CC BY
146
ВЕСТНИК ПЕРМСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
2008 Геология Вып. 10 (26)
УДК 553.3/4.078/ 552.1
Минерагения стадиальных процессов литогенеза
А.В. Коробицын
Пермский государственный университет, 614990, Пермь, ул. Букирева, 15. E-mail: poisk@ psu.ru
Предложена системная онтогеническая модель стадиальной минерагении осадочного бассейна. Жидкие и твердые виды минерального сырья образуются в нем на прогрессивном (седи-ментогенезе, диагенезе, катагенезе), инверсионном (метагенезе) и регрессивном (дислока-циогенезе, гипергенезе) этапах литогенеза в тектоно-седиментационном цикле развития платформенных и складчатых областей. Модель построена на основе анализа и синтеза климатических, вещественных, а также структурных факторов генезиса, трансформации и деструкции минералов, пород, формаций и связанных со стадиями литогенеза типов, подтипов и видов полезных ископаемых определенного состава, морфологии и масштаба. Использование модели позволяет более качественно осуществлять прогноз, поиски, разведку и оценку минерального сырья на территориях различного геологического строения и истории развития. Ключевые слова: минерагения, литогенез, стадиальный анализ, бассейн осадочный, полезные ископаемые.
Введение
Большинство минеральных ресурсов размещено в осадочных бассейнах. Валовая стоимость всех разведанных запасов месторождений полезных ископаемых России на 01.01.93, по данным Н.П. Астафьевой [1] достигала 28 560 млрд. дол. США. Причем только энергетическое сырье осадочного генезиса составляло 71.2% (газ - 32.2%, нефть и конденсат - 15.6, уголь и сланцы - 23.3), нерудное
- 14.7, а разного генезиса черные, цветные, редкие и благородные металлы - 14.1. В связи с этим важную роль в прогнозировании, поисках, разведке и оценке качества минерального сырья играет литология, которая изучает состав и генезис пород и полезных ископаемых осадочных бассейнов. В этих бассейнах в рамках стадиальных процессов литогенеза терригенных, органогенно-хемогенных и пи-рокластогенных пород в тектоно-седиментационном цикле развития как в платформенных (плитных), так и в складчатых (коллизионных) областях, которые различаются составом, строением, мощностью и генезисом породных ассоциаций, а также ми-нерагенией.
Литогенез представляет собой онтоге-ническую совокупность последовательных фазовых стадиальных процессов, происходящих при образовании, изменении, дислоцирован-
ности и разрушении пород и полезных ископаемых осадочного бассейна на прогрессивном (седиментогенез, диагенез, катагенез), инверсионном (метагенез) и регрессивном (дислокациогенез, гипергенез) этапах развития цикла [3, 4, 9, 12, 15, 27, 33]. В седиментоген-ной стадии литогенеза в континентальных и морских условиях формируются многие общеизвестные месторождения нерудных осадочных полезных ископаемых - торфа, стройматериалов, каменной и калийной солей, а также аллювиальных и прибрежно-морских россыпей ценных тяжелых минералов, янтаря и других видов минерального сырья.
В.А. Обручев в своем классическом труде «Рудные месторождения» еще в 1928 г. справедливо подчеркивал, «что рудообразовательные процессы тесно связаны с породообразующими» [23, с. 8]. В дальнейшем в работах Л.В. Пустовалова [24], М.С. Швецова [31] и Н.М. Страхова [29] было показано, что в результате диагенетических процессов образуются не только новые минералы и сами породы, но и различные полезные ископаемые конкреционные фосфориты, сидериты, а также руды Бе, А1, Мп. Во второй половине минувшего века развитие стадиального анализа терригенных угленосных и нефтеносных осадочных бассейнов позволило Н.Б. Вассое-вич установить «главную фазу нефтегазообра-зования» в условиях позднего катагенеза [3, 4]. В это же время Д.Г. Сапожников [26],
© А.В. Коробицын, 2008
A.M. Карпунин [8], А.В. Копелиович [9]. А.Г. Коссовская и В.Д. Шутов [21] доказали, что в ходе катагенеза формируются также страти-формные залежи полиметаллов в карбонатных породах, меди - в граувакковых песчаниках, а цеолитов - в туфах. Следовательно, на прогрессивном этапе литогенеза из осадков образуются породы, их новые минералы и структуры, а также постседиментационные полезные ископаемые пластовой морфологии.
Но прогрессивное развитие литогенеза осадочного бассейна в экстремальный момент геотектонического цикла, отвечающий смене знака движения, приводит к возникновению условий, в которых породы и формации, а также полезные ископаемые испытывают дальнейшие напряжения и изменения при максимальных значениях Р/Т параметров, характерных для осадочных образований. Данный этап соответствует метагенезу, предваряющему региональный метаморфизм, который не является здесь объектом рассмотрения. В по-стинверсионное время цикла при эпейрогенезе платформенных и орогенезе складчатых осадочных бассейнов выполняющие их породы, формации, их ассоциации (ряды) и комплексы испытывают дислокации и последующую деструкцию на регрессивном этапе. Он был впервые выделен в 1953 г. Л.Б. Рухи-ным [25], позднее изучен А.В. Копелиовичем [9], Н.Б. Вассоевичем [4], а применительно к генезису различных полезных ископаемых -автором [12-19].
Теоретической основой построения настоящей модели минерагенеза является учение об осадочных формациях и связанных с ними полезных ископаемых, дополненное полученными автором данными [12,15] о литогенетических типах, подтипами и видами минерального сырья. Оно образуются и локализуются в определенных по составу и строению породах, их парагенезах, а также в структурных элементах и при различных типах выветривания руд и вмещающих пород.
Предлагаемая системная онтогеническая модель стадиальной минерагении литогенеза осадочного бассейна разработана в результате многолетнего (с 1954 г.) геологического исследования осадочных и вулканогенноосадочных формаций, литологии, а также полезных ископаемых, геохимии золота и других элементов в породах и гидротермалитах для оценки перспектив стратиформной минерагении Верхоянья, коренной и россыпной
золотоносности территорий платформенных и горно-складчатых районов в рифейско-фанерозойских отложениях Верхояно-Чукот-ской складчатой области и прилегающей части Сибирской платформы (в пределах Якутии). Работы проводились по бюджетным и хоздоговорным темам в отделе и Институте геологии Якутского филиала СО АН СССР, а с 1977 г. в Центральных тематической и поисково-съемочной экспедициях ПГО «Якутскгеология». Отдельные результаты исследований опубди-кованы в разделах двух коллективных монографий [2,7], в тематических сборниках, статьях и докладах на различных семинарах, конференциях и международных конгрессах, а также отражены в 20 научно-тематических отчетах, находящихся в соответствующих геофондах.
Формирование большинства пластовых и стратиформных, а также жильных и штоквер-ковых морфотипов месторождений флюидных и твердых полезных ископаемых, локализованных в осадочных, вулканогенно-осадочных и изверженных породах, происходит в тесной генетической и парагенетической связи с их происхождением, составом, строением, типами дислоцированности и выветривания. Все эти факторы в определенной степени учитываются в предлагаемой модели минерагенеза. Они имеют отличительные черты и различные масштабы проявления в осадочных бассейнах платформенных и складчатых областей.
1.Прогрессивный этап литогенеза
Данный этап литогенеза осадочного бассейна отвечает времени его постоянного погружения с непрерывным осадконакоплением до момента инверсии, фиксируемой в разрезе значительным стратиграфическим перерывом или даже структурным несогласием (в складчатых регионах). Он объединяет седиментогенную, диагенную и катагенную стадии с их ранней и поздней подстадиями. Для него характерно постепенное увеличение значений Р/Т параметров среды породообразования и минерагенеза, уменьшение емкостных и фильтрационных свойств пород в результате уплотнения, порового и гидроксильного обезвоживания и растворения в новых условиях неустойчивых фемических компонентов с формированием аутигенных минералов цемента, новых структур пород, химического состава по-ровых флюидов, а также месторождений раз-
личного минерального сырья пластовой морфологии.
1.1. Седиментогенез и полезные ископаемые
Седиментогенез (литогенез по Н.М. Страхову [29]) представляет собой совокупность явлений на поверхности, вызывающих возникновение новых осадочных образований в результате переработки твердых масс литосферы, пирокластики, а также биопродуктов фауны и флоры. В соответствии с тремя формами существования воды как уникального растворителя и всюдного минерала нашей планеты -в твердом (лед), жидком (расплав) и газообразном (пар) состоянии выделяются три климатических - ледово-мерзлотный, гумидный и аридный, а также океанский и вулкано-генно-осадочный типы седиментогенеза [21, 22, 29,
30, 32].
В зависимости от времени выпадения минерального вещества в осадок в данной стадии выделяются две подстадии и соответствующие им подтипы минерагении. В ранней подстадии накапливаются аллохтонные обломочные, пиро- и биокластические осадки в динамически активных аквальной и аэраль-ной средах. В поздней подстадии в аквальной спокойной обстановке отлагаются хе-могенные, органогенные, глинистые и эксга-ляционные образования.
Ледово-мерзлотн ый седиментогенез
представляет собой совокупность особенностей ледового (по Н.М. Страхову [29]) и криолитогенеза (по Н.А. Шило [32]). Если для материковых и горных оледенений характерны гляциально-экзарационные моренные несортированные валунные песчано-глинисто-гравийные отложения (III С и россыпеносные коллекторы при экзарации рудных полей), образующиеся в эпохи межлед-никовий, то для обширных субарктических территорий Евразийского и Североамериканского континентов, отличающихся отрицательной среднегодовой температурой и ее высоким годовым градиентом (до 100°С и выше), развитие мощной (до 1 км и выше) зоны вечной мерзлоты. На её поверхности в приморских равнинах и широких террасах образуются полигональные трещинные ледовые жилы (дислоцирующие вмещающие отложения), термокарстовые озерные депрессии, ледовые диапирообразные купола, а также происходит активное выветривание от-
ложений деятельного слоя в интервале годовой оттайки. Вода в нем ежегодно находится в термально контрастных твердой и жидкой фазах. При ее замерзании в порах и трещинах появляется пресный лед, в межкристаллитах которого она остается в жидком минерализованном состоянии. В горно-рудных районах, сложенных сульфидизированными углеродистыми алевропелитами, вмещающими малосульфидные золотокварцевые жилы, при максимальном летнем оттаивании и экзотермическом разложении сульфидов пород и руд образуется подогретая серная кислота, разлагающая совместно с другими поровыми кислотами вмещающие породы до каолинито-вых глин («синюг»). При замерзании в условиях термального минимума межкристаллит-ной и трещинной воды кварцевых жил, последние физически растрескиваются, способствуя образованию золотосодержащих мар-шаллитов. В летний период, после термального максимума, в горах возникают селевые паводки («черная вода»), которые образуют русловые россыпи крупного золота, а также пойменные и косовые концентрации его мелких и тонких фракций в зонах расширения долин и их дельтах, где резко снижается гидродинамика потока и происходит его терри-генная разгрузка. Таким способом, вероятно, и сформировалось большинство четвертичных россыпей Колымо-Индигирского золотоносного пояса и других регионов развития вечной мерзлоты [32,18].
Гумидный седиментогенез реализуется в областях с теплым влажным климатом в случае преобладания атмосферных осадков над их испарением, что способствует активизации процессов химического выветривания материнских пород, а также интенсивному развитию наземного, субаквального и аквального биоса и разнообразию осадков. В наземных условиях перенос и отложение осадков в реках происходит тремя способами - волочением, во взвесях и растворах. По данным Н.В. Логвиненко [22], их соотношение в равнинных реках равно 53: 4:100, а в горных - 622: 86: 100, что обусловлено их разной скоростью, которая колеблется от 1,5 до 1,6 в первых и от 5 до 8 м/с в последних. На дне потоков образуются косослоистые гряды гравийно-песчаного состава длиной 20 - 30 и высотой 0,3 - 1 м в равнинных реках и гравийногалечные гряды длиной до 100 и высотой 2 -4 м - в горных. Пойменные волнисто-
горизонтальные песчанистые алевропелито-вые, иногда с озерно-болотными торфяниками отложения слагают верхнюю часть аллювиальных серий. Аллювий рек, эродирующих горно-рудные районы, часто вмещает русловые и пойменные россыпи благородных металлов и ценных тяжелых минералов. С аллювием равнинных рек связаны россыпи алмазов (Восточная Сибирь, Африка), рутила, циркона, кварца, янтаря.
Аквальные осадки крупных озер и морей в их прибрежных зонах мелководного шельфа представлены пляжными и косовыми песками, которые в случаях эрозии рудоносных пород областей водосборов могут содержать прибрежные россыпи металлов и других компонентов. В более глубоководных динамически спокойных зонах шельфа осаждаются алевриты, глины, мергели, известковые илы, состоящие из спикул губок и скелетов микроорганизмов. В теплых морях остатки макрофауны слагают одиночные карбонатные рифы и рифовые массивы, а водоросли образуют биогермы. В шельфовых морских и озерных осадках, образовавшихся за счет размыва и отложения продуктов коры выветривания материнских пород и руд областей питания, формируются рудные накопления оксидов и гидроксидов А1, Бе, Мп, Р [29].
Озерные бобовые бокситы с примесью гидроксидов Бе осаждаются в периферической части бассейнов. Морские бокситы обычно залегают на закарстованных карбонатных породах в верхней части шельфа. Внизу они красные, выше - серые, черные и зеленоватые. Их пигментация обусловлена примесью оксидных форм Бе (Арканзасское месторождение США). Главной зоной накопления железных руд является морской шельф, где оолитовые руды начинаются в песках, охватывают алевритовую полосу, выклиниваясь в глинах или в известковых илах. Бурые железняки состоят из оолитов гидрогетита, железистого хлорита и монтмориллонита (Керченский бассейн). Марганцевые руды ассоциируют с морскими терриген-ными и карбонатными осадками, при этом оксидные их разности залегают в прибрежных частях, а в глубине бассейна появляются их карбонаты - родохрозит, мангано-кальцит, кальциевый родохрозит (месторождения Чиа-турское, Никопольское). Фосфор по геохимической подвижности близок к марганцу и осаждается тоже в зонах терригенной и кар-
бонатной седиментации.
Фосфориты образуют пласты, переходящие в прибрежье в желваковые разности. Известны также органогенные ракушечные фосфориты, состоящие из фосфатизированных и фосфатных раковин оболюсов и лингул (Прибалтика).
Аридный седиментогенез отличается от гу-мидного сочетанием повышенных температур с преобладанием активного испарения атмосферной влаги, подавленным развитием биоса, что отражается на физико- и биохимических процессах генезиса и состава осадков. Засушливый жаркий климат способствует формированию огромных по площади песчаных пустынь, а ветры - возникновению пыльных бурь с выносом мелкого глинисто-алевритового материала за их пределы, где он осаждается в виде лесса. Дня пустынь характерно формирование песчаных холмоообразных барханов, их гряд, а также прибрежных дюн с крупной косой слоистостью и обратной гранулометрической сортировкой слагающего их песка. В прибрежных дюнных песках, примыкающих к пляжевым и образовавшихся за счет аллювия рек, эродирующих рудоносные области питания, вероятно возникновение эоловопляжных россыпей золота, платины, алмазов и других компонентов.
В заливах и лагунах, а также в озерах аридной зоны образуются солоноватые, соленые воды и рассолы за счет интенсивного испарения их морской воды, где формируются осадочные месторождения эвапоритов - хе-могенных доломитов, магнезитов, бишофи-тов, каменной и калийной солей, содержащих повышенные концентрации Sr, Ba, J, Вг, Au и других элементов. Аридный климат способствует также накоплению в карбонатных осадках рудных элементов - Pb, Zn, P, а в красноцветных песках - Си [28].
Океанский седиментогенез охватывает 71% земной поверхности и осуществляется на дне шельфа (глубина до 0,1 км ), континентального склона и ложа океана в минерализованной (3,5%) воде с температурой около 0° С (в полярных районах —1,8° С), высоким гидростатическим давлением и повышенным (35%) содержанием Ог в газовой фазе. Окаймляющий шельф континентальный склон имеет обычно ширину в несколько десятков км, и уходит на глубину 2-3 км с углом наклона до нескольких десятков минут. Ложе океана представляет собой обширную субгоризон-тальную поверхность, осложненную протяженными высокими срединно- океанически-
ми хребтами и глубоководными впадинами [21]. Шельфовые осадки кратко охарактеризованы при рассмотрении климатических типов морского седиментогенеза. Осадки батиальные, или континентального склона накапливаются ниже уровня волн в спокойных условиях, изредка осложненных только донными течениями, отлагающими пески и галечники вблизи границы с шельфом. В осадках склона развиты красные, синие, зеленые илы, получившие окраску под воздействием примеси различных оксидных и сульфидных форм железа, а также пирокластики и органики. Абиссальные осадки покрывают ложе океана на глубине от 2-3 до 10 км (во впадинах). Они представлены органогенными известковыми форамини- феровыми и птеропо-довыми илами, отлагающимися до глубины в 4,5 км. Глубже известковый скелет растворяется, и здесь преобладают кремнистые планктонные радиоляриевые илы со спикулами губок, а в холодных областях - осадки кремнистых диатомей. Наиболее широко распространена красная глубоководная монтморил-лонитовая глина, образующаяся из аэрозолей, а близь подводных вулканов - из их пепла. С этими глинами связаны металлоносные Fe-Mn корки, стяжения и конкреции.
Исходя из океанологических исследований и изучения керна скважин А.П. Лисицын [21] выделяет три уровня глобальной океанской седиментации: 1) на барьере река-море, где в подводной части дельт крупных рек осаждается 70% обломочного, взвешенного, растворенного материала и органики; 2) подножье континентального склона, куда поступает около 20% взвеси рек, и 3) глубоководные желоба, окаймляющие островные дуги, в которых накапливается около 10% органогенных кремнистых и вулканогенных осадков.
Вулканогенно-осадочный седиментогенез в ледовых условиях происходит с плавлением лавой льда, в результате чего образуются лахары, которые поставляют разнородный моренно-лавовый материал в депрессии рельефа. В гумидных условиях при извержениях вулканов образуются термальные грунтовые воды, разлагающие и отбеливающие вмещающие их отложения. В аридных районах в связи с дефицитом влаги данный процесс почти не проявляется. Пирокластика островных извержений, смешиваясь с терригенными морскими осадками, образует псаммитовые, алевритовые и пелитовые туффиты. Из вулканогенных гидротерм при снижении их кислотности сна-
чала осаждается Ti, потом - Fe, а затем - А1. За счет окисления сероводорода у устьев гидротермальных источников происходит выпадение серы, осаждается кремнезем, бура. Вблизи подводных вулканов образуются так называемые «черные курильщики», представляющие собой эксгаляции газовых гидротерм, сопровождающиеся массовым развитием микроорганизмов и осаждением металлоносных осадков, в которых Fe, Mn, Pb, Zn, Cu, a также Аи и Ag достигает промышленных содержаний [18].
В заключение краткого обзора седиментогенеза и его осадочной минерагении необходимо подчеркнуть, что в каждом типе формируются определенные виды рыхлого минерального сырья пластовой морфологии как в ранней, так и в поздней подстадии. В раннюю подстадию все климатические типы седиментогенеза в аквальных, а также иногда и в аэральных динамически активных условиях, на пляжах и в аллювии рек, обуславливают возникновение разного масштаба россыпей ценных устойчивых тяжелых металлов и минералов (Pt, Аи, алмазов, касситерита, рутила, ильменита, циркона, моноцита, кварца, янтаря), а также песчано-гравийных смесей (стройматериалов). В проточных заболоченных озерах накапливаются аллохтонные торфяники. А в поздней подстадии при гумидном, аридном, океанском и вулканогенно-осадочном типах седиментогенеза в динамически спокойной аквальной обстановке разной солености отлагаются в основном хемогенные, органогенные и эксгаляционные осадочные полезные ископаемые - пластовые рудные залежи Al, Fe, Mn, Р, Pb, Zn, Cu, V, А^ Pt, а также формируются месторождения каменных, калийных имагне-зиальных солей, бишофита, торфа, сапропе-лей, глин.
В кайнозойских осадках многие из этих полезных ископаемых широко распространены и давно используются человеком, особенно россыпи благородных, редких металлов и ювелирных минералов, а также кварцевых песков, кирпичных суглинков, огнеупорных глин, торфа и других видов природного сырья, пригодного для открытой, не требующей больших энергетических затрат, карьерной отработки.
1.2. Диагенез и полезные ископаемые
Диагенез представляет собой процессы преобразования рыхлых осадков и полезных ископаемых в осадочные породы и руды. Это ста-
дия физико-химического уравновешивания и литификации разнородного неорганического, а также в разной степени обогащенного органикой обводненного вещества в условиях полузакрытой системы при относительно низких значениях Р/Т параметров среды породообра-зования, возникших в результате погружения осадков ниже рубежа их накопления. Н.М. Страхов [29] установил, что в начале ранней подстадии в окислительных условиях локально образуются глауконит, фосфаты, оксиды металлов, а в конце ее в восстановительной обстановке - лептохлориты, карбонаты, сульфиды. В поздней подстадии в результате дальнейшего погружения происходят общая цементация осадка, его уплотнение, поровое обезвоживание и образование разнообразных по составу конкреций (сидеритовых, фосфоритовых, пиритовых). Охарактеризованные ранее типы седиментогенеза и минерагении в диагенную стадию подвергаются различным минерально-структурным изменением, сохраняя основные особенности состава осадков и образуя новые минералы цемента пород и диа-генный тип полезных ископаемых.
При диагенезе терригенных водноледниковых и озерных осадков северных широт, содержащих аллохтонную органику, приносимую реками, в породах идут замедленные процессы образования сероводорода, а также сульфидов железа и конкреций сидерита. В терригенных породах гумидного генезиса, содержащих органическое вещество, согласно исследованиям Н.М. Страхова [29] и Н.В. Логвиненко [22], в ранней подстадии диагенеза в слабо окислительной среде возникают оксидные и гидроксидные соединения Fe. В поздней подстадии при щелочных, слабокислых и восстановительных условиях формируются карбонаты Fe и Мп, а также редкие мелкие рассеянные выделения сульфидов Fe. В терригенных ритмичных толщах в связи с неравномерным распределением органического вещества в слагающих их различных породах происходит перераспределение диагенетиче-ского вещества, образовавшегося в результате растворения в одних слоях и отложения его в других с образованием конкреционных прослоев около границ переслаивающихся пород. Конкреции железа формируются в глинистых породах, в нейтральной (сидерит) и восстановительной (пирит, марказит) обстановках. Кальцитовые и доломитовые конкреции в щелочной среде в глинистых и зернистых породах, а фосфатные - в слабовосстановительных
и слабоокислительных условиях. Кремнистые и сульфатные (баритовые, целестиновые) конкреции возникают в кислых и нейтральных средах в ассоциации с соответствующим составом вмещающих пород. При диагенезе торфяников в присутствии кислорода (осушение) или затрудненном его доступе (затопление) образуются сидеритовые конкреции, а также вивианит, каолинит и галлуазит.
Карбонатные обломочные отложения пляжей и рифов в ранней подстадии диагенеза частично или полностью цементируются арагонитом, переходящим на поздней подстадии в кальцит. Глубоководные органогенные фо-раминиферовые и птероподовые илы цементируются магнезиальным кальцитом, а при значительной примеси органики в них возникает сероводородная восстановительная обстановка и отмечаются мелкие глобулярные выделения пирита. Кремнистые осадки - диатомовые и радиоляриевые илы - на ранней подстадии подвержены растворению (тонких и мелких раковин), в результате чего отлагаются коллоидные сгустки опала в пустотах и порах. На поздней подстадии опал дегидратируется и преобразуется в халцедон.
В аридных терригенных осадках поровые воды перенасыщены известью, что при диагенезе приводит к образованию кальцитового цемента. Небольшого содержания в песках органики и оксидов железа все же хватает на редукцию последнего и погашение красной окраски. В глинах и мергелях оксидов железа больше, поэтому они при диагенезе приобретают пеструю окраску. Содержащиеся в поро-вых водах сульфаты Си, РЬ, 2п в ранней подстадии переходили в основные карбонатные соли, а в поздней подстадии в восстановительной среде становились сульфидами. Гипсы подверглись поровому обезвоживанию, частично образуя ангидриты. В полимиктовых песчаниках происходила концентрация Си, а в перекрывающих их доломитах и известняках -РЬ и 2п.
В океанских осадках в связи большой глубиной их образования при высоком гидростатическом давлении и низкой температуре диа-генетические процессы, по данным Н.В. Логвиненко [22] довольно длительны (до 100 млн лет), поэтому мощность этой зоны достигает первых сотен метров. В ходе океанологических исследований также установлено широкое распространение на поверхности дна и в верхнем слое, в зонах, прилегающих к срединноокеаническим хребтам, четвертичных осад-
ков Бе-Мп конкреций. Количество их изменяется от 1 до 50-70 кг/м2. Размеры конкреций в среднем составляют 3-4 см. Они имеют шаровидную, эллипсоидальную, лепешковидную, желваковую, плитчатую формы и состоят из ядра, представленного обломками эффузивов, организмов и минеральными зернами, и рудной оболочки концентрического строения. Последняя состоит из гидрогематита, гидро-гетита, лепидокрокита, а также минералов марганца - вернадита, криптомелана, брау-нита, пиролюзита и монтмориллонитовых глин. Эти конкреции в среднем содержат (%) Р (0,22); Л (0,65); V (0,06); Мп (16,02); Бе (15,55); N1 (0,48); Со (0,28); Си (0,26); 2п (0,08); Мо (0,04); РЬ (0,09) и другие элементы в повышенных концентрациях и составляют большой минерагенический потенциал [21].
Океанские отложения газоносны. Газ в них находится в твердом состоянии. По данным Н.В. Черского [30] газогидраты внешне и по физическим свойствам аналогичны льду. При этом 1 м3 газогидрата заключает в себе 200 м3 газа. Газогидраты образуются при температуре не выше 22 ° С и давлении до 250 атм. Они распространены в большей части Мирового океана , а на суше - в зоне вечной мерзлоты (энергетический потенциал).
Вулканогенно-осадочные отложения в ранней подстадии цементируются. В поздней подстадии основная пирокластика преобразуется в монтмориллонитовые глины и цеолиты, а вблизи вулканических аппаратов образуются металлоносные породы.
Таким образом, в данной стадии формируются различные породы и связанные с ними диагенетические типы и подтипы разнообразных экономически важных видов энергетического минерального сырья (газогидраты), а также диагенетически трансформированные седиментогенные полезные ископаемые. В ее ранней подстадии в условиях полузакрытой системы происходит образование пластовых оксидных Бе-Мп руд, а в поздней - конкреционных руд Бе, Мп, Р, стратиформных концентраций Си, РЬ, 2п , благородных и редких металлов, а также цеолитов.
1.3. Катагенез и полезные ископаемые
Эта стадия литогенеза отражает минерально-структурные изменения возникших при диагенезе осадочных и вулканогенно-осадочных пород и минерального сырья в результате
дальнейшего погружения территории породного бассейна в условиях закрытой системы, сопровождающегося постепенным повы- ше-нием значений гидро- и литостатического давления и температуры. При катагенезе происходит дальнейшее уплотнение пород благодаря растворению неустойчивых в новых условиях обломочных компонентов и их регенерации, а также поровому и гидроксильному обезвоживанию минералов глин, эвапоритов, силицитов. В результате этих процессов уменьшаются емкостные и фильтрационные свойства коллекторов, улучшаются экранирующие качества глинистых покрышек, происходит формирование солевого, газового состава поровых флюидов и образование разнообразных полезных ископаемых на его ранней и поздней подстадиях.
На ранней подстадии катагенеза терригенных пород уплотнение песчаных зерен осуществляется по тетраэдру. При шарообразной форме и равноразмерной величине песчинок, размещенных по кубу, пористость песчаников теоретически составляет 47,6%, а по тетраэдру - она снижается до 25,9%. Следовательно, при таком уплотнении из пор отжимается 2 1,7 % заполнителя (воды и цемента). В алеврпелитовых породах также происходит поровое обезвоживание. Н.В. Логвиненко [22] экспериментально установил, что свободная вода из глин вытесняется при давлении 40 - 80 атм, которое соответствует глубине погружения 400 - 800 м и расчетной температуре 12 -14 0С. По результатам опытов Д.И. Горжевско-го [28] поровые хлоридные растворы выщелачивают из твердых фаз илов и глин и повышают концентрации РЬ соответственно в 3 и 6; 2п - 2 и 6, а Си - 1,3 и 3 раза при температурах 20 и 80 °С. В таких условиях происходит растворение пластовыми водами неустойчивых песчаных и алевритовых зерен, представленных темноцветными минералами, основными и средними плагиоклазами и пирокла-стами. В результате этого появляется коррозионная пористость, что увеличивает проницаемость таких пород, и начинают формироваться сульфатные и хлоридно-сульфатные слабо металлоносные низкотермальные пластовые воды (металлогенический потенциал). Торфяники преобразуются в германиеносные бурые угли, сапропели - в металлоносные сапропелита.
В поздней подстадии при погружении бассейна на глубину более 1 км повышается гидро- и литостатическое давления (выше 100 и 250 атм соответственно), и температура более
30° С). Обломочные зерна подвергаются пластическим, гибким и хрупким дислокациям. В зерновых контактах растворяются под давлением и более стойкие терригенные компоненты - кислые плагиоклазы, калишпаты, кварц, кислая пирокластика, кремни. Растворенное вещество регенерирует песчаные зерна оболочками такого же минерального состава. Так возникают позднекатагенные инкорпорацион-ные, конформные, микростилолитовые и регенерационные структуры песчаников. Пластовые воды превращаются в хлоридно-сульфатные и хлоридные и являются зачаточными гидротермами с восстановительными и щелочными свойствами. Они содержат и рудные компоненты, что способствует формированию в граувакковых песчаниках месторождения Си. В углеродистых алевропелитовых породах под влиянием повышенных давления и температуры исчезают разбухающие глинистые минералы с выделением кристаллизационной воды, образуются Fe-Mg хлориты и ау-тигенные гидрослюды. Рассеянное в породах органическое вещество в таких условиях преобразуется в углеводороды («главная фаза не-фтегазообразования» по Н.Б. Вассоевичу и др.[3]), которые в зонах выклинивания песчаных коллекторов, в рифах и особенно в их массивах образуют неструктурные позднекатагенные залежи крупных нефтегазовых месторождений. Сапропелевые известковоглинистые породы превращаются в битуминозные известняки и горючие сланцы, слагающие нефтегазоматеринские формации (до-маникиты, бажениты). Они отличаются также повышенным содержанием некоторых рудных и благородных металлов [18].
Органогенно-хемогенные карбонатные породы в ранней подстадии подвергаются процессам уплотнения и начальной перекристаллизации цемента. В аренитах образуются кальцитовый и доломитовый цементы. Эвапо-риты уплотняются, теряя поровую воду, а кремнистые породы становятся опаловохалцедоновыми. В поздней подстадии карбонаты кристаллизуютя. Известняки при воздействии на них магнезиальных поровых термальных растворов преобразуются в метасома-тические доломиты и их брекчии, уменьшаясь в объеме (до 12%). Гипсы теряют гидроксильную воду и становятся ангидритами, которые также сокращаются в объеме на 1/3 [22]. Обезвоживаются, кристаллизуясь, и кремнистые образования, которые становятся халцедоново-кварцевыми.
Вулканогенно-осадочные породы в зависимости от химического состава и количества пирокластики при катагенезе преобразуются по-разному. Для кислых туфов и туффитов в ранней подстадии характерно развитие аутогенных опала, смешанно-слойных глин, цеолитов, а в поздней - халцедона, кварца, альбита. В средних и основных по составу туфах и туффитах в ранней подстадии образуются цеолиты и монтмориллонит, а в поздней - наряду с монтмориллонитом появляются хлорит, гидрослюда, и кварц. Такие вулканогенноосадочные толщи монтмориллонитового состава являются уникальными флюидоупорами, выдерживая аномальные (до 100 атм ) пластовые давления, например, в Лено-Вилюйской нефтегазоносной провинции [19].
Таким образом, в ранней подстадии катагенеза наряду с уплотнением различных по составу пород и их отмечается начало формирования солевого состава пластовых вод и образование аутигенных минералов глинистых толщ и цементов зернистых пород. Возникают месторождения бурых углей, калийных, каменных и магнезиальных солей, гипсов, доломитов, цеолитов. А в поздней подстадии формируются газовые и длиннопламенные угли, неструктурные залежи нефти и газа, горючие и металлоносные сланцы, медистые песчаники, а также агроруды и стройматериалы.
2. Инверсионный этап литогенеза
Как уже отмечалось выше, данный этап является переходным между прогрессивным и регресссивным и отвечает началу инверсии тектонических движений в осадочном бассейне, что отражается в появлением в разрезе значительного стратиграфического перерыва или даже структурного несогласия. Применительно к осадочным породам он соответствует метагенезу и происходит при максимальных заначениях Р/Т параметров среды, предваряя региональный метаморфизм. По составу и масштабам минеральных и структурно-текстурных изменений пород в данной стадии с некоторой долей условности выделяются ранняя и поздняя подстадии и соответствующие им подтипы минерагении.
2.1. Метагенез и полезные ископаемые
В ранней подстадии, когда еще не развит регионально стресс, происходит начальная перекристаллизация пелитовых, карбонатных,
а также кремнистых и пирокластических пород. В это время возникают локальные хло-рит-гидрослюдистые с фрамбоидальным пиритом ассоциации в углеродистых алевропе-литовых и в цементе алевропсаммитовых отложений. Карбонатные и кремнистые образования подвергаются начальной локальной перекристаллизации - появляются сегрегационные выделения мраморов и кварцитов. Образуются тощие каменные угли.
В поздней подстадии при стрессе и экстремуме напряжений в породах возникают новые минералы, образующие локальные зачаточные ассоциащии хлорит-мусковит-альбит-кварцевого состава, иногда с очень редкими выделениями биотита и стиль-пиломелана. В терригенных породах появляются лепидо-, порфиро- и гранобластовые, шиповидные, мозаичные и кварцитовидные структуры и сланцеватые текстуры. Каменные угли преобразуются в антрациты. Карбонатные породы мраморизуются, а кремнистые становятся кварцитами. Пластовые флюиды мигрируют в проницаемые кварцитопесчани-ки и зоны трещиноватости углеродистых але-вропелитовых пород, образуя альпинотипные антраксолит-кварцевые и сульфидизирован-ныее линзы - на участках гидроразрыва и рассеянные метакристаллы золотоносного пирита. По данным геохимии золота его среднее содержание (мг/т) в аргиллитах, измененных под влиянием регионального метаморфизма, составляет 2,81, метагенетически - 6,90, а позднее - катагенетически -7,74. Дефицит золота в преобразованных в наибольшей мере глинистых сланцах свидетельствует о его концентрации в метапи-ритах, составляя в среднем 350 мг [13]. Следовательно, метагенный тип концентрации золота в метапиритах может быть одним из основных коренных источников его россыпей, например, Енисейского кряжа, как это было доказано еще в 1844 г. Э. Гофманом [5].
3. Регрессивный этап литогенеза
Данный этап литогенеза отвечает орогенезу складчатых и эпейрогенезу платформенных бассейнов и отличается от предшествующего постепенным общим и резким локальным снижением значений Р/Т параметров среды и концентрации растворенных компонентов в флюидах в связи с развитием пластических и хрупких дислокаций пород и формаций, денудацией и разрушением последних в результате
поднятия территории бассейна. В соответствии с этими процессами на данном этапе выделяются две стадии - дислокациогенная и гипергенная, с их ранней и поздней подста-диями и соответствующей им минерагенией.
3.1. Дислокациогенез и полезные
ископаемые
Дислокациогенная стадия обычно не рассматривалась при стадиальном анализе пород осадочных бассейнов, являясь традиционно предметом изучения структурной геологии, а также характера околорудных изменений в учении о полезных ископаемых. В зависимости от преобладающих типов дислокаций пород, образовавшихся в постседиментационных стадиях, в ней выделяются ранняя и поздняя подстадии и соответствующие им подтипы и виды полезных ископаемых.
В ранней подстадии при пликативных гибких дислокациях пород и их парагенезисов в осадочных бассейнах платформенных и складчатых областей, в толщах гомогенного состава и строения, происходит образование коррозионных (в псаммитолитах) и трещиноватых (в алевропелитолитах) коллекторов, а в анизотропных по физическими свойствам ритмического строения породных ассоциациях, в замках складок межпластовых вакуумных полостей (арочный эффект). В связи с этим в таких осадочных толщах платформенных впадин и прогибов, в коллекторах, экранированных флюидоупорами, возникают крупные структурные раннедислокациоген-ные стратиформные полиэтажные залежи газовых, конденсатных и нефтяных месторождений, а также пресных и минеральных вод, урановых роллов, эвапоритов (диапировые купола) и других видов минерального сырья. В породном бассейне складчатых областей аналогичным путем происходит образование зон пластовой золотоносной метасоматиче-ской сульфидизации в углеродистых алевро-пелитовых толщах (золото-сульфидные месторождения типа Карлин в США, Сухого лога в Восточной Сибири), а в ритмичного строения терригенных и терригенно-карбонатных формациях, под экранами крупных уникальных стратиформных месторождений малосульфидной золото-кварцевой формации (Биндиго в Австралии, Юрско-Буларского узла в Южном Верхоянье), полиметаллических серебряных (Мангазейское в Западном Верхоянье) и германиевых (Сарда-
нинское и др. в Южном Верхоянье), и других полезных ископаемых, связанных с метасо-матическими (в доломитизированных известняках) и метаморфическими (в улеродистых алевропелитах) процессами.
В поздней подстадии, совпадающей с развитием сейсмогенных разрывных дислокаций пород геологических формаций и тектоно-магматической активизацией в складчатых бассейнах, а также в депрессионных зонах платформ, обычно появляются секущие напластование открытые разрывные и сколовые полости растяжения, оперяющие сдвиги, и зоны глубинных разломов. В связи с резким снижением давления в них вертикально устремляются высокотермальные флюиды, образуя большинство известных крупных гидротермальных магматогенных жильных (золото-сульфидные Нежданинское в Южном Верхоянье, Наталкинское и другие месторождения на северо-востоке РФ) и штокверко-вых рудных месторождений золота, серебра, цветных и редких металлов и минералов, а также других полезных ископаемых. Примеры их хорошо известны и всесторонне освещены в классических трудах о рудных месторождениях [23,27,28].
Следовательно, в дислокациогенной стадии в ранней и поздней подстадиях формируются крупные и уникальные месторождения нефти и газа, минеральных вод, а также благородных и редких металлов как стратиформ-ной, так и жильно-шокверковой морфологии. Их состав генетически и парагенетически тесно связан с минерагенией предшествующих стадий литогенеза определенных по составу и строению формаций осадочных бассейнов и с образованием локализующих полезные ископаемые минерагенических структур.
3.2. Гипергенез и полезные ископаемые
Эта стадия завершает литогенез и мине-рагению тектоно-седиментоционного цикла развития осадочного бассейна и отвечает процессам аэрального и субаквального разрушения, хемогенного и биогенного разложения пород и руд, сформировавшихся на предшествующих стадиях. Она является также материнским коренным источником терригенного и хемогенного вещества, возникшего в начале образования следующего цикла. Эта стадия детально описана в учении о корах выветривания и связанных с ними полезных ископае-
мых. В соответствии с преобладающими типами выветривания в гипергенной стадии выделяются ранняя и поздняя подстадии.
В ранней подстадии преобладает физическое выветривание пород и руд в окислительной и щелочной обстановках с формированием элювиальных россыпей устойчивых металлов и минералов из материнских образований, а также их делювиальных концентраций
- россыпей ближнего сноса в благоприятных геоморфологических ловушках.
В поздней подстадии при господстве химического выветривания материнских пород и руд и при активной роли биоса в условиях теплого гумидного климата в нейтральной и кислой средах вначале подстадии образуются ассоциации монтмориллонита, хлорита, гидрослюды и каолинита, и затем бурые железняки и латериты. В это время возникают месторождения кор выветривания, представленные бокситами. В золото-сульфидных рудах образуются зоны вторичного обогащения типа Олимпидинского месторождения Енисейского кряжа. Его сульфидные руды окислены на глубину до 400 м, а концентрация золота в них в 2,3 раза выше средних показателей его содержания, в неокисленных ру-дах[18].
В меньшей степени обогащаются в таких условиях руды малосульфидной золотокварцевой формации. Но, как уже отмечалось, в областях криолитозоны подобные рудные тела, развитые обычно в сульфидзи-рованных углеродистых алевропелитах, при высоко контрастных термальных годовых колебаниях подвергаются интенсивному эк-зотермичеческому химическому и физическому выветриванию. В результате сернокислотные растворы в момент летнего температурного максимума разлагают вмещающие породы до каолинитов, а в момент температурного минимума - механически разрушают на кристаллиты (до маршаллитов) золотоносные кварцевые жилы. Таким путем, вероятно, происходило выветривание как многочисленных мелких коренных источников, представленных секущими малосульфидными золото-кварцевыми жилами, так и крупных стратиформных многоэтажных малосульфидных золото-кварцевых месторождений, за счет которых в плейстоцен-голоценовое время сформировались в благоприятных структурно-геоморфологичеих условиях соответствующие им по масштабам россыпи золота, а также и других россыпных
минералов Северо-Востока РФ.
Заключение
Таким образом, предложенная системная онтогеническая модель стадиальной минера-гении осадочных бассейнов территорий различного геологического строения позволяет проводить комплексный анализ и синтез разнообразных климатических, вещественно-генетических и структурных факторов литогенеза пород и формаций и определять степень влияния этих процессов на формирование оп-
Библиографический список
1. Астафьева М.П. Роль государства и частного сектора в эффективном развитии минеральносырьевой базы. М.П. Астафьева // Ш Между-нар. конф. «Новые идеи в науках о Зем-ле»:избр. докл. М.,1998. С. 321 - 326.
2. Булгакова М.Д. Осадочные и вулканогенно-осадочные формации Верхоянья (палеозой и нижний мезозой) / М.Д.Булгакова, А.В.Коробицын, В.П.Семенов, В.Ю. Ивенсен. Новосибирск: Наука, 1976. 134 с.
3. Вассоевич Н.Б. Главная фаза нефтеобразования/ Н.Б. Вассоевич, Ю.Н. Корчагин и др.// Вестн. МГУ. 1969. Сер.6. С. 3 - 27.
4. Вассоевич Н.Б. Стадии литогенеза / Н.Б. Вассоевич //Справочник по литологии. М.: Недра, 1983. С. 85 - 96.
5. Гофман Э. О золотых промыслах Восточной Сибири / Э.Гофман //Горн. журн. 1844. Кн. 11,
12. С. 395 - 419.
6. Гурская Л.И. Прогнозирование новых типов платинометальных руд в черносланцевых комплексах осадочных бассейнов / Л.И. Гурская, Э.И.Кутырев, Ю.С. Ляхницкий. ВСЕ-ГЕИ. СПб., 1997. 111с.
7. Ивенсен Ю.П. Строение, история развития, магматизм и металлогения северной части Верхоянской складчатой зоны / Ю.П. Ивенсен,
В.А. Амузинский, Г.Г. Невойса Новосибирск: Наука, 1975. 323с.
8. Карпунин A.M. Стратиформные месторождения цветных металлов / A.M. Карпунин. Л.: Недра,
1974. 128 с.
9. Копелиович А.В. Эпигенез древних толщ юго-запада Русской платформы / А.В. Копелиович М.: Наука. 1965. 308 с.
10. Коробицын А.В. Особенности распределения кларковых содержаний золота в верхнепалеозойских отложениях верхоянского терригенно-го комплекса / А.В. Коробицын // Золоторудные формации и геохимия золота Верхояно-Чукотской складчатой области. М.: Наука,
1975. С. 260 - 293.
ределенных видов, морфотипов и масштабов месторождений полезных ископаемых. Она принципиально отличается от традиционных приемов и методов прогнозно-минерагенических исследований и свидетельствует о важности и результативности проведения комплекса структурных, литологических и геохимических исследований при прогнозировании и поисках, а также разведке и экономической оценке месторождений минерального сырья, локализованного в породах осадочных бассейнов территорий платформенных и складчатых областей.
11. Коробицын А.В. Металлоносность осадочных формаций докембрия Сетте-Дабана /
A.В.Коробицын // Геология и металлогения докембрия Дальнего Востока. Л.: Шука, 19S1.
С. 1SS - І96.
12. Коробицын А.В. Литогенез и полезные ископаемые (на примере Якутии) / A3. Коробицын // ДAH СССР. 19S2. Вып. 266, № 1. С. 425
- 427.
13. Коробицын А.В. Литологические и геохимические аспекты прогноза месторождений золота (на примере Якутии): дис. д-ра геол.-мин.наук I A3. Коробицын. Щэвосибирск,
1993. 60 с.
14. Коробицын А.В. Формационно-минерагенический метод численной оценки перспектив золотоносности / A3. Коробицын // Отечеств, геология. 1994. № 9. С. 2S - 3І.
15. Коробицын А.В. Минерагения стадиальных процессов литогенеза осадочных бассейнов / A3. Коробицын IIIII Междунар. конференция «Швые идеи в науках о Земле». С. 111 -ІІ8.
16. Коробицын А.В. Россыпеносность базальных слоев пермской системы Оленекского поднятия / A3. Коробицын //Вопросы геологии и энергетики Якутии. Якутск, 2000. С. S1 - 87.
17. Коробицын А.В. Перспективы открытия месторождений рудного золота среди сульфидизи-рованных алевролитов верхнего триаса среднего течения реки Шры / A3. Коробицын II Вестн. госкомгеологии. 2003. № 2 (5). С. 46 -47.
18. Коробицын А.В. Типы концентрации золота стадиальных процессов литогенеза осадочных бассейнов / A3. Коробицын // Вестн. Пермского ун-та. 2007. Вып. 4 (9). С. 64 - 75.
19. Коробицын А.В. Стадии литогенеза верхних слоев перми Лено-Вилюйской нефтегазоносной провинции / A.В.Коробицын, Г. В.Ивен-сен // ДAH СССР. 1975. Вып 221. №6. С. 1415 -І4І8.
20. Коссовская А.Г. Минеральные парагенезы граувак, их климатическая специфика и связь с полезными ископаемыми / AX. Коссовская,
В.Д.Шутов // Тр. ГИН АН СССР. 1972. Вып. 238. С. 323 - 333.
21. Лисицын А.П. Процессы океанской седиментации / А.П. Лисицын. М.: Наука, 1978. 216 с.
22. Логвиненко Н.В. Петрография осадочных пород/ Н.В. Логвиненко. М.: Высш. школа, 1984. 210 с.
23. Обручев В.А. Рудные месторождения / В.А. Обручев. Л.-М.: ОНТИ НКТП СССР. 1935. 595 с.
24. Пустовалов Л.В. Петрография осадочных пород / Л. В. Пустовалов // М.; Л.: Гос. науч. -тех. изд. нефт. и горно-топл. лит. 1940. Ч. 1. 476 с.;
Ч.2. 420 с.
25. Рухин Л.Б. Основы литологии / Л.Б. Рухин.
М.: Гостоптехиздат, 1961. 779 с.
26. Сапожников Д.Г. О стадиях осадочного рудо-образования / Д.Г. Сапожников // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1955. № 2. С. 44 - 57.
27. Смирнов В.И. Геология полезных ископаемых /
В.И. Смирнов. М.: Недра, 1976. 689 с.
28. Старостин В.К. Геология полезных ископаемых / В.К.Старостин, П.А.Игнатов. М. 2004. 512 с.
29. Страхов Н.М. Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли / Н.М. Страхов. М.: Г остоптех-издат, 1963. 535 с.
30. Черский Н.В. К тайнам глобального реактора / Н.В. Черский // Наука и человечество. М.: Знание, 1989. С. 332 - 343.
31. ШвецовМ.С. Петрография осадочных пород / М.С. Швецов. М.: Гос. науч.-тех. изд-во лит. по геол. и охр. недр, 1958. 416 с.
32. Шило Н.А. Учение о россыпях / Н.А. Шило. Владивосток: Дальнаука, 2002. 575 с.
33.Япаскурт О.В. Основы учения о литогенезе / О.В. Япаскурт // М.: Изд-во МГУ. 2005. 380 с.
The minerageny of phase lithogenesis processes
A.V. Korobitsyn
Perm State University, 614 990, Perm, Bukirev st.,15, e-mail: poisk @ psu.ru
The system ontogenetic model of phase minerageny of sedimentary basin is proposed. Liquid and solid mineral deposits are formed there at progressive (sedimentogenesis, diagenesis, katagenesis), inversion (metagenesis) and regressive (dislocatiogenesis, hyperhenesis) stages of lithogenesis during tectonic and sedimentation cycle of platform and folding regions development. The model is based on the analyse and synthesis of climatic, substantional as well as structural factors of genesis, transformation and decomposition of minerals, rocks, formations. It is connected with phases of lithogenesis for the types, subtypes and forms of deposits, which have definite composition, morphology and scale. It allows making more qualitative the prognosis, searching, prospecting and estimation of the deposits in territories having different geological structure and history of development.
Key words: minerageny, lithogenesis, sedimentary basin, mineral resources.
Рецензент доктор геол. -минер. наук Ф.А. Курбацкая
