Фаялит пирротин

Сульфат магния метан магнезит сероводород

Фаялит форстерит серпентин гематит

Фаялит форстерит серпентин гематит метан

Энстатит серпентин кремнезем

Анортит каолин кальцит

Оливин серпентин магнезит

2CaAl₂Si₂O₈+4H₂O+2CO₂→ Al₄[Si₄O₁₀](OH)₈ + 2CaCO₃ + 110,54 ккал/моль.

Благодаря этим реакциям с одной стороны, в атмосфере Земли поддерживается равновесное и сравнительно низкое парциальное давление углекислого газа, а с другой стороны, в океан постоянно поставляется исходный материал для формирования карбонатных пород.

При гидратации пироксенов из рифтовых зон обильно выносится кремнезем:

6MgSiO₃ + 4H₂O → Mg₆[Si₄O₁₀](OH)₈ + 2SiO₂ + 27,38 ккал/моль,

служащий источником материала для отложения кремнистых осадков, образования кремней и яшм. При окислении двухвалентного силикатного железа до трехвалентного состояния в присутствии углекислого газа образуется абиогенный метан:

4Fe₂SiO₄+12Mg₂SiO₄+18H₂O+CO₂→4Mg₆[Si₄O₁₀](OH)₈+4Fe₂O₃+CH₄+183,47ккал/моль,

а при окислении железа без СО₂, возникает водород:

Fe₂SiO₄+3Mg₂SiO₄+5H₂O → Mg₆[Si₄O₁₀](OH)₈+Fe₂O₃+H₂ + 30,72 ккал/моль.

Соответствующие расчеты показывают, что при гидратации пород современной океанической коры генерируется около 9 млн т в год СН₄ и приблизительно столько же Н₂. При такой скорости генерации метана за каждый миллион лет возникало бы углеводородов больше, чем их имеется на Земле. Отсюда следует, что бóльшая часть этого метана окисляется метан потребляющими бактериями или вместе с водородом удаляется в атмосферу. Однако значительная часть этих летучих эманаций может сохраняться в океанических осадках, формируя в них углеводородные залежи, например, в форме газогидратов.

В океанических рифтовых зонах происходит вынос из мантии в океаны многих рудных элементов, в том числе железа, цинка, свинца, меди, марганца и других рассеянных элементов. Выносится из мантии и сера, образующая сульфиды этих рудных элементов, хотя надо иметь в виду, что заметная часть серы в сульфиды рифтовых зон попадает благодаря восстановлению сульфатной серы океанических вод на метане и водороде из этих же зон по реакциям:

MgSO₄ + CH₄ → MgCO₃ + H₂S + H₂O + 11,35 ккал/моль.

Освобождающийся сероводород является исключительно “агрессивным” минерализатором (выделяющим при реакциях большую энергию), поэтому он тут же восстанавливает железо и другие рудные металлы (медь, цинк, свинец) до сульфидов, буквально “вытягивая” их из базальтов и ультраосновных пород океанической коры, например, по реакции

Fe₂SiO₄ + 2H₂S → 2FeS + SiO₂ + 2H₂O + 56,68 ккал/моль.

Все эти попадающие в воду соединения, в конце концов, переходят в осадок, формируя вокруг горячих источников (“черных курильщиков”) рифтовых зон залежи сульфидов рудных элементов, а на океанической коре – слой металлоносных осадков (Лисицын, Богданов, Гурвич, 1990). Сульфидные залежи с течением времени окисляются и разрушаются, а их рудное вещество также переходит в металлоносные осадки.

Помимо гидротермального обогащения океанической коры рудными элементами в ее низах, на контакте габброидов с дунитами и перидотитами, обычно возникают залежи магматогенных полосчатых хромитовых руд. Их происхождение связано с прямой дифференциацией мантийного вещества непосредственно в магматическом очаге под рифтовыми зонами. Фактически эти руды представляют собой “отстой” плотной фазы – хромитовых кумулатов базальтовых расплавов, опустившихся на дно магматического очага, подстилаемого реститовыми мантийными породами. Этим определяется и обычное положение хромитовых руд между слоями габбро и дунитов в офиолитовых комплексах.

Яркими примерами таких кумулятивных месторождений могут служить Кемпирсайское палеозойское месторождение хромитов на Южном Урале и мезозойские хромитовые месторождения на Балканском полуострове.

Из теории тектоники литосферных плит следует, что вторая ступень обогащение континентальной земной коры как литофильными, так и рудными элементами происходит в зонах поддвига плит под островные дуги и активные окраины континентов за счет их выноса из океанической коры (см. рис.). Мобилизация рудных элементов и их перенос в континентальную кору происходит благодаря процессам дегидратации и переплавления в зонах поддвига плит пород океанической коры и затянутых в эти же зоны пелагических и терригенных осадков. При этом освобождается много связанной в гидросиликатах воды, и возникают мощнейшие горячие и минерализованные флюидные потоки, переносящие с собой в континентальную кору большое количество прежде рассеянных элементов.

Реакции дегидратации пород океанической коры в зонах поддвига литосферных плит во многом протекают по обратной (по сравнению с рифтовыми зонами) схеме – с усвоением уже выделившихся соединений, например SiO₂ и (Сa,Mg)CO₃, и с освобождением новых компонентов.

Рис. 46. Металлогеническая зональность островной дуги, по А. Митчеллу и М. Гарсону (1984)

В противоположность рифтовым зонам их освобождение происходит с затратой дополнительной энергии, генерируемой здесь за счет тепловыделения при трении пододвигаемой литосферной плиты о фронтальные участки надвигаемой плиты. Основная реакция освобождения воды и кремнезема развивается благодаря десерпентинизации третьего (серпентинитового) слоя океанической коры:

Mg₆[Si₄O₁₀](OH)₈ + 38,12 ккал/моль → 3Mg₂SiO₄ + SiO₂ + 4H₂O

Дата добавления: 2017-01-13