Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер




15.09.2020


15.09.2020


15.09.2020


04.09.2020


03.09.2020


03.09.2020


21.08.2020


05.08.2020


05.08.2020


05.08.2020





Яндекс.Метрика
         » » Геолого-генетическая модель магномагнетитовой формации (Ангарская провинция)

Геолого-генетическая модель магномагнетитовой формации (Ангарская провинция)

21.10.2017

Обобщенная геолого-генетическая модель магномагнетитовой формации Сибирской платформы, как оказалось, не может строиться лишь в объеме рудовмещающей структуры любого известного месторождения, так как, во-первых, каждое из них во многом индивидуально; во-вторых, энергетика рудного процесса и пространственные соотношения руд с базальтоидами необъяснимы без привлечения данных по строению корневых зон рудолокализации и глубоких недр. Поэтому ниже раздельно рассмотрены верхняя часть рудно-магматической системы — типовые месторождения и нижняя — область зарождения и формирования очагов потенциально рудоносной магмы.
Основные черты типовых моделей месторождений Ангарской провинции. Раннемезозойская магномагнетитовая формация объединяет крупнейшие месторождения Ангарской железорудной провинции: Коршуновское, Рудногорское, Нерюндинское, Капаевское, Октябрьское, Тагарское, ряд менее крупных месторождений и рудопроявлений. Характерными общими особенностями формации являются магнезиальность и самоплавкость руд, сквозной характер оруденения по отношению к разновозрастным образованиям осадочного чехла. Месторождения приурочены к столбообразным брекчиевым телам или их сближенным группам, расположенным вдоль широкой полосы (Главная рудная зона и др.), обрамляющей Приангарскухо синеклизу (рис. 1).

Крупные месторождения, как правило, характеризуются развитием так называемых чашеобразных структур, или «чаш», перекрывающих с поверхности рудоносные брекчии. «Чаши» выполнены тонкослоистыми вулканомиктовыми отложениями нергондинской свиты нижнего триаса, в их днищах установлены обломочно-осадочные руды, сформированвые за счет разрушения и переотложения основных столбообразных рудных залежей. Рудоносные брекчиевые тела нередко сопровождаются радиально ориентированными рудными жилами, приуроченными к трещинам отрыва. На разных уровнях осадочной толщи в непосредственной близости к рудоносным столбам выявлены субгоризонтальные рудные залежи, локализованные в сериях сближенных трещин отслоения. Рудоносные структуры и их сближенные группы обрамляются пред- и сорудными мульдообразными прогибами на фоне горизонтально залегающей осадочной толщи. Для мульд характерна овальная в плане и воронкообразная в разрезе форма. Их размеры зависят от масштабов месторождения и достигают в поперечнике 4—7 км при глубине до 300—350 м. Все выявленные на месторождениях типы рудных залежей локализованы в пределах мульд оседания, поэтому мульды являются структурами определяющими границы рудных полей.
Основными рудовмещающими структурами, определяющими в общем случае облик месторождений и масштаб оруденения, служат внутренние части структур диатремовой ассоциации — брекчиевые столбы (некки туффизитов), реже карманообразные и трещинные структуры. Диатремы представляют собой заглубленные в осадочный чехол субвертикальные трубообразные структуры, заметно расширяющиеся в приповерхностной зоне при переходе к кратерной части (рис. 2). На одних месторождениях диатремы проявлены как изолированные однокорневые структуры, в пределах крупных кратеров других месторождений насчитывается до пяти каналов-жерловин, разобщенных на глубинах свыше 500 м. Жерловины нередко отличаются одна от другой как по составу и структурно-текстурным особенностям слагающих пород, так и по интенсивности оруденения. По структурно-морфологическим особенностям и механизму образования железоносные диатремы наиболее близки к кимберлитовым диатремам и занимают промежуточное положение между трубками взрыва и вулканами центрального типа, отличаясь от последних отсутствием наземной постройки. Морфология диатрем осложнена крупными выступами и отторженцами осадочных пород, карманоподобными апофизами и эксплозивными брекчиевыми дайками, внедрившимися в осадочную толщу по кольцевым и радиальным зонам нарушений, а также сериями субгоризонтальных послойных ответвлений диатрем (эксплозивных силлов) протяженностью до 1200 м от эруптивного канала.

Строение диатрем этажное. Верхние горизонты сложены слоистыми литокластическими туфами, средние — неслоистыми туффизитами (интрузивными туфами). Туффизиты представлены брекчиевидными породами, сложенными преимущественно округлыми или амебовидными обособлениями (автокластами) базальта в кальцитовом с вкрапленностью магнетита, реже хлоритовом цементе. Автокласты имеют стекловатую зону закала и более раскристаллизованную центральную часть, в которой наблюдаются «зародыши» в виде мелких ксенолитов, чаще — гломеропорфировых выделений плагиоклаза. Нередко на различных уровнях диатрем в пределах локальных участков, а порой и в одном образце (рис. 3, а), наблюдаются постепенные переходы от туффизитов к монолитным базальтовым порфиритам атакситовой текстуры. В туффизитах встречаются участки, имеющие флюидально-вихревую текстуру (рис. 3, б). Туффизиты на различной для разных месторождений (или для разных диатрем в пределах одного месторождения) глубине постепенно, через вспененные и миндалекаменные разновидности переходят в дайко- и штокообразные тела монолитных базальтовых порфиритов, слагающих корневые участки диатрем.
По латерали, по мере приближения к эруитивному контакту, происходит обогащение брекчиевого материала обломками вмещающих осадочных пород, образующих в отдельных случаях крупные скопления. Среди ксенолитов нередки обломки руд ранних этапов.

Развитие диатремы в ходе формирования рудоносных структур идет, вероятно, сверху вниз. После первых приповерхностных эксплозий, сформировавших воронку взрыва, зона пониженного литостатического давления перемещается на большую глубину, где энергии взрывообразно расширяющейся газовой фазы уже недостаточно для полного выброса. Она расходуется на дробление вмещающих пород, за счет чего происходит расширение канала, на частичное выметание обломков и перемешивание основной массы раздробленных пород с пирокластическим материалом. В случае возникновения местных перепадов давления, связанных с образованием радиальных, кольцевых нарушений, а также трещин отслоения в окружающей осадочной толще формируются «слепые» брекчиевые тела — эксплозивные дайки, «карманы» и силлы. Локализация туффизитов в этих телах является дополнительным свидетельством интрузивных (без выброса в атмосферу) условий их становления.
По мере разрабатывания канала эксплозионный уровень опускается до глубины свыше 1,5—2,0 км. Как правило, этот уровень наиболее глубок на крупных месторождениях с хорошо развитыми диатремами (западная диатрема Октябрьского месторождения, западная и восточная диатремы Капаевского месторождения), в то время как в диатремах с более коротким циклом развития штокверк даек базальтоидов, не претерпевших туффизитизации, поднимается до глубины 500—700 м (восточная диатрема Октябрьского месторождения, северо-западный канал Капаевского месторождения), а в ряде случаев оказывается вблизи поверхности (Краснояровское, Пономаревское месторождения).
Вулканиты, выполняющие рудоносные диатремы и обусловившие их формирование, отличаются от широко представленных в регионе пород толеитового ряда повышенной щелочностью при значительных колебаниях натрий-калиевого отношения и глубокой степенью дифференциации — прослеживается изменение их химизма в ходе формирования месторождения от трахибазальтов до долерит-пикритов. Эти факты, наряду с выводом о полициклическом развитии рудно-магматической системы, противоречат гипотезам, связывающим формирование железоносных структур с внедрением в осадочную толщу долеритового силла.

В целом на всех месторождениях наблюдается явно выраженная тенденция к увеличению суммарной площади горизонтального сечения рудных залежей по мере продвижения с глубины к поверхности (рис. 4). Максимум оруденения зафиксирован в близповерхностной зоне (см. рис. 4, I, III), а на месторождениях с хорошо развитыми чашеобразными структурами — на 100—200 м ниже уровня днища «чаш» (см. рис. 2). Приповерхностное формирование магнетита можно объяснить следующим образом. Рудоотложение в диатремах пространственно и по времени тесно сопряжено не только с гранатовыми и пироксеновыми высокотемпературными скарнами, но также с гидросиликатными метасоматитами — существенно хлоритовыми и серпентиновыми известковистыми породами, что, вероятно, и определило поддержание высокотемпературных условий в близповерхностной обстановке за счет экзотермических эффектов реакции гидратации на фронте соприкосновения раскаленной массы туффизитов с холодными вадозными водами верхних уровней диатремы. Созданию температурного барьера при рудообразовании способствовали также девитрификация базальта, образование двойных окислов, в том числе магнетита, а также крупномасштабные явления окисления, связанные с высвобождением водорода. Перечисленные процессы в конечном счете обусловили кристаллизацию рудного вещества непосредственно в форме магнетита, минуя стадию гематита. При этом, как показано A.Л. Павловым, основным транспортером железа были ферритные и железокарбонильные комплексные соединения.
Основная масса железных руд представлена магнетитом с повсеместно развитыми экссолюционными выделениями шпинели, с тонкозернистыми вростками силикатов, карбонатов и других ассоциирующихся с ним минералов. Установлены крайне неоднородное строение, следы неоднократного растворения и регенерации магнетитовых руд. Выяснение первоначальных условий рудообразования в такой сложной обстановке — чрезвычайно трудная задача, которая может быть решена только при условии обнаружения следов ранних этапов развития месторождений. На ряде объектов такие следы были обнаружены.
Так, на Капаевском месторождении среди базальтоидов повышенной основности в корневой части структуры обнаружены автобрекчии долерит-пикритов и базальтовых порфиритов, находящихся между собой в сложных тесных прорастаниях. Долерит-пикритовая составляющая представляет собой, в сущности, рудный порфирит. Порода насыщена магнетитом, который подчеркивает ее флюидально-полосчатую текстуру, а также образует скопления в виде каймы, обрамляющей обособления базальтового порфирита, в котором наблюдаются лишь мельчайшие рассеянные зерна титаномагнетита.
В образце с Октябрьского месторождения, любезно предоставленном д. ф. Бенедюком, виден рудоносный базальтовый порфирит, магнетит в котором сконцентрирован в виде скопления мельчайших (до 3—4 мм) оолитов скорлуповато-концентрического строения со слабо выраженной радиальной структурой. В пограничной зоне рудной и силикатной массы отдельные оолиты как бы «плавают» в стекловатом базальте, обладающем слабо выраженной флюидальностью.
В субщелочных базальтоидах Рудногорского и Нерюндинского месторождений наблюдались дендрито- и кружевоподобные рудные выделения, составляющие на отдельных участках до 50% объема породы. Рудный минерал представлен не титаномагнетитом — характерным минералом изверженных пород основного состава, а магномагнетитом. Базальтовый порфирит, выполняющий пространство между рудными обособлениями, обладает флюидальностью, которая выражается в ориентировке лейст плагиоклаза субпараллельно границам рудных шлиров (см. рис. 3,в). В мезостазисе присутствуют только микрозерна титаномагнетита со следами распада твердого раствора. Флюидальность базальтовых порфиритов, обволакивающая рудные скопления, свидетельствует в пользу расслоения исходного расплава на две несмешивающиеся жидкости — существенно рудную (ферритную) и силикатную, кристаллизация которых проходила автономно. Возможность такого расслоения для магмы повышенной щелочности теоретически обоснована и реально подтверждается на примере магнетитовых лав чилийского палеовулкана Лако.
Изложенные выше данные о составе сорудных вулканитов, ферритных включениях, особенностях температурного поля, многоактн°стй и неразрывности процессов рудогенеза и структурообразования, а также установленный фемический профиль элементов-примесей в магномагнетите, проявления ртути могут быть увязаны в единую логическую цепочку, если считать, что рудоносные диатремы являются продуктом деятельности обособленных магматических очагов флюидонасыщенной субщелочной ветви трапповой магмы. Это не согласуется ни с одной из распространенных гипотез образования железных руд ангаро-илимского типа. В частности, оказываются несостоятельными традиционные представления о прямой связи руд с трапповыми силлами низов платформенного покрова, с выщелачиванием железа из кристаллического фундамента и осадочного чехла. В то же время появились новые материалы по глубинному строению региона, которые, на наш взгляд, позволяют логично увязать отмеченные выше факты рудогенеза с размещенными в нижней части консолидированной коры промежуточными палеоочагами пикрит-базальтовой магмы. Коль cкopo этот аспект важен для понимания процесса становления месторождений и, кроме того, имеет отношение к прогнозированию рудных полей, рассмотрим его подробнее.
Особенности глубинного строения районов развития магномагнетитовой формации.
В основу предлагаемой модели положены материалы профильных глубинных сейсмических и магнитотеллурических зондирований, любезно предоставленные нам Н.М. Чернышевым, Т.Г. Смирновой п В.И. Поспеевым, данные нефтепоисковых работ, гравимагнитных исследований кристаллического фундамента, петрохимии базитов и глубинных включений В диатремах. Теоретические представления опираются на концепцию автономного направленно-унаследованного развития структуры — Приангарской трапповой впадины-синеклизы, на флангах которой размещены все рудные районы (см. рис. 1). На завершающем этапе карбон-раннетриасовой активизации в пределах синеклизы проявился крупномасштабный трапповый магматизм (объем до 20 тыс. км3), с заключительной субщелочной фазой которого связаны все известные месторождения и рудопроявления Ангарской железорудной провинции (свыше 100).
Энергетическая сторона тектонического и магматического возбуждения рассматриваемого сегмента тектоносферы и, в частности, сопутствующих ему рудно-магматических процессов связывается нами с размещенной под корнями Приангарской синеклизы астенолинзой частично расплавленной мантии, фиксируемой глубинными сейсмическими и магнитотеллурическими зондированиями. Астенолинза, по существу, адекватна гигантской зоне генерации базальтовой магмы. Согласно расчетам A.Н. Тихонова и др., при наличии мощной слаботеплопроводящей литосферы теоретически возможен значительный перегрев вещества таких зон, что приводит к периодическому выносу избыточного тепла с магмами. Цикличность магматизма — явление общеизвестное. Поэтому акцентируем внимание лишь на его теплоэнергетической стороне. Избыточная тепловая мощность пермо-триасового вулканизма, рассчитанная B.Л. Масайтисом по объему траппов, внедрившихся в Тунгусской и Приангарской синеклизах, измеряется грандиозной цифрой 3,6х10в9 кал/с. При этом площадь траппов составляет свыше 1 млн. км2. Если принять во внимание, что базальтовый магматизм не только самый крупнообъемный мантийный процесс, но, как показал Ю.М. Шейнманн, еще и самый энергоемкий, то можно сделать выводы, во-первых, о достоверности пространственной связи палеоастенолинз с современными; во-вторых, о главенствующей теплоэнергетической и, соответственно, геодинамической роли активизирующихся астенолинз в формировании обширных платформенных и других депрессионных структур. Отсюда становится вполне объяснимым тяготение минерагенических зон мантийного происхождения к этим структурам, в частности к их крыльям. Последние при образовании рудоносных вулканитов были своеобразными резонансными, точнее — отраженно активизированными структурами, предопределенными и обусловленными очаговыми интрузиями вещества астенолинз. Очевидных причин внедрения две: изостатическая компенсация и «расплющивание» относительно маловязкого вещества перегретых астенолинз под давлением вышележащей литосферы. Вследствие этого вулканические центры, продуцирующие железоносные магматиты, а также кимберлиты и карбонатиты, по-видимому, могут проявляться лишь в тех сегментах литосферы, где под действием центробежно растекающихся клиньев горячей мантии возникают спорадические очаги плавления легкоплавких пород — коэситовых эклогитов, ощелоченных перидотитов, пикритов.
В силу универсальности механизмов изостатической компенсации тектономагматическим возбуждением охватываются обширные площади периферии астенолинз, чем логично объясняется известное положение о том, что одновозрастная и однотипная минерагения обычно размещается зонально.
Структурная выраженность рассматриваемых вулканических центров отчетливо наблюдается лишь для региональных подразделений — Главной рудной зоны и рудных районов. Главная рудная зона, как видно из рис. 5, отличается контрастными особенностями глубинного строения и отчетливо выражена повышенными градиентами мощности осадочного чехла, в том числе предрудных карбон-пермских образований. Рудные районы соответствуют прибортовым валообразным поднятиям (межвпадинным перемычкам и зонам относительного скучивания осадочного чехла), которые в период рудогенеза, по-видимому, служили зонами изостатического перетока горячего разуплотненного мантийного вещества, провоцирующего первичное очагообразование магмы в периферийных частях астенолинз. Применительно к единичным палеоочагам структуры осадочного чехла практически индифферентны. Главная причина состоит в том, что их развитие не предопределяется и не сопровождается локальными структурами платформенного покрова. Как показано выше, в ходе формирования диатремовой ассоциации вулканотектоника создает локальные системы радиальных и концентрических трещин, микроблоковость, зоны автобрекчирования, температурные и геохимические неоднородности, а также способствует развитию экзогенных процессов — выщелачиванию солей и карбонатов и катагенетическим преобразованиям вмещающих пород. Вследствие перечисленных обстоятельств выделение железорудных узлов осуществляется лишь по прямым структурным и вещественным признакам: сорудным магматитам и вулканитам диатремовых ассоциаций, мульдам оседания, участкам локального сгущения радиальных и концентрических трещин, аэромагнитным и другим геофизическим аномалиям.
Однако материалы изучения современного вулканизма, разработка теории магмо- и рудообразования позволяют ставить задачу обнаружения ряда критериев, связанных с продуктивными палеоочагами, движением магм и рудоносных флюидов к поверхности и формированием кустов диатрем и сопутствующих субвулканических тел в осадочном и осадочновулканогенном чехлах.
На современном уровне изученности проблемы к ним можно отнести некоторые электромагнитные, сейсмические, гравитационные и термичесские неоднородности, о которых частично сообщалось в работах В.И. Поспеева и др., В.Д. Суворова и др., В.А. Духовского. Для экстраполяции их на эпохи рудогенеза помимо отмеченных выше положений имеются весомые аргументы: отсутствие постумных тектонических перестроек, наложенного магматизма и метаморфизма; поддающиеся расчету теплоэнергетические процессы; вероятность консервации палеоочагов в охлажденной литосфере, в том числе ретроградных явлений на путях былого подъема отщепившихся от очагов магм и флюидов.

В этой проблеме, как нам представляется, особого внимания заслуживают следующие особенности глубинного строения рассматриваемых типов вулканотектонических структур. Как видно из рис. 5, промежуточные очаги субщелочной базальтовой магмы, формирование которых, судя по точкам Кюри титаномагнетитов, происходило на глубинах 20—30 км, располагаются над зоной выклинки астенолинзы и одновременно соответствуют выявляемой электроразведкой современной и отчасти былой зоне дегидратации и флюидизации гидросиликатов (области ретроградного зеленосланцевого метаморфизма). Нижняя, мантийная, неоднородность хорошо прослеживается с помощью ГМТЗ и ГСЗ как основная зона электропроводности, верхняя — как промежуточный электропроводящий слой и коровый сейсмический волновод с характерными параметрами электросопротивления и сейсмических скоростей. Кроме того, в пределах рудных узлов обнаруживаются субвертикальные электропроводящие локальные неоднородности, охватывающие консолидированную кору и частично осадочно-вулканогенный чехол. Наиболее приемлемым объяснением аномальной электропроводности таких зон служит былое тепловое разуплотнение надочаговой области. Оно способно обеспечить приоткрывание микротрещин в кристаллах и межзерновом пространстве и соответствующее заполнение их флюидом, содержащим соли и щелочи. Если такая микротрещиноватость будет иметь сплошную систему, то она станет токопроводящей средой.
Подводя общий итог, отметим следующее. Магномагнетитовая формация юга Сибирской платформы пространственно и генетически связана с особым типом субщелочных базитов. В структурно-вещественном отношении она обусловлена эволюцией тектонического развития и глубинно-вулканических процессов, проявившихся в пермо-карбоновое время в периферийных зонах Приангарской трапповой впадины-синеклизы. Становление формации связано с относительно длительными теплоэнергетическими и геодинамическими процессами, обусловившими генерацию субщелочных магм, развитие промежуточных магматических очагов в специфических условиях хрупкой и «холодной» коры и последующую интрузию дифференциатов магмы в верхи осадочного чехла, где за счет ее энергетики (ретроградного кипения и др.) была сформирована диатремовая ассоциация, вмещающая гетерогенное по генезису магномагнетитовое и сопутствующее оруденение.
Обобщенная модель рудной формации представляется как цепь последовательных этапов формирования рудно-магматической системы, включающей мантийную зону генерации, дискретные нижнекоровые магматические очаги и надочаговые рудолокализующие образования диатремовой ассоциации, размещенные в прибортовой части Приангарской синеклизы.