23215 (Флюидодинамическая концепция формирования месторождений полезных ископаемых (металлических и углеводородных)), страница 4

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.

Рудно-метаморфические системы

Наиболее подробно исследована Кти-Тебердинская вольфрамоносная рудно-метаморфическая система, развитая в зоне Главного Кавказского хребта (Вальков, Старостин, 1983; Ткачев, 1989). Эта система локализована в полосе докембрийских (860 млн. лет) кристаллических сланцев макерской серии, соответствующих амфиболитовой фации умеренных глубин. В процессе формирования массива теневых мигматитов происходила ремобилизация вольфрама из анатектических расплавов нижней части рудно-магматической системы и концентрация его в ее верхней части.

Рудогенез протекал в зоне базификации пород, состоящей из слюдистых сланцев и гнейсов с телами амфиболитов. Перемещение рудного тела происходило в области повышенной трещиноватости, в меньшей степени испытавшей процессы гранитизации (рис. 13).

Нефтегазоносные осадочные бассейны как флюидодинамиченые системы

Согласно флюидодинамической модели нефтегазообразования (Соколов, 1960, 1994, 1996), ведущим фактором ее функционирования являются природные породные растворы и расплавы (ППРР). Они возникают в очагах нефтегазообразования на глубинах 2-10 км при температурах 60-120(С и концентрируются в зонах разуплотнения. Образуются неравновесные, неустойчивые системы с высоким внутренним флюидным давлением, приводящим к блоковым перемещениям пород и гидроразрывам пластов.

Саморазвитие осадочного бассейна, испытывающего интенсивное погружение, инициирует появление мощных восходящих тепловых потоков, прорыв флюидами верхней оболочки Земли и активный массоперенос ими минерального вещества (рис. 14). Выделяется три типа бассейнов: полигенный, моногенный и криптогенный.

К полигенному типу относятся все бассейны-гиганты: Персидского и Мексиканского заливов, Западно-Сибирский, Северо-Каспийский и др. Для них характерны: мощный восходящий поток высоконагретых флюидов, высокая степень реализации углеводородного потенциала, наличие нескольких уровней распространения очагов генерации и многоэтажная нефтегазоносность.

Моногенные бассейны возникают в рифтогенных прогибах, в местах прорыва в фундаменте мантийных диапиров, дефлюидизация которых создает продуктивные потоки тепломассоносителей. Возникающие залежи нефти по химическому составу четко коррелируются с геохимическим типом исходного органического вещества нефтематеринских толщ. Выделяют два подтипа подобных бассейнов: гидротермальный и ординарный. К первому можно отнести рифтовые впадины современных срединно-океанических хребтов, где совместно под влиянием интенсивной гидро-термальной деятельности синхронно протекают процессы нефте- и рудообразования (рис. 15). Одинарные бассейны имеют очаги генераций в низах разреза (рифтогенные бассейны Суэцкого залива, Припятский бассейн ?

Криптогенные бассейны располагаются под надвиговыми пластинами. Для них характерно глубинное залегание очагов генерации, тепловая активизация которого происходит за счет как внутренних, так и внешних источников. Примерами могут служить бассейны под Непским и Татарским сводами, под Карпинским, Тиманским и Добруджинским кряжами.

Металлы в нефтях

Исследования последних десятилетий XX века показали, что в процессе восходящей фильтрации вод нефтегазоносных бассейнов происходит энергичное выщелачивание рудных компонентов из осадочных (особенно глинистых) толщ. Этому способствует рассеянное в породах органическое вещество и наличие во многих бассейнах рассолов, активных концентратов многих металлов (Горжевский и др., 1990).

Наиболее тесная и масштабная связь рудных и нефтегазовых месторождений характерна для провинций, приуроченных к переходным зонам между платформами и океанами, к краевым прогибам и подвижным поясам (эпигеосинклинальные и эпиплатформенные орогены). Повышенные рудные концентрации пространственно совпадают с участками повышенных скоплений битумов, которые, в свою очередь, развиты в пределах поднятий в краевых частях зон нефтенакопления. Выявлена металлогеническая зональность нефтегазоносных бассейнов. В карбонатных (доломитовых) толщах, слагающих краевые фации бассейнов, в тесной ассоциации с битумами (керитами, антраксолитами) локализуются крупные стратиформные свинцово-цинковые месторождения (рис. 16). При этом они часто приурочены к рифовым структурами, расположенным за пределами бассейнов.

В подобной структурной позиции, но в связи с флишоидными, аспидными и молассоидными формациями образуются золотосульфидные проявления. Непосредственно на границах бассейнов (часто и внутри) в ассоциации с битумами типа асфальтов и асфальтитов среди известняков и песчаников возникают залежи киновари. Внутри бассейнов в пачках песчаников, алевролитов и мергелей формируются месторождения меди, связанные с рассеянной выраженностью асфальтов и асфальтитов. В этой позиции возникают также осадочные катагенные залежи железа и марганца (рис. 17).

Образование крупных скоплений металлов (свинца, цинка, меди, золота, серебра, ртути и др.) во флюидодинамических системах осадочных нефтегазоносных бассейнов носит пульсационный ступенчатый характер. Флюиды выщелачивают из вмещающих пород, переносят и отлагают в форме залежей обширную гамму рудных компонентов. Чем интенсивнее происходит погружение центральных частей бассейнов, тем более мощный возникает тепловой и флюидный поток и тем активнее концентрируются металлы в растворах. Другая группа факторов (длительность существования флюидной системы, наличие структурных ловушек, гетерогенность строения осадочных толщ, активные проявления вулканизма и магматизма) определяет масштабы рудо- и нефтегазообразования.