23215 (Флюидодинамическая концепция формирования месторождений полезных ископаемых (металлических и углеводородных)), страница 3

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.