|
Wstęgowe rudy żelaziste.jpg) Wstęgowe rudy żelaziste[1], wstęgowe formacje żelaziste[2], żelazista formacja wstęgowa[3] (BIF, od ang. banded iron formation) – skały osadowe o charakterystycznym warstwowaniu lub laminacji, zawierające co najmniej 15% żelaza[4]. Składają się z tlenków, siarczków lub węglanów żelaza przedzielonych cienkimi warstewkami czertów[5]. Rudy te tworzą największe światowe złoża rud żelaza o znaczeniu gospodarczym i w drugiej połowie XX w. oraz w XXI w. są głównym źródłem wydobycia rud żelaza[6] Opis Wstęgowe rudy żelaziste są gęstymi skałami złożonymi z warstw bogatych w żelazo ułożonych naprzemiennie z warstwami bogatymi w kwarc. Są charakterystyczne dla prekambru. Większość z nich ma 3,5–1,9 miliarda lat, w skałach fanerozoicznych praktycznie nie występują[7][8]. Pochodzą głównie z eonu proterozoicznego, chociaż znane są także z eonu archaicznego. Ze względu na wiek większość z tych skał była poddana raz lub kilkukrotnie procesom orogenicznym, dlatego są one przeważnie sfałdowane lub zmetamorfizowane. Złoża wstęgowych rud żelazistych występują na wszystkich kontynentach. Wiele z nich ma znaczenie ekonomiczne[4][9]. Do wstęgowych rud żelazistych należy m.in. jaspilit i takonit[9]. PochodzenieWstęgowe rudy żelaziste powstawały w środowisku otwartego morza. Zawierają one hematyt, ale także magnetyt, w którym żelazo występuje na niższym stopniu utlenienia. Świadczy to o warunkach panujących w prekambryjskich morzach, w których do około 1,9 miliarda lat temu stężenie tlenu było niskie[7][8]. Ich powstanie jest wiązane z różnymi czynnikami: wulkanizmem, odkładaniem się naprzemiennie żelaza i krzemionki w związku ze zmianami pór roku, utlenieniem osadów bogatych w żelazo w trakcie ich depozycji i wytrącaniem się z roztworu ze względu na panujące warunki redoks[4]. Wstęgowe rudy żelaziste występują w formacji Isua na Grenlandii, reprezentującej jedne z najstarszych skał na Ziemi (liczą ponad 3,8 miliarda lat)[10]. W paleoproterozoicznych skałach formacji Negaunee (2,11 mld lat) w pobliżu północnoamerykańskich Wielkich Jezior występują skamieniałości opisane jako Grypania spiralis, reprezentujące jedne z najstarszych znanych makroskopowych skamieniałości i przypuszczalnie jedne z pierwszych eukariontów (skręcone glony)[9]. W oceanach wczesnego archaiku żelazo na drugim stopniu utlenienia (Fe2+aq), pochodzące z procesów hydrotermalnych, mogło być ważnym reduktorem dla procesów pierwotnej, anaerobowej fotosyntezy. W jej wyniku powstawał biogeniczny węgiel i tlenek żelaza(III), który odkładał się na dnie morza, co także mogło przyczyniać się do powstawania BIF. Na przełomie archaiku i proterozoiku bujny rozkwit mikroorganizmów fotosyntetyzujących spowodował wzrost zawartości wolnego tlenu w powietrzu (wielkie zdarzenie oksydacyjne). Przez długi czas tlen wytwarzany przez organizmy był wiązany chemicznie, wchodząc w reakcje z substancjami takimi jak związki zredukowanego żelaza. Skutkiem tego było odłożenie w płytkich morzach, w strefie upwellingu bogatych w żelazo wód głębinowych, największych w historii Ziemi ilości wstęgowych rud żelazistych (2,63–2,42 mld lat temu). Rezerwuary chemiczne zaczęły się jednak wypełniać; po ich wypełnieniu poziom tlenu w atmosferze znacznie wzrósł, co wiązało się także ze spadkiem temperatur. Ponad rudami żelaza na wielu kontynentach występują osady zlodowaceń hurońskich[11]. ZanikOkoło 1,9 miliarda lat temu tempo powstawania wstęgowych rud żelazistych znacznie spadło, aż wreszcie przestały się tworzyć. Wiązało się to prawdopodobnie ze wzrostem stężenia tlenu w atmosferze ziemskiej, albo poprzez wzrost zawartości tlenu w wodach morskich, albo w związku z polepszeniem cyrkulacji wód oceanicznych, wcześniej cechujących się silną stratyfikacją, z utlenioną warstwą powierzchniową i anoksyczną strefą wód głębinowych. Równocześnie z zanikiem wstęgowych rud żelazistych wzrosła ilość czerwonych osadów krzemionkowych; zawarty w nich hematyt często tworzył się jako minerał wtórny wskutek utleniania innych minerałów żelaza[7][11][12]. Jako jedną z możliwych przyczyn wymieszania wód oceanicznych wskazano uderzenie planetoidy w dno morskie 1,85 miliarda lat temu, na obszarze dzisiejszej Kanady, które utworzyło krater Sudbury, jeden z największych zachowanych na Ziemi[13]. Jednak wstęgowe rudy żelaziste występują jeszcze w skałach z Australii młodszych niż 1,8 mld lat, zatem zanik BIF na świecie miał charakter stopniowy i diachroniczny[11]. Prawie miliard lat później, około 800 milionów lat temu (neoproterozoik) wstęgowe rudy żelaziste na krótko pojawiły się ponownie w zapisie kopalnym. Ich powstanie było skorelowane w czasie ze zlodowaceniami kriogeńskimi, które dotknęły w tym czasie Ziemię, co stało się jedną z podstaw modeli globalnego zlodowacenia. W oceanach skutych pokrywą lodową mogły wystąpić warunki beztlenowe, co doprowadziłoby do wzrostu stężenia jonów żelaza; po ustąpieniu zlodowaceń utlenienie żelaza mogło spowodować powstanie rudy. Jednakże najstarsze neoproterozoiczne BIF powstały przed zlodowaceniami, a ich tworzenie się wiązane jest raczej z procesami ryftowymi, które rozerwały superkontynent Rodinii. Po ustąpieniu zlodowaceń kriogeńskich wstęgowe rudy żelaziste generalnie zniknęły z zapisu kopalnego[11]. Nieoczekiwanie w 2018 roku w zachodnich Chinach zidentyfikowano najmłodsze skały tego rodzaju, pochodzą one sprzed 527 milionów lat (terenew, najstarszy kambr) i wskazują, że zmiany chemizmu oceanów na przełomie proterozoiku i fanerozoiku następowały stopniowo i diachronicznie[14]. Przypisy
Bibliografia
Identyfikatory zewnętrzne:
|
