--PAGE_BREAK--Эндогенные рудно-магматические системы
Системы этого типа распространены во всех глобальных структурах земной коры. Среди них наиболее изученными и уникальными по масштабам накопления рудного вещества выделяются: гипербазито-базитовые медно-никелевые, гранитоидные полиэтапные оловорудные, кимберлитовые и лампроитовые алмазоносные, базальтоидные субмаринные колчеданные и ряд других (рис. 7, 8).
Гипербазит-базитовые медно-никелевые системы. К этому типу относятся крупнейшие в мире рудные узлы, ассоциированные с расслоенными ультраосновными — основными комплексами (Садбери в Канаде, Бушвельд в Южной Африке, Норильск на Северо-Западе Сибирской платформы и др.). Все они приурочены к региональным глубинным разломам, ограничивающим крупные стабильные жесткие мегаблоки земной коры; развиваются на коре континентального типа; масштабы оруденения коррелируются со степенью дифференциации мантийных расплавов; процессы формирования рудоносных плутонов протекают в обстановке растяжения и с высокой скоростью; рудные районы характеризуются полиэтапностью развития и многоярусностью строения.
Норильская рудно-магматическая система, изученная О.А. Дюжиковым, В.В. Дистлером и др. (1986), приурочена к Приенисейскому мегаблоку, ограниченному крупнейшими мезозойскими внутриконтинентальными рифтами Земли — Енисейско-Хатангским и Западно-Сибирским. Главной магморудноконтролирующей структурой района служит Норильско-Хараелахский глубинный разлом (рис. 9).
Рудно-магматическая система формировалась в процессе миграции гипербазит-базитового расплава в южном направлении на расстояние в десятки — первые сотни километров. Вкрапленные и массивные руды приурочены к полнодифференцированным сульфидным гипербазит-базитовыми интрузивам, локализованным в подошве платформенного чехла.
Вулканогенно-рудные системы
Вулканогенно-рудные системы (центры) представляют собой долгоживущие (миллионы — десятки млн. лет) обычно изометричные в плане (диаметр 1-10 км) участки магматической и металлогенической активности (Яковлев, Авдонин, Старостин, 1986). По вертикали оруденение распространено до глубин 10-12 км. Выделяются два типа рудно-магматических центров: вулканический открытый и глубинный магматический закрытый.
Вулканические открытые системы представлены тремя подтипами: молибденпорфировым, колчеданным субмаринным и карбонатитовым (рис. 7).
Медно-молибденпорфировые вулканические и вулкано-плутонические системы обычно располагаются в пределах вулкано-плутонических дуг активных окраин континентов (Митчелл, Гарсон, 1984). Они пространственно и генетически связаны с гипабиссальными интрузиями монцонитового, диоритового и гранодиоритового составов. В глубинных частях систем развита собственно медномолибденовая минерализация. В слабоэродированных структурах сохранились и верхние вулканические (жерла, некки, кальдеры) элементы магматических систем с присущими им проявлениями ртути, свинца, цинка и редких земель. Примерами таких систем могут служить рудные районы в западной части синклинория Янцзы (Китай). Одно из них — Туншанькоу, детально изученное Чжэн Ланьчжэ (1995), относится к медно-молибденпорфировому типу. Здесь рудные тела приурочены к эндо- и экзоконтактам юрско-мелового склоняющегося в восточном направлении штока гранодиоритпорфирового и кварц-монцонитового состава, прорывающего толщу триасовых карбонатных пород (доломитов, известняков, мраморов).
Особенностью формирования месторождения является тесное сочетание скарновых и высокотемпературных плутоногенных гидротермальных процессов. В эндоконтактах штока преобладает медно-порфировое, а в экзоконтактах — типичное медное магнезиально-скарново-жильное оруденение. Основная масса руд образует почти сплошное тело в форме усеченного конуса на контакте интрузивных пород с доломитовыми мраморами. Кроме того, внутри штока выделяются многочисленные мелкие линзо-, пласто- и штокообразные тела вкрапленных медных и молибденовых руд, а во вмещающих мраморах — как метасоматические залежи, так и одельные жилы и жильные штокверковые зоны.
В истории формирования месторождения выделяются два главных этапа — прототектонический и постмагматический. С первым этапом связано внедрение интрузивного комплекса в Яншаньскую эпоху (153 -127 млн. лет) в триасовые отложения, испытавшие четыре фазы складчатости, образование прототектонических структур внутри интрузивного штока и сопутствующих дизъюнктивов во вмещающих мраморах. Второй этап протекал в режиме литостатической разгрузки, сопровождался полистадийной флюидной постмагматической деятельностью и формированием метасоматической зональности (филлизититовые кварц-серицитовые и пропилитовые зоны) и рудообразованием.
Установлен отчетливый структурно-петрофизический контроль оруденения. Ведущую роль в формировании рудовмещающего структурного парагенезиса играли две резко контрастные по физико-механическим свойствам группы пород: карбонатная (доломиты, известняки, мраморы) и интрузивная (диориты, гранодиориты, кварцевые монцониты и др.). Для карбонатной группы характерны повышенные упруго-прочностные свойства (Е=7,15х104 Мпа, Тв = 163 НВ, ( = 435 К, Кпк = 0,73) по сравнению с породами интрузивной группы (Е = 5,8х104 Мпа, Тв = 135 НВ, ( = 403 К, Кпк = 0,20). Это различие привело к возникновению на границе таких контрастных петрофизических сред трещинно-брекчиевых зон, контролировавших движение рудоносных флюидных потоков. В свою очередь, эти потоки энергично метасоматически перерабатывали как интрузивные, так и осадочные породы. В результате формировались оруденелые блоки, отличающиеся от вмещающих слабоминерализованных пород повышенной плотностью и упругостью (Е = 7,25х104 Мпа, ( = 438 К, Кпк = -0,83). На всех стадиях рудного процесса они были весьма хрупкими (Тв = 115 НВ) и неоднородными (коэфициент неоднородности Кн = 0,28) образованиями.
Практически все рудные тела локализованы в пределах зоны, оконтуренной изолиниями 150 НВ. Для руд характерны минимальные значения твердости (115 НВ) и максимально высокие температуры Дебая (438 К), величины модуля упругости (Е = 7,25х 104 Мпа) и Кпк (-0,83).
Проведенное исследование позволило установить сложную полигенную и полихронную природу месторождения Туншанькоу. Оно формировалось в обстановке воздымающихся орогенических движений в раннемеловую эпоху. Внедрение гранодиоритовой магмы в триасовые карбонатные толщи происходило в региональном поле напряжений, характеризующихся субмеридиональным сжатием и широтным растяжением. Выделены два основных этапа формирования месторождения. В ранний прототектонический этап действовал механизм поперечного изгибания при вертикальной ориентировке оси (3. В этот этап происходили высокотемпературные метасоматические измененения: калишпатизация, ороговикование, раннее сканирование.
Образовались небольшие тела вкрапленных молибденитовых руд. Наиболее интенсивно рудообразование протекало во второй постинтрузивный этап. В это время начал действовать механизм литостатической разгрузки, произошла переориентировка поля напряжений. Наибольшее растяжение отчетливо стало действовать в субвертикальном направлении. Возникли пологие трещины отрыва и сопряженные с ними трещины скалывания. Активно функционировала гидротермальная система, контролировавшаяся меридиональными контактами гранодиоритового штока. Образовались главные порфировые (в эндоконтакте) и скарновые (в экзоконтакте) рудные тела.
В металлогенической провинции средней и нижней части бассейна реки Янцзы перспективными на обнаружение медных и медномолибденовых месторождений сложного порфирово-скарнового типа являются меридиональные зоны тектонических нарушений, приподнятые блоки триасовых карбонатных пород (горст-антиклинали), западные и восточные контакты интрузивных штоков, участки хрупких метасоматически переработанных как интрузивных, так и осадочных пород.
В связи с тем, что образование месторождений протекало в открытых структурах растяжения промышленный интерес представляют и глубинные корневые части рудно-магматических систем. Не вскрытые эрозией интрузии, их верхний чехол из карбонатных пород перспективен на скарновое медное оруденение.
Колчеданоносные субмаринные системы образовывались непрерывно в течение всей геологической истории, начиная с раннего архея и кончая современным колчеданным рудогенезом. Их ормирование протекало всегда в условиях растяжения. Установлено четыре основные региональные геотектонические обстановки колчеданообразования: островодужная, спрединговая (срединно-океанические хребты), тыловодужная и глубинно-разломная (трансформные системы разломов) (Старостин, Дергачев, 1989). Промышленное оруденение ассоциируется с субмаринной в разной степени дифференцированной липарит-базальтовой формацией.
Мощность и глубинное строение земной коры (неоднородность, расчлененность, магмонасыщенность, соотношение различных геолого-плотностных слоев) определяют особенности формирования магматических очагов, эволюцию вулканизма, петрохимические черты рудоносных комплексов и, в конечном итоге, состав руд месторождений. Кислые члены дифференцированных формаций, образующиеся в результате деятельности синхронных или последовательных периферических очагов разных уровней, более автономны, разнообразны по фациальному составу, представлены обычно локальными вулкано-тектоническими структурами, контролирующими рудные залежи. Неоднородность земной коры, определяющая продолжительность, характер развития вулканических очагов, миграцию вулканизма, в значительной степени обусловливает металлогеническую зональность палеовулканических провинций.
Рудоносные вулкано-тектонические структуры центрального типа весьма характерны для обширной группы месторождений руд цветных и благородных металлов. При этом наибольшее число рудных объектов приурочено к длительно развивающимся многостадийным магматическим центрам, которые, в зависимости от особенностей вулканизма, истории тектонического развития и эрозионного среза, могут быть представлены поверхностной, суб- и гиповулканической зонами.
Ведущий деформационный механизм на различных этапах формирования подобных центров — поперечный изгиб. На его реализацию в конкретных условиях оказывает влияние большое разнообразие геодинамических режимов. Последние обусловлены как формами и размерами отдельных перемещающихся геологических тел, так и сочетаниями их в пространстве. Наиболее простым и многократно исследованным случаем является поле напряжений, существующее в окрестностях круглого жесткого штампа, перемещающегося в вертикальном направлении в однородной среде. Аналоги подобных образований в длительно развивающихся центрах — это отдельные магмовыводящие каналы, экструзивные, субвулканические и гиповулканические тела, гидравлические купола, блоковые складки и другие структурные формы. Примерами подобных центров могут служить медноколчеданные центры в Казахстане: Зырьяновский (Малеевские структуры), Лениногорский (Риддер-Сокольные структуры), Майкаинский; в Болгарии — Челопечский.
Исследования последних 10-15 лет показали, что на протяжении длительной истории образования и преобразования центров колчеданного оруденения активную роль в ремобилизации, переносе и отложении рудного вещества, а также формировании собственно рудолокализующих структур играли процессы гидравлической тектоники (рис. 10, 11). Под их воздействием возникали: 1) грушеобразные в разрезе тела с раздувом в верхней части и тонким проводником в нижней; 2) серии рудных жил, приуроченных к крупным трещинам, сопутствующим конседиментационные разломы; 3) рудные тела, имеющие вертикальное зональное строение. В направлении сверху вниз выделяются зоны: актинолит-тремолит-хлорит-барит-полиметаллические, медноколче-данная и серноколчеданная; 4) полистадийные брекчии; 5) в верхней части рудных тел реликаты газовых пузырей и участки с высокой пористостью; 6) рудные брекчии с обломками пород, развитых на более низких стратиграфических горизонтах; 7) автономная геохимическая и петрофизическая зональность, характерная для каждой гидравлической залежи.
Карбонатитовые рудо-магматические системы. Этот тип систем характерен для платформенных областей и ассоциирован с глубинными полистадийными гипербазитовыми комплексами (рис. 7).
Рудоносные массивы обычно формируются в течение 10-100 млн. лет в два этапа: раннемагматический и позднемагматический. Первый этап разделяется на четыре стадии: гипербазитовую (дуниты, перидотиты), щелочную гипербазитовую (щелочные пироксениты, биотитовые перидотиты); ийолит-мельтейгитовую и нефелиновых сиенитов. Позднемагматический или собственно карбонатитовый этап также разделяется на четыре стадии: кальцитовую, магнезиокальцитовую, доломит-кальцитовую и доломит-анкеритовую. Установлена четкая последовательность минералообразования: кальцит — доломит — анкерит. Наиболее распространенными формами карбонатитовых тел являются системы конических жил, падающих как у центру массива, так и от него; радиальные дайки; линейные жильные зоны и крутопадающие линзовидные штокверки.
Латеральная зональность строения карбонатитовых массивов представлена двумя типами: центростремительным, когда в центре массива располагаются наиболее молодые фации пород; центробежным, характеризующимся обратными соотношениями. С описываемыми интрузивными комплексами связаны ореолы экзо- и эндоконтактового метасоматоза. В экзоконтактах развивается фенитизация, представленная вторичными выделениями ортоклаза, альбита и эгирина, а в эндоконтактах — образованием разнообразных минеральных ассоциаций: нефелин-пироксеновых, пироксен-флогопитовых и пироксен-амфиболовых.
Согласно данным Л.С. Бородина, выделяются четыре петрологические группы карбонатитовых систем:
магматическая (мантийная щелочная ультраосновная и базальтовая). С ней связаны силикатные породы — дифференциаты мантийных магм: дуниты, пироксениты, ийолиты, мельтейгиты и др.;
флюидно-магматическая (комплексная мантийно-коровая);
флюидно-карбонатитовая;
флюидно-анатектическая (мантийно-коровая, нефелин-сиенитовая карбонатитовая).
Флюидно-магматические системы являются закрытыми, что определяет значительные масштабы фенитизации вмещающих пород. В описываемых системах отчетливо выделяются три фации глубинности: поверхностная, гипабиссальная и абиссальная.
Поверхностная (0-0,5 км) состоит из вулканического конуса и обычно безрудная. В ее составе широко представлены щелочно-углекислые и кальциево-углекислые лавы.
Гипабиссальная (субвулканическая и плутоническая) (0,5-6,0 км) зона приурочена к средним частям вулкано-плутоническах массивов. В ее пределах развиты оливиниты, мелилитовые и монтичеллитовые породы и карбонатитоиды. Карбонатиты слагают до 10% разреза. Их тела имеют сечение 3-4 км2. Здесь располагаются месторождения: апатит-магнетитовые, перовскит-магнетитовые, флогопито-вые и редкометальные.
Абиссальная (плутоническая) (5-6 — 12 км) зона представлена пироксеновыми породами и значительными объемами карбонатитов (до 90% среза) всех стадий. С ними ассоциирует редкометальное (гат-четтолитовое, пирохлоровое, колумбитовое, паризит-бастнезитовое и монацитовое), перовскит-титаномагнетитовое и апатит-форстерит-магнетитовое оруденение.
Рудно-магматические гранитоидные коровые закрытые системы
Эти системы развиваются на коре континентального типа и формируют тесно взаимосвязанные узлы плутоногенных гидротермальных, грейзеновых и скарновых месторождений.
Яркими примерами таких систем могут служить оловорудная гранитоидная рудно-магматическая система Приморья (Россия) и Тырны-Аузский редкометальный центр на Северном Кавказе (Россия).
Приморская оловорудная система, изученная И.Н.Томсоном, 0.П. Поляковой и В.П.Полоховым (1986), развивалась на континентальной коре и типична для мезозоид Приморья. Ее особенностями являются многоярусное строение и длительное (от верхнего мела до эоцена) развитие. Выделяют три яруса: 1) нижний — верхний мел, грейзенизированные граниты, штокверковые руды; 2) средний — верхний мел — палеоцен, в песчано-сланцевой толще биотитовые роговики и многосульфидные жилы с оловом, серебром и золотом; 3) верхний — эоценовые кварц-хлорит-сульфидные с золотом и серебром жилы в вулканитах основного состава (рис.12).
Тырны-Аузский редкометальный центр формировался в позднеальпийские эпохи тектоно-магматической активизации, с олигоцена до антропогена. Рудоконтролирующие структуры развивались синхронно с проявлением процессов магматизма и метасоматизма в условиях переориентации направлений региональных субгоризонтальных сжимающих напряжений с северо-западного на меридиональное. На раннем этапе превалировали локальные сдвиговые перемещения клиновидных блоков пород в широтном и северо-западном направлениях. Для поздних этапов характерно вертикальное растяжение и частичные взбросо-сдвиговые деформации, обусловленные в приповерхностных частях разреза процессами литостатической разгрузки.
В результате вдоль основной структуры Тырны-Аузской зоны — Центрального разлома образовались кулисные тектонические пластины, перемещения которых создали сложную складчато-разрывную структуру, наиболее четко выраженную в северной части района. Здесь в приповерхностной части вертикальные системы разрывов сменяются покровно-надвиговыми структурами. Вкрапленное и прожилковое оруденение приурочено к узлам пересечения вертикальных рудоподводящих разломов с пологими веерными надвигами и обусловлено наличием петрофизических и геодинамических барьеров динамикой развития автономных гидротермальных систем.
Процессы магматизма и рудообразования контролировались дискретным прерывистым режимом литостатической разгрузки, в результате которого возникли разноэтапные структурные парагенезисы, магматические и руднометасоматические ассоциации. Для структурных парагенезисов каждого этапа характерно возникновение в глубинных частях разреза систем диагональных сколов, а в приповерхностных — чешуйчатых надвигов, взбросов, взбросо-сдвигов, горизонтальных отрывов, куполовидных поднятий структур излома, откольных отрывов и сопряженных с ними мелких дизъюнктивов.
В истории формирования рудного района выделяются три основных этапа, каждый из которых разделяется на ряд стадий: а) дорудный этап, сопровождаемый образованием контактовых роговиков и биметасоматических скарнов; б) этап вольфрам-молибденового оруденения, включающий последовательные стадии: послескарновых метасоматитов с молибдошеелитом, шеелитом и молибденитом; кварц-молибденитовых штокверков; фтор-гидросиликат-шеелитовой мирализации; в) редкометально-полиметаллический этап, состоящий из стадий: магнетит-пирротин-халькопиритовой, шеелит-флюоритовой с медно-висмутовой минерализацией, полиметаллической, сурьмяной и карбонатно-цеолитовой.
Расположенный в центре рудного района крупный Эльджуртинский гранитный массив парагенетически связан с рудными процессами третьего редкометально-полиметаллического этапа. Его формирование протекало в двух геодинамических режимах: раннемагматическом и постмагматическом. В течение первого сначала в обстановке вертикального сжатия и горизонтального растяжения внедрялись гранитоиды всех четырех фаз массива, и только на самых заключительных стадиях становления интрузива произошла смена поля напряжений: сжатие стало горизонтальным, а растяжение — вертикальным. В постмагматический период господствовали тектонические процессы литостатической разгрузки.
Рудообразующие флюиды, согласно данным изотопного состава сульфидов, имеют в основной массе мантийное происхождение. Процессы минералообразования в течение всех стадий протекали в широком температурном интервале с градиентом на участке Главного рудного тела до 150(С/км по вертикали и 100-150(С/0,1 км по горизонтали. Для каждой стадии характерно падение температуры к концу процесса: для скарнов — 650-380(С, для послескарновых метасоматитов — 500-200(С, кварц-молибденитовых жил — 400-180( и т.д. Отложение минералов и молибдена в главную продуктивную стадию происходило на фоне нейтрализации кислых минералообразующих растворов сильными основаниями при замещении скарнов поздними метасоматитами.
Постоянно воспроизводимое на новых гипсометрических уровнях палеотектоническое поле напряжений с отчетливой вертикальной ориентировкой растягивающих усилий создавало устойчивую геодинамическую систему с контрастными и значительными градиентами падения давления. Эта система стимулировала активное движение флюидных потоков вверх и частично по латерали.
Возникающую рудную зональность в самых общих чертах может объяснить следующая генетическая модель.
Общие орогенические движения, причиной которых могут быть неоген-четвертичные коллизионные процессы, привели к тектоническому расчленению на блоки и пластины всего субширотного орогенного пояса Северного и Центрального (Большого) Кавказа. На фоне регионального (III ранга) палеотектонического поля напряжений, представленного меридиональной субгоризонтальной ориентировкой (3, субширотной (также горизонтальной) (2 и наклонной (часто вертикальной) (1, происходили исключительно неравномерные вертикальные перемещения блоков пород. На границах воздымающихся и опускающихся массивов (по границе предгорий) на глубинах 15-20 км перемещались (возникали и исчезали) астеносферные линзы. На глубинах 4-8 км происходило горизонтальное перемещение литосферного вещества, создавалась обстановка дилатансионного растяжения, формировались вертикальные тектонические каналы (разломы, полости отслоения, открытые контакты интрузий и т.д.).
По геолого-структурным данным, определениям абсолютного возраста пород и метасоматитов и проведенным структурно-петрофизическам исследованиям Тырны-Аузское рудное поле развивалось как непрерывно воздымающаяся структура в течение по крайней мере 1,5 млн.лет — это диапазон возраста основных гранитоидных и риолитовых комплексов, с которыми прямо или косвенно ассоциированы процессы окварцевания и рудообразования. Одним из определяющих параметров, создавших современный облик месторождения, является скорость подъема блоков пород, а также пространственно-временная структура градиентов скоростей тектонических движений.
Именно закономерное различие в градиентах скоростей способствовало появлению единой гидротермально-магматической системы, фокусировало отдельные флюидные потоки и создавало уровни, поверхности и зоны пересыщенных рудными компонентами растворов. В связи с этим ритм подъема различных блоков пород способствовал постоянному поступлению в области разгрузки гидротерм новых объемов перенапряженных горных пород.
Крупные субвертикальные, широтные и северо-западные разломы обычно выполняли роль рудоподводящих структур, а системы горизонтальных трещин отрыва и узлов пересечения сопряженных трещин скола, расположенных горизонтально, являлись локализаторами оруденения. Именно в них возникали штокверково-вкрапленные залежи. За время активного развития орогенного процесса при средней скорости 5-10 мм/год за 1 млн. лет амплитуда подъема центральных блоков пород составила 5-10 км. Изучение динамики орогенных движений показало, что это исключительно неравномерный процесс. Фазы энергичных перемещений, составляющие десятки мм в год, сменяются периодами покоя, когда длительное время (тысячи, десятки тысяч лет) существенных перемещений не происходит. В районе Тырны-Ауза, судя по наличию многочисленных висячих террас, резковрезанных каньонов, угловатых форм рельефа и ряда других признаков (вулканизм и землетрясения), продолжительных периодов покоя в неогено-четвертичное время не существовало. Эта система продолжает развиваться и в настояние время. Характерной чертой описываемой системы является наложение высокотемпературных минеральных фаций на низкотемпературные, и наоборот, а также развитие по периферии, на удалении от рудоподводящего канала низкотемпературных золоторудных и полиметаллических ассоциаций.
продолжение
--PAGE_BREAK--