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
         » » Эндогенные рудообразующие системы и генетические модели рудных формаций

Эндогенные рудообразующие системы и генетические модели рудных формаций

21.10.2017

В 1977 г. отделом эндогенных рудных месторождений ИГЕМ АН России была выдвинута для разработки проблема «Условия образования и глубинное строение эндогенных рудных районов, полей и месторождений». Она затрагивает широкий круг общих вопросов, таких как эволюция земной коры, соотношения между ее верхними и нижними слоями источники рудных компонентов и факторы, определяющие их миграцию и концентрацию.
Обобщение геологических и геофизических данных показало, что в ходе геологической истории соотношения эндогенных месторождений с глубинными зонами литосферы изменяются и что во многих районах пространственно совмещены разновозрастные и разнотипные месторождения с проявлением многоярусной зональности. Последняя обусловлена наложением одних рудообразующих процессов на другие, изменением геологических характеристик среды рудообразования, появлением на глубине благоприятных рудолокализующих структур.
Исследования глубинного строения эндогенных рудных районов, полей и месторождений тесно связаны с построением геолого-генетических моделей рудных формаций и в значительной степени опираются на эти модели. Ho у них есть самостоятельные задачи и свои акценты. Один из них — особый интерес к эндогенным рудообразующим системам.
В общем виде эндогенную рудообразующую систему можно определить как совокупность источников рудных компонентов, путей миграции рудоносных расплавов и флюидов, генерирующих их магматических или метаморфических зон, метасоматических и геохимических ореолов и собственно месторождений полезных ископаемых.
Если рудная формация соответствует определенному типу месторождений, то эндогенная рудообразующая система — рудному району. В районах с однотипными месторождениями понятия о геолого-генетической модели рудной формации и об эндогенной рудообразующей системе сближаются между собой. Ho в районах с совмещенными, по терминологии Р.М. Константинова, рудными формациями ситуация оказывается иной. P.М. отвечают полиформационные эндогенные рудообразующие системы.
С генетических позиций эндогенные рудообразующие системы можно разделить на три основные группы — плутоногенную, вулканогенную и метаморфогенную. Между ними существуют переходные группы — плутоно-вулканогенная, плутоно-метаморфогенная, метавулканогенная. Дальнейшее деление может быть осуществлено по разным признакам, в том числе в зависимости от источника рудообразующих компонентов (см. таблицу). Отдельные типы эндогенных рудообразований подробно описаны в литературе, и их сравнительная характеристика не входит в нашу задачу. Важно подчеркнуть, что длительность функционирования таких систем может достигать десятков и даже сотен миллионов лет. Естественно, что в объеме литосферы, занятом рудообразующей системой, за это время могут происходить различные геологические процессы. Сюда относятся: общее поднятие территории с энергичной поверхностной эрозией, погружение с накоплением осадочных и вулканогенных толщ, тектоническое скучивание, метаморфизм, повторная магматическая деятельность и т. п. Возможны также дифференциальные перемещения отдельных блоков, региональная складчатость или тектонические наклоны территории. Перечисленные геологические явления будут самым существенным образом влиять на положение верхней и нижней границ эндогенной рудообразующей системы, изменять направление миграции расплавов или флюидов, приводить к нарушению термобарического поля системы. Соответственно будет меняться и пространственное положение участков, благоприятных для рудоотложения.

Например, в Джидинском рудном поле в Бурятии (по данным Е.П. Малиновского и Д.О. Онтоева) формирование молибденовых и вольфрамовых руд обусловлено динамической и рудогенерирующей активностью трех последовательно внедрявшихся интрузивных штоков, отвечающих поздним фазам мезозойского комплекса (рис. 1). Эти интрузии проникали по единой круто наклоненной ослабленной зоне, но кристаллизовались на разных, все увеличивающихся глубинных уровнях. Продолжительность всего периода минерализации — 10—20 млн. лет, причем образование штокверковых молибденовых, штокверковых вольфрамовых и жильных вольфрамовых руд было разделено внедрением аплитов, гранит-порфиров, сиенит-порфиров, гранитов. При этом для Первомайского молибденового штокверка геометрический гипоцентр динамических усилий реконструируется на глубине около 400 м, а общая протяженность гидроколонны оценивается в. 1000 м. Предполагается, что источник Инкурского вольфрамового штокверка находился в 1,8 км ниже молибденового, а вольфрамовых жил Холтосона — еще на 2 — 3 км глубже. С учетом бокового смещения на 3 — 4 км длина наклонной гидротермальной колонны в последнем случае должна была достигать 10 км. При этом увеличивалась и глубина распространения оруденения — от 300—400 м для штокверковых молибденовых руд до 1000—1500 м для кварц-вольфрамовых жил.
Прямые доказательства изменений физического состояния и термодинамических параметров среды рудообразования на разных этапах геологической истории получены в результате изучения керна Кольской сверхглубокой скважины.

Выбор места заложения Кольской сверхглубокой скважины СГ-3 во многом определили результаты по профилю Баренцево море — Печенга — Ловно, выполненного в 1958—1962 гг. Они позволили высказать предположение о том, что под центральной частью и северо-восточной частью Печенгской структуры верхняя граница «базальтового» или «гранулит-базальтового» слоя со скоростью распространения упругих волн 6,4—6,8 км/с находится на наименьшей для Кольского полуострова глубине. Устье скважины было расположено на северо-восточном крыле с таким расчетом, чтобы изучить рудоносность глубоких горизонтов Печенгской структуры, пересечь на отметке 4,7 км контакт протерозойских вулканитов с гнейсами кольской серии, в интервале 7,5—8,5 км вскрыть поверхность Конрада и проникнуть внутрь «базальтового» слоя.
Фактически скважиной СГ-3 вскрыт «обратный» разрез континентальной земной коры: до глубины 4,5 км он сложен преимущественно лавами основного состава, их туфами и терригенными породами, в интервале 4,5—6,8 км — основными и средними вулканитами и далее до 12 км — гнейсами с прослоями амфиболитов (рис. 2).

На материалах СГ-3 впервые в одном вертикальном разрезе изучена метаморфическая зональность и оценено влияние на нее различных факторов: температуры, давления, литологического состава пород и тектонических деформаций. В протерозойском комплексе сверху вниз выделены пренит-пумпеллиитовая, зеленосланцевая, эпидот-амфиболитовая и амфиболитовая фации. В архейском комплексе установлены разновозрастные минеральные ассоциации гранулитовой, амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций. Среди них наиболее распространены минеальные ассоциации амфиболитовой фации, возникшие синхронно с прогрессивным метаморфизмом печенокого комплекса 1,8—2,2 млрд. лет назад.
В керне скважины зафиксированы также закономерные изменения с глубиной текстур и структур метаморфических пород, увеличение степени равновесности минеральных ассоциаций. Наиболее резкие изменения зафиксированы в зоне межформационного Лучломпольского разлома при переходе от зеленосланцевой к эпидот-амфиболитовой фации, где реликтовые массивные текстуры сменяются кристаллически-сланцеватыми и возникает резкая анизотропия метаморфических пород по внутреннему строению и упругим свойствам. Она обусловлена четкой пространственной ориентировкой новообразованных и перекристаллизованных минералов, служит надежным индикатором деформаций, синхронных с метаморфизмом.
Судя по составам сосуществующих минералов и экспериментальным данным, протерозойский зональный метаморфизм происходил при умеренных давлениях (около 3—4 кбар) с неравномерным по глубине геотермическим градиентом. На уровне пренит-пумпеллиитовой и зеленосланцевой фаций он составлял 3°С на 100 м и в пределах эпидотовой фации увеличивался до 8°С на 100 м. Далее в интервале 6—12 км температура метаморфизма была высокой (520—620°С), но почти не менялась по вертикали. Во всяком случае, с помощью известных на сегодня геотермометров какие-либо закономерные ее изменения выявить не удается. Следовательно, зона рассланцевания Лучломпольского разлома в протерозойское время служила экраном для мощных тепловых потоков.
Результаты бурения Кольской скважины подтвердили прогноз о распространении сульфидного медно-никелевого оруденения на большую глубину, доказали высокую насыщенность континентальной земной коры рудной минерализацией и позволили объяснить распределение разных типов минерализации последовательной сменой осадочных, магматических, метаморфических и гидротермальных процессов.
В интервале 1540—1800 м скважина вскрыла ранее неизвестный горизонт ультрабазитов с сульфидными медно-никелевыми рудами. Исследования керна доказали полигенное происхождение этих руд и позволили установить их геологическую позицию. Ее определяет пространственная и генетическая связь первичного вкрапленного оруденения с интрузиями ультраосновного состава и контроль богатых брекчиевых руд согласными зонами рассланцевания, возникшими во время прогрессивного метаморфизма печенгского комплекса. Установлено локальное перераспределение изотопов серы при формировании эпигенетического оруденения. Доказана удивительная выдержанность текстур и структур медно-никелевых руд на 2,5 км по падению.
В Кольской серии вскрыты железистые кварциты, метаморфизованные магматические железо-титановые руды, сульфидная медно-никелевая минерализация.
Одним из неожиданных результатов проходки СГ-3 явилось открытие на глубинах 6—12 км зон дробления, трещиноватости, катаклаза амфиболитов, гнейсов и мигматитов, с которыми связан регрессивный метаморфизм зеленосланцевой и пренит-пумпеллиитовой фаций, а также проявления гидротермальной сульфидной минерализации. Относительно низкие температуры образования и близость к метеоритному стандарту изотопов серы в сульфидах указывают на ювенильный характер этих растворов. Возраст регрессивного метаморфизма и гидротермальной деятельности оценивается как позднепротерозойский (около 1 млрд. лет).
Перед заложением скважины СГ-3 геотермический градиент (ГТГ) в пределах Печенгской структуры был определен в 1,2—1,3°С/100 м. По скважине СГ-3 наиболее достоверные значения ГТГ получены на термограмме, снятой в 1976 г. до отметки 7 км. Установлено, что с глубиной он в целом увеличивается от 1 до 1,8°С/100 м, причем интервалы с разными величинами ГТГ приблизительно совпадают с границами свит. На отметке 2,8 км зафиксировано локальное понижение градиента до 0,6°С/100 м, в интервале 2,8—4,2 км он остается равным 1,6°С/100 м. Затем величина ГТГ возрастает на глубине 5 км до 1,9—2,0, в интервале 5—6,6 км составляет 2,2, а еще ниже варьирует от 1,5 до 2,5°С/100 м.
В результате на совмещенном разрезе температурные кривые для эпохи раннепротерозойского прогрессивного, позднепротерозойского регрессивного метаморфизма, а также для современного периода занимают различное положение (рис. 3, а). Следует подчеркнуть, что ни в раннем протерозое, ни в настоящее время не наблюдается линейной зависимости между температурой и глубиной.

Об изменениях давления по вертикали во время протерозойского метаморфизма судить трудно из-за малой точности существующих геобарометров. Для оценки напряженного состояния пород по стволу скважины СГ-3 была разработана специальная методика, базирующаяся на использовании широкополосного акустического каротажа и определений упругих свойств горных пород по керну. В результате обнаружена мощная зона значительной (до 40 МПа) разгрузки напряжений, которая охватывает интервал от 3,5 до 6—6,5 км (рис. 3, б). Обычно считается, что горизонтальные тектонические силы проявляются лишь в верхней части земной коры и не влияют на вертикальную составляющую напряжений. Расчеты по скважине СГ-3 опровергают это утверждение и свидетельствуют о том, что значения oz также распределяются по вертикали нелинейно, отражая чередование нагруженных участков и зон с пониженной величиной литостатического давления.
С этим выводом хорошо согласуются наблюдения по Миннибаевской скважине 20 000, которая пересекла осадочный чехол Восточно-Европейской платформы на отметке 1,9 км и углубилась в ее кристаллический фундамент на 3,2 км. Парагенетический анализ кристаллических пород свидетельствует о двух тектонометаморфических этапах, происходивших соответственно в условиях гранулитовой и амфиболитовой фаций умеренных давлений. При этом вниз по разрезу скважины гранулитовая фация сменяется амфиболитовой с одновременным возрастанием интенсивности гранитизации, а вблизи забоя скважины в интервале 4,8—5,1 км на гнейсы, кристаллические сланцы наложены мощные зоны дробления, катаклаза, трещиноватости, сопровождаемые низкотемпературным регрессивным метаморфизмом зеленосланцевой фации.
В сочетании с другими геологическими наблюдениями эти факты увеличивают в 3—4 раза существующие оценки вертикального диапазона эндогенного рудообразования и показывают, что даже на больших глубинах могут возникать тектонические структуры, благоприятные для формирования гидротермальной рудной минерализации так называемого «близповерхностного» типа.
В этой связи необходимо обратить внимание на отдельные месторождения, которые не укладываются в рамки статистически обоснованных моделей. Так, жильные и штокверковые месторождения уран-молибденовой формации в континентальных вулканических поясах обычно локализуются среди благоприятных по физико-механическим свойствам эффузивных и пирокластических пород и выклиниваются на границе вулканогенных толщ с более древними породами основания. Ho в некоторых случаях оруденение распространяется и в основание вулканических депрессий по зонам крупных разломов. Эти зоны наследуют положение более древних гранито-гнейсовых куполов, характеризуются неоднократным проявлением метасоматических процессов — от высокотемпературной микроклинизации и грейзенизации до низкотемпературной альбитизации и аргиллизации. Предполагается, что активизированные гранито-гнейсовые купола выступали в качестве центров аномальной проницаемости земной коры и длительной эндогенной активности и что по мере подъема рудоносных ювенильных флюидов последние дополнительно обогащались ураном из гранитизированных пород фундамента.
Распространение на глубину гидротермального оруденения зависит не только от геологической среды и структурных элементов, но также и от физико-химических параметров растворов. Более того, между геологоструктурными и физико-химическими факторами рудообразования устанавливается определенная взаимосвязь. В случае мощной и хорошо проницаемой структуры и глубинного длительно функционирующего очага интенсивность щелочных стадий может резко возрастать по сравнению с кислотными, как это наблюдается в редкометалльных щелочных метасоматитах, локализующихся в крупных разломах кристаллического фундамента. При малоглубинном источнике и наличии экрана на пути движения растворов кислотные свойства будут проявляться более полно. Этот вариант типичен для месторождений вольфрама с закономерным переходом от вольфрамитовых грейзенов к ферберит-антимонитовым жилам. При этом выше и ниже экранирующей поверхности могут возникать различные геохимические обстановки, влияющие на подвижность и концентрацию определенных рудных элементов.
В настоящее время для построения геолого-генетических моделей рудных формаций широко используются методы физико-химического моделирования с помощью ЭВМ. Приведенные выше данные свидетельствуют о резких вариациях температур и давлений в разрезе земной коры на разных этапах ее развития. Они показывают, что даже на значительных расстояниях от дневной поверхности могут возникать зоны разгрузки литостатического давления и циркуляции гидротермальных растворов. Определение геологической позиции и условий образования таких «аномальных» зон, учет их при разработке моделей эндогенных рудных формаций и рудообразующих систем могут открыть новые пути прогнозирования и поиска слепых месторождений в уже известных рудных районах.
Однако для прогнозирования таких месторождений необходимы привязка моделей рудных формаций и рудообразующих систем к конкретным геологическим ситуациям, надежная информация о геологических разрезах рудных районов на глубину 5—7 км. В настоящее время ее достоверность резко уменьшается уже на расстоянии 2—3 км от дневной поверхности, о чем свидетельствует обобщение геологических и геофизических данных по Алмалыкскому, Кавалеровскому, Кемпирсайскому, Норильскому и некоторым другим рудным районам. Кроме того, геофизические наблюдения на поверхности отражают современное состояние литосферы, и вопрос о геологической позиции рудных районов в связи с глубинным строением земной коры, по существу, остается открытым. Это в равной мере относится и к эндогенным рудообразующим системам. Вот почему такое большое значение для прогнозирования и поисков скрытых рудных месторождений имеет комплексная программа изучения глубинных недр Советского Союза, которой предусматривается создание сети взаимно увязанных геофизических профилей, опирающихся на опорные сверхглубокие и глубокие скважины в основных нефтегазоносных и рудных районах страны.