В раннем протерозое на архейском субстрате накапливались карбонатно-терригенные, возможно вулканогенные толщи ишагинского комплекса, претерпевшие региональный метаморфизм амфиболовой фации. В результате кремнещелочного метасоматоза образовались теневые мигматиты, метасоматические гранитоиды, гранито-гнейсовые валы, линейные зоны амфиболитов чонгульского, ишагинского, а также вторичные кварциты и карбонатные породы урульгинского метаморфического комплексов. Все эти образования сформировали сиалический кристаллический фундамент.
В раннем и позднем протерозое блоки фундамента метаморфизовались в амфиболовой фации, образовав мигматит-плутоны, которые на поверхности подвергались интенсивной эрозии. В условиях среднерифейской трансгрессии в прикотинентальном шельфе формировалась песчаниково-алевролитовая надаровская свита, содержащая также тела карбонатных пород. В наступивший режим активной континентальной окраины осадочные породы метаморфизовались в условиях зеленосланцевой фации, в которую внедрились небольшие интрузии основных и ультра- основных пород среднерифейского стрель- цовского комплекса. В среднем-позднем рифее сформировались крупные массивы метасоматических гранитоидов урульгинского комплекса, частично заместившие раннепротерозойские и среднерифейские образования. Последние в экзоконтактовых зонах гранитных массивов подверглись ороговико- ванию и скарнированию. Наступивший затем континентальный режим сопровождался интенсивной эрозией.
Новая трансгрессия позднего рифея формировала осадки даурской серии алев-ролито-кварцевопесчаниковой формации урулюнгуйской свиты с проявлением магматической базальт-риолитовой и туфогенной деятельности. В дырбылкейское и нортуйское время формировалась известково-доломитовая формация, в которой иногда накапливались маломощные прослои фосфатизированных пород. В процессе складчатой деформации в конце рифея внедрились небольшие тела гранитов бухотуйского комплекса редкометалльно-редкоземельной металлогенической специализации.
Представленные далеко не однозначно интерпретируемые по возрасту докембрий- ские комплексы характеризуются сходными геологическими обстановками, сформированными в условиях активного взаимодействия трансгрессивно-регрессивных осадочных и магматогенно-метасоматических формаций, способствовавших формированию первичной фосфоритовой минерализации без преобладающего участия фосфора органического происхождения.
Генетические особенности фосфоритов. Фосфориты - это осадочная порода, состоящая преимущественно из фосфатных скрыто- или микрокристаллических минералов группы апатита. Кроме фосфатов кальция в их состав входят доломит, кальцит, кварц, халцедон, глауконит; в меньшей мере - глинистые минералы, алюмосиликаты, железистые минералы (пирит, лимонит), органические вещества. Текстуры и структуры фосфоритов близки к таковым мелкозернистым известнякам, поскольку фосфориты нередко представлены диагенетическими фосфатами, замещающими карбонатные минералы.
Самой замечательной особенностью фосфоритов является их полигенетичность - образование из разных источников фосфора и посредством разных механизмов, что свидетельствует об отсутствии единого процесса их образования [16; 28; 29]. По Н. С. Шат- скому [22], важным фактором фосфогенеза является вулканизм. Содержание фосфора и значения фосфорных модулей в вулканогенно-осадочных породах (туффоидах) подвержены очень сильным вариациям. Фосфориты встречаются во многих осадочных формациях продуктов вулканизма, кроме яшмовой.
Природными носителями фосфора часто являются фосфорсодержащие вулканогенные гидротермы, связь которых с вулканизмом преимущественно опосредованная.
Учёный-литолог Н. Г. Бродская [2] указывает на прямую корреляцию фосфора с гидроксидами железа и марганца большинства гидротермалитов. Для совокупности древних метакарбонатных пород среднемедианные значения фосфористости (более 300 анализов) выше, чем в неметаморфизован- ных карбонатах. Предполагается, что древние первичные карбонатные осадки формировались в бассейнах, воды которых были богаче фосфором, нежели в фанерозое [25]. В кремнистых же гидротермалитах кремнезём является разбавителем для фосфора, что выражается в отрицательной корреляции Р205 и SiO2.
Фосфор обычно привносится при щелочном метасоматозе, включая альбитиза- цию и калишпатизацию, при воздействии гидротермальных растворов. Содержание фосфата в породах, подвергнутых такому метасоматозу, может возрасти до 0,4...0,6 %. Наиболее богаты фосфором терригенные морские и океанские осадки, а среди них наиболее глинистые. Осадки кремнистые в целом беднее терригенных, но самыми бедными на фосфор являются карбонатные осадки. Академик А. Б. Ронов [18] считает, что главными носителями кларкового фосфора в карбонатных породах является остаточное органическое вещество и силикатно-сорбированный фосфор в глинистом веществе. Самой благоприятной для фосфатонакопления является глауконитовая фация.
Все апатиты морского происхождения представлены франколитами, содержащими суммарный карбонат и фтор в избытке над теоретическим отношением F/Р205, равным 0,09 для фторапатита; франколит более растворим, чем фторапатит. От карбонатности франколитов зависит не только их растворимость, но и содержание элементов-примесей. Так, в более карбонатных франколитах содержится больше урана: и4+, который не только изоморфно замещает Са2+ в фосфате, но и сорбируется в дефектах решётки в количестве, прямо пропорциональном карбонатности [19].
Поскольку фосфаты Са, Fe (II) и Fe (III) плохо растворимы, главными для фосфора геохимическими барьерами являются кальциевый, закисно- и окисно-железный. В существенно терригенном осадке карбонат возникает в диагенезе путём стягивания Са в конкреции. С другой стороны, избыток кальция в растворе ведёт к росту карбонатной щёлочности иловых вод и растворению фосфата Са. Эти два обстоятельства являются причиной громадного значения диагенеза в формировании всех фосфоритов [26].
Важной разновидностью Са-барьера является метасоматический. При нём происходит фосфатизация карбонатного осадка, породы - карбонатная группа замещается фосфатной группой: (С03)2- ^ (Р04 )3-. Геологическая важность этого процесса состоит в том, что именно ему, скорее всего, обязано формирование крупнейших месторождений фосфоритов в карбонатных толщах рифея-кембрия.
В геохимии фосфора диагенез играет исключительную роль; стадии литогенеза обязано формирование знаменитых жел- ваковых фосфоритов. Главными концентраторами фосфора являются собственно фосфатные конкреции и микроконкреции с преобладанием в их составе франколита, и фосфатсодержащие существенно карбонатные, существенно кремнистые и силикатно-кремнистые комплексы. Обогащённые апатитом архейские и протерозойские мета- морфиты, представляющие собой метамор- физованные древние фосфориты, описаны на Воронежском кристаллическом массиве, на Балтийском и Алданском щитах.
Академик Н. С. Шатский [23] выделил вулканогенно-кремнистую, терригенно-кар- бонатную и глауконитовую группы фосфоритоносных формаций. В этих группах установлены также латеральные и вертикальные ряды формаций. Однако Н. И. Юдин [25], рассмотрев минералы, постоянно сопровождающие фосфориты и соответствующие горные породы, пришёл к выводу об отсутствии между ними какой-либо достоверной генетической связи. Это говорит о том, что фосфориты образуются практически во всех литологических типах пород: терригенных (песчаные, алевритовые, глинистые), карбо- натно-терригенных (мергели), карбонатных (известняки и доломиты), кремнистых (радиоляриты и диатомиты, трепела и опоки), вулканогенно-осадочных (туфы и туффиты).
Процесс образования фосфоритов в древнем океане как минимум двухэтапный, требующий предварительного накопления фосфора в воде (из кларковых концентраций фосфора в водах), и полифосфатный - в форме франколита [7]. Источником фосфора, поступавшего в море, являлся континентальный снос, точнее интенсивность этого процесса в периоды активной эрозии и выветривания континентов. Усилению континентального сноса способствовали орогенные процессы. Для франколита в древних фосфоритах характерны незначительная степень изоморфизма СО3-2 - РО4-3 (не более 2 % С02), величина отношения F/P2O5 в значении менее 0,89 (меньшим, чем у фторапатита) и изоморфизма ОН-1^-1. Первоисточниками фосфора могли служить восходящие океанские течения (апвеллинг), в меньшей мере массивы суши и подводная вулканическая деятельность.
Фосфор, как и углерод, является важнейшим биоэлементом, без которого невозможна жизнь на нашей планете. Графики развития биоты и накопления фосфора параллельны. Без фосфора невозможно функционирование механизма наследственности (ДНК, РНК), метаболизм (АДФ, АТФ) и существование клеток (фосфолипиды клеточных мембран). Молекулы ДНК состоят из шести групп устойчивых атомных группировок, одна из которых представлена фосфорной кислотой. Молекулы дезоксирибозы и фосфорной кислоты являются как бы «строкой инструкции», на которой записывается основная генетическая информация.
У выходов минеральных гидротерм на дне океанов из СО2 и Н2О хемосинтезом - окислением S, Н^, Fe+2, Мп+2, Sb+3, Н2, СН4 при температуре 300 °С синтезируются автотрофные микроорганизмы в виде бактерий. Хемосинтез раздвигает границы и биосферы, и условий формирования бактерийПавленко Ю.В. Органическая жизнь: факторы происхождения и эволюция. - Чита: ЗабГУ, 2019. - 168 с.. Удивляет их взрывная плодовитость: за шесть часов первоначальное число бактерий увеличилось в двести пятьдесят тысяч раз, а повсеместность, бессмертность прокариот сохраняется даже в кипящей воде и при атомной катастрофе. В геноме ДНК (хромосоме) у большинства бактерий находится от 160 тыс. пар до 12,2 млн пар оснований. Известны всего менее 9300 видов бактерий и архей, общее же число видов только бактерий, по разным оценкам, составляет от 107 до 109, но и они, вероятно, на порядки меньше их настоящего количества.
Несмотря на ничтожность общей массы живого вещества, бактериальная масса представляет мощнейший фактор преобразования гидросферы, атмосферы, части литосферы, а также рудообразования. По
В. А. Ермолову и др. (2004), живое вещество ежегодно производит 232,5 млрд т сухого органического вещества, 46 млрд т углерода, 6-1059 т азота, 2-1059 т фосфора, кальция, калия, магния, серы, железа и др., а также 266 млрд т кислорода.
Начало позднего рифея знаменует широкое распространение эукариот в виде планктонных организмов (около 1,6 млрд лет). В среднем рифее (1350-1030 млн лет) появились и расселились многоклеточные, прикреплённые ко дну бентоносные формы и подвижные илоеды, оставляющие ка- таграфии (1,2 млрд лет). В верхнем рифее (1030 - 610 млн лет) «царствовали» строматолиты и акритархи, последние напоминали споры растений, фактически это фито- и зоопланктон. Среднерифейский этап развития органического мира связан, вероятно, с достижением точки Пастера - содержание кислорода в атмосфере достигло величины 0,1 % относительно современного. Это способствовало развитию организмов с кислородным дыханием, их появлению у поверхности воды, расселению в тёплом мелководье, а также обеспечило минимальную защиту от ультрафиолетового излучения.
Приведённые факты свидетельствуют, что в древнем мировом океане первичными источниками фосфора являются эрозия континентов, континентальный снос и фосфатоносная биота. Последняя формировалась в участках интенсивной тектономагматической деятельности моря, связана с водородными термами базальтового вулканизма при активном участии прокариот (4-2 млрд лет), эукариот (2-1,5 млрд лет), одноклеточных животных (1,5-1,2 млрд лет) и кишечнополостных (1,2-0,5 млрд лет назад). По А. В. Казакову [14], Г. Н. Батурину [1], в зоне морского шельфа при устойчивом, длительном подъёме из глубин 1000...400 м (зона абвелинга) из вод, насыщенных углекислотой и фосфатами, в аридной зоне выпадали в осадок, как показано на рисунке, хемогенные фосфориты. На глубине 100.150 м вследствие падения парциального давления С02, повышения температуры воды в восходящем потоке наступал предел насыщения, в котором в осадок выпадали фосфатизованный ил и карбонаты кальция [20]. Связь конкреционных фосфоритов с платформенными отложениями А. В. Казаков объяснял тем, что моря обладали широким пологим шельфом, на котором осаждавшиеся фосфаты «размазывались» на большой территории.
Накопление рифейских терригенных обломочных песчано-глинистых и карбонатных отложений СРП сопровождалось высокой вулканической активностью, обусловившей преобладание в стратифицированных разрезах эффузивов основного состава. Завершающие стадии развития эвгеосинклинали характеризовались мафитовым и ультрама- фитовым магматизмом. Формирование вулканогенно-осадочных толщ и сопутствующий магматизм являются ведущими факторами формирования и фосфоритовой минерализации СРП [9].
Интрузивные тела габброидов и пирок- сенитов в фундаменте кальдеры картируются в тех же структурных участках, в которых интенсивно проявились вулканизм и пнев- матогидротермальные преобразования в последующие эпохи. Осадочно-вулканогенные и интрузивные образования многократно вовлекались в метаморфо-метасоматиче- ские преобразования в протерозое и фане- розое, в результате чего сформировались сложные комплексы метаморфических и ультраметаморфических пород, мигматитов, палингенно-метасоматических гранитоидов с признаками реоморфизма и диафтореза, а в зонах динамометаморфизма кремнещелочные метасоматиты и аргиллизиты, сопровождающие урановое оруденение.