<<
>>

ТЕРМОБАРОМЕТРИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ПРОЦЕССОВ ФОРМИРОВАНИЯ ЭНДОГЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ

  В настоящее время активно развиваются термобарогеохимические исследования природного вещества и поиски скрытого оруденения в различных структурах земной коры (Н.П. Ермаков, Ю.А. Долгов, Г.
Смит, Е. Рёддер, Ю.В. Ляхов и др.). Эти исследования опираются на итоги изучения физико-химических и термодинамических параметров рудообразования (температур, давлений, состава, концентрации и режимов изменения минералообразующих флюидов) по газово-жидким, жидким, расплавно-рассольным включениям в минералах руд, метасоматитов, метаморфитов, магматитов [Минералогическая..., 1968]. На этих новых данных развиваются методы моделирования природных рудообразующих процессов. Изучение и обобщение разнообразных параметров минералообразующих систем позволяет выявлять причины возникновения и развития рудно-метасоматической и геохимической зональности рудных полей и месторождений. Определяются источники тепловой энергии при формировании гидротерм; особенности и поведение флюидов в условиях глубинного и приповерхностного рудообразования; термодинамические режимы минералообразования; уточняются стадийность формирования метасоматитов и руд и условия возникновения отдельных минеральных комплексов, ассоциаций, формаций.

Моделирование температурных полей и изменение составов минералообразующих растворов по газожидким включениям в минералах позволяет уточнить не только генезис месторождений, но и прогнозировать скрытые рудные тела, разрабатывать новые прогнозно-поисковые критерии.

Минералообразующие растворы оставляют «следы» среди метасоматитов и руд в виде газожидких, газовых, жидких, расплавно-рассольных включений маточного раствора в вакуолях возникающих минералов. Формируются первичные и первичновторичные включения минералообразующих сред. При нагревании таких включений содержимое их гомогенизируется при определенной температуре бывшего состояния флюидных систем, затем при перегреве внутри вакуолей давления приводят к их растрескиванию и разгерметизации.

Это приводит к микровзрывам минерлаов - эффекту декрепитации (ДА). Данное явление успешно используется для моделирования температурных палеополей и для выявления скрытых рудных тел, рудных столбов, гнезд и зон гидротермального «пропаривания» пород по пути следования минералообразующих растворов. По интенсивности микровзрывов, фиксируемых приборами, выявляются максимумы и минимумы. Максимумы декрепитационной активности будут указывать на наличие минеральных комплексов продуктивного минералоотложения, если они отвечают изначальным температурным параметрам преимущественно в 360-180°С для золотых руд. На этом основан шлихо-взрывной или декрептометриче- ский метод поисков. Основой палеотермометрических исследований служит выявление температур гомогенизации и декрепитации первичных, первично-вторичных газожидких включений. Этими методами определяется горизонтальная и вертикальная зональность, определяемая в ореолах пропаривания рудовмещающих пород. Она выражается в постепенном повышении температур гомогенизации и декрепитации флюидных включений в направлении к рудному телу (табл. 8). Температуры консервации флюидов и их гомогенизации во включениях будут различными на разных расстояниях от рудного тела. На конткте рудного тела выявляются наиболее высокотемпературные (420-280°С) и интенсивно декрепитирующие флюидные включения. В результате отстраиваются карты и планы, разрезы декрепитационной активности (ДА) или карты, планы гомогенизации флюидных включений в минералах (рис. 7276).

Таблица 8

Температурная (°С) характеристика минеральных ассоциаций золоторудных месторождений

(по данным газово-жидких включений в минералах, Ю.В.Ляхов)

Главные типы минеральных ассоциаций

Глубинные,

малосульфидные

Среднеглубинные,

умеренно

сульфидные

Малоглубинные,

убогосульфидные

2

а:

as

1

КГ

Молибденит-кварцевый, собственно кварцевый Турмалин-кварцевый Пирит (пирротин)- кварцевый

Пирит-арсенопирит- кварцевый (с анкеритом)

gt;500-450 500-390 460-340

390-310

gt; 450-280 500-280 460-320

385-260

370-245

Продуктивные

Золото-галенит-

сфалеритовый

Золото-халькопирит-

блеклорудный

Золото-

сульфоантимонитовый (с карбонатами) Золото-адуляр-кварцевый Золото-аргентит- кварцевый

330-240

280-180

250-170

310-210

280-180

250-170

320-180

260-195

290-180

340-290

Кварц-карбонатный:

160-50

230-50

310-50

а:

50

- с флюоритом

200-130

1

а,

ST

с марказитом, пиритом, арсенопиритом с антимонитом

190-150

165-125

- с гипсом

165-90

- с баритом, халцедоном, каолинитом

120-50

Для выявления ореолов гидротермального «пропаривания» на месторождениях отбирались и изучались штуфные и бороздовые пробы по профилям из горных выработок и скважин колонкового бурения через 0,1-10 м.

После измельчения материала проб до размера 0,3-0,5 мм пробы квартовались и поступали на декрепитационный, спектральный, полярографический анализы. По результатам исследований отстроены графики декрепитационной активности (ДА) и геохимические ореолы Au, As, Sb, Ag, Bi, Cr, Со, Ni, V, Cu, Pb, Zn, W, Ва, Hg. Декрепитационные исследования проводились путем нагрева проб в термокамере в воздушной среде до 600°С со скоростью

20°С в минуту. Число определений ДА равнялось 3-5 нагревов материала до получения максимальной сходимости опыта. Предварительно выполнялись гомогенизация и декрепитация газожидких включений в кварцах, карбонатах, калишпатах, альбитах.

Анализ кривых ДА и содержаний Au, Ag, Zn, Cu, Pb в пробах Тарданского зо- лото-скарнового месторождения показал, что на различных его участках отмечаются и повышенные и пониженные их значения (рис. 73). Пробы с фоновыми содержаниями золота и элементов-спутников и с фоновой ДА совпадают. Участки с повышенной концентрацией рудогенных металлов пространственно совмещаются с максимумами ДА пород. Наибольшие термометрические аномалии выявлены непосредственно над золоторудными столбами. В зонах березитизации-лиственитизации пород определено в 10-70 раз повышенные значений ДА: 100-170 микровзрывов флюидных включений в минералах метасоматитов и руд вместо 3-10 в безрудных исходных породах [ Коробейников А.Ф., Черняев Е.В., 1978].

Рис. 72. Планы

декрепитационной активности

(ДА) на месторождении

камерных пегматитов

(по Н.П. Ермакову).

а - по суммарному эффекту ДА до 700°С; б - для интервала температур 550-700°С; в - для интервала 400-500°С; г - для интервала 200- 400°С. 1 - поля пониженной ДА гранитов от 0 до 40 баллов; 2 - поля повышенной ДА от 20 до 50 баллов; 3 - поля высоких значений ДА от 50 до 60 баллов; 4 - поля аномально высоких значений ДА 50 баллов; 5 - контур пегматитового тела

В зонах золотоносных березитов и кварцевых жил исследования показали, что золото-кварцевые жилы сопровождаются положительными ореолами Au, Ag, Pb, Zn, As и пространственно совпадают с максимумами ДА пород (рис. 74). Следовательно, и здесь термометрические аномалии фиксируют рудные столбы и участки повышенной золотоносности околорудных березитов.

В Дарасунсокм золоторудном поле вокруг кварцево-рудных жил и березитов также выявляются минералотермометрические и геохимические аномалии (рис. 74, а). Термометрические исследования показали, что в различной степени березитизи- рованных гранитоидов выявляется неодинаковая ДА. Участки геохимических аномалий Au, Ag, Cu, Pb, Zn, As фиксируются пиками взрывов газожидких включений в кварце, карбонатах, хлоритах. Графики ДА, содержаний металлов, магнитной восприимчивости и плотности пород свидетельствуют о сходстве или полной аналогии границ различной степени измененных пород и кварцево-рудных жил. На рис. 74, б

приведены графики распределения Au и элементов-спутников и ДА для Чармитан- ского золоторудного месторождения.

Рис. 73. Выявление

золоторудных столбов на Тарданском

золото-скарновом месторождении

методом декрептометрии газово-

жидких включений в горных породах

и минералах (разрезы по горным

выработкам).

1 - мраморы; 2 - гранодиориты Байсют- ского интрузива; 3 - скарны диопсид- шпинель-гранатового состава; 4 - кривые декрепитационной активности (ДА) пород; 5 - кривые распределения содержаний Au в скарновых телах. Бороздовое опробование по интервалам в 1 м

Для выявления золоторудных тел в зонах скарнов, березитов-лиственитов, гум- беитов, пропилитов, аргиллизитов можно использовать более экспрессный дескрепи- тационный метод. Контуры рудных тел, определяемые по ореолам Au, Ag, Pb, Cu, Zn, As и ореолов пропаривания ДА в минералах и породах сходны. При этом наибольшие термометрические аномалии выявляются непосредственно над золоторудными столбами, а в неизмененных боковых породах они не проявляются вовсе. Графики ДА и содержаний металлов свидетельствуют о сходстве или полной аналогии границ рудных тел, рудных столбов среди метасоматитов и неизмененных боковых пород. Тем самым можно устанавливать перспективность определенных метасоматических зон на возможное скрытое оруденение.

Методы декрепитационной активности газожидких включений в минералах используются для прогнозирования скрытого оруденения в зонах пегматитов, метасоматических альбититов, грейзенов, березитов, пропилитов, аргиллизитов с различным типом оруденения. Например, на месторождении флюорита в камерных пегматитах были определены перспективные участки, показанные на рис. 72. Здесь в юговосточной части участка выявлена перспективная аномалия, а в северо-западной части - две аномалии. Анализ ДА показал, что для интервала температур 550-700°С свойственны минеральные ассоциации высокотемпературного этапа минералообразования, а для температур 400-550°С - низкотемпературного гидротермального процесса. Установлено слабое воздействие низкотемпературных растворов, сформировавших аномалии при Т=200-400°С в юго-восточной и северо-западных частях пегматитовой зоны. Дополнительно определено, что с удалением от пегматитового тела снижается роль высокотемпературных взрывов флюидных включений и возрастают количества низкотемпературных. Видимо образовавшееся в конце магматического этапа кварцевое ядро пегматитов оказалось менее проницаемым для последующих флюидов по сравнению с боковыми породами [Ермаков, 1972].

При расшифровке декрептоаномалий над скрытыми пегматитовыми телами необходимо учитывать положительные аномалии ДА (более 100 импульсов взрывов), которые окружаются пониженными и отрицательными аномалиями ДА (до 10-20 импульсов взрывов) (см. рис. 72).

Проявленные на месторождении линейные аномалии ДА возможно связаны с наличием скрытых зон грейзенизации или жильных гидротермальных проявлений, сопровождавшихся наиболее интенсивным гидротермальным «пропариванием» вмещающих гранитов.

Изучение температурных условий формирования пегматитов осуществлялось методами гомогенизации включений. Анализ полученных результатов выявил следующее. Формирование внешних зон пегматитов (графический пегматит) следовало из расплава при температурах 800-880°С. Образование апографической зоны происходило из газовых растворов, имевших вначале меньшую плотность, чем в конце процесса кристаллизации. Начальные этапы кристаллизации боковых зон пегматитов характеризовались температурами 780 и 680°С. Главные зоны пегматитов (аплито- вая, графическая, блоковая, ядерная) сформировались при температуре 570°С. При этом кварц из гнезд в пегматитах кристаллизовался при температурах 620, 570 и 520°С. Флюорит кристаллизовался из жидких растворов в диапазоне температур от 460 до 160°С. Давление летучих включений в кварце блоковой зоны составляло 1430 атм. при 760°С. Формирование блоковых зон осуществлялось при участии малоплотных (0,21 г/см3) солевых газовых растворов. Основные структурные зоны пегматитов

возникали при давлениях растворов не ниже 650 атм. Образование же кварца из гнёзд и занорышей следовало при давлениях от 730 до 40 атм.

Анализ результатов определения состава жидкой и газовой фаз растворов во включениях в кварце и флюорите всех генераций показал, что в процессе формирования пегматитов происходили резкие изменения концентраций элементов в гидротермах. Падение Т и Р в свою очередь вызывало резкое изменение концентрации элементов в растворах камеры пегматитов. Определялись содержания H2S, CO2, CO, NO2, O2, H2 из газовой фазы включений, а Si, Al, Mg, Ca, Fe, Ni, Ti, Na+, K+, Cl-, F-, SO-2, HCO- в водных вытяжках включений. После закристаллизации пегматитовых тел при неоднократных деформациях в эти тела проникали послематематические гидротермальные растворы, приводившие к возникновению поздних гидротермальных комплексов.

Выполненные минералотермометрические исследования позволили наметить такую модель стадийности пегматитообразования. Магматическая стадия - кристаллизация внешних структурных зон - апли- товой, графических структур, Т=880-780°С, Р=1430 атм. содержание F от 0,18 до 0,06%.

Б. Пневматолитовая стадия - кристаллизация апографических пегматоидно- блоковых и ядерных структурных зон, Т=780-560°С, Р=1170-650 атм., состав растворов Si, Ca, Fe, Ti, Mn, Na, Cl, SO-2, F. Гидротермальная стадия - кристаллизация минерального заполнения гнезд- зародышей, прожилков кварца, флюорита, Т=520-280°С, Р=670-30 атм., состав растворов Са, Na, Si, Fe, Al, Ti, Cl, F, SO-2, CO2, CO, H2, O2.

Вокруг флюоритоносных пегматитов выявлена зона пониженных содержаний F, Si, Ca, Мg, Fe, Na, K и др. во включениях. Происхождение её объясняется изменениями Т и Р в камере мегматита. Все это используется при прогнозировании и поисках не вскрытых эрозий продуктивных пегматитовых тел в пределах пегматитового поля.

Для выявления ореолов околорудных преобразований пород на контактах с хрусталеносными жилами были выполнены декрепитационные и геохимические исследования на Памире [Полыковский В.С. и др., 1968]. Выявлены внутренние и внешние ореолы гидротермального пропаривания нижнепалеозойских кварцитов (рис. 75). Средний показатель декрепитационной активности пород (ДА) внешнего ореола пропаривания составил 70 импульсов. Это вдвое выше среднего показателя ДА неизмененных пород (кварцитов, кварцитовидных песчаников) метаморфического комплекса Памира. Средний показатель ДА пород внутреннего ореола пропаривания составил 344 импульса, что в 5 раз выше ДА пород внешнего ореола гидротермального пропаривания.

Породы непосредственного контакта с хрусталеносной жилой имеют высокие значения ДА - 300-800 импульсов. По мере удаления от контакта ДА сокращается до 23-44 импульсов, затем отмечено новое увеличение ДА до 186-222 импульсов, а затем следует спад ДА до 7-29 импульсов.

Средние показатели ДА пород внутреннего ореола пропаривания последовательно возрастают с глубиной от 97 импульсов на уровне верхнего горизонта до 310 импульсов на уровне среднего и достигает максимума ДА 633 импульса на уровне нижнего горизонта (см. рис. 75). При этом порода лежачего бока жилы имеет более высокие значения ДА, чем породы висячего бока. Для пород внешнего ореола пропа

ривания характерны показатели ДА, близкие для изученных горизонтов месторождения.

Рис. 75. Модель термометрической

зональности вокруг хрусталеносных жил

Памира (по В.С.Полыковскому и др.):

1 - кварциты нижнепалеозойские; 2 - кварцевая жила; 3 - графики ДА; 4 - внутренний ореол гидротермального пропаривания; 5 - внешний ореол пропаривания, 6 - штольне- вые горизонты

В результате исследовании предложена следующая модель зональности. Внутренний ореол гидротермального пропаривания кварцитов характеризуется общим выносом Si, Al, Na, Ti. Установлен также вынос К из пород нижнего горизонта месторождения. Для пород внутреннего ореола намечается одновременный привнос Ca, Mg, Fe, H2O, CO2. Процессы привноса и выноса породообразующих элементов более интенсивно проявлены на глубоких горизонтах по сравнению с аналогичными явлениями, протекающими в породах верхних горизонтов.

Рис. 76. Фациальная

палеотемпературная

зональность в плоскости

кварцевых жил (рудное поле

№4, Северная Бурятия,

данные И.В. Попивняка и

Ю.В. Ляхова).

1 - точки наблюдения; 2 - изотермы (°С), отвечающие началу минералообразования в              золото-

сфалерит-галенитовую стадию

Все изученные жильные, штокверковые, вкрапленные золоторудные и золотосеребряные разноглубинные месторождения характеризуются отчетливой руднометасоматической и баротермометрической зональностью (рис. 76). Для них установлены температурные и барометрические условия рудоотложения, пути и направления движения гидротерм, природа эндогенной зональности и т.п. Анализ полученных данных свидетельствует о развитии золотого оруденения в условиях сложнопо

строенных градиентных палеотемпературных полей. Степень напряженности таких полей и конфигурация температурных зон в период минералообразования определились геологоструктурной обстановкой и фактором глубинности рудообразования. Признаки пульсационной термобарогеохимической зональности устанавливаются в золоторудных полях и месторождениях и отражают общие закономерности общей рудной зональности.

Локальная зональность в большинстве объектов проявляет расходящийся или центробежный характер с последовательной сменой перекрывающихся термобарометрических зон развития ранних более высокотемпературных минеральных ассоциаций поздними менее температурными. Признаки её регрессивной направленности (снижение температуры, давления, концентрации растворов по мере удаления от интрузивов или от зон рудоподводящих каналов) типичны для месторождений всех глубин - малоглубинных, среднеглубинных, абиссальных. Конфигурация и взаиморасположение термобарогеохимических зон определились особенностями развития блоковых структур месторождений. Резкие границы между зонами обусловлены внутрирудными и пострудными явлениями с нередким совмещением разнотемпературных комплексов руд. В зависимости от конкретной геохимической ситуации фациальная зональность изменяется от сложноконцентрической до линейной. Фрагменты концентрической зональности характерны для месторорждений, связанных со становлением малых интрузий, трубообразных эксплозионных и эруптивных брекчий в пределах вулкано-плутонических структур кольцевого типа. Линейная зональность проявлена вдоль разрывных структур, где наблюдается субпараллельная ориентировка изотерм вдоль плоскостей разрывов.

Устанавливается снижение температур и концентраций растворов при удалении от магматических тел (центробежная зональность), главных рудоподводящих структур (расходящаяся, реже центробежная) и по восстанию рудных тел (восходящая). Все это свидетельствует о регрессивном характере минералообразующих процессов.

Наследственные признаки фациальной зональности фиксируются по разновозрастным ассоциациям минералов в рудных телах, зонах и месторождениях. Тогда начальная неоднородность тепловых полей сглаживалась, а градиенты температур сокращались на 10-13°С по восстанию и 1-3°С по простиранию рудных тел. Температурные градиенты служат ведущими показателями дифференциации гидротермальных систем и протяженности оруденения на глубину. Вертикальный размах градиентов достигал 40-20°С на 100 м, латеральный - 7-1°С или 10-7° и 5°С на 100 м.

Для приповрехностных золото-серебряных месторождений характерен спокойный рисунок изотерм, пологопогружающихся с удалением от рудоподводящих каналов. В жилах среднеглубинных метсорождений золота проявлена более сложная струевидная структура изотерм с элементами изменчивости второго и третьего порядков. Они приурочены к локальным участкам повышенной трещиноватости. Основные участки элементов первого порядка характеризуются признаками интенсивной гетерогенизации растворов. Они контролируют золоторудные столбы на месторождениях, в зонах. Изменчивость неоднородности тепловых полей в общем случае зависит от динамики потока и энтальпии флюидов, температуры пород, их физических и теплофизических свойств.

Приведем конкретные примеры моделей термобарометрической зональности золоторудных полей и месторождений [Ляхов, 1980]. В зонах оруденения средних и малых глубин палеотемпературные поля различны. Для Балейского малоглубинного месторождения Забайкалья аномальные градиенты по вертикали изменяются от 6 до 30°С на 100 м, а для Дарасунского среднеглубинного - от 24° до 11°С на 100 м. Выявляются общие черты температурной зональности: 1) фациально-пульсационная зональность зависит от крупных разломов и контактов интрузивов; 2) фациальная зональность вертикальная является прямой; 3)эта зональность сохранается в течение всего рудного процесса; 4) средняя величина температурных градиентов колеблется от 2° до 40°С на 100 м по латерали и 10-25°С в вертикальном направлении; 5) главные рудоподводящие каналы фиксируются ореолами повышенных температур до 15°С на 100 м в горизонтальной плоскости и 30°С - в вертикальной (см. рис. 76).

Степень изменчивости палеотемпературной зональности высокая в зонах оруденения малых глубин и меньшая в зоне средних глубин, а строение зональности в плоскости жил - одностержневое на малых глубинах и многостержневое на средних глубинах. Среднеглубинное оруденение в сравнении с близповерхностным отличалось более устойчивым термобарическим режимом минералообразования.

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

Еще по теме ТЕРМОБАРОМЕТРИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ПРОЦЕССОВ ФОРМИРОВАНИЯ ЭНДОГЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ:

  1. МОДЕЛИРОВАНИЕ РУДНЫХ ПОЛЕЙ И МЕСТОРОЖДЕНИЙ
  2. ЭНДОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ
  3. МОДЕЛИ ФОРМИРОВАНИЯ ЭКЗОГЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
  4. ФИЗИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ФОРМИРОВАНИЯ РУДНЫХ ПОЛЕЙ И МЕСТОРОЖДЕНИЙ
  5. Математическое моделирование процесса РОМЕЛТ с целью исследования влияния технологических параметров на показатели процесса
  6. 5.3. МОДЕЛИРОВАНИЕ ПРОЦЕССА КОМБИНАЦИОННОГО ВЕСОВОГОДОЗИРОВАНИЯ
  7. ПРОЦЕСС МОДЕЛИРОВАНИЯ
  8. ЛЕКЦИЯ 5 ИССЛЕДОВАНИЕ И МОДЕЛИРОВАНИЕ В УЧЕБНОМ ПРОЦЕССЕ
  9. ГЛАВА 5 МОДЕЛИРОВАНИЕ ВЫЧИСЛИТЕЛЬНЫХ ПРОЦЕССОВ В ЭКОНОМИЧЕСКИХ ИНФОРМАЦИОННЫХ СИСТЕМАХ
  10. ГЛАВА 5. МАТЕМАТИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ПРОЦЕССА РОМЕЛТ И СОВЕРШЕНСТВОВАНИЕ ТЕХНОЛОГИИ