CC BY
101
УДК 550.8:553.411
МАНТИЙНЫЕ МАГМО-ТЕРМОФЛЮИДОДИНАМИЧЕСКИЕ И ВНУТРИКОРОВЫЕ ГРАНИТОИДНО-ГИДРОТЕРМАЛЬНО-МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ ЗОЛОТОНОСНЫЕ СИСТЕМЫ
А.Ф. Коробейников
Томский политехнический университет E-mail: [email protected]
Обсуждается содержание типовых моделей формирования глубинных и внутрикоровых рудообразующих систем. Как уже отмечалось, при образовании крупных и уникальных золоторудных месторождений происходило взаимодействие между коровыми и мантийными рудообразующими системами. Взаимодействие глубинного мантийного вещества с образованиями земной коры осуществлялось путем проникновения высокотемпературных газов-флюидов, магматических расплавов и твердых тел, образующих диапировые магмо-термофлюидодинамические системы на границах земного ядра с нижней мантией и в пределах верхней мантии ~ земной коры.
Общие положения: плюмтектоника,
рифтогенез, диапиризм
Золоторудные, комплексные золото-платино-вые и золото-платиноидно-редкометалльные рудные ассоциации промышленного значения проявляются в различных геологических обстановках [1, 2]. Такие нетрадиционные комплексные руды золота, платиновых и редких металлов выявлены в золоторудных, скарново-железорудных, медно-молибден-порфировых, редкометалльно-редкозе-мельно-карбонатитовых, редкометалльно-альби-тито-грейзеновых, золото-сульфидно-чернослан-цевых, колчеданно-полиметаллических, океанских железо-марганцевых и сульфидных образованиях. В генетическом отношении они относятся к ос-адочно-гидротермальным, метаморфогенно-мета-соматическим, магматогенно-гидротермальным и полигенным образованиям.
Комплексные месторождения и рудные поля нетрадиционного типа формировались в рифто-генных зонах складчатых поясов, сводово-глыбо-вых и террейновых структурах, в зонах тектоно-магматической активизации. В их образовании участвовали либо внутрикоровые гранитоидно-рудно-метасоматические, либо мантийные магмо-флюидодинамические, либо совмещенные поли-генные-полихронные рудообразующие системы. Наиболее крупные рудные объекты возникали на участках активного проявления плюмтектоники, рифтогенеза, палеодиапиризма и метасоматизма. Формирование таких месторождений обеспечивалось процессами глубинного палеодиапиризма и связанными с ними гидротермально-метасомати-ческими явлениями в условиях седиментации в наложенных компенсационных синклиналях, в зонах дислокаций, метаморфизма, магматизма и особенно глубинного метасоматизма. Все эти явления активного проникновения энергии и вещества происходили на фоне длительно проявлявшихся ман-тийно-коровых палеодиапиров, возникавших под воздействием глубинных высокотемпературных флюидных потоков в расколах земной коры и мантии. Такие рудные поля и месторождения фиксируются дистанционными, наземными глубинными
геофизическими, в том числе сейсмотомографиче-скими, геохимическими методами в форме аномалий по границам нижнекоровых, верхнемантийных неоднородностей блоков разуплотненных пород. Выявляются ореолы перераспределения, мобилизации, обмена и накопления металлов при воздействии термофлюидных систем мантийного и корового происхождения. Комплексные месторождения размещаются по границам таких полей и окружены отрицательными и пониженными значениями их напряженности и находятся над гравитационными ступенями глубинных сейсмических, палеомагнитных зон, отражающих следы воздействия былых флюидопотоков.
Как показали электрофизические исследования горных пород, тектонические процессы, происходящие в различных земных слоях, приводят к появлению высоконапряженных электрических и электромагнитных полей [3]. Именно тектономаг-матические процессы порождают в горных породах механоэлектрические явления, а разряд этой энергии инициирует и поддерживает энергетически вторичные тектоно-магматические процессы в разных слоях Земли. В земной коре на глубинах 15...5 км породы имеют наименьшую проводимость. А это приводит к возникновению здесь электрических полей наибольшей напряженности. Этими причинами можно объяснить локализацию здесь богатых руд. Разработанная теория вихревых токов в жидком ядре позволяет говорить о плазменном состоянии в ядре, а во внешнем - происходит сильная ионизация атомов [3]. Кроме того, энергетической основой глубинной тектоники, рифтогенеза, палеодиапиризма могли служить периодически повторяющиеся объемные деформации и их упругие последействия [4], если принять их солитонную природу. Именно импульсная дегазация ядра и мантии Земли, в условиях сверхвысоких давлений и температур, обеспечивала появление плюмов как соли-тонных образований или самоорганизиующихся систем по И.Р. Пригожину. Фиксируемые глубинным геофизическим (сейсмическим или гравитационным) зондированием блоки отрицательных и пониженных гравитационных и магнитных зон, вероятно, подтверждают структурные ловушки для глу-
бинных металлоносных флюидов, как продуктов внутримантийных магмо-флюидодинамических систем. Возникавшие периодически волновые-си-ловые поля, энергетически обусловленные тепловым воздействием этих систем в земной коре и верхней мантии, трансформировались затем в объемные минералого-геохимические поля благодаря явлениям перераспределения вещества и его «стягивания» в благоприятные структуры. По пути продвижения флюидов в верхние слои мантии и земной коры они взаимодействовали с боковыми породами, обменивались компонентами и заимствовали металлы, а затем отлагали их в структурах ру-долокализации на глубинах 10...1 км.
Крупность возникающих рудных объектов обеспечивалась размерами исходных структур-ло-вушек, а также солитонно-импульсным режимом глубинной дегазации ядра и мантии благодаря проходящим пульсационным процессам общего развития Земли. Именно с позиций пульсационной гипотезы развития Земли можно объяснить взаимопереходы вещества и энергии при тектонических процессах, а также цикличность геологических событий и периодичность рудообразующих процессов [5, 6].
Мантийные магмо-термофлюидодинамические
металлоносные системы
В глубинных слоях Земли происходят глобальные процессы преобразования консолидированного вещества благодаря внутримантийному диапи-ризму и высокотемпературному метасоматизму. Именно глубинные высоконагретые флюиды, проникавшие из внешней зоны ядра - нижней мантии обеспечивали амфиболизацию-флогопитизацию ультраосновных, основных пород верхней мантии с образованием отдельных слоев преобразованных-разуплотненных пород. Эти преобразованные глубинным метасоматизмом породы формируются на уровне становления «вторичной зоны амфиболитов» в пределах верхней мантии [7-11].
Для объяснения природы эндогенного благород-нометалльного рудообразования привлекается модель диапиризма, мантийного и внутрикорового метасоматизма. Согласно представлениям многих геологов, диапиры возникают в результате подъема легкого, сильно разогретого вещества из пограничной области внешней зоны 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 представляла собой относительно неглубокий приразломный-компенсацион-ный прогиб. Такие наложенные синклинали, возни-
кавшие в бортах и на выклинивании офиолитовых, вулканогенных, террейновых складчатых поясов, следует рассматривать в качестве компенсационных структур проявлявшихся в земной коре диапиров [12, 13]. В таких компенсационных грабен-синкли-налях впоследствии и формировались рудоносные черносланцевые формации, рис. 1.
Наряду с подъемом формирующегося диапира происходит частичное плавление и миграция в кору по тектоническим зонам возникавших мантийных магм путем фракционного плавления [14]. Высоконагретые летучие компоненты при этом отделялись от диапира и, поднимаясь вверх, прогревали породы земной коры и путем магматического замещения вовлекали их в магмообразование. Возникали средне-кремнекислые ассоциации магма-титов. Они рассматриваются продуктами смешения мантийных базальтовых магм с материалом земной коры или коровыми выплавками. Типичными производными таких процессов считаются породы габбро-плагиогранитной формации, широко представленные в офиолитовых, складчатых поясах и в черносланцевых толщах наложенных компенсационных синклиналей. В верхних горизонтах земной коры формировались вулкано-плу-тонические металлоносные ассоциации. Выплавки толеитовых базальтов, которые продуцировались поднявшимся диапиром, могли возникать на глубинах 130...60 км. В земной коре они создавали промежуточные очаги на разных глубинах 20...5 км [15]. В промежуточных камерах происходили процессы дифференциации магм, их насыщение поступавшими глубинными флюидами, несущими металлы, рис. 2.
Подъем диапира, сопровождавшийся разогревом вещества в «мантийном клине» между сейсмо-фокальной зоной на контакте диапира и земной коры, приводил к сокращению мощности литосферы и к подъему астеносферы. В результате интенсивных растягивающих усилий в зоне террейна, вулканогенного офиолитового пояса в коре появлялись рифтогенные разломы, разрушавшие сводовые поднятия. В этот период магматизм развивался преимущественно в интрузивной форме.
Одновременно с возникновением разломов рифтогенного типа, растяжением и излиянием то-леитовой магмы происходило проседание коры и образование котловин окраинных морей, в которых осуществлялось отложение терригенных образований, обогащенных органикой. В наиболее приподнятой части мантийного диапира обособились внутрисинклинальные поднятия. Здесь недифференцированные эффузивные и интрузивные базит-ультрабазитовые магматиты формировали офиолитовые ассоциации. Они сменялись изве-стково-щелочными сериями с небольшими объемами средних и кремнекислых пород, образующих малые интрузии и дайки.
Рис. 1. 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
II II 5 10 100 1000 Рс1, Об, Аи, Юг, мг/т
чч\чччччччччччччччччччу^\\1
ЧЧЧЧЧЧЧЧ ЧЧЧЧЧЧЧЧЧЧЧЧЧЧЧI
Руды жильные, щтокверковые, вкрапленные КАи > 300
ччччччччччччччччччччччч^ Золотоносные березиты-листвениты, аргиллизитв
1С = 3-296 ичтччтч
Пропилиты, альбитит-
калишпатиты
К*и =0,8-0,5
|\\\\\\\\\\М Накопление Аи в магмах промежуточного очага
К Г = 1,2-2,7
Мантийный метасоматоз
К =0,5-0,6
Аи, платиноиды в исходном веществе >10 мг/т
\\Ч\ЧУЧЧУЧЧЧЧ\\^П
Наложенные синклинали и посторогенные рифты
Интрузии
Промежуточный очаг
Мантийный диапир
Мантийный флюидный Поток
Условия образования золотоносных термофлюидных систем
Внутримантийные процессы преобразования глубинного вещества (амфиболизация перидотитов, перекристаллизация гранатов перидотитов) сопровождались перераспределением и выносом благородных металлов до 50 % от общего их коли-
чества в исходных породах мантии. Это обеспечивало возникновение металлоносных магмо-термо-флюидодинамических глубинных систем в мантии [1,2, 17].
Геохимические исследования показали, что соотношения содержаний большинства рудных элементов в образованиях мантии Земли близки к
Рис. 2. Модель формирования комплексных золото-платино-платиноидных руд в черносланцевых горизонтах Чарского офи-олитового пояса СВ Казахстана: 1) седиментная кора; 2) излившиеся андезито-базальты; 3) комплекс высокометамор-физованных пород; 4) гипербазиты; 5) габброиды; 6) гранитоиды; 7) дайкидиорит-лампрофиров, плагиогранит-пор-фиров; 8) дайки диабазов, долеритов, порфиритов; 9) внутрикоровые диапиры зоны формирования средних, кислых и основных расплавов; 10) глубинные расплавы диапиров; 11) зоны частичного плавления образований диапиров; 12) глубинные разломы 1-111 порядков; 13) глубинные флюидопотоки; 14) направление движения магмогенерирующей области диапира
СВ
тт
юз
— V — V
- 40 км —
\---— у"--/_/_' Г_
— V — V 1— V*— V I — — £ V, —/V — I V —-> — V
V -V _ V у I ^ г/ - V ¡^-¡1 V - V
Л II 1 Л!, // // ' I
I
1Т7
I
1
— 80 км------
г
\
¡(/¿] | /;::/ * /Г
т
^____
^ И 0 [Е Ю И С
1 2 3 4 5 6 7
кта ^ г^п
9 10 11 12 13 14
хондритовым. В исходных каменных и железных метеоритах содержания благородных металлов значительно выше, чем во всех типах горных пород земной коры и верхней мантии. Например, содержания золота колеблются от 0,01 до 4,51 г/т [16,17], а платины и платиноидов - от 0,06 до 7,5 г/т [18, 19]. Поскольку состав метеоритов сопоставляется с составом центральных зон Земли, многие исследователи полагают о существенном накоплении золота и платиноидов в ядре Земли, например, золота до 4 и более г/т. Кроме того, высокие содержания тяжелых металлов в нижних частях мантии возможно связаны с явлениями накопления их в остаточных сильно флюидизированных расплавах благодаря фракционированию металлов между твердой, жидкой и флюидной фазами кристаллизующихся магм и привносом их глубинными флюидами в промежуточные очаги [20]. Геохимические исследования показали, что в начальную стадию кристаллизации толеитовых магм коэффициенты
распределения золота между этими фазами составляли ^рАи=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 золото, поскольку при кристаллизации толеитовых расплавов в промежуточных камерах выявлено 2...2,5-кратное его накопление в продуктах их кристаллизации.
Глубинный магматизм и метасоматизм
Во всех типах мантийных магматических и ме-тасоматических пород основными концентраторами серы и большинства тяжелых металлов являлись сульфиды.
Главными накопителями летучих компонентов - Н20, СО, С02, Р, С1, Б, €N8, играющих важную роль во флюидном массопереносе, являются амфи-
болы, слюды, карбонаты. При высоких концентрациях серы эти элементы могли концентрироваться в сульфидных фазах, а при малых содержаниях серы в исходных расплавах металлы распределялись и в силикатных, и оксидных минералах. Насыщение магматических расплавов серой осуществлялось благодаря явлениям сульфуризации магм [21]. Учитывая содержания рудных и летучих компонентов в различных мантийных источниках, Н.С. Горбачев [22] полагает, что в отношении рудогенерирующей способности наиболее перспективны вторично обогащенные метасоматически преобразованные перидотиты или породы неистощенной мантии.
В обстановке трансмагматического механизма дифференциации базальтоидных магм можно ожидать повышенного потока флюидов (рис. 2). Особенности метасоматически измененных ксенолитов мантийных пород, извлеченных из кимберлитов и щелочных базальтов, указывают на присутствие и миграцию в верхней мантии водных флюидов, обогащенных С02, СО, Б, 8, €N8, Р, Бе, И, Аи, Аё, Р1:, Рс1, Ов, 1г, Ли и другими тяжелыми элементами. Эти флюиды вызывали метасоматические преобразования первичных пород мантии с возникновением флюидосодержащих минералов-амфи-болов, слюд, карбонатов, оксидов. Флюидный мас-соперенос и связанный с ним мантийный метасоматоз приводили к формированию метасоматически обогащенных летучими и рудными элементами магматитов верхней мантии, сходных по составу с первичными высокотемпературными «неистощенными» перидотитами [22]. Не исключено, что метасоматически измененные перидотиты являются фрагментами обширной области верхней мантии, измененной восходящими потоками глубинных мантийных флюидов.
В верхней мантии и земной коре можно выделить глубинные области (>60 км), где преобладают процессы экстракции некогерентных элементов восходящими потоками глубинных флюидов, и область разгрузки флюидов (15...5 км), где преобладает обогащение расплавов и породообразующих минералов магматитов некогерентными элементами. Именно с флюидным массопереносом следует связывать формирование аномально высоких концентраций золота и платиновых металлов в магматических медно-никель-сульфидных и в по-слемагматических рудных месторождениях.
Широко проявившийся мантийный метасоматоз, возможно, обеспечивал перераспределение благородных металлов в породах не только внешних, но и внутренних геосфер Земли. Например, геохимическими исследованиями перекристаллизованных при мантийном метасоматозе гранатах из глубинных перидотитовых включений в кимберлитах Сибирской платформы было установлено двукратное сокращение содержаний золота по сравнению с исходными породами: Ан"=0,5...0,6. Нашими ранними геохимическими работами было показано, что среди ксенолитов глубинных пород (гра-
натовых перидотитов) в кимберлитах, лампроитах, щелочных базальтах обособилось два типа: неизмененные ксенолиты и измененные их разности. В измененных перидотитах и перекристаллизованных гранатах зафиксировано пониженное содержание золота до 2...4 мг/т, а в неизмененных разностях 10 мг/т Аи в среднем. Кроме того, гипербази-ты, альнеиты, кимберлиты, лампроиты, формировавшиеся на значительных глубинах верхней мантии при активном участии мантийного щелочного метасоматоза, обычно обеднены золотом до 0,5...3 мг/т вместо обычных значений 8... 10 мг/т в исходных магматитах. Установлено неоднородное распределение золота в различных магматитах и метасоматитах глубинного происхождения, выявленных в земной коре: от 0,5 до 47 мг/т. При этом основная роль в фиксации халькофильных и благородных металлов в базитах и гипербазитах верхней мантии принадлежит сере. При высоких значениях давления и температуры сера накапливалась в этих магматитах (и особенно в промежуточных очагах-камерах при поступлении в них трансмагматических флюидов) и благодаря своим свойствам могла захватывать и захоранивать металлы в формирующихся породах. Поэтому породы базит-гипербази-товых формаций, если они обогащены сульфидной серой, несут повышенные концентрации Аи и ЭПГ до и-10~6...№10~5мас. % вместо №10~7...«-10~8 мае. %в рядовых пробах из аналогичных пород, необога-щенных серой.
Дополнительными доказательствами участия мантийного вещества при формировании крупных комплексных золото-платиноидных рудных объектов могут служить выявляемые повышенные концентрации платиновых металлов Р1:, Рс1, Ов, 1г, Ш1 до 1...9 г/т и более в золоторудных зонах, рудных телах и околорудных метасоматитах ряда известных крупных и сверхкрупных месторождений России и зарубежья [1, 23, 24]. Процессы глубинной гранитизации нижнекоровых блоков пород (магматического замещения по Д. С. Коржинскому) в областях их активного разуплотнения под воздействием глубинных термофлюидопотоков также могут служить дополнительными доказательствами заложения «глубинных магмо-термофлюидодинамических систем» как продуктов деятельности плюмтектоники.
Энергетической основой глубинной тектоники и метасоматизма могли служить периодически повторяющиеся деформации и их упругие последействия (по терминологии Е.Д. Глухманчука [4]), если принять их солитонную природу, а также мощные электрические разряды, возникавшие во внешнем ядре и мантии, земной коре, в связи с образованием электрических и электромагнитных полей [3].
Именно импульсная дегазация ядра и мантии в условиях сверхвысоких давлений и температур обеспечивала появление плюмов как солитонных образований или самоорганизующихся систем по И.Р. Пригожину. Фиксируемые глубинным физи-
ческим зондированием блоки отрицательных магнитных и гравиметрических аномальных зон, вероятно, подтверждают периодически возникавшие структурные ловушки в мантии и низах земной коры для металлоносных глубинных нагретых флюидов. Это и служило основой для формирования мантийных магмо-термофлюидодинамических ру-дообразующих систем. Крупность возникавших рудных объектов обеспечивалась размерами исходных структур-ловушек, а также солитонно-им-пульсным режимом неоднократной глубинной дегазации.
Внутрикоровые гранитоидно-гидротермально-
метасоматические рудообразующие системы
Такие рудообразующие внутрикоровые системы формировались в связи с развитием флюидонасы-щенных гранитоидных интрузий и сопровождающих гидротермально-метасоматических процессов. Магмо-рудно-метасоматические системы такого типа возникали и развивались в земной коре на глубинах 15... 1 км. Наиболее крупные магмо-гидротермально-метасоматические рудообразующие колонны возникали благодаря взаимодействию их с глубинными термофлюидными потоками при распаде мантийной магмо-термофлюидо-динамической системы над мантийно-коровыми диапирами. Именно взаимодействие глубинных нагретых флюидов с коровыми терщинно-поровы-ми холодными водами и приводило к распаду мантийных термофлюидных систем. В земной коре магматические процессы сопровождались метасо-матическими явлениями площадного типа (контактовый и щелочной автометасоматоз): образование магнезиально-известковых скарнов, после-скарновых метасоматитов-грейзенов, альбит-ка-лишпат-биотит-серицитовых, березит-листвени-товых, гумбеитовых, эйситовых, аргиллизитовых, пропилитовых метасоматитов с образованием крупных рудно-метасоматических колонн протяженностью 1...3,8 км по вертикали.
В нижних частях таких рудно-метасоматиче-ских колонн размещены ранние щелочные метасо-матиты (амфиболовые, альбит-калишпат-биотито-вые или пропилитовые); в средних - грейзены, бе-резиты-листвениты, гумбеиты; в верхних - эйси-ты, аргиллизиты, кварциты с разноминеральными золотыми, золото-палладий-теллуридно-сурьмя-ными рудами.
Золоторудные и золото-платиноидные рудные поля и месторождения располагаются в террейнах, вулканогенных, офиолитовых поясах, окраинных частях сводовых поднятий и срединных массивов с двухъярусным вулканогенно-терригенным или карбонатно-сланцевым разрезами верхней части земной коры умеренной мощности в 35...48 км. Региональные закономерности формирования и размещения таких рудных полей и месторождений в складчатых поясах определялись рифтогенными блоками осадочно-вулканогенных, вулканоген-
ных, офиолитовых комплексов пород, осложненных ограничивающими эти структурные региональные блоки глубинными продольными разломами I порядка, а также сквозными поперечными разломами II порядка, участками их пересечений с зонами трещиноватости II, III порядков. Все они отражают собой сложно-блоковое строение оснований верхнекоровых рудоносных структур. Глубинные разломы фиксируются сериями разрывов-сколов, зон трещиноватости, гранитоидами повышенной основности, иногда телами базит-гиперба-зитов, дайками долерит-диабазового, диорит-лам-профирового, порфирового составов, площадными и локальными метасоматитами. Они развиты в бортах палеотрогов, терригенно-вулканогенных, офиолитовых, террейновых поясов, на выклинивании глубинных разломов среди протерозой-палео-зойских блоков пород, Обособленную группу рудных объектов составляют рудоносные древние зе-ленокаменные пояса Канады, Австралии и других континентов. Они достаточно подробно освещены в отечественной и иностранной геологической литературе.
Рудные поля характеризуются сложноблоко-вым внутренним строением и располагаются в узлах наиболее усложненных продольных и поперечных складчато-разрывных 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 и внутрикорового магматизма и метасоматизма. Размещение таких рудных полей и месторождений в рифтогенных блоках земной коры контролировалось разломами, зонами трещиноватости, дробления, милонитизации и метасоматического замещения на участках развития черносланцевых толщ, прорванных интрузиями базит-гипербазит-плагиогранитных, диорит-сиенит-порфировых, гранитных интрузий или даек, штоков долерит-диабазового, диорит-лампро-фирового, плагиогранитного, гранит-сиенит-пор-фирового рядов [1, 2, 17, 23]. Гидротермально-ме-тасоматические процессы, протекавшие в верхних частях земной коры при распаде глубинной магмо-флюидной системы над мантийными диапирами, обеспечивали разуплотнение исходных пород благодаря явлениям гидратации-метасоматоза с увеличением объемов измененных пород на 12...22 %. Избыточное объемное разрастание отдельных крупных блоков пород земной коры приводило к диа-пиризму и рифтообразованию. Все это способствовало заложению новых разломов, разрывов II порядка, зон трещиноватости и горсто-грабеновых структур компенсационного типа.
Краевые участки развивавшихся диапировых куполов представляли собой приразломные компенсационные прогибы, в которых формировались рудоносные черносланцевые формации или вулка-ногенно-осадочные блоки. Внутригеосинклиналь-ные поднятия и рифтогенные компенсационные
впадины, прогибы возникали в боках блоков с наибольшим подъемом мантийного диапира. Ряд из них возникал на выклинивании рифтогенов или в бортах зеленокаменных, офиолитовых, вулканогенных поясов на участках рифтогенеза и связан со становлением базитовых, гипербазит-базит-плаги-огранитных интрузивных серий в разломах глубокого заложения. Например, рудные поля Саралы в Кузнецком Алатау, Зун-Оспы в Восточном Саяне, Западной Калбы, Тянь-Шаня (Саралинское, Му-рунтауское, Бакырчикское, Акжальское, Боко-Ва-сильевское), в Приамурье (Бамское, Дукатское), Кумтора в Киргизии, Мурунтау. Нередко в таких структурно -формационных, структурно -фациаль-ных зонах наблюдается совмещение разноглубинных магмо-рудно-метасоматических образований с возникновением рудно-метасоматической зональности регионального и локального типов [26, 27].
Региональная и локальная эндогенная зональность
рудных полей и месторождений
Региональная металлогеническая зональность проявляется как смена различных формационных типов руд и сопровождающих метасоматитов относительно интрузивных тел по простиранию отдельных структурно-формационных зон, на участках осложнения дуговыми, линейно-поперечными, очагово-кольцевыми, линейно-продольными (по отношению к осям складчатых систем) структурами. Они фиксируются гранитоидными интрузивами, дайковыми поясами и разнообразными мета-соматитами. Золотые, комплексные золото-плати-ноидно-редкометалльные руды парагенетически связаны с многообразными орогенно-рифтоген-ными гранитоидными интрузиями повышенной основности - с ранними субдукционно-коллизи-онными габбро-плагиогранитными и поздними рифтогенными габбро-сиенит-гранитными, дио-рит-сиенит-порфировыми интрузиями. Все они относятся к интрузивным сериям мантийного и внутрикорового типа.
Например, в южной части Северо-Китайской платформы, в поясе Цыньлинь выявлена металлогеническая зональность рудных поясов [28]. Здесь с северо-запада на юго-восток пояса при погружении основания архейского массива зональность оруде-нения соответствует такой последовательности: Аи—>Мо—>РЬ, Ъа и связана со сменой типа эндогенного оруденения - золото-кварцевые жилы —> золотоносные брекчии и штокверковые руды; мо-либден-порфировые —> молибден-вольфрам-скар-новые. 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-вос-ток при погружении основания платформы зональ-
ность оруденения изменяется по схеме: Аи-\У, Мо, 8п, РЬ, Хп [28]. В Забайкальском складчатом регионе проявились интенсивные процессы рифтогенеза и тектоно-магматической активизации. Примером структур с совмещенным комплексным оруденени-ем является известный золото-молибденовый пояс, выделенный С.С. Смирновым.
Для золотогенерирующих гранитоидов Сибирского перикратонного металлогенического пояса выявлена зональность в распределении минеральных типов комплексного оруденения: в гранитоид-ных массивах залегают руды грейзеновой редкоме-талльной формаций, в контактах интрузивов -жильные золото-редкометалльные сульфидные, а далее - сульфоантимонитовые золоторудные месторождения на удалении от гранитоидов. Флюидный режим таких интрузий отвечал высокой их восстановленности при близкой активности НБ и НС1 в минералообразующих системах (магматитах-флюидах). Это и обусловило формирование комплексных золото-платиноидно-редкометалльных руд в общих металлогенических поясах.
В пределах складчатых поясов, складчатых и рифтогенных подвижных зон проявились геосинклинальные, орогенные и посторогенные магмати-ты с сопровождающими метасоматитами. В начальный этап развития подвижных складчатых зон возникали близповерхностные вулканоплутониче-ские пояса с сопутствующими пропилитами-мета-соматическими кварцитами, серицитовыми, ар-гиллизитовыми метасоматитами с прожилково-вкрапленной золотосульфидной минерализацией промышленного значения. Они связаны с эффу-зивно-интрузивным базальтоидным магматизмом. Затем проявлялись среднеглубинные-гипабиссаль-ные гранитоидные интрузии повышенной основности (гранитоиды «пестрого состава» по терминологии Ю.А. Кузнецова) с метасоматитами золото-скарновой, золото-скарново-магнетитовой, золо-то-редкометалльно-альбитит-грейзеновой, золото-кварцево-березитовой, золото-кварцево-сульфид-ной формаций. На этапе рифтогенеза и тектоно-магматической активизации структур формировались гипабиссальные - малоглубинные габбро-диорит-гранодиоритовые, габбро-сиенит-гранит-ные, андезитовые магматиты с сопровождающими пропилитами, эйситами, аргиллизитами с золото-медно-скарновыми, золото-медно-порфировыми, золото-серебряно-пропилитовыми, золото-теллу-ридно-пропилит-аргиллизитовыми, золото-анти-монитовыми, золото-халцедон-аргентитовыми близповерхностными рудами. Обычно золотое и комплексное золото-платиноидно-редкометал-льное оруденение такого типа проявляется в связи со становлением I и II фаз гранитоидных интрузий, даек пестрого состава, с III и IV фазами интрузий гранит-порфирового типа связаны молибден-воль-фрамовые и оловянные руды с редкими элементами (В1, Те, Бе, Т1, БЬ, №>, Оа, Бг, Бс). В пределах крупных металлогенических зон проявляется ре-
гиональная интрузивно-рудно-метасоматическая и геохимическая зональность, обусловленная глубиной становления интрузий (2...7 км), метасомати-тов и руд (0,5...5 км) и величиной эрозионного среза отдельных структурных блоков этих зон. Например, на Урале проявились металлогенические зоны с совмещенными золото-платиноидно-содержа-щими скарнами внизу рудно-метасоматических колонн и золото-платиноносными медно-порфи-ровыми рудами вверху этих колонн (Гумешевское и Тарутинское комплексные скарново-медно-пор-фировые (с Аи, Р1:, Рс1) месторождения).
Продуктивные грантитоидные интрузии контролировались рифтогенными глубинными разломами. Они несут следы магматического замещения и щелочно-кислотного автометасоматоза, а непродуктивные интрузивы таких изменений лишены. Для продуктивных интрузий свойственны: повышенная основность, натриево-калиевая специализация пород, резко выраженный щелочной-ки-слотный автометасоматоз; развитие магнезиально-известковых скарнов, послескарновых метасома-титов и пород двух петрохимических рядов-диори-тов и плагиогранитов; преобладание хлора над фтором во флюидной фазе интрузий (С1:Р 2...50) [29]. Породы продуктивных гранитоидных интрузий и сопровождающих контактовых метасомати-тов (магнезиально-известковых скарнов, послескарновых метасоматитов) обогащены Аи (Х=3...7 мг/т, У>80 %, Жн>2...3 для гранитоидов и Х=10...350 мг/т, *>100 %, ..250 для скарнов, послескарновых метасоматитов). Для непродуктивных интрузий - ХАш=2...3 мг/т, УАш<70 %, Дн°<0,8...1,7) и сопровождающих метасоматитов (ХА11=5...8 мг/т, Га„<80%, ^"<1...4).
Для продуктивных интрузий намечается общая тенденция к накоплению золота до ^=1,1. ..2,5 от образований ранней фазы к поздним дифференци-атам второй или третьей фаз. Выявленная тенденция накопления золота в породах и минералах поздних дифференциатов потенциально продуктивных гранитоидных интрузий свидетельствует о накоплении его в остаточных расплавах (^Гн°=1,1...2,7) и особенно во флюидах области суб-солидуса (^н°=53...300). Установлено отчетливое многократное накопление Аи при становлении поздних фаз (1П-У1) симметрично-зональных дай -ковых тел габбро-долеритов в Саралинском золоторудном поле. Здесь в ранних габбро-долеритах выявлены содержания металла 1,8...2,9 мг/т, а в аналогичных дайковых породах Ш-\Т фаз внедрения - 3,4...14 мг/т Аи: К^=\,\...7,5. Эта тенденция выявилась и при сравнении неизменных мелкозернистых даек группы габбро-долеритов (2,7 мг/т Аи) с поздними краевыми частями (фазами Ш-У1) дайковых тел диабазового порфирита (7,7 мг/т Аи), в которых щелочной автометасоматоз не проявился вовсе: ^н=1,3...2,8. Выявленные тенденции свидетельствуют о накоплении золота в поздних порциях магматического расплава при его дифферен-
циации в промежуточных очагах-камерах (в остаточных расплавах) [30].
Коэффициенты распределения золота между жидкой, твердой и флюидной фазами кристаллизовавшихся расплавов составляли 1,3:1:3 в начальную и 2,5:1:21 в конечную стадии кристаллизации для толеитовых магм и 2:1:5 и 5,5:1:53... 114 для гранитоидных магм [20, 25].
Трансмагматические флюиды также могли привносить золото в промежуточные магматические камеры, поскольку при кристаллизации толеитовых и гранитоидных расплавов в этих промежуточных камерах выявлено 2...2,5 и 2...5,5-кратное накопление металла в продуктах их кристаллизации и установлено существенное его накопление (А"ни=1,7... 114) в минералах магнезиальных скарнов, формировавшихся в магматический этап становления интрузий.
Магматические процессы в земной коре сопровождались метасоматическими явлениями с образованием крупных и мелких рудно-метасоматиче-ских колонн протяженностью по вертикали 1,2...3,8 км. Длительно существовавшие термо-флюидопотоки обеспечивали широкий фронт перераспределения, обмена, привноса, выноса рудных компонентов из боковых пород по пути продвижения флюидов. В нижних частях таких колонн распространены калиево-натриевые автометасо-матиты, а выше по разрезу - скарны, грейзены, бе-резиты-листвениты, гумбеиты, пропилиты, эйси-ты, аргиллизиты и руды различного состава. Отмеченная метасоматическая зональность, скорее всего, свидетельствует об окисляющем воздействии трещинно-поровых вод боковых пород верхней части термогидроколонны на глубинные флюиды восстановительной обстановки. Для наиболее крупных рудно-метасоматических зон-колонн, формировавшихся в апикальных частях гранитоидных интрузий и дайковых пучков свойственны признаки участия глубинных флюидопотоков. Они проявляются в магматитах и автометасоматитах в виде протяженной на глубину зонально построенной метасоматической колонны со следами явлений постепенного окисления глубинных флюидов кверху этой колонны. Это подчеркивается изменением минеральных парагенезисов и геохимических ассоциаций элементов с глубиной.
Метасоматиты и руды в общей рудно-метасома-тической колонне размещаются закономерно: внизу колонны залегают щелочные метасоматиты кварц-альбитового, калишпат-альбитового, аль-бит-биотит-мусковитового составов с вкрапленными рудами Аи-\¥-Мо-Оз-Р1;; в средней части -грейзены, березиты-листвениты, гумбеиты, иногда пропилиты со штокверковыми рудами Аи-ВьТе-Ав-И-Рс!; вверху - листвениты карбонатные или эйситы-аргиллизиты с жильной, жильно-штоквер-ковой минерализацией Аи, Аи-А§-Рс1-8Ь-Н§. Эти части гидротермальной колонны подчеркиваются геохимическими полями-ореолами истощения Аи,
Ag, Р1;, Рс1 внизу, а в средней-верхней частях - накопления рудных элементов. Выделяются надруд-ные 8Ь, Ва, XI; околорудные Си, РЬ, Ъа., Аз, Аи, Р1:, Рс1, В1, Те, 8е; подрудные Ъ, №, V, Со, Мп, Сг, Ов, 1г, Мо, Ве, группы элементов в ореолах.
Итак, формирование золоторудных и комплексных золото-платиноидно-редкометалльных месторождений в земной коре осуществлялось двумя путями: 1) при становлении гранитоидных интрузий пестрого состава, диорит-лампрофировых штоков, даек, когда возникали местные послемаг-матические рудообразующие гидротермальные потоки; они создавали малообъемные рудно-метасо-матические колонны и золоторудные, золото-ред-кометалльные рудные объекты с убогими и средними запасами благородных металлов; 2) при участии глубинных магм и мантийных высоконагретых флюидов оформлялись крупнообъемные и сверхкрупные совмещенные рудно-метасоматические колонны, в которых создавались крупные рудные месторождения. Именно совмещение внутрикоро-вых и глубинно-мантийных рудообразующих маг-мо-термофлюидодинамических систем и обеспечивало образование крупных и сверхкрупных рудных месторождений. Такие месторождения формировались благодаря многократным длительным процессам «стягивания» рудного вещества в единые геохимические ореолы-поля, трансформированные затем в крупные рудные месторождения.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Коробейников А.Ф. Нетрадиционные комплексные золото-платиноидные месторождения складчатых поясов. - Новосибирск: НИЦ ОИГГМ СО РАН, 1999. - 237 с.
2. Коробейников А.Ф. Комплексные месторождения благородных и редких металлов. - Томск: Изд-во ТПУ, 2006. - 327 с.
3. Воробьев A.A. Равновесие и преобразования видов энергии в недрах. - Томск: Изд-во Томск, гос. ун-та, 1980. - 212 с.
4. Глухманчук Е.Д. Деформации упругого последействия в верхних слоях земной коры как индикатор движения магм и флюидов // Геология и геофизика. - 1992. - № 6. - С. 32-36.
5. Усов М.А. Геотектоническая теория саморазвития материи Земли // Известия АН СССР. Серия геол. - 1940. - № 1.
6. Мартьянов Н.Е. Размышления о пульсациях Земли. - Красноярск: КНИИГиМС, 2003. - 272 с.
7. Рябчиков И.Д., Бетчер A.JI. Состав водных флюидов, равновесных с флогопитосодержащими мантийными парагенезиса-ми при высоких давлениях и температурах // Известия АН СССР. Серия геол. - 1980. - № 3. - С. 56-61.
8. Лазько Е.Е., Серенко В.В. Перидотиты с зональными гранатами из кимберлитов Якутии: свидетельство высокотемпературного глубинного метасоматоза и внутримантийного метасоматизма? // Известия АН СССР. Серия геол. - 1983. - № 12. -С. 41-53.
9. Летников Ф.А. Сверхглубинные флюидные системы Земли и проблемы рудогенеза // Геология рудных месторождений. -2001.-Т. 43,-№4.-С. 291-307.
10. Anderson D.E. The derthe of mantle zeservoirs. Magmatic processes Physiochemical in principles // The Geochemical Society, Special Publication 1 // Erdly B.O. Mustn. - 1987. - P. 3-12.
Последовательность геолого-геохимических событий при формировании таких комплексных бла-городнометалльных месторождений такова (К-ц):
• мантийный метасоматизм глубинного вещества и заложение металлоносных термофлюидных систем - 0,5;
• становление гипербазит-базитовых интрузий в земной коре - 1,2...2,7;
• автометасоматическая серпентинизация гипер-базит-базитов - 0,9... 1,0;
• внедрение габбро-плагиогранитных интрузий -1,7...5,6;
• метасоматическая оливинизация серпентинитов - 0,7...0,8;
• К-№ автометасоматоз гранитоидов - 0,8...0,6, а ^нэпг=0,5...0,6;
• пропилитизация вулканитов, даек габбро-доле -ритов - 0,9...0,8, а1нэш=0,8;
• березитизация-лиственитизация, грейзениза-ция или аргиллизация магматитов, углеродистых сланцев - 3...300, а ^ПГ=36...4Ю;
• окварцевание и сульфидизация магматических, метасоматических, углеродистых терригенных пород - 300...2000, а Цш>1050.
Исследования выполнены при финансовой поддержке грантов РФФИ и Минобрнауки РФ: гранты 93-05-9331, 96-05-64005, 06-05-6491,1-2006-РН-112.0/001.
11. Boettcher F.L., O'Neil J.R., Windom К. E. e .a. Metasomatism of the upper mantle and the genesis of kimberlites and alkalilasalts // Proc. 2-nd Intern. Kimberlite Conf. - 1979. -V. 1. - P. 173-182.
12. Коробейников А.Ф. Мантийно-коровая модель формирования эндогенных месторождений золота // Геология, поиски и разведка месторождений полезных ископаемых. - Иркутск: Изд-ие ИПИ, 1990. - С. 29-40.
13. Коробейников А.Ф. Геолого-геохимические модели золотоносных рудно-магматических систем // Геолого-генетические модели рудно-магматических систем. - Иркутск: Изд-ие ИПИ, 1991.-С. 3-15.
14. Рингвуд А.Е. Состав и происхождение Земли. - М.: Наука, 1981.-111 с.
15. ФроловаТ.И., ПерчукЛА., Бурикова И.А. Магматизм и преобразование земной коры активных окраин. - М.: Недра, 1989. - 261 с.
16. Щербаков Ю.Г Геохимия золоторудных месторождений в Кузнецком Алатау и Горном Алтае. - Новосибирск: Наука, 1974. - 278 с.
17. Коробейников А.Ф. Золото в эндогенных процессах земной коры и мантии //Доклады АН СССР. - 1988. - Т. 299. - № 5.
- С. 1233-1237.
18. Рахимов Х.Р Геохимические особенности элементов платиновой группы и золота в различных фазах метеоритового вещества (с использованием радиоактивационных методов анализа). - Дис.... канд. геол.-мин. наук. - Ташкент, 1989. - 167 с.
19. Олейников Б.В., Копылова А.Г., Коробейников А.Ф., Колпа-кова H.A. Осмий в самородном железе континентальных бази-тов // Отечественная геология. - 1998. - № 6. - С. 58-63.
20. Коробейников А.Ф. Фракционирование золота в магматическом расплаве при его кристаллизации // Доклады АН СССР.
- 1981. - Т. 259. - № 5. - С. 1200-1204.
21. АльмухамедовА.И., Медведев А.Я. Геохимия серы в процессах эволюции магм. - М.: Наука, 1982. - 148 с.
22. Горбачев Н.С. Флюидно-магматическое взаимодействие в сульфидно-силикатных системах. - М.: Наука, 1989. - 127 с.
23. Коробейников А.Ф. Платиновые металлы в золоторудных месторождениях складчатых структур Сибири и Северо-Восточ-ного Казахстана// Геохимия. - 1998. - № 10. - С. 1009-1020.
24. Коробейников А.Ф. Комплексные золото-платиноидно-ред-кометалльные месторождения - резерв XXI века // Известия Томского политехнического университета. - 2001. - Т. 304. -№1.-С. 169-182.
25. Коробейников А.Ф. Условия концентрации золота в палеозойских орогенах. - Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1987. -177 с.
26. Коробейников А.Ф. Особенности поведения золота при площадном и локальном метасоматозе гранитоидных интрузий Саяно-Алтайской складчатой области // Геохимия. - 1977. -№ 2. - С. 288-297.
27. Коробейников А.Ф. Рудно-метасоматическая зональность на месторождениях золота // Геология рудных месторождений. -1983. - № 1. - С. 96-99.
28. Хэ Ин. Региональная, промежуточная и локальная зональность Аи, Мо, \¥, вп-оруденений на примере районов России и Китая // Известия вузов. Геология и разведка. - 1998. - № 1. -С. 154-155.
29. Коробейников А.Ф. Критерии связи золотого оруденения с магматизмом и метасоматизмом в Саяно-Алтайской складчатой области // Критерии прогнозной оценки эндогенного оруденения Алтае-Саянской области. - Новосибирск: Наука, 1982. - С. 89-93.
30. Коробейников А.Ф., Черняева Е.И. Поведение золота при формировании зональных дайковых тел габбро-диабазов // Доклады АН СССР. - 1987. - Т. 292. - № 3. - С. 680-684.
Поступила 1.06.2007г.
УДК 553.493.6:528.7(571.15)
КОСМОСТРУКТУРНАЯ МОДЕЛЬ РАЙОНА КАЛГУТИНСКОГО РЕДКОМЕТАЛЛЬНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ (ГОРНЫЙ АЛТАЙ)
А.А. Поцелуев, Ю.С. Ананьев, И.Ю. Анникова*, А.Г.Владимиров*, А.Н. Василевский**, Л.В. Витте**
Томский политехнический университет E-mail: [email protected] "Институт геологии и минералогии СО РАН, г. Новосибирск E-mail: [email protected] "Институт нефтегазовой геологии и геофизики СО РАН, г. Новосибирск E-mail: [email protected]
Изучены космоструктуры района Калгутинского редкометалльного месторождения (Горный Алтай) по материалам мультиспек-тральной космической съемки ¿апска? ЕТМ+ и радиолокационной съемки 5ЯТМ. Район локализован внутри крупной кольцевой структуры сложного строения, характеризующейся длительным многоэтапным (многоимпульсным) развитием. Установлено погружение корневой (очаговой) части структуры с запад ~ северо-запада на восток ~ юго-восток. Положение кольцевой структуры контролируется узлом пересечения зон разломов северо-западного, северо-восточного и северо-восточно ~ субширотного направлений. Калгутинский гранитный массив и собственно месторождение находятся во внутреннем поясе структуры в кольце диаметром 15,2 км. Высоко оценены перспективы рудоносности юго-восточной части района, в связи с развитием малых кольцевых структур второго типа.
Введение
Исследование условий формирования месторождений, выявление источников вещества и энергии, а так же причин рудоотложения являются важнейшими вопросами минерагении. Их решение лежит в основе генетических построений и является базой прогнозно-поисковых моделей. Для многих крупных и гигантских месторождений золота, урана, полиметаллов, алмазов и других полезных ископаемых [1,2] устанавливается связь с крупными структурами земной коры, которые находят свое отражение в материалах региональных геологических, геофизических и космических исследований.
В последние годы получены новые данные об особенностях геологического строения, петрологии магматических образований и вещественном составе руд Калгутинского месторождения, позволяющие утверждать о значительном энергетическом и вещественном влиянии мантийного источника на Калгутинскую флюидно-магматическую систему. Применение мультиспектральных космических съемок, обладающих значительной обзорностью, высокой информативностью при соответствующем пространственном разрешении, позволяют получить новые данные о региональных геологических структурах и глубинном строении района месторождения. При этом появляется ряд новых структур, которые ранее не выделялись при выполнении наземных геологических и геофизических исследований.
