<<
>>

Модели мантийных и внутрикоровых рудообразующих систем

Формирование эндогенных рудных месторождений обычно осуществляется тремя путями: 1) внутрикоровоыми эндогенно-экзогенными рудообразующими процессами, 2) глубинными мантийными и 3) совмещенными корово-мантийными (полигенными и полихронными).

Благодаря наибольшей изученности внутрикоровых рудообразующих процессов первоначально основное внимание уделялось первой группе рудных объектов. Во второй половине прошлого века, благодаря успехам глубинной геологии и геофизики, а также развитию гипотезы плюмтектоники и па- леодиапиризма, появились дополнительные доказательства в рудогенезе мантийных рудообразующих систем. Такие рудообразующие системы включают источники рудного вещества и рудообразующих флюидов - гидротермальных растворов, энергию рудообразующих процессов, геотектоническую обстановку рудообразования и глубинность рудоподстилающих блоков земной коры и верхней мантии, пути и способы транспорта рудообразующего вещества в места рудоотложения и другие сопутствующие явления. На это ранее обращали внимание ведущие ученые страны и зарубежья              В.А.Обручев,              М.А.Усов,              С.С.Смирнов,              В.И.Смирнов,              Ф.Н.Шахов,

Д.С.Коржинский, Л.Н. Овчинников, R.A.Rona, D.W.Buchnam, H.D.Holland, R.L.Larson и др.

В данном разделе пособия показаны региональные и локальные признаки проявления в земной коре мантийных и коровых рудообразующих систем: дистанционные аэрокосмофотографические, глубинные геофизические, в том числе сейсмотомографические, минералого-геохимические, изотопные показатели для разных типов рудных полей и месторождений. Показано, что формирование крупных и уникальных рудных месторождений осуществлялось путем взаимодействия внутрикоровых и мантийных магмо-термофлюидодинамических систем. Мантийные магмо-термофлюидодинамические металлоносные системы

В глубинных слоях Земли происходят глобальные процессы преобразования консолидированного вещества благодаря внутримантийному диапиризму и высокотемпературному метасоматизму.

Именно высокотемпературные глубинные флюиды, проникавшие из зон внешнего ядра - нижней мантии, обеспечивали амфиболизацию- флогопитизацию перидотитов верхней мантии с образованием отдельных слоев пре- образованных-разуплотненных пород. В результате этих процессов здесь возникла «зона вторичных амфиболитов» [Anderson, 1987; Boettecher e.a., 1979; Рябчиков и др., 1980; Летников, 2006].

Для объяснения природы эндогенного рудообразования привлекается модель диапиризма, мантийно-корового метасоматизма [Коробейников, 2006]. Согласно представлениям многих геологов, диапиры возникают в результате подъема легкого, сильно разогретого вещества из пограничной области внешнего ядра и нижней мантии Земли. Часть из них, поднимаясь в верхнюю мантию, формирует астеносферные линзы, которые служат потенциальными источниками магмы. Разогрев и разуплотнение мантии в краевых частях поднимающихся диапиров приводили к увеличению объема вещества и к образованию сводовых поднятий в складчатых областях. Краевая часть формирующейся сводовой структуры представляет собой относительно неглубокий приразломный-компенсационный прогиб. Такие наложенные синклинали, возникавшие в бортах и на выклинивании офиолитовых, вулканогенных, террейно- вых поясов, следует рассматривать в качестве компенсационных структур проявлявшихся диапиров. В таких компенсационных грабен-синклиналях впоследствии и формировались рудоносные черносланцевые формации (рис. 22).

Рис. 22. Модель формирования комплексных золото-платино-платиноидных руд в черносланцевых горизонтах офиолитового пояса СВ Казахстана:

1 - седиментная кора; 2 - излившиеся андезито-базальты; 3 - комплекс высоко метаморфизованных пород; 4 - гипербазиты; 5 - габброиды; 6 - гранитоиды; 7 - дайки диорит-лампрофиров, плагиогранит- порфиров; 8 - дайки диабазов долеритов, порфиритов; 9 - внутрикоровые диапиры зоны формирования средних, кислых и основных расплавов; 10 - глубинные расплавы диапира; 11 - зоны частичного плавления образований диапира; 12 - глубинные разломы I и II порядков; 13 - глубинные флюидопотоки; 14 - направление движения магмогенерирующей области диапира

Наряду с подъемом формирующегося диапира происходит частичное плавление и миграция в кору по тектоническим зонам мантийных магм, возникавших путем фракционного плавления [Рингвуд, 1981].

Высоконагретые летучие компоненты, отделяясь от диапира и поднимаясь вверх, прогревали породы земной коры и путем магматического замещения вовлекали их в магмообразование. Типичными производ-

ными таких процессов считаются породы габбро-плагиогранитной формации, широко представленные в складчатых и офиолитовых поясах и в черносланцевых толщах наложенных компенсационных синклиналей. В верхних горизонтах земной коры формировались вулкано-плутонические толеит-андезитоидные металлоносные ассоциации. Такие выплавки магм продуцировались поднимавшимся диапиром на глубинах 120-60 км. В земной коре они создавали промежуточные очаги на глубинах 20-5 км, в которых происходили процессы дифференциации магм, их насыщение поступавшими глубинными металлоносными флюидами (рис. 23). В наиболее приподнятой части мантийного диапира (в разломах рифтогенного типа) обособились внутрисинклинальные поднятия. Здесь недифференцированные базит-ультрабазитовые магматиты формировали офиолитовые ассоциации. Они сменялись известковощелочными сериями с небольшими объемами средне- и кремнекислых пород, образующих малые интрузии и дайки (см. рис. 22).

Условия образования золотоносных термофлюидных систем

В гипербазит-базитовых образованиях верхней мантии и земной коры содержания золота и платиновых металлов составляют от 0,5 до 47 г/т Au, при средних значениях 8-10 мг/т Au в мантии и 3-12 мг/т в земной коре. Если породы базит- гипербазитовых формаций обогащены сульфидной серой, то они несут повышенные концентрации Au и ЭПГ до n10-5 мас.% вместо n10-7 в рядовых пробах из аналогичных пород, необогащенных серой. Гипербазиты, альнеиты, кимберлиты, лампроиты формировавшиеся на значительных глубинах верхней мантии при активном участии внутримантийного щелочного метасоматоза обычно обеднены золотом до 0,5-3 мг/т вместо обычных значений 8-10 мг/т в исходных магматитах. Широко проявившийся мантийный метасоматоз обеспечивал перераспределение благородных металлов не только во внешних, но и во внутренних геосферах Земли. Геохимическими исследованиями перекристаллизованных при внутримантийном метасоматозе гранатах из глубинных перидотитовых включений в кимберлитах Сибирской платформы нами было установлено двукратное сокращение содержаний золота по сравнению с исходными породами: коэффициент распределения золота КН" составил 0,5...0,6 (рис. 23).

Кроме того, высокие концентрации тяжелых металлов в нижних частях мантии возможно связаны с явлениями накопления их в остаточных сильно флюидизированных расплавах благодаря фракционированию металлов между жидкой, твердой и флюидной фазами кристаллизующихся магм и привносом металлов глубинными флюидами в промежуточные очаги. В начальную стадию кристаллизации толеитовых магм коэффициенты распределения между твердыми, жидкими и флюидными фазами составили К^" = 1,3:1:3 и 2,5:1:21 в конечную стадию. Для гранитоидных магм эти геохимические показатели составили 2:1:5 в начальную стадию кристаллизации и 5,5:1:(53-114) в заключительную стадию. Трансмагматические растворы также могли транспортировать Au, поскольку при кристаллизации магм в промежуточных камерах выявлено нами 2-2,5-кратное накопление этого элемента в продуктах их кристаллизации.

Рис. 23. Мантийно-коровая модель формирования золото-платиноидно-редкометалльных месторождений в черносланцевых толщах орогенно-рифтогенных структур

протерозоя-фанерозоя

1 - гипербазит-базит-плагиогранитные интрузии; 2 - компенсационные синклинали и посторогенные рифты; 3 - региональные глубинные разломы; 4-6 - руды: 4 - жильные, 5 - штокверковые, 6 - вкрапленные; 7 - флюидный мантийный поток

Следовательно, внутримантийные процессы преобразования глубинного вещества (амфиболизация перидотитов, перекристаллизация гранатов перидотитов) сопровождались перераспределением и выносом благородных металлов флюидами до 50% от общего их количества в исходных породах мантии. Это и обеспечивало возникновение металлоносных магмотермофлюидных глубинных систем в мантии. Внутрикоровые гранитоидно-гидротермально-метасоматические

рудообразующие системы

Рассматривается вариант модели формирования эндогенных золоторудных и комплексных золото-платиноидно-редкометалльных месторождений, размещенных в различных структурах земной коры. Все золотые и комплексные балгороднометалль- но-редкометалльные объекты (с Bi, Те, Se, Tl, W, Mo, Nb) составили единый генетический и формационный ряд рудных объектов, образованных при внедрении флюидонасыщенных магм габбро-плагиогранитного. габбро-диорит-гранодиоритового, габбро-сиенит-гранитного рядов в офиолитовых, вулканических, террейновых поясах, в зонах тектоно-магматической активизации. В наиболее крупных рудных полях и месторождениях широко проявились протяженные на глубину 1,2-4 км руднометасоматические колонны с элементами рудно-метасоматической зональности. Они формировались под воздействием внутрикоровых и мантийных рудообразующих магмо-флюидодинамических систем.

Рудообразующие внутрикоровые системы формировались в связи с развитием флюидонасыщенных гранитоидных интрузий и сопровождающих гидротермальнометасоматических процессов, магмо-рудно-метасоматические системы такого типа возникали и развивались через промежуточные очаги в земной коре на глубинах 15-5 и 5-1 км. Здесь магматические процессы сопровождались метасоматозом площадного типа (контактовый и щелочной автометасоматоз): образование магнезиальноизвестковых золотоносных скарнов, послескарновых метасоматитов-грейзенов (редко), альбит-калишпат-биотитовых, серицитовых, березит-лиственитовых, гумбеито- вых, эйситовых, аргиллизитовых, пропилитовых метасоматитов с образованием крупных рудно-метасоматических колонн протяженностью 1,2-4 км по вертикали (при совмещении внутрикоровых и мантийных магмо-термобарофлюидных колонн). В нижних частях таких рудно-метасоматических колонн размещены ранние метасо- матиты (амфиболовые, альбит-калишпат-биотитовые или пропилитовые); в средних - грейзены, березиты-листвениты, гумбеиты с золото-платиноидными рудами; в верхних - эйситы, аргиллизиты с золото-серебряными, золото-палладий-теллуридно- сурьмяными рудами. В нижележащих щелочных метасоматитах иногда проявляется вкрапленная золото-платино-редкометалльная минерализация. Это обобщенная модель рудно-метасоматической зональности, составленная по данным конкретных месторождений для типового рудного поля.

Золоторудные, золото-платиноидные рудные районы, рудные поля и месторождения располагаются в террейновых, вулканогенных, офиолитовых поясах, окраинных частях сводовых поднятий и срединных массивов с двухъярусным вулканоген- но-терригенным или карбонатно-сланцевыми разрезами верхней части земной коры умеренной мощности в 35-48 км. Региональные закономерности формирования и размещения таких рудных районов, рудных полей и месторождений в складчатых поясах определялись рифтогенными структурами горсто-грабенового типа, осложненных ограничивающими региональные структурные блоки (с черносланцевыми толщами) глубинными продольными разломами I порядка, а также сквозными поперечными разломами II порядка, участками их пересечений с зонами трещиноватости II и III порядков. Все они отражают собой сложно-боковое строение оснований верхнекоровых рудоносных структур. Глубинные разломы фиксируются сериями разрывов-сколов, зон трещиноватости, гранитоидами повышенной основности, телами ба- зит-гипербазитов, дайками долерит-диабазового, диорит-лампрофирового, порфирового составов, площадными и локальными метасоматитами. Глубина проникновения таких разломов достигает 20-220 и даже 300 км (по данным глубинных сейсмических зондирований по профилям ГСЗ-МОВЗ) (Бакырчикский, Мурунтауский, Зун- Холбинский, Сухоложский, Нежданинский и другие рудные районы) (см. рис. 22, 23).

Рудные поля характеризуются сложноблоковым внутренним строением и располагаются в узлах наиболее усложненных продольных и поперечных складчаторазрывных структур регионального типа в зонах активного проявления палеодиапи- ризма. Самые крупные золоторудные и комплексные золото-платиноидные рудные поля и месторождения локализованы в блоках с неоднократным проявлением глубинного мантийного и внутрикорового магматизма и метасоматизма. Размещение таких рудных объектов в рифтогенных блоках земной коры контролировалось разломами, зонами трещиноватости, дробления, милонитизации и метасоматического замещения пород на участках развития черносланцевых толщ, прорванных интрузиями гипербазит-базит- плагиогранитных, диорит-гранодиорит-гранитных, диорит-сиенит- порфировых, гранитных комплексов и даек, штоков долерит-диабазового, диорит- лампрофирового,              гранодиорит-сиенит-порфирового              рядов.              Гидротермально

метасоматические процессы протекали в верхних частях земной коры при распаде глубинной магмо-флюидной системы над мантийными диапирами. Они обеспечивали разуплотнение исходных пород благодаря явлениям гидратации-метасоматоза с увеличением объемов измененных пород на 12-22 об.%. Избыточное объемное разрастание отдельных крупных блоков глубинных пород, подверженных мантийнокоровому метасоматизму, приводило к диапиризму и рифтообразованию. Все это способствовало заложению новых разломов, разрывов II порядка, зон трещиноватости и горсто-грабеновых структур компенсационного типа. Одновременно происходило подновление ранее заложенных разрывных структур [Коробейников, 2006, 2007].

Краевые участки развивавшихся диапировых куполов представляли собой приразломные компенсационные прогибы, в которых формировались рудоносные черносланцевые формации или вулканогенно-осадочные блоки. Внутригеосинклинальные поднятия и рифтогенные компенсационные впадины, прогибы возникали в боках структур с наибольшим подъемом мантийного диапира. Ряд из них развивался на выклинивании рифтогенов или в бортах зеленокаменных, вулканических, офиолитовых поясов на участках активного рифтогенеза и связан со становлением базитовых, ги- пербазит-базит-плагиогранитных интрузивных серий в разломах глубокого заложения. Например, золоторудные поля Саралы в Кузнецком Алатау, Зун-Оспы, Зун- Холбы в Восточном Саяне, Бакырчика Западной Калбы, Кумтора и Мурунтау в Тянь- Шане; Бамского и Дукатского в Приамурье. Нередко в таких структурноформационных зонах наблюдается совмещение разноглубинных магматитов, руднометасоматических колонн с возникновением рудно-метасоматической зональности регионального и локального типов [Коробейников, 2007].

Региональная и локальная эндогенная зональность рудных полей

Региональная металлогеническая зональность проявляется как смена различных формационных типов руд и сопровождающих метасоматитов относительно интрузивных тел по простиранию отдельных структурно-формационных зон, на участках их осложнения дуговыми, линейно-поперечными, очагово-кольцевыми, линейнопродольными (по отношению к осям складчатых систем) структурами. Они фиксируются гранитоидными интрузивами, дайковыми поясами и разнообразными мета- соматитами. Эти метасоматиты формировали протяженные по латерали крупные и мелкие рудно-метасоматические зоны, протяженность которых нередко составляет 8-12 км. Здесь золотые, комплексные золото-платино-редкометалльные руды парагенетически связаны с многообразными орогенно-рифтогенными гранитоидными интрузиями повышенной основности: с ранними субдукционно-коллизионными габбро- плагиогранитными и поздними рифтогенными габбро-сиенит-гранитными, диорит- сиенит-порфировыми интрузиями. Все они относятся к интрузивным сериям мантийного и внутрикорового типов.

В пределах складчатых поясов, складчатых и рифтогенных подвижных зон проявлялись геосинклинальные, орогенные и посторогенные-рифтогенные магматиты с сопровождающими метасоматитами и Au-Ag-, Au-W, Au-Pt, Pd, Bi, Те, Sb рудами. В начальный этап развития складчатых поясов возникали близповерхностные вулканоплутонические зоны с сопутствующими пропилитами, метасоматическими кварцитами, серицитовыми, аргиллизитовыми метасоматитами с прожилково-вкрапленной золотосульфидной минерализацией промышленного значения. Они связаны с эффузивно-интрузивным базальтоидным магматизмом. Затем формировались гипабис- сальные-среднеглубинные гранитоидные интрузии повышенной основности (грани- тоиды «пестрого состава» по терминологии Ю.А.Кузнецова) с метасоматитами и рудами золото-скарновой, золото-скарново-магнетитовой, золото-редкометалльно- альбитит-грейзеновой, золото-кварцево-березитовой, золото-кварцево-сульфидной, золото-серебряно-сурьмяной формаций. На этапе рифтогенеза и тектоно- магматической активизации структур формировались              гипабиссальные-

малоглубинные габбро-диорит-гранодиоритовые, габбро-сиенит-гранитные, андезитовые магматиты с сопровождающими пропилитами, эйситами, аргиллизитами с зо- лото-медно-скарновыми,              золото-медно-порфировыми,              золото-серебряно-

теллуридными, золото-антимонитовыми, золото-аргентит-киноварными близповерх- ностными рудами. Обычно золотое, золото-серебряное, золото-редкометалльное (с W, Mo, Bi, Te, Se, Sb, Tl) оруденение проявляется в связи со становлением I и II фаз гранитоидных интрузий, даек пестрого состава, а с III и IV фазами интрузий грано- диорит-порфирового типа связаны молибден-вольфрамовые и оловянные руды с редкими элементами Bi, Te, Se, Tl, Sb, Nb, Ga, Sr, Sc. В пределах наиболее крупных ме- таллогенических зон появляется региональная магмо-рудно-метасоматическая и геохимическая зональность. Она обусловлена глубиной становления интрузий (2-7 км), метасоматитов и руд (0,5-4 км) и величиной эрозионного среза отдельных структурных блоков этих зон. Например, на Урале проявились металлогенические зоны с совмещенными золото-платиносодержащими скарнами внизу рудно-метасоматических колонн и золото-платиноидными медно-порфировыми рудами вверху этих колонн - Гумешевское и Тарутинское скарново-медно-порфировые (с Au, Pt, Pd) месторождения.

Для золотогенерирующих гранитоидов Сибирского перикратонного металлоге- нического пояса выявлена региональная зональность в распределении минеральных типов комплексного оруденения: в гранитоидных массивах залегают руды грейзено- во-редкометалльного типа; в контактах интрузивов - жильные золото-платиноидно- редкометалльно-сульфидные, а далее - сульфоантимонитовые золотоносные на удалении от гранитоидов. Флюидный режим таких интрузий отвечал высокой их восста- новленности при близкой активности HF и HCl в минералообразующих системах - магмах-флюидах. Это и обеспечило формирование комплексных золото- платиноидно- редкометалльных руд в общих металлогенических поясах.

В рудном поясе Цыньлинь южной части Китайской платформы выявлена такая металлогеническая зональность рудных зон [Хэ Ин, 1998]. Здесь с северо-запада на юго-восток пояса при погружении основания архейского массива зональность оруденения соответствует такой последовательности: Au -> Mo -> W -> Pb, Zn. Она обусловлена сменой типов эндогенных руд: золото-кварцевые жилы -> золотоносные брекчии и штокверки; молибден-порфировые -> молибден-вольфрам-скарновые. Подобные закономерности размещения комплексного эндогенного оруденения установлены и в пределах металлогенического пояса Нанлинь в Южном Китае.

В юго-восточной части Сибирской платформы установлены три складчатые системы, различные по времени своего образования: наиболее древняя Алданская, протерозойская Станового хребта и Байкальская. С северо-запада на юго-восток при погружении основания платформы зональность оруденения изменяется по следующей схеме: Au-W, Mo-Sn, Pb, Zn. В Забайкальском складчатом регионе проявились интенсивные процессы рифтогенеза и тектоно-магматической активизации. Примером структур с совмещенным комплексным оруденением является известный золотомолибденовый пояс, выделенный С.С.Смирновым.

Продуктивные гранитоидные интрузии контролировались рифтогенными глубинными разломами. Они несут следы магматического замещения и щелочнокислотного автометасоматоза, а непродуктивные интрузивы таких изменений лишены. Для продуктивных интрузий свойственны: повышенная основность, натриевокалиевая специализация пород (Na:K=1,5-2,5%), резко выраженный щелочнокислотный автометасоматоз; развитие магнезиально-известковых скарнов, послес- карновых метасоматитов и пород двух петрохимических рядов:              диоритов-

монцонитов и плагиогранитов-гранодиоритов; преобладание Cl над F во флюидной фазе интрузий (Cl:F=2-50). Породы и минералы продуктивных гранитоидных интрузий и сопровождающих метасоматитов (магнезиальных, известковых скарнов, по- слескарновых метасоматитов) обогащены Au (х 3...7 мг/т, V gt; 80%, КН gt; 2-3 для гранитоидов и х 10...350 мг/т, V gt; 100%, КН gt; 5-250 для скарнов, послескарновых метасоматитов). Для непродуктивных интрузий - хАи 0,5-3 мг/т, VAu lt; 70%, КН lt; 0,8-1,7 и сопровождающих метасоматитов - хАи 5...8 мг/т, VAu lt; 80%, КНи lt; 1-4.

Для продуктивных интрузий намечается общая тенденция к накоплению Au до КН .2,5 от образований ранней фазы к поздним дифференциатам II и III фаз. Выявленная тенденция накопления золота в породах и минералах поздних дифференциатов таких интрузий свидетельствует о накоплении его в остаточных расплавах (КНи 1,1...2,7) и особенно во флюидах области субсолидуса (КН 53...300). Установлено многократное накопление Au при формировании поздних фаз (III-IV) симметрично-зональных дайковых тел габбро-долеритов (Саралинское золоторудное поле). Здесь в ранних габбро-долеритах выявлены содержания Au 1,8-2,9 мг/т, а в поздних габбро-долеритах III-IV фаз внедрения - 14 мг/т и КА 1,1...7,5. Выявленные тенденции свидетельствуют о накоплении золота в поздних порциях магматического расплава. Это связано с особенностями дифференциации магм в промежуточном очаге и привносом золота в магматическую камеру глубинными флюидами. Коэффициенты распределения золота между жидкой, твердой и флюидной фазами кристаллизовавшихся расплавов составили 1,3:1:3 в начальную и 2,5:1:21 в конечную стадии кристаллизации толеитовых магм и 2:1:5 и 5,5:1:53...114 гранитоидных расплавов [Коробейников, 1987].

Трансмагматические флюиды (при гранитизации и в повторных магматических камерах) также могли привносить золото в промежуточные магматические камеры, поскольку при кристаллизации толеитовых и гранитоидных расплавов в этих промежуточных камерах выявлено 2-2,7 и 2-5,5-кратное накопление металла в продуктах их кристаллизации. Кроме того, установлено его существенное накопление (КН 1,7...114) в минералах магнезиальных скарнов, формировавшихся в магматический этап становления интрузий. 

<< | >>
Источник: А.Ф.Коробейников. ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫМОДЕЛИРОВАНИЯМЕСТОРОЖДЕНИЙПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ. 2009

Еще по теме Модели мантийных и внутрикоровых рудообразующих систем:

  1. Типовые мантийно-коровые модели рудообразующих систем золоторудных полей и месторождений
  2. ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ РУДООБРАЗУЮЩИХ СИСТЕМ
  3. Модель и документация системы качества
  4. Модель идеальной индустриальной экологической системы
  5. Геолого-генетические модели золотоносных рудно-магматических систем Забайкалья
  6. Глава 1. Субъекты права в системе адекватных моделей мира
  7. Статическая модель социально-территориальной системы
  8. Динамическая модель социально-территориальной системы
  9. МОДЕЛИ МАГМАТИЧЕСКИХ, ФЛЮИДНЫХ И ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ ПО ВКЛЮЧЕНИЯМ В МИНЕРАЛАХ
  10. МОДЕЛЬ ИНВЕРТИРОВАННЫХ ФАЙЛОВ И ИНФОРМАЦИОННО-ПОИСКОВЫЕ СИСТЕМЫ