Wstęgowe rudy żelaziste

Blok skalny liczący 2,1 miliarda lat, prezentujący warstwowanie charakterystyczne dla wstęgowych rud żelazistych

Wstęgowe rudy żelaziste (BIF, od ang. banded iron formation) – skały osadowe o charakterystycznym warstwowaniu lub laminacji, zawierające co najmniej 15% żelaza[1]. Składają się z tlenków, siarczków lub węglanów żelaza przedzielonych cienkimi warstewkami czertów[2].

OpisEdytuj

 
Paleoproterozoiczny jaspilit z Minas Gerais

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[3][4]. 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[1][5].

Do wstęgowych rud żelazistych należy m.in. jaspilit i takonit[5].

PochodzenieEdytuj

Wstęgowe 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[3][4]. 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[1].

Wstęgowe rudy żelaziste występują w formacji Isua na Grenlandii, reprezentującej jedne z najstarszych skał na Ziemi (liczą ponad 3,8 miliarda lat)[6]. 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)[5].

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[7].

ZanikEdytuj

Około 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[3][7][8]. 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[9]. 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[7].

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[7]. 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[10].

PrzypisyEdytuj

  1. a b c Banded-iron formation (BIF). Encyclopaedia Britannica. [dostęp 2015-07-16].
  2. Stanley 2005 ↓, s. 57.
  3. a b c Proterozoik. Internetowa encyklopedia PWN. [dostęp 2015-07-16].
  4. a b Stanley 2005 ↓, s. 385.
  5. a b c James St. John: Banded iron formations (BIFs). Ohio State University, Newark. [dostęp 2015-07-16]. [zarchiwizowane z tego adresu (2015-01-08)].
  6. Stanley 2005 ↓, s. 362.
  7. a b c d M.J. van Kranendonk, i inni: 16 – A Chronostratigraphic Division of the Precambrian. W: The Geologic Time Scale 2012. Redaktorzy: Felix M. Gradstein, James G. Ogg, Mark D. Schmitz, Gabi M. Ogg. Elsevier Science Limited, 2012, s. 299-392. ISBN 0-444-59425-6.
  8. Stanley 2005 ↓, s. 386.
  9. John F. Slack, William F. Cannon. Extraterrestrial demise of banded iron formations 1.85 billion years ago. „Geology”. 13 (11), s. 1011-1014, 2009. DOI: 10.1130/G30259A.1. 
  10.   Zhi-Quan Li i inni, Earth’s youngest banded iron formation implies ferruginous conditions in the Early Cambrian ocean, „Scientific Reports”, 8, 2018, s. 9970, DOI10.1038/s41598-018-28187-2 (ang.).

BibliografiaEdytuj