования вулканогенных колчеданных месторождений и месторождений типа SEDEX, отвечающие времени становления суперконтинентальных массивов, могут совпадать по времени. В наибольшей мере это проявилось в палеозое при образовании Пангеи. Формирование к 1,2—1,0 млрд л.н. в результате гренвилл-ской складчатости среднепротерозойского суперконтинента Родиния, в отличие от более древних суперконтинентов Пангеи-0 и Пангеи-I и особенно от палеозойской Пангеи, практически не отмечено пиком образования вулканогенных колчеданных месторождений. Редчайшие исключения — сред непротерозойские месторождения Приеска в ЮАР с возрастом около 1250 млн лет и Пальмерополис в Бразилии (1270—1170 млн лет). Тем не менее в силу уже рассмотренных причин представления о вулканогенной паузе, продолжавшейся от 1750 до 760 млн л.н., представляются не вполне точными.
Заметной интенсивности колчеданообразование вновь достигло лишь в самом конце протерозоя (после 800 млн л.н.), когда в неудавшихся рифтах, связанных с началом распада Родинии, образовались относительно немногочисленные и небольшие по запасам колчеданные месторождения типа бесси в Бразилии, а позднее — относящиеся к тому же типу наиболее ранние из месторождений на юге Аппалач (Дактаун, Ор-Ноб, Госсан-Лед), в Марокко (Блейда в Антиатласе) и Намибии (Отжигасе, Матчлесс) с возрастом около 760 млн лет. Почти синхронно с ними (около 740—750 млн л.н.), а зачастую и в пределах тех же рифтогенных структур началось образование месторождений SEDEX в Намибии (Рош-Пинах, Скорпион) и Китае (Гаобанхе), а позднее многочисленных
и весьма крупных месторождений с возрастом около 650 млн лет, известных в Британской Колумбии, Бразилии, России, Швеции, Шотландии, Казахстане.
В палеозойское время, особенно после 400 млн лет, когда началось формирование Пангеи, четвертого в истории Земли суперконтинента, пики колчеда-нообразования и формирования месторождений типа БЕОЕХ практически совпали. В кембрии—раннем ордовике при становлении мегаконтинента Гондвана и особенно позднее, в девоне—раннем карбоне процессы колчеданообразования достигли беспрецедентных в истории планеты масштабов. Многочисленные и разнообразные по типам вулканогенные колчеданные месторождения возникали над зонами субдук-ции, по которым сближались блоки континентальной коры, в пределах островных дуг и расщепленных дуг. Почти синхронно с ними возникли и весьма многочисленные и крупные месторождения типа БЕОЕХ в Канаде (кембрийские—девонские), в Австралии (ордовикские и силурийские), в прогибе Синлинь в Китае (среднедевонские), в Казахстане, в Рейнском прогибе в Германии (позднедевонские), в Центрально-Ирландском прогибе и в Арктическом бассейне на Аляске (раннекаменноугольные). Тектонический режим растяжения, при котором в этих районах формировались месторождения типа БЕОЕХ, нередко был связан с реактивизацией рифтов, возникших еще на стадии деструкции Родинии и трансформировавшихся в первой половине палеозоя в зздуговые континентальные рифты удаленной зоны. Наиболее показательна в этом отношении одна из крупнейших в мире палеозойских провинций месторождений типа БЕОЕХ — прогиб Селвин в Канаде.
Этот прогиб протягивается более чем на 1000 км от Аляски до Британской Колумбии и вмещает свыше 10 месторождений типа БЕОЕХ с суммарными запасами руды около 16% мировых. Этот интраконти-нентальный рифтогенный прогиб заложился еще при расколе Родинии (около 760 млн л.н.) и сохранял активность в течение более чем 400 млн лет до раннего карбона включительно. Одним из важных условий образования месторождений типа БЕОЕХ является наличие мощного осадочного выполнения интракон-тинентальных рифтов, накопление которого требует продолжительного времени. В связи с этим пики рудообразования этого типа нередко оказываются на сотни миллионов лет смещены во времени относительно момента заложения рудоконтролирующих рифтогенных структур.
В основании осадочного выполнения прогиба Селвин залегает мощная (4—6 км) позднепротерозой-ская—раннекембрийская толща обломочных пород. В кембрийское время развитие рифтогенных процессов привело к быстрому прогибанию в его пределах и образованию палеозойской пассивной континентальной окраины, к западу от которой произошло раскрытие океана. Отложения кембрия—ордовика представлены глубоководными карбонатными породами, к нижней части разреза которых приурочены средне-кембрийские месторождения типа БЕОЕХ рудного района Анвил. Выше залегают сланцы и кремнистые
породы ордовика—девона, они являются вмещающими для уникальных раннесилурийских месторождений района Говард-Пасс.
В девонское и раннекаменноугольное время произошло подновление этой рифтогенной структуры и трансформация ее в задуговый континентальный рифт удаленной зоны. Отложения девона—нижнего карбона представлены черными углистыми сланцами, которые служат вмещающими породами на месторождениях рудных районов Гатага и Мак-миллан-Пасс. В пределах прогиба установлены три вспышки щелочного базальтового вулканизма (в раннем кембрии, среднем ордовике и среднем—позднем девоне). С вулканическими центрами во времени, а иногда пространственно связаны месторождения типа 5ЕОЕХ.
Таким образом, важнейшей причиной, обусловившей соотношение во времени двух рассматриваемых типов рудообразования, в том числе разобщение соответствующих им раннепротерозойских пиков, более позднее начало образования месторождений 5ЕОЕХ и совпадение палеозойских максимумов рудообразования обоих типов, несомненно, являлся тектонический фактор. Его роль справедливо и неоднократно подчеркивалась в работах различных авторов (в частности, в [Старостин и др., 2001]). Однако следует заметить, что Пангея-1 была вторым суперконтинентом в истории Земли. В конце архея—начале раннего протерозоя, когда оставался стабильным суперконтинент Пангея-0, никакой вспышки образования месторождений 5ЕОЕХ не было. Это обстоятельство можно объяснить, например, особенностями состава незрелой архейской континентальной коры, содержание свинца и некоторых других элементов в которой было слишком низким. Однако нельзя недооценивать особенности состояния других геосфер, которые проявились только 2000—1800 млн л.н.
Эволюция внешних геосфер и планетарные вспышки рудообразования типа ¿ЕОЕХ. На процессах образования по сути экзогенных месторождений 5ЕОЕХ не могла не сказаться эволюция биосферы, состава атмосферы и гидросферы планеты. В наиболее полной мере влияние этих факторов проявилось уже на наиболее ранних из этих месторождений.
Крупнейшему раннепротерозойскому пику образования стратиформных свинцово-цинковых месторождений в терригенных и терригенно-карбонатных толщах отвечают прежде всего крупные и довольно многочисленные месторождения ранне протерозойского возраста в Австралийском цинковом поясе, в прогибах Айза и Макартур. В стратиграфическом отношении эти два бассейна являются аналогами, а заключенные в них месторождения имеют весьма близкий генезис. Отличие состоит в том, что в бассейне Айза степень деформаций и преобразования пород и руд значительно выше, чем на крупнейшем месторождении НУС в прогибе Макартур, и возрастает в юго-восточном направлении, где метаморфизм достиг амфиболитовой фации и повлек значительные преобразования руд. В связи с этим многие первичные признаки месторождений 5ЕОЕХ в наиболее
полной мере сохранились только на месторождении HYC в прогибе Макартур.
Этот прогиб заложен на складчато-метаморфи-ческом фундаменте, сформировавшемся в результате складчатости Баррамунди при закрытии палеоокеана и столкновении малых континентальных плит 1870— 1850 млн л.н. [Etheridge, Wall, 1994]. На фундаменте залегают (снизу вверх по разрезу) бимодальная вулканическая толща Скруттон с возрастом 1725 млн лет, группы Таваллах и Макартур. Месторождение HYC залегает в подошве верхней трети разреза группы Макартур. Непосредственно вмещающими являются обогащенные органическим веществом доломитовые и пиритсодержащие алевролиты, которые по литоло-гическим данным накапливались в восстановительных условиях и представляют собой самые глубоководные из отложений прогиба Макартур. Аналогичным образом на месторождениях Сенчери и Маунт-Айза непосредственно вмещающие доломитовые алевролиты и сланцы, содержащие пирит и пироби-тум, также рассматриваются как наиболее глубоководные фации бассейна Айза [Arthur, Sageman, 1994]. В прогибе Макартур мощность этих отложений на участке месторождения HYC аномально высока. Ру-доконтролирующей служила конседиментационная впадина высокого порядка, которая ограничивалась подновлявшимся время от времени разломом. Активизация движений по нему рассматривается в качестве причины выжимания рудоносных рассолов из нижележащей толщи осадков к поверхности дна бассейна осадконакопления.
Металлоносные рассолы должны были находиться в химическом равновесии с породами группы Таваллах и нижней части разреза группы Макартур (вплоть до подошвы рудовмещающей формации Барни-Крик), которые имеют суммарную мощность около 6500 м [Cooke et al., 2000]. В целом 65% разреза групп Таваллах и Макартур представлены окисленными породами (хорошо сортированными кварцевыми песчаниками и конгломератами с гематитовым цементом и прослоями сульфатных эвапоритов); 10% — основными вулканитами (толеитовыми базальтами, что свидетельствует о рифтогенной природе прогиба); 20% — доломитами литоральной зоны, накапливавшимися в окислительных условиях; 5% — сульфатными эвапоритами надлиторальной зоны и алевролитами, обогащенными Fe3+ (эта составляющая преобладает в верхней части подрудного разреза).
По современным представлениям, сульфидная минерализация месторождений SEDEX прогиба Макартур образовывалась из погребенных, относительно низкотемпературных (70—250 °С) рассолов с высокой соленостью (следствие растворения эвапоритов), поступавших из глубинных частей бассейнов осадконакопления [Cooke et al., 1998]. Рудная минерализация была сингенетической по отношению к вмещающим осадочным породам [Large et al., 1998] или образовывалась в результате замещения еще неконсолидированных осадков на глубинах до нескольких десятков метров ниже поверхности дна бассейна [Eldridge et al., 1993; Hinman, 1996]. В отличие от многих более
молодых месторождений SEDEX (например, месторождения Сулливан в Британской Колумбии), на месторождениях Австралийского цинкового пояса пути фильтрации металлоносных рассолов к поверхности не установлены. Однако подрудные гематитсо-держащие терригенные породы, окисленные карбонатные породы и эвапориты, вероятнее всего, не могли не повлиять на состав рассолов, которые также были окисленными (£S04 > X^S), сульфатсодержа-щими, кислыми или близкими к нейтральным [Cooke et al., 1998; 2000; Huston et al., 2006].
Месторождение HYC расположено в основании первой крупной пачки восстановленных осадочных пород прогиба Макартур. Углистые пиритоносные осадки формации Барни-Крик, а также лишенные свободного кислорода воды, из которых они отлагались, могли представлять собой исключительно эффективный геохимический барьер на пути миграции металлоносных рассолов, на котором происходило отложение сульфидов. Необходимая для этого восстановленная сера получалась в результате одновременно протекавших в различных частях физико-химической системы процессов биогенной редукции сульфатов и их термохимического восстановления при взаимодействии с органическим веществом. Содержание последнего в рудах месторождения Маунт-Айза, например, достигает 0,5%, а на месторождении HYC, где сульфиды цинка местами непосредственно замещают прослои органического вещества, — 0,4% [Гус-тафсон, Уильяме, 1984]. Дополнительным источником серы мог служить и более ранний пирит вмещающих пород.
В дальнейшей геологической истории при образовании месторождений типа SEDEX подобное сочетание окисленных и восстановленных осадков в рудной зоне повторилось не раз. Эвапориты и красно-цветные отложения в лежачих боках рудных тел встречаются, в частности, на фанерозойских месторождениях Тайнаф, Наван и Силвермайнс в Ирландии, Ларжантьер во Франции, Маубах-Метерних в Германии. В качестве геохимического барьера в таких случаях фигурируют осадочные породы, обогащенные органическим веществом, и углистые сланцы или битуминозные сланцы. Таким образом, для формирования многих, в том числе наиболее крупных и древних (раннепротерозойских), месторождений типа SEDEX необходимым условием было сочетание окисленных, красноцветных осадков с эвапоритами и вышележащих восстановленных осадков с высокой концентрацией органического вещества [Cooke et al., 2000]. Однако в истории Земли такое сочетание было возможно далеко не всегда.
По составу металлоносных рассолов различают два подтипа месторождений SEDEX — Селвин и Макартур [Cooke et al., 2000]. Для образования месторождений первого подтипа (Сулливан в прогибе Белт-Пурсел, Раммельсберг и Мегген в Рейнском прогибе, Говардс-Пасс и др. в прогибе Селвин, Ред-Дог на Аляске и мн. др.) необходимым условием было наличие относительно высокотемпературных кислых восстановленных рассолов (^H2S>XS04),
глубоководные условия осадконакопления, низкое содержание сульфидной серы на путях миграции рассолов и высокая концентрация H2S (сероводородное заражение) в придонном слое воды. Последнее условие было выполнимо только при высокой концентрации сульфат-иона в морской воде (она должна была служить источником восстановленной серы) и развитии бактериальной редукции сульфатов.
Примерами подтипа Макартур являются месторождения Северной Австралии (в прогибах Айза и Макартур), а также Ирландии. Для их образования требовались относительно низкотемпературные рассолы, насыщенные Pb, Zn, Cu и Ag, а также привнос большого количества серы. При этом было необходимо, чтобы восстановленная сера практически полностью отсутствовала в составе рассолов (£S04>£H2S), но имела высокую концентрацию в местах рудоотло-жения. Таким образом, для формирования месторождений обоих типов общее требование — высокая концентрация сульфатов в составе металлоносных рассолов и (или) морской воде. Это условие могло выполняться лишь при высокой степени оксигенизации атмосферы и гидросферы Земли.
Между тем существует множество указаний на то, что до конца архея атмосфера Земли была лишена свободного кислорода. На это указывают, в частности, соотношения изотопов серы (34S, 33S, 32S) сульфидов и сульфатов [Holland, 2005а]. В минералах с возрастом древнее 2,41 млрд лет установлено сильное фракционирование изотопов серы (высокие значения A33S)', которое могло быть только результатом фотолиза атмосферных газов под влиянием ультрафиолета при условии, что содержание свободного кислорода в атмосфере не превышало Ю-5 PAL. После примерно 2,32 млрд л.н. фракционирование изотопов серы этого типа уже не выявлено, что служит признаком увеличения содержания свободного кислорода в атмосфере и гидросфере планеты.
В архее концентрация SO|~ в морских водах, видимо, не превышала 1% нынешней. Вследствие этого и сульфатные эвапориты в то время были большой редкостью, а значит, и погребенные рассолы в осадочных толщах были бедны сульфат-ионом. В то же время это предполагает, что была намного ниже современной и концентрация H2S в архейских эвксин-ных бассейнах, где сероводородное заражение могло быть результатом бактериального восстановления серы сульфатов. Кроме того, в архее и начале раннего протерозоя воды Мирового океана характеризовались высокой концентрацией закисного железа, которое поддерживало на низком уровне активность H2S в морской воде. В связи с этим в архее и в начале раннего протерозоя, видимо, не могли возникать месторождения ни типа Макартур, ни типа Селвин, а металлы, выносившиеся на дно палеобассейнов в составе восстановленных, не содержавших серы растворов, вероятно, рассеивались.
Первые признаки повышенного уровня кислорода в атмосфере встречены в отложениях супергруп-
пы Трансвааль с возрастом 2,32 млрд лет. Они содержат сингенетический или раннедиагенетический пирит, в котором уже не обнаруживается фракционирование изотопов серы (A33S « 0), и перекрыты крупным месторождением мелководных оолитовых гема-титовых руд, вероятно, образовавшихся уже в окислительных условиях.
Для карбонатных пород морского происхождения с возрастом 2,2—2,0 млрд лет установлены высокие положительные значения 513С [Holland, 2005Ь]. Это объясняется значительным увеличением доли восстановленного биогенного углерода в общем объеме за-хоронявшегося углерода относительно массы углерода, накапливавшегося в составе карбонатных пород. В этот период происходило усиленное захоронение восстановленного органического вещества, содержание 02 в атмосфере резко возросло, как следствие увеличились отношение Fe203/Fe0 в сланцах и концентрация иона SO|~ в морской воде. Это повлекло отложение около 2,2 млрд лет назад первых осадочных пород, содержащих большое количество ангидрита [Melezhik et al., 2005].
Резкое изменение состояния литосферы и поверхностных оболочек Земли в геологической летописи обнаруживается около 2,0 млрд л.н. (рубеж стадий II и III, по [Kasting, 1993]). Оно отмечено широким распространением красноцветных пород, прекращением накопления железистых кварцитов типа оз. Верхнего и, как считают большинство авторов, судя по фракционированию изотопов, развитием серного цикла с сульфатредукцией.
Значительное увеличение содержания кислорода в атмосфере 2,2—1,9 млрд л.н. означало грандиозную перестройку всей геосферно-биосферной системы на основе кислородной атмосферы. Вместо кислородных оазисов в циано-бактериальных сообществах в условиях аноксической атмосферы стала формироваться кислородная атмосфера с анаэробными карманами в субаквальных условиях — местах потребления кислорода, где восстановительные условия поддерживались благодаря ограниченной аэрации. Анаэробные условия сохранялись, в частности, и во впадине высокого порядка, которая являлась рудовмещающей для месторождения HYC и, видимо, других месторождений Австралийского цинкового пояса.
Резкое повышение содержания кислорода в атмосфере и гидросфере на рубеже 2,0—1,85 млрд лет связывают с дальнейшим развитием процессов фотосинтеза, благодаря которым скорость генерирования 02 около 2,0 млрд л.н. превысила скорость поглощения его в реакциях с вулканическими восстановленными газами, прежде всего с Н2 и H2S. Другой возможной причиной стал распад Пангеи-0 на десятки относительно малых блоков к 1,9—1,8 млрд лет, что привело к значительному расширению площади континентального шельфа и увеличению объема и скорости захоронения восстановленного органического углерода в обширных осадочных бассейнах на новых континентальных окраинах [Des Marais, 1994]. Так
1 A33S — мера отклонения наблюдаемого значения 533S от расчетного (ожидаемого).
или иначе, но содержание кислорода в атмосфере около 1850 млн л.н. превысило Ю-2 современного уровня.
В результате оксигенизации атмосферы и гидросферы около 2,0—1,85 млрд л.н. повысилось содержание сульфат-иона в морских водах. Произошло окисление закисного железа в водах Мирового океана и прекратилось отложение железистых кварцитов типа озера Верхнего, снизилось содержание железа в морских водах, а значит, исчез фактор, препятствовавший стратификации толщ воды протерозойских и фа-нерозойских океанов и сероводородному заражению придонного слоя воды. В дальнейшем это обстоятельство стало предпосылкой для образования месторождений подтипа Селвин, по крайней мере после 1470 млн л.н. (начиная с образования месторождения Сул-ливан), и во многом определило распределение во времени пиков рудообразования этого типа.
В пределах прогиба Селвин, судя по кривым изменения величины б345 в сингенетичном пирите и барите и аномально высоким (свыше 0,13) отношениям Б/С в углистых сланцах силура и девона, анокси-ческие условия возникали в раннем кембрии, позднем ордовике—раннем силуре, раннем девоне и позднем девоне (рис. 3). Все крупные месторождения 5ЕЭЕХ в этой провинции сформировались именно в те моменты, когда в придонном слое воды поддерживались восстановительные условия. Построенная для этого прогиба кривая изменений б345 для барита (рис. 3, В) очень сходна с аналогичной глобальной кривой, построенной для морских сульфатов [С1ауроо1 е! а1., 1980]. Кроме того, аноксические циклы, устанавлива-мые в разных участках бассейна Селвин, совпадают по времени как между собой, так и с циклами, выявленными в других районах Кордильер и на Арктических островах [СоосШ1о\¥, 2004]. В совокупности эти обстоятельства дают основание предполагать, что изотопные циклы отражают периоды, когда аноксические условия приобретали не только местное (например, в результате разгрузки на морское дно гидротермальных флюидов, обогащенных тяжелым изотопом серы), но, по существу, глобальное распространение, Это подтверждается и хорошей корреляцией этих циклов с периодами широкого распространения аноксических условий, установленными по изменению величины 513С в морских карбонатных породах (рис. 3, Д). Примечательно, что еще один подобный период выявлен для средней—поздней юры, и ему также отвечает пик образования месторождений 5ЕЭЕХ в средней юре—раннем мелу, когда сформировались месторождения Альпийского пояса (рис. 3, А, Б).
Таким образом, необратимые изменения, происходившие в атмосфере, гидросфере и биосфере Земли, немедленно сказывались на ходе хемогенно-осадочных процессов (накопление эвапоритов, крас-ноцветных отложений и т.д.), в частности процессов образования некоторых типов рудных месторождений, в том числе вулканогенных колчеданных, урановых типа несогласия, несульфидных цинковых и др. Другим следствием, видимо, стало появление новых типов сульфидных руд цветных металлов (Си, и
750 700 650 600 550 500 450 400 350 300 250 200 150 100 50 С 3"20|—i-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-
10
0 —1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-г
750 700 650 600 550 500 450 400 350 300 250 200 150 100 50 С Рис. 3. Образование месторождений типа SEDEX и изменение состояния внешних геосфер Земли в позднем докембрии—фанерозое: А — распределение месторождений типа SEDEX; Б — распределение запасов руд месторождений типа SEDEX; В — глобальная кривая изменения величины 634S морских сульфатов (тонкой линией показан график, отвечающий баритам прогиба Селвин) fClaypool et al., 1980; Goodfellow, 2004]; Г — график изменения изотопного состава серы сингенетического пирита на месторождениях прогиба Селвин fGoodfellow, 2004]; Д — кривая изменения изотопного состава углерода карбонатных пород морского происхождения [Аг-thur, Sageman, 1994]. Серыми вертикальными полосами отмечены периоды стратификации толщи морских вод и возникновения аноксических условий в придонном слое воды, установленные по
данным изучения изотопных составов серы и углерода
РЬ), включая первые на Земле крупные стратиформ-ные залежи сульфидных свинцово-цинковых руд в терригенных и терригенно-карбонатных породах (тип SEDEX), а также специфический характер их соотношения во времени с другими типами руд цветных металлов (в частности, с вулканогенными колчеданными).
Заключение. Процессы образования вулканогенных колчеданных и стратиформных свинцово-цинко-вых месторождений занимают весьма различную позицию в геологической истории планеты. Если кол-чеданообразование относится к числу древнейших рудообразующих процессов и сопровождало вулканизм на протяжении последних 3,5 млрд лет, то наиболее древние из месторождений SEDEX появились лишь на границе раннего и среднего протерозоя, т.е. около 1850 млн л. н.
Главные пики рудообразования разных типов сильно разобщены во времени и отвечают различным
стадиям суперконтинентальных циклов. Если более 50% запасов руды и 33% от общего числа месторождений SEDEX сформировалось в конце раннего протерозоя (1900—1600 млн л.н.) и сопровождалось деструктивными процессами в пределах Пангеи-I, то образование свыше половины всех вулканогенных колчеданных месторождений (52%) и большей части запасов колчеданных руд (65%) отвечало становлению суперконтинента Пангея в раннем—среднем палеозое, а менее значительные пики колчеданообразо-вания — становлению Пангеи-0 и Пангеи-1.
В то же время совместное проявление относительно немногочисленных колчеданных месторождений типа бесси и месторождений SEDEX в пределах одних и тех же рифтогенных структур в периоды де-
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Густафсон Л.Б., Уильяме Н. Стратиформные месторождения меди, свинца и цинка в осадочных породах // Генезис рудных месторождений. Т. 1. М.: Мир, 1984. С. 156-244.
2. Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Развитие Земли. М.: Изд-во МГУ, 2002.
3. Старостин В.И., Пелымсшй Г.А., Дергачев А.Л., Сакия Д.Р. Свинцово-цинковое оруденение в эволюции Земли // Изв. секции наук о Земле РАЕН. 2001. Вып. 7. С. 5-22.
4. Хаин В.Е. Проблемы тектоники раннего докембрия // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2000. № 4. С. 13—24.
5. Arthur М., Sageman В.В. Marine shales: Depositional mechanisms and environments of ancient deposits // Ann. Rev. of Earth and Planetary Sci. 1994. Vol. 22. P. 499-551.
6. Broadbent G.C., Myers R.E., Wright J.V. Geology and origin of shale-hosted Zn-Pb-Ag mineralization at the Century deposit, northwest Queensland, Australia // Econ. Geol. 1998. Vol. 93. P. 1264-1294.
7. Clay poo I G.E., Holsen IV. Т., Kaplan I.R. et al. The age curves of sulfur and oxygen isotopes in marine sulfate and their mutual interpretation // Chem. Geology. 1980. Vol. 28. P. 3—4.
8. Cooke D.R., Bull S.W., DonovanS., Rogers J. R. K-meta-somatism and base metal depletion in volcanic rocks from the McArthur basin, Northern Territory — implication for base metal mineralization // Econ. Geol. 1998. Vol. 93. P. 1237-1263.
9. Cooke D.R., Bull S. W., Large R.R., McGoldrick P.J. The importance of oxidized brines for the formation of Australian Proterozoic stratiform sediment-hosted Pb-Zn (Sedex) deposits // Ibid. 2000. Vol. 95. P. 1-17.
10. Des Marais D.J. Tectonic control of the crustal organic carbon reservoir during the Precambrian // Chem. Geology. 1994. Vol. 114. P. 303-314.
11. Eldridge C.S., Williams N., Walshe J.L. Sulfur isotope variability in sediment-hosted massive sulfide deposits as determined using the ion microprobe SHRIMP: II. A study of the HYC deposit at McArthur River, Northern Territory, Australia // Econ. Geol. 1993. Vol. 88. P. 1-26.
12. Etheridge M.A., Wall V.J. Tectonics and structural evolution of the Australian Proterozoic // Geol. Soc. of Australia Abstr. 1994. N 37. P. 102-103.
струкции суперконтинентов обусловило определенное сходство в распределении во времени месторождений этих типов. Другой причиной этого было примерно одновременное образование на стадиях становления суперконтинентов Родиния и Пангея различных по типу колчеданных месторождений, возникавших в пределах островных дуг и задуговых бассейнов, и месторождений 5ЕОЕХ, связанных с задуговы-ми континентальными рифтами удаленной зоны. Главными причинами подобных соотношений вулканогенного колчеданного и стратиформного свинцо-во-цинкового оруденения в истории Земли являются тектонический фактор и важные необратимые изменения в состоянии внешних геосфер планеты.
13. Goodfellow W.D. Geology, genesis and exploration of SEDEX deposits, with emphasis on the Selwyn Basin, Canada // Sediment-hosted lead-zinc sulfide deposits: Attributes and models of some major deposits of India, Australia and Canada. Delhi, 2004. P. 24-99.
14. Gower C.F., Tucker R.D. Distribution of pre-1400 Ma crust in the Grenville Province: Implications for rifting in Laurentia-Baltica during Geon 14 // Geology. 1994. Vol. 22. P. 827-830.
15. Hinman M. Constraints, timing and processes of stratiform base metal mineralization at the HYC Ag-Pb-Zn deposit, McArthur River // Econ. Geol. Res. Unit Contribution. 1996. Vol. 55. P. 56-59.
16. Holland H.D. Sea level sediments and the composition of seawater //Amer. J. of Science. 2005a. Vol. 305. P. 220-239.
17. Holland H.D. Sedimentary mineral deposits and the evolution of Earth's near-surface environments // Econ. Geol. 2005b. Vol. 100. P. 1489-1509.
18. Huston D.L., Stevens В., Southgate P.N. et al. Australian Zn-Pb-Ag ore-forming systems: A review and analysis // Econ. Geol. 2006. Vol. 101. P. 1117-1157.
19. Hutchinson R.W. Mineral deposits as guides to su-pracrustal evolution // Evolution of the Earth. American Geophysical Union. Geodynamics Ser. 1981. Vol. 5. P. 120—132.
20. Kasting J.F. Earth's early atmosphere // Science. 1993. Vol. 259. P. 920-926.
21. Large R.R., Bull S.W., Cooke D.R., McGoldrick P.J. A genetic model for the HYC deposit, Australia: Based on regional sedimentology, geochemistry, and sulfide-sediment relationships // Econ. Geol. 1998. Vol. 93. P. 1345-1368.
22. Melezhik V.A., Fallick A.E., Rychanchik D.V., Kuznetsov A. V. Paleoproterozoic evaporates in Fennoscandia: Implications for seawater sulphate, the rise of atmospheric oxygen and local implication of the 813C excursion // Terra Nova. 2005. Vol. 17. P. 141-148.
23. Williams P.J. An introduction to the metallogeny of the McArthur River-Mount Isa-Cloncurry mineral province // Econ. Geol. 1998. Vol. 93. P. 1120-1131.
Поступила в редакцию 13.11.2007
