На вопрос - могут ли быть найдены древние неизмененные океанские ЖМО на суше - ответ может быть только отрицательным, поскольку "пережить" тектоно-магматический катаклизм, в результате которого произошел бы столь резкий подъем ложа океана, ЖМО без растворения не могут. Однако в растворенном состоянии рудное вещество ЖМО может достигать окраин океана и формировать раздельные железистые и марганцевые месторождения в тех минеральных формах (окислы, карбонаты), которые соответствуют новым условиям отложения.
Гигантское раннепротерозойское Fe и Mn рудоотложение произошло в результате, как уже упоминалось, глобальных катаклизмов.
Предложенная выше модель образования рудных формаций позволяет объединить процессы, происходящие в океане и на суше, она замыкает круговорот Mn на Земле по схеме: кора выветривания терригенный снос ЖМО океана месторождения Mn на суше. Принципиальная разница между этими этапами в том, что первый происходит эволюционно на протяжении всей истории Земли, а второй (формирование месторождений) связан с крупными, но геологически относительно кратковременными тектоно-магматическими катаклизмами, происходящими в пределах океанского ложа. Поэтому в истории Земли формирование марганценосных формаций было крайне неравномерным. Помимо крупнейшего протерозойского события, меньшее по масштабам, но также значимое, произошло в кайнозое (олигоцен), когда по периферии Паратетиса сформировались крупные месторождения - Чиатурское, Никопольское, Варненское и др. Условия отложения, химизм руд и минералогическая зональность в этих формациях весьма сходны с протерозойскими, отстоящими друг от друга во времени почти на 2 млрд лет.
Важно отметить, что оба этапа наиболее интенсивного накопления Mn произошли в Индо-Атлантическом сегменте Земли. По-видимому, именно в нем было наибольшее скопление континентальных блоков, периодически сходящихся в суперконтиненты. Что касается Тихого океана, то на окружающих его континентах подобных месторождений нет, но сопоставимые по масштабам отложения находятся в рудных полях его ложа. По данным Андреева [1994] прогнозные ресурсы Mn в Мировом океане оцениваются в 18,153 млн тонн, а на суше - в 15,571 млн тонн, т.е. находятся в соотношении близком к единице (1,2). Иными словами асимметрия океанского Mn-накопления сопровождается асимметрией Mn-отложений на суше. Это свидетельствует о генетических связях между этими формациями на Земле, с одной стороны, а, с другой, является доказательством разной геологической истории Индо-Атлантического и Индо-Тихоокеанского сегментов. Асимметрия осадочного Mn-накопления в общем коррелирует со структурной асимметрией Земли, уточняя ее границу, которая проходит в центральной части Индийского океана [Базилевская, 1997].
Таким образом, существенно различающиеся по накоплению Mn сектора Мирового океана, имеют разную геологическую историю образования, но вмещают единую по составу морскую воду, история образования которой многократно превышает возраст ложа современного океана. Мобильность океанского дна, его постоянное обновление, исходящее от спрединговых центров, а также по иным причинам, приводит к тому, что древнейшая морская вода и неразрывно связанный с ней замкнутый круговорот Mn в океане, делают процесс океанского рудогенеза непрерывным и независимым от возраста ложа океана, но существенно зависимым от времени и механизма образования того или иного океанского бассейна.
В определенные периоды развития Земли создавались экстремальные условия, когда Mn, растворенный в восстановительных условиях (вместе с Fe), выносился в прибрежные окраины континентов и тогда возникали крупнейшие осадочные месторождения на суше (ранний протерозой, олигоцен). Основная масса их приурочена к континентам Индо-Атлантического сектора Земли. Интересно, что по общим запасам Mn они сопоставимы с массой Mn, связанного в рудных полях Индо-Тихоокеанского сектора Мирового океана. Это коррелирует с представлением о древности существования Тихоокеанского бассейна и не противоречит модели, что этот сектор Земли был исходно океаническим. Об этом говорит и тот факт, что практически все палеореконструкции расположения континентов в геологической истории оставляют эту часть планеты целиком, либо частично лишенной сиалических масс.
В качестве вывода отметим, что асимметрия океанского рудогенеза хорошо вписывается в давно развиваемые в отечественной геологии представления о тектонической асимметрии Земли - разделении земного шара на два структурно и геоисторически различных сегмента - Тихоокеанский и Индо-Атлантический [Пущаровский, 1972]. Отмеченные нами различия в рудогенезе континентального и океанического полушарий, а равно двух половин Индийского океана и их причины, как представляется, дадут новый импульс для дальнейшего развития глобальной тектоники и исторической геологии.
Отметим, что мировоззрение авторов в аспекте данной статьи формировалось в значительной мере в ходе геолого-геодинамических и металлогенических исследований, проводившихся в течение длительного времени Геологическим институтом РАН в акваториях Центральной и Южной Атлантики.
Андреев С. И., Геохимия железо-марганцевых образований Мирового океана, Кобальтоносные железо-марганцевые корки Тихого океана, c. 6-19, ВНИИОкеангеология, Спб., 1993.
Андреев С. И., Металлогения железо-марганцевых образований Тихого океана, 191 c., Недра, Спб., 1994.
Базилевская Е. С., Роль диагенеза в формировании железо-марганцевых конкреций в рудной провинции Кларион-Клиппертон, Тихоокеанская геология, (6), 60-70, 1985.
Базилевская Е. С., Рудогенез центральных сегментов Срединно-Атлантического хребта, Разломные зоны Центральной Атлантики, Вып. 495, c. 109-146, Тр. ГИН РАН, Москва, 1995.
Базилевская Е. С., Железо-марганцевые отложения в океанах: геоисторические и металлогенические аспекты, Тихоокеанская геология, 1, (2), 73-79, 1997.
Базилевская Е. С., Ильичева Л. В., Степанец М. И., О механизме формирования железо-марганцевых конкреций океана, Литология и полезные ископаемые, (4), 85-93, 1979.
Батурин Г. Н., Руды океана, 304 c., Наука, Москва, 1993.
Витовский Н. А., Эланго М. А., Электронные возбуждения и дефекты кристаллов, Природа, (12), 49-57, 1985.
Галимов Э. М., О возникновении и эволюции океана по данным об изменениях 18 O/ 14 O осадочной оболочки Земли в ходе геологического времени, Докл. АН СССР, 299, (4), 966-981, 1988.
Гаррелс Р., Маккензи Ф., Эволюция осадочных пород, 271 c., Мир, Москва, 1974.
Лисицин А. П., Богданов Ю. А., Гурвич Е. Г., Гидротермы и руды на дне океана, Металлогения современных и древних океанов, c. 390-401, Москва, 1992.
Металлогеническая карта Мирового океана, Объяснительная записка, Ред. С. И. Андреев, 221 c., ВНИИОкеангеология, СО ИНТЕРОКЕАНМЕТАЛЛ, 1998.
Моссаковский А. А., Пущаровский Ю. М., Руженцев С. В., Крупнейшая структурная асимметрия Земли, Геотектоника, (5), 3-18, 1998.
Пущаровский Ю. М., Введение в тектонику Тихоокеанского сегмента Земли, 222 c., Наука, Москва, 1972.
Пущаровский Ю. М., Новикова А. С., Древнейшие океаны Земли, Природа, (1), 43-52, 1992.
Сорохтин О. Г., Ушаков С. А., Природа тектонической активности Земли, 292 c., ВИНИТИ, Москва, 1993.
Фролова Т. И., Жарикова Э. Н., Золотарев Б. П. и др., Магматические породы дна юго-восточной части Тихого океана и их вторичные преобразования в свете проблемы происхождения металлоносных осадков, Металлоносные осадки юго-восточной части Тихого океана, c. 48-71, Наука, Москва, 1979.
Хаин В. Е., Божко Н. А., Историческая геотектоника, Докембрий, 383 c., Недра, 1988.
Хаин В. Е., Ломизе М. Г., Геотектоника с основами геодинамики, 478 c., Изд-во МГУ, Москва, 1995.
Шуколюков Ю. А., Звездная пыль в руках, Соросовский обозревательный журнал, (7), 74-80, 1996.
Anderson, D. L., Hotspots polar wander, Mesozoic convection, and the geoid, Science, 223, 347-355, 1984.
Barley, M. E., Pickard, A. L., and Silvester, P. I., Emplacement of a large igneous province as a possible cause of banded iron formation 2,45 billion years ago, Nature, 385, (6611), 55-57, 1997.
Dorn, R. I., Krinsly, H., Liu, T. et al., Manganese-rich rock varnish dies occur in Antarctica, Chem. Geol., 99, (4), 289-298, 1992.
Gurnis, V., Large scale mantle convection and the aggregation and dispersal of supercontinents, Nature, 332, 697-699, 1988.
Hem, J. D., Chemical factors that influence the availability of iron and manganese in aqueous systems, Bull. Geol. Soc. Am., 83, 443-450, 1972.
Jenkins, H. S., Early history of the oceans, Oceanus, Winter, 36, (4), 49-52, 1993/1994.
Krauskopf, K. B., Separation of manganese from iron in sedimentary processes, Geochim. et Cosmochim. Acta, 12, 61-84, 1957.
Meteorites and Early Solar System, The University of Arizona Press, p. 1269, Tuscon. 1988.
Nutman, A. P., Mojzsis, S. J., and Friend, C. R. L., Recognition of < 3850 Ma water-lain sediments in West Greenland and their significance for the early Archaean Earth, Geochim. et. Cosmochim. Acta, 61, (12), 1997.
Piper, J. D. A., The Precambrian paleomagnetic record, The case for the Proterozoic supercontinent, Earth and Planet. Sci. Lett., 59, 61-89, 1982.
Rogers, J. J. W., A history of continents in the past three Billions Years, Jour. Geology, 104, 91-107, 1996.
Schissel, D., and Aro, Ph., The major early Proterozoic sedimentary iron and manganese deposits and their tectonic setting, Econom. Geology, 97, (5), 1367-1374, 1992.
Urung, R., The assambly of Gondwanaland, Episodes, 19, (1-2), 11-19, 1996.