Лекция 4

Вопрос 7. Общая металлогения: геохимические и петрологические аспекты металлогении

Представления о геохимических и петрологических основах металлогении связаны с трудами В.И.Вернадского, В.Г.Голдьшмидта, А.А.Мара­ку­ше­ва, Д.В.Рундквиста, А.И.Тугаринова и других исследователей. В.Гольд­шмид­том металлы были разделены на группы (фиг.4-1).

Литофильные элементы обладают высоким сродством с кислородом, входят в состав силикатов, распространены в земной коре (преимущественно), образуют большинство горных пород.

Халькофильные элементы обладают повышенным сродством с серой (часто образуют сульфиды), распространены в коре и промежуточных сферах.

Сидерофильные металлы часто находятся в самородной форме, развиты во всех геосферах, но во внешних зонах находятся в рассеянном состоянии (кроме железа), а в нижней мантии и, главным образом, в ядре, сконцентрированы.

Классификация В.Г.Гольдшмидта, созданная в 1921 г., используется поныне. Однако многообразие форм проявления геохимических процессов требует и иных подходов к выделению групп элементов. Одним из таких иных подходов осуществил В.И.Вернадский (фиг. 4-2).

Классификация В.И.Вернадского учитывает самые общие свойства элементов: активность в химических или радиохимических процессах в земной коре, обратимость или необратимость этих процессов, наличие химических соединений и их типов. Большинство из выделенных групп рассматривается и в современных геохимии и металлогении.

Наиболее приближенными к металлогении (самыми «геологичными») являются систематики А.Е.Ферсмана и А.Н.Заварицкого (фиг. 4-3 и 4-4).

А.Е.Ферсман разработал классификацию элементов, учитывающую их поведение в эндогенных процессах. Им выделено 4 группы элементов: 1) кислых магм и пневматолитов, 2) сульфидных месторождений, 3) средних магм, 4) ультраосновных магм. Кроме того, из таблицы следует, что элементы, помещённые в её верхней половине, наиболее распространены в земной коре; слева в нижнем поле − металлы, характерные для сульфидных руд, справа − элементы гранитных пегматитов.

Более детальная классификация А.Н.Заварицкого включает: 1) благородные газы (от He до Rn); 2) элементы горных пород (Na, Mg, Al, Si, K, Ca и др.); 3) элементы магматических эманаций (B. F, P, Cl, S и др.); 4) элементы группы железа (Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni и др.); 5) Редкие элементы (Se, TR, Nb, Ta и др.); 6) радиоактивные элементы (Ra, Th, U и др.); 7) элементы магматические рудные (Cu, Zn, Sn, Hg, Ag и др.); 8) элементы металлоидные и металлогенные (As, Sb, Bi, Se и др.); 9) элементы группы платины (Os, Ir, Pt и др.); 10) тяжелые галоиды (Br, J) − фиг. 4-4.

В зависимости от условий миграции элементов, элементов и уровня питания рудоносных систем применяются различные более частные классификации. Например, «По связи с различными магмами намечено три группы рудных элементов:

1. Основные и ультраосновные магмы: a) Cr, Ni, Pt (Os, I г) ® в гипербазитах; б), Fe, Ti, V ® в габброидах; в) Сu, Ni, Pt, Pd ® в базит-гипербазитовых комплексах; г) Fe, Сu, Аu, Hg, Zn ® в субмаринных базальтоидных формациях.

2. Кислые магмы: а) Сu, Zn, Pb, Ag характерны для колчеданно-полиметаллических серий; б) Sn, Pd, Сu, Zn. As, В −типичны для сульфидно-оловянных рудных формаций; в) Sn, W, Mo, Bi, Be, В, Та, Nb присущи кварц-касситеритовым парагенезисам плутоногенных гидротермальных месторождений; г) Zr, Hf, Th и циркон ассоциируют с пегматитами.

3. Щелочные магмы: a) Cl, Th - встречаются в монацитовых пегматитах; б) Nb, Та, Ti, CI, Sn, Be - в пирохлоровых пегматитах; в) Ti, Fe, Zr, Nb, Та - в карбонатитах и г) Р, Fe, Ti, TR тяготеют к апатитам. «В.И.Старостин»

«Уровни питания рудоносных систем. В настоящее время установлены следующие типы источников рудного вещества (в порядке из значимости): мантийные, коровые, коромантийные, внутрикоровые, космогенные и смешанные. При формировании рудных регионов и провинций действуют рудоносные системы. Уровни их питания могут быть либо мантийными, либо внутрикоровыми, чаше всего смешанными..

I. Мантийный. Уровень определен в результате изучения мантийных пород, в том числе и ксенолитов, вынесенных кимберлитовой и базальтовой магмой. По данным А. Д. Щеглова, Н. Л. Добрецова. Ф. А. Летникова и др. сделан вывод о том, что огромная масса рудного вещества поступала с глубин 50-600 км.

А.Д.Щеглов и И.Н.Говоров (1985) наметили следующую вертикальную зональность рудоносных систем (сверху вниз): 1) гипербазиты, пироксениты − Ti, Nb, F, Sn, S, Se, Те, Ag; 2) лерцолиты, пироксениты, эклогиты − Au, Ag, S, Sn, Ni, Cu, Pt, Pd, Ir, Os; 3) гарцбургиты, дуниты, перидотит, верлиты ® Cr; 4) Mg-Fe эклогиты, пироксениты ® Р, F, Au, Ag, Zn, S, Те, Cu, Mn, Sb, As, U, Ni, Cr, Co, Pt, Pd, Be, B; 5) гроспидиты, коэситовые и магнезиальные эклогиты, пироксениты (> 470 км) − W, Mo, Re, Та, Nb, Th, Ti, Os, Ir, Ru. Мантийные месторождения чаще всего образовывались в древние эпохи и в ранние стадии поздних циклов мобильных поясов в зонах глубинных разломов. К типично мантийным многие относят: а) базальтоидные субмаринные колчеданные месторождения; б) оруденение архейских зеленокаменных поясов − Fe, Cr, Ni, Co, Cu, Pb, Zn, Au; в) кимберлитовые месторождения алмазов и ряд других.

II. Внутрикоровый уровень. Здесь выделяются четыре этажа (снизу вверх): Нижний — прото- и метабазальтовый. Здесь развиты габбро-плагио­гранитовые, диоритовые и андезитовые формации с Fe, Ti, Mn, Cr, V, Cu, Ni. P, Co, Pb, Au и др. элементами. Средний — метадиоритовый − Cu, Pb, Zn, Mo, Sn, V, Au, As, Bi. Ag. Для него характерны гранитоидные магмы, ассоциирующие с вулкано-плутоническими поясами континентов, и первыми терригенными сериями. Цокольный — метагранитный. Генерируются гранитоидные кислые и ультракислые формации с Mo, Sn, W, Be, Та, Nb, Li, U, TR и др. Верхний — вулканогенно-осадочный вмещает первичные и вторичные геологические формации. В его пределах развиты руды мантийного и корового уровней. Господствуют экзогеннные источники оруденения. В глобальном плане происходит нарастание рудной концентрации от второго этажа к четвертому за счет последовательной регенерации более древней минерализации» (Старостин В.И.).

Вопрос 8. Общая металлогения: флюидный режим формирования месторождений полезных ископаемых.

Флюиды играют исключительно важную роль в рудообразовании. Роль эта проявляется на всех уровнях верхних земных оболочек и она двояка: 1) флюиды в процессе эволюции формируют гидротермальные рудообра­зую­щие системы и 2) флюиды сами способствуют формированию рудоподводящих и рудолокализующих структур.

1. Исследования Д.С.Коржинского и ученых его школы (А.А.Мара­ку­шев, Л.Л.Перчук, Ф.А.Летников и другие) развили представления о поведении флюидов в глубинах Земли. Важно понимать, сто состояние вещества, в том числе воды и газов и их смеси − флюида, на больших глубинах, а, значит − при больших давлениях и высоких температурах сильно отличается от состояния на поверхности, при обычных давлении и температуре. Например, плотность О₂ и СО₂ при Т=400°С и Р=10 кбар выше, чем плотность Н₂О в тех же условиях. Из этого примера видно, что флюид − особое состояние смеси жидкости и газа, не встречающиеся в поверхностных условиях.

Состав флюида на больших глубинах можно выяснить при исследованиях глубинных горных пород по законсервированным в них включениям воды и газов. По данным Ф.А.Летникова, мантийные флюиды состоят преимущественно из газов с минимальным содержанием воды (фиг. 4-5). При этом флюид является восстановленным.

С продвижением флюида к поверхности Земли в нём возрастает роль Н₂О (относительное содержание воды по отношению к газам) и степень окисленности.

Фиг. 4-5.

В метаморфических горных породах нижней коры, содержащих больше Н₂О, чем в мантийном пиролите и являющихся более окисленными, соотношение Н₂О и газов (СО_2, CO, CH₄, H₂, N₂), то есть S газов /Н₂О, зависит от степени метаморфизма. Так, в зависимости от фаций метаморфизма эта величина варьирует от 4,5 − 3,7, соответственно, в эклогитах и сланцах гранулитовой фации, до 0,25 − 0,06, соответственно, в кварц-биотитовых сланцах и зеленокаменных породах.

Состав флюидных компонентов в гранитах характеризует, главным образом, состав флюидов в гранито-метаморфическом слое коры. Этот состав меняется в зависимости от уровня формирования гранита в коре. В целом, чем выше уровень формирования, тем меньше в граните газовой фазы и воды. Теряющиеся компоненты флюида формируют рудообразующие гидротермальные системы. Окислительно-восстановительный режим в этих условиях ведёт себя достаточно сложно, иногда падение давления приводит к восстановлению флюида. Основная закономерность заключается в том, что законсервированные в гранитной магме вода и газы, по мере подъёма магмы к поверхности и кристаллизации расплава − теряется и формирует рудообразующие гидротермальные системы.

Рудообразующие системы «сбрасывают» свой полезный груз в интервале глубин 10-12 км от поверхности Земли, при этом масса формирующихся скоплений минерального вещества и разнообразие отлагающихся минеральных ассоциаций возрастают по мере приближения к поверхности (по мере падения давления, температуры и возрастания структурных «ловушек», благоприятных для рудоотложения). В интервале глубин 5−10 км сконцентрировано около 90% всех полезных ископаемых. Это — рудосфера.

2. В последнее время стали утверждаться представления о неоднородности мантии, о существовании в ней зон разуплотнения. В определенных зонах происходит потеря летучих компонентов, происходит дегидратация или дефлюидизация пород, за счет чего создаются зоны разуплотнения, насыщенные растворами и расплавами. Причинами этого могут быть глубинные разломы, зоны субдукции, рифтовые зоны, проникающие в мантию, неоднородности, связанные с мантийными плюмами. Новообразованные флюиды заимствуют из твёрдых минералов легко растворимые соли и такие элементы, как Si, Al, Ca, находящиеся в алюмосиликатах. Давление флюида способствует формированию мантийных диапиров, осуществляющих тепло-массоперенос мантийного вещества к поверхности. В таких зонах создаётся повышенный тепловой поток, очаги магмообразования, вулканизм.

Флюиды ведут себя неодинаково в литосфере различного строения, а строение литосферы зависит от степени её зрелости, определяющей строение континентальной коры. Ф.А.Летников выделяет по степени зрелости 4 типа литосферы (от незрелой к более зрелой):

1 — незрелая океаническая литосфера, обеднённая некогерентными (несовместимыми) компонентами; разломы в ней проникают на глубины 40-50 км (например, в срединно-океанических хребтах); флюиды выносят серу, халькофильные и благородные металлы; некогерентные элементы (K, Ti, P, U, Tr, Ba, Cs, Rb, Sr, Zr, Hf) — легко извлекаются из пиролита или перидотита и переходят в расплав при частичном плавлении субстрата или при кристаллизационной дифференциации магмы; ведут себя независимо от основных законов дифференциации; когерентные (совместимые элементы − Cr, Mn, Ni, Co, Cu, Ba, V, Y) ведут себя зависимо от поведения основных породообразующих элементов (Fe, Mg, Al и др.), входя в определенные дифференциаты − магматические породы.

2 — литосфера с маломощными, зародившимся гранито-гнейсовым слоем; разломы проникают на глубину 80-100 км; во флюидах и флюидно-магматических системах в земную кору поступают S, Ni, Co, Cu, Mo, Zn, Pb — элементы с низким сродством к кислороду (преимущественно халькофилы);

3 — зрелая литосфера с развитым гранитогнейсовым слоем; разломы проникают на глубину 120-140 км; флюиды выносят S, F, Cl, Sn, W, Zn, As, Mn, Fe — элементы, большая часть которых характеризуется более большим сродством с кислородом;

4 — суперзрелая литосфера с мощным гранито-гнейсовым слоем; разломы проникают до глубин 160-180 км; флюиды выносят Zr, Ta, Nb, TR, Be, U, Th, Y, F, B — элементы с высоким сродством к кислороду и фтору.

Приведённая схема в общих чертах объясняет существенные различия металлогении провинций, имеющих различное строение земной коры.

3. Как отмечалось выше, роль флюидных систем не ограничивается рудообразованием, эта роль проявляется и в структурообразовании. Избыточное давление поровых растворов приводит к деформации породы. Вначале происходит расширение одних трещин (находящихся под углом к направленному давлению − стрессу) и закрытие трещин, расположенных перпендикулярно к нему. Затем продолжают расширяться и удлиняться трещины благоприятных направлений, закрываются мелкие трещины, формируются рудоподводящие каналы.

Причиной гидравлической тектоники служат вертикальные движения в земной коре, порождающие сдвиговые деформации. Последние очень распространены в орогенных областях, отличающихся значительным подъёмом блоков земной коры. И это одна их причин разнообразия и большого количества рудных месторождений этого этапа развития подвижных поясов.

Флюидодинамические рудоносные системы бывают закрытыми и открытыми.

Закрытые системы — глубинные магматические и метаморфические, например, Cu-Ni сульфидные провинции, ассоциирующие с ультрабазит-базитовыми магмами (Норильская, Бушвельдская и др.).

Открытые системы — эндогенно-экзогенные, связанные, например, с субмаринным базальтоидным вулканизмом, продуцирующим колчеданную и колчеданно-полиметаллическую рудные формации. В открытых системах возможны 2 механизма образования месторождений: 1) глубинный, предполагающий субвертикальное поступление глубинного флюида по разломам земной коры и 2) рециклинговый, связанный с циркуляцией морской воды в конвективных ячейках, поступление морской воды по разломам в область магматического очага и последующий подъём нагретых растворов, обогащённых компонентами вмещающих пород, в область рудоотложения, то есть, на морское дно.

Исследования изотопов серы, кислорода и металлов сульфидных месторождений показывают, что вероятно совместное действие обоих механизмов.

Таким образом, флюидные системы играют определяющую роль в рудообразовании. «Под воздействием внешних эндогенных тепловых полей происходит миграция нагретых, обычно агрессивных флюидов, которые выщелачивают из горных пород полезные компоненты, выносят их из зон с высокими термодинамическими параметрами и отлагают на участках с низкими значениями РТ условий» (В.И.Старостин). Кроме того, «Флюидные потоки, создающие во вмещающих породах высокое давление, прорывают горные комплексы, формируют системы гидроразрывов» (В.И.Старостин).

Дата добавления: 2014-01-13