Источники вещества пород алферманговой триады.

Алферманголиты формируются в основном за счет экзогенных и эндогенных источников. Количественное соотношение между ними различно для аллитов, ферритолитов и манганолитов и в настоящее время пересматривается. Подвергаются ревизии крайние взгляды Η. М. Страхова, недооценивавшего гидротермальное питание седиментогенных областей. Третий источник — запасы гидросферы — второстепенный, заметно проявляющийся лишь в железорудном процессе.

Экзогенные источники — почти исключительно коры выветривания, идущего повсеместно как на суше, так и на морском дне. Они определяются прежде всего петрофондом — химичес'15 6 ким составом выветривающихся пород (Лисицына, 1973; Лисицын и др., 1980). Кларки всех трех рассматриваемых элементов большие или значительные (вес. %): в земной коре Al — 8,8 (Al2O3 — 16,4), Fe — 5,1 и Mn — 0,1. Кларки глинозема (%)

в горных породах приведены А. П. Виноградовым, с дополнениями по Ф. Кларку (Справочник по литологии, 1983, с. 177): глинистые породы и сланцы — 19,7, песчаники — 4,8, известняки — 0,8, магматические основные породы — 16,5, средние — 16,7, кислые — 14,5. Основным поставщиком Al, таким образом, является большая часть осадочных пород (70—80%): глинистых, граувакковых и аркозовых обломочных. На втором ме-

сте — их метаморфические производные (сланцы, гнейсы, амфиболиты), на третьем — граниты, гипербазиты и базальты. Некоторые из них уже в свежем, невыветрелом состоянии являются рудами на Al: нефелиниты — с 22—28% и анортозиты— с 25—30% Al2O3. А метаморфические породы с породообразующими высокоглиноземистыми минералами — кианитом, силлиманитом, андалузитом, ставролитом, кордиеритом, гранатом —содержат глинозема до 40—50%. На этом основании их даже считают метаморфизованными бокситами, например в верхнеархейской свите кейв на Кольском полуострове, хотя это и оспаривается (Металлогения..., 1966, 1973, 1978 и др.).

Несмотря на такие высокие кларки и широкое распространение, в горных породах всех трех царств пород алферманголитов мало. Особенно это парадоксально по отношению к Al, кларк которого в три раза больше, чем у Ca (2,96), а аллитов, вероятно, в 100 раз меньше известняков. Из множеств объяснений существенны два: большая часть глинозема, освобождаемая выветриванием, здесь же, в коре, снова прочно связывается в силикатных молекулах глинистых минералов — основных по объему и массе продуктов выветривания; Al не накапливается в больших количествах в телах растений и животных, т. е. он в основном не биогенен. С другой стороны, кларк Fe почти в 2 раза меньше, чем Al, а ферритолитов в несколько раз больше бокситов, что объясняется по крайней мере тремя причинами: меньшим вторичным, экзогенным связыванием с кремнеземом или глиноземом в новообразуемых силикатах и других минералах; большей миграционной способностью и заметной биоген-ностью. С Mn и манганолитами противоречия нет: низкие их кларки соответствуют друг другу, что согласуется с большей геохимической подвижностью, слабым сродством с Si в усло-виях экзосферы и небиогенностью. Но если сравнивать с P и фосфоритами, то снова обнаруживается несоответствие: кларки элементов практически одинаковые, но фосфоритов значительно больше манганолитов. Соединения фосфора более растворимы, накапливаются в гидросфере и биогенны. Эндогенные источники на суше и в морях, по Η. М. Страхову (1986, с. 112—130), второстепенные: бокситы без Ti неизвестны, а эксгаляционный вынос Al2O3 всегда без титана, так '15 7 к ак он сбрасывается из гидротермальных растворов еще при рН<2 , a Al2O3 — при рН 4,5—5 и нередко достигает моря, хотя Fe2O3 здесь остается чаще всего на суше (Страхов, 1986, с. 558). Этот глинозем большей частью вступал в реакцию с кремнеземом и образовывал алюмосиликаты. Поэтому содержание Al в морской воде всего около 0,01 мг/л. Эксгаляционный внос Fe и Mn более заметен (Бутузова, 1989; Гаврилов, 1972; Дзоценидзе, 1969; Зеленов, 1972; Металлоносные..., 1979, 1986, 1987; Попов, 1979; Elgerfild, 1976; и др.), но и он явно подчиненный по сравнению с терригенным и составляет 0,3% в Атлантическом и Индийском океанах и 2,6% в Тихом (2,1% для всех океанов) от общей суммы вноса. В абсолютных массах это выражается (в мг/см2 за 1000 лет) для Атлантического океана 1,04 (Fe) и 0,76 (Mn), Индийского — 2,93 и 0,51, Тихого — 11,02 и 4,54; по всем океанам вместе — 14,95 (Fe) и 5,82 (M l (Страхов, 1986, с. 127). Обращает на -себя внимание крайне'малая напряженность выноса эксгаляци-ями Fe+M n за единицу времени в этих океанах: 1,8—3,44— 15,56 мг/см2 за 1000 лет. «Такие ничтожные количества трудно даже представить!» (Страхов, 1986, с. 127).

Особенно малыми эти поступления кажутся на фоне гидротермальных осадков в Красном море, где за 1000 лет накапливается 40 см, что составляет 40 000 мг/см2 за 1000 лет, или 12 000 мг/см2 за 1000 лет (на сухой осадок, если принять его объемный вес за 0,3 г/см3

). Среднее содержание Fe+M n в осадках 29,7%, т. е. накопление рудной массы происходит со скоростью 4000 мг/см2 за 1000 лет, что более чем на два порядка превосходит эксгалятивную седиментацию в Тихом океане и

на три — в других океанах. Η. М. Страхов (1986, с. 128) отмечает, что на отдельных участках эта скорость в Красном море

е ще выше.

В рифтовых зонах срединно-океанических хребтов, особенно в Калифорнийском заливе, подводном хребте Хуан-де-Фука у северо-западного побережья США, 10—12 лет назад были открыты равноценные красноморским, но иные по форме (в виде колонн и башен высотой до сотен метров — «черных и белых курильщиков») сульфидные рудные накопления крупных размеров. Это показывает, что на локальных участках под водой в океанах или в геосинклинальных прогибах на континентах идет напряженный рудный процесс за счет эндогенного источника