Глава 1 .Особенности глубинного строения литосферы и рудоносных систем юга Дальнего Востока по геофизическим и петрофизическим исследованиям
Учебные материалы


Глава 1 .Особенности глубинного строения литосферы и рудоносных систем юга Дальнего Востока по геофизическим и петрофизическим исследованиям



Глава 1 .Особенности глубинного строения литосферы и рудоносных систем юга Дальнего Востока по геофизическим и петрофизическим исследованиям.


Строение и модели литосферы. Для характеристики глубинного строения литосферы строились параметрические модели ( ∆g, ∆T, Vρ, ρ ) юга Дальнего Востока с использованием карт Δg в редукции Буге с различными вариациями радиусов осреднения, трансформаций, карт ΔΤ, профильных ГСЗ, МТЗ, МОВЗ и петрофизических исследований. Модели литосферы юга ДВ строились как многослойные на основе существующих концепций (Белоусова, 1982; Моисеенко, 1986) с учетом выявленных в последнее время неоднородностей Земли в целом как по латерали, так и по вертикали.
В плотностной модели гравитационные аномалии в региональном плане отражают строение земной коры, при этом наиболее существенный вклад в величину поля вносит фундамент кристаллических пород, нижняя кора с поверхностью Мохо и надастеносферный слой. Анализ гравитационных аномалий позволил выявить плотностные неоднородности в литосфере региона. На графике Δg на приведенной модели (рис.1), наиболее интенсивный минимум силы тяжести приурочен к Баджальскому, менее интенсивные к Сихотэ-Алинскому и Комсомольскому оловорудным районам.
В сейсмической модели для Дальневосточного региона пределы колебания скорости на границе кристаллического фундамента, по данным ГСЗ, составляют 5,9–6,3 км/с. Таким скоростям (Красовский, 1994) должны соответствовать плотности для интрузивных пород–2,58–2,73 г/см3, для метаморфических–2,69–2,80 г/см3. В этом интервале скоростей выделяется низкоскоростной слой консолидированной коры со скоростью 5,9–6,1 км/с и высокоскоростной 6,0–6,3 км/с и отвечающие им соответственно плотности 2,72 и 2,75 г/см3.

Инверсная сейсмическая зона между границами К1 и К2 может быть связана с вещественным (гранитизация, серпентинизация) составом, хрупкой деструкцией пород в условиях повышенных температур и аномальных градиентов в тектонически напряженных слоях. На границе Мохо отмечается резкий скачок скорости, вероятно, обусловленный разным состоянием пород, выше они находятся в хрупко-дилатансионном, ниже– в пластическом в состоянии.
В магнитометрической модели

выполненные расчеты глубин залегания верхних и нижних кромок магнитовозмущающих тел Дальневосточного региона дают сведения о насыщенности магнитными массами, в основном в верхней части гранитно-метаморфического слоя земной коры, залегающих на глубине 5–15 км. В пределах Буреинского массива нижние кромки магнитоактивных тел предположительно соответствуют подошве верхней коры (границе Конрада). Аномальное магнитное поле региона разделено на ряд областей, отличающихся своими магнитными характеристиками, степенью насыщенности консолидированной коры магнитными телами.
Геоэлектрическая модель литосферы базируется на данных МТЗ. При магнитотеллурических исследованиях, при построении глубинных геоэлектрических разрезов используется параметр электропроводности, получаемый в результате интерпретации кривых кажущегося сопротивления, в связи с этим возникает проблема удельных и интегральных характеристик среды. Согласно построенным диаграммам электропроводность пород весьма существенно зависит от температуры и давления внутри Земли. Ещё сильнее электрическая проводимость реагирует на изменение фазового состояния вещества, в частности, на переход твердой породы в расплав. В связи с этим, глубинная электрическая модель тесно связана с метасоматическими и флиюдными процессами, происходящими в недрах Земли.
Геотермическая модель характеризует тепловой поток режима земной коры и верхней мантии, его взаимосвязи с геофизическими полями и составом литосферы, позволяет понять механизм формирования тектонических, сейсмических, вулканических, метаморфических и др. глубинных процессов. Исследуемый регион включает разнообразные по возрасту, тектоническим преобразованиям и геодинамическому режиму геологические структуры. Для молодых осадочных бассейнов (Средне-Амурской, Удыль-Кизинской, Партизанской и др.) характерны пониженные значения теплового потока (25--50 мВт/м2) и относительно высокие значения геотермического градиента (25-40º С/км). На северо-западе региона по субмеридиональному профилю п.Тыгда - п.Горный
- оз. Токо выявлены аномально высокие значения теплового потока (80-90 мВт/м2), возможно связанного с формированием рифта на сочленении Евразийской и Амурской литосферных плит.
Комплексная геолого-геофизическая модель литосферы юга ДВ (рис.1) носит обобщенный характер в отличие от приведенных: плотностной, сейсмической, магнитометрической, геоэлектрической, геотермической и построена на большие глубины. Основной задачей при построение комплексной модели было наполнение ее вещественным составом, главным образом, надастеносферного слоя, так как его состав изучен крайне слабо. По совокупности определенных величин Vр, σ, ρ литосферных слоев и результатам петрофизических измерений образцов, для литосферных слоев и их блоков проводилось идентификация пород, слагающих каждый блок. По величине скоростных и плотностных характеристик с учетом геологических данных и общих представлений уточнялся преимущественный вещественный состав пород каждого блока, слоя. По результатам моделирования аномальные зоны носят комплексный характер и отвечают развитию ареалов кислого магматизма и интенсивной проработки земной коры и литосферы за счет теплового потока от предполагаемых на глубине плюмов. Неоднородность уровней, так же как и сложные пространственно-временные взаимоотношения, во многом определяют нелинейный характер развития процесса глубинной дифференциации. В пределах внутреннего строения диссипативной системы Земли отчетливо выражена тенденция нарастания снизу вверх градиентной неоднородности. В этом же направлении (Блюман, 2003; Малышев 2003; Wells, Coppersmith, 1994) происходит последовательное «омоложение» по времени Земли. Созданные плотностная, магнитометрическая, сейсмическая, геоэлектрическая и геотермическая модели литосферы с учетом изменений физических свойств среды при повышении температуры, давления с глубиной демонстрируют её неоднородность и блоковую дискретность.
Литосфера Дальневосточного региона, по данным глубинных геофизических исследований, разделена на три реологических слоя: «гранитный», «базальтовый» (консолидированная кора) и надастеносферный. Кроме того, в верхней части консолидированной коры выделяются вулканогенно-осадочный чехол и метаморфический слой, которые играют также заметную роль в строении литосферы. Надастеносферный слой в Дальневосточном регионе зависит от пространственного положения астеносферы и подстилается в ряде случаев зоной частичного плавления (ЗЧП) литосферы. По данным МОВЗ, МТЗ по профильным исследованиям для окраины Азии установлено залегание астеносферы на глубинах 80-170 км. Она характеризуется низкими скоростями и высокой электрической проводимостью. Минимальное погружение ее фиксируется, в зонах восходящих плюмов в пределах Куканского и Торомского глубинных разломов, где она проявлена на глубинах 90 км и выше. Астеносфера наиболее четко выделяется в пределах Сихотэ-Алинской ГС, под Буреинским массивом она картируется отдельными фрагментами, что, вероятно, связано с интенсивными процессами деструкции среды.
Литосфера Дальневосточного региона помимо тектонореологической расслоенности характеризуется слоисто–блоковой (фрактальной) дискретностью, проявляющейся в резкой горизонтальной изменчивости физических параметров консолидированной коры и осадочного чехла, приуроченного к межблоковым структурам. Блоковая дискретность строения исследуемого региона была выявлена автором при анализе его тектоники по геофизическим (Δg, ΔT, ГСЗ, МТЗ), геологическим и морфометрическим данным, лежащим в средней области спектра 25–60 км. Площадь блоков варьирует в широком диапазоне от 2500 кв. км до 1000000 кв. км и более. Ранжирование тектонических блоков в зависимости от их размерности выполнено по шести уровням, отличающимся в известной степени автономностью в строении и развитии. За нижний уровень делимости блоков приняты блоки размером 2500 кв.км, второй уровень 5000 кв.км, третий 10000 кв.км, четвертый –20000 кв.км, пятый–50000 кв.км, шестой–100000 кв. км и более.
Среди вулканических поясов, расположенных в зоне перехода океан-континент, по геолого-геофизическим данным выделяется три типа: заложенные на континентальной коре мощностью 38 км и более, средней мощности 30–35 км и на коре переходного типа малой мощности 20–30 км. Для первого типа характерны проявления сопряженного магматизма андезитовой и риолитовой линии, ассоциирующей с Au-Ag, Аg и Sn проявлениями соответственно. Второй тип характеризуется развитием дифференцированных вулканических комплексов базальтовой магмы, контролирующих Au-Ag, меднопорфировое, серное и ртутное оруденение. Третьему типу свойственно проявление вулкано-плутонической ассоциации андезитовой линии с полиметаллическим и комплексным Au–Ag– полиметаллическим оруденением на раннем этапе и дифференцированным комплексом базальтовой магмы. Главные золотоносные пояса и провинции восточной окраины Азии пространственно совмещаются с Центрально-Азиатской и Воточно-Азиатской мегазонами взаимодействия литосферных плит.
Особенность строение и модели рудоносных систем. По существующим представлениям рудоносная система должна включать очаг генерации флюида, область переноса рудного вещества и его отложения (Бакулин, 1991; Романовский, 1992; Родионов, 2001; Копылов, 2004). Область генерации рудной системы представляет собой область геологического пространства, где рождаются подвижные формы рудных элементов, способные при определенных геологических условиях создать рудопроявления, месторождения (рис. 1). Согласно результатам проведенных глубинных исследований очаги зарождения РС расположены в активном слое – астеносфере. Наличие в астеносфере зон пониженных скоростей и электрических сопротивлений указывает на активность происходящих в ней процессов. Это состояние астеносферы, вероятно, связано со сложившимся неустойчивым равновесием, которое инициирует процессы в глубинных зонах. Активность верхнего слоя мантии, скорее всего, поддерживается состоянием неустойчивого равновесия между Р и Т. Некоторые исследователи (Тычков, 1979; Грачев, 2003) в верхней мантии в интервале глубин 100─400 км выделяют области тепловой конвекции. Помимо вертикального воздействия восходящих конвективных течений, существует эффект взаимодействия изостатического, компенсационного потока между отдельными блоками земной коры восходящими и нисходящими. Кроме процессов конвекции, имеет место и «адвекция» – всплывание вещества более легкого слоя и погружение более тяжелого, при котором происходит не только вертикальное, но и горизонтальное перемещение, порождающее складчатость и шарьяжи. Области переноса магмы и флюидов частично совпадают на ранних этапах развития системы. Температура кристаллизации магм выше, поэтому формирование магматических тел происходит раньше, а подвижная фаза продолжает перемещаться. Для палингенного магматизма в области зарождения магмы Р–Т условия должны достигнуть уровня амфиболитовой – начала гранулитовой фации метаморфизма (Р–108 Па, Т–800–900°С), чтобы при релаксации напряжений произошло плавление (Монин, 1977; Бакулин, 1991). Протяженность области переноса для разных типов рудоносных систем различна. Для отдельных рудных систем области переноса, генерации и локализации сближены, совмещены или удалены, разобщены. К последним относятся рудно-магматические системы (олова, золота, вольфрама и др.), к совмещенным следует отнести магматогенно-рудные системы (титан, никель, хром, кобальт, медь, платина), к сближенным контактово-метасоматические, грейзеновые, альбитовые и метаморфогенные. К рудным системам с удаленным очагом генерации относится большинство гидротермальных месторождений, для которых связи с магматическими образованиями устанавливаются по комплексу косвенных признаков.
Область локализации представляет собой верхнюю часть рудно-магматической системы, где непосредственно происходят отложение рудной минерализации, околорудные изменения вмещающих пород и образование месторождений. Собственные границы РС золоторудных, оловорудных районов, представленных всей совокупностью участвующих в рудообразовании магматических, метасоматических и гидротермальных проявлений, достаточно четко отображаются в физических, геохимических и петрофизических полях. Локализация руд происходит при пресыщении растворов и превышении концентрации компонентов над их предельной растворимостью. Температура раствора является одним из важнейших факторов рудообразования, но регулирует ход процесса давление. Раствор, находящийся в состоянии неустойчивого равновесия с окружающей средой, перемещается в направлении градиента давления по трещинам, несколько опережая перемещения в порах пород за счет более высокого давления. Под воздействием петрофизических, геодинамических, геохимических, геоэлектрических барьеров и экранов нарушается равновесие и происходит образование минералов в соответствии с температурой их кристаллизации.
По структурному признаку в иерархическом ряду обычно выделяются три таксономических класса: планетарные, региональные и локальные рудоносные системы (Власов, Романовский, Малышев, 1986; Мельников, 1992; Копылов, 2003). Наиболее дробные иерархические уровни рудоносных систем разделяются по формационному и генетическому признаку.

Глава 2. Геохимический аспект процесса формирования рудоносных систем


Одним из важнейших факторов в образовании рудоносных систем и месторождений является
миграция элементов в эндогенных и экзогенных условиях. Процесс миграции элементов весьма многообразен, в результате разрушаются сложившиеся и возникают новые геологические образования в структуре коры и литосферы. Глубинная миграция элементов прямым образом связывается с энергией теплового поля Земли, вызывающей магматические, тектонические процессы с образованием интрузивных, вулканических пород, рудоносных флюидов. Способность элементов к миграции определяется строением их атомов, размерами атомных и ионных радиусов и готовностью к созданию кристаллохимических решеток. Другим фактором являются их способность к химическим взаимодействиям, характеризуемая, в первую очередь, сродством с галоидами, кислородом и серой. Важным фактором также являются особенности физико-химических (плотность, электроотрицательность, растворимость, температуры плавления и кипения и др.) свойств атомов элементов. Из внешних факторов миграции особенное значение придается характеру остывания магмы и эволюции ее свойств: вязкости, диффузионной особенности, вещественного состава и проницаемости вмещающих пород, тектонической и геологической обстановки (Виноградов, Лаврухина, 1965; Дортман, 1984; Копылов,1997).
Одним из важнейших следствий глубинной миграции элементов является образование рудоносных систем и месторождений. О том, что миграции элементов в этом процессе принадлежит основная роль, указывают развитие магматогенных структур и связанных с ними полей геохимических ореолов. Содержание элементов в ореолах и в рудах значительно превышает кларк этих элементов. В условиях тесного смешения всех элементов в первоначальном исходном материале любое обособление тех или иных элементов внутри подобной среды невозможно без миграции. Таким образом, рудоносные системы и месторождения нужно рассматривать как продукты глубинной и поверхностной миграции элементов.
Геохимия литосферы. Для геохимической характеристики литосферы Приамурья как среды формирования РС автором были привлечены данные химических (более 1000), спектральных (около 3000) и спецанализов (данные геолого-съемочных партий). По геотрансекту ГСЗ г. Свободный – Комсомольск-на-Амуре – Татарский пролив были построены геохимические модели по 12-ти породообразующим элементам: O, Si, Al, Fe, Mg ,Ca, Nа, K, Mn, Ti, P, H, составляющим 92% по массе и 98% по объему литосферы (рис. 2). Первоначально была построена сейсмогравитационная модель по значениям Vр и σ (Потапьев, 1985; Подгорный, 1999; Копылов,1997). По совокупности величин скорости, плотности и их корреляционных зависимостей от петрохимических элементов с учетом петрофизических, геологических данных производилась идентификация пород в каждом блоке литосферных слоев. Согласно проведенной идентификации для каждого типа пород (в основном смешанного) по данным статистического и корреляционного анализов определялось осредненное содержание породообразующего геохимического элемента с вычетом доли кислорода (по валентности). Содержание последнего определялось как сумма его долей по 11-ти элементам. Средневзвешенная величина содержаний элемента осуществлялась по его вкладу в данный тип пород с учетом величины Vр и σ. Наибольшая проблема при построении модели заключалась в соотношении разных типов пород в пределах гранито-метаморфического, гранулит-базитового и надастеносферного слоев. Для осадочного слоя соотношения песчаников, алевролитов, глинистых и кристаллических сланцев, интрузивных и вулканических пород определялось по разрезам и геологическим картам. В верхней части гранито-метаморфического слоя распределение – гранитов (30–60 %), гранодиоритов (10–20 %), гранито-гнейсов (30–50 %) и основных пород (2–5 %), осуществлялось по величине их вклада в значение Vр и σ, при этом использовались корреляционные зависимости плотности, скорости и породообразующих элементов, имеющих прямую (AI, Mg, Mn, Ca, Ti, Fe, P) и обратную (O, Si, Na, K, H) зависимости. В нижней части гранитно-метаморфического слоя резко уменьшается доля гранитов (3–7 %), гранито-гнейсов (3–10 %), возрастает роль гранодиоритов (5–20%) и особенно диоритов (50–60 %). В гранулит-базальтовом слое, в верхней части преобладают габбро (50–70 %), доля диоритов уменьшается до 10–15 %, габбро-диориты составляют 20–30 %, базальты 10–20 %. В нижней части гранулит-базальтового слоя возрастает роль основных пород – базальтов (30–50 %), пироксенитов (20–50 %), перидоти- тов (10–15 %) и уменьшается роль габбро (10–15 %), норитов (10–20 %), амфиболиты составляют 3–5 %. Надастеносферный слой в большей мере представлен перидотитами (30–50 %), пироксени-
тами (10–30 %), эклогитами (5–10 %), гранат-пироксенитами (10–15 %), гранат-перидотитами
(10–30 %), гранат-пироксенитами (10–15 %), шпинель-перидотитами (10–20 %), оливинитами
(5–10 %), дунитами (3–10 %), роль базальтов (10–20 %) снижается (Копылов, 2007). На 12-ти построенных моделях отражена закономерность изменений каждого элемента в литосферных слоях (рис. 2). В верхней части земной коры наиболее высокие концентрации характерны для O, Si, H и К, в нижней для- Fe, Ca, Ti, Mg последний является типичным представителем мантии, для средней – Al, Mn, Na , P. Приведенные геохимические модели по основным породообразующим элементам не являются жестко фиксированными из-за недостаточно четких критериев по распределению количественных соотношений между различными типами пород в гранито-метаморфическом, гранулит-базальтовом и надастеносферном слоях. Вместе с тем, наблюдается закономерное нарастание основных и ультраосновных пород в гранулит-базальтовом и надастеносферном слоях с преобладанием перидотитов над другими типами ультрабазитовых пород. Под Буреинским массивом верхняя мантия представлена в основном деплетированными гранатовыми перидотитами, а под Сихотэ-Алинской областью недеплетированными шпинелевыми перидотитами (Копылов, 2007). Геохимический спектр элементов в пределах геотраверса, весьма широк, представлен более чем 50 элементами. Мерой количественного накопления элементов служила величина коэффициента концентрации, определяемая отношением среднего содержание элемента для серии пород к кларку его содержаний в земной коре. По величине коэффициента (К) для каждого элемента в пределах серии пород автором определялась возможность участии этих серий в формировании РС. Их характер и металлогеническая специализация приведена в таблице 2.1.
Таблица 2.1.
Концентрация рудных элементов относительно кларков в рудоносных системах различной металлогенической специализации.


Уровень концентрации
Отношение ср. содержаний к
кларку (К)
Металлогеническая специализация рудоносных
систем
Типы месторождений

1
Очень
низкий
3-5
Si, Al, K, Na, Ca, Fe,
Кварциты, алуниты,
железорудные

2
Низкий
6-30
Ti, Mn, S, V, Mg, P, Rb
Титаномагнетитовые,
марганцевые, апатитовые

3
Умеренный
31-300
Ni, Co, Cu, Zn, Pb, Cr, TR, Th,
U, Zr, Nb, Y, Yb, Sc, Pd, Ta
Медноникелевые, полиметаллические,
рассеянные

4
Высокий
301-10000
Sn, As, W, Be, Li, Hf, Tl, Mo,
Au,Ge, Ga, Ag, Pt, Ir, Rh, In, Os
Оловорудные,
золоторудные,
редкометальные,

5
Очень высокий
10001-20000 и >
Bi, Sb, Re, Hg, Cd
Сульфидные

Высокая дисперсия предельных коэффициентов химических элементов обусловлена их разной способностью к миграции и содержанием в литосфере. Так при формировании РС для элементов 1–2 групп требуется гораздо меньше энергии, чем для 3–5 групп, в связи с этим последние образуются многоэтапно и длительным путем. Согласно приведенной геохимической характеристике литосферы как среды формирования РС в пределах консолидированной коры при всем многообразии химических элементов круг минералов, принимающих участие в образовании РС весьма ограничен. К таким минералам относятся: кварц, полевые шпаты, слюды, амфиболы и пироксены. При широких вариациях их содержаний и количественных соотношений в целом, можно говорить о количественной однородности среды формирования РС.
Кроме геохимических полей, отличающихся интенсивностью (1000–20000 кратных) концентрирования элементов (промышленных рудных тел) в природе более широко развиты геохимические поля со средним (10–100 кратным) и низким (до 10 кратного) уровнями концентрирования. Количество рудных и редких элементов в таких геохимических полях концентрирования, по-видимому, во много раз превышает их массу в геохимических полях интенсивного (промышленного) концентрирования. Так значительными по площади (500–3000 кв.км.) участками повышенных значений в геохимических, геофизических полях выделяются Комсомольский, Хинган-
ский оловорудные, Кировский, Березитовый золоторудные и Каларский титанорудные районы, в
то время как рудные зоны в их пределах составляют по площади первые единицы кв.км.
Эволюция элементов в литосфере. При рассмотрении распространенности геохимических элементов в координатах геологического времени, можно проследить закономерность их изменения в количественном и пространственном отношении. Содержание геохимических элементов в литосфере неизменно зависит от характера происходящих в ней геологических процессов. Вместе с тем на каждом этапе развития Земли как планеты, в том числе и в регионе Дальнего Востока, происходила необратимая эволюция вещественного состава земной коры, литосферы и верхней мантии. Для анализа эволюции в распределении элементов по региону Приамурья были использованы материалы спектральных, силикатных и химических (более 1000) анализов магматических образований разных исследователей и автора. Для приведения данных к одному уровню был использован коэффициент изменчивости содержаний элементов и окислов, определяемый через кларковые величины для каждой эпохи образования магматических пород. По данным средних концентраций ряда петрогенных и редких элементов в разновозрастных гранитах, гранодиоритах, диоритах и габбро установлен рост количества редких элементов от древних образований к более молодым. Так, содержание Sn в молодых гранитах возрастает вдвое по сравнению с протерозойскими гранитами. Также отмечается увеличение некоторых редких элементов –Li, Nb, Rb, Yb и петрогенных окислов –MgO, К2O, FеO и Fe2O3. Вместе с тем отмечено уменьшение содержаний в гранитах – из петрогенных –CaO, Na2O, из редких – Sr. В древних габброидах фиксируется повышение содержаний петрогенных MgO, CaO, K2O элементов, а также элементов фемического профиля –Ni, Co, Cr и Cu, в молодых габброидах – редких элементов –Nb, Zr, Rb, Sr, Sn, Be, Yb. По коэффициенту изменчивости наиболее высокие градиенты характерны для Fе2O3 и MnO. В целом для Дальневосточного региона в гранитах отмечается величина коэффициента изменчивости часто более единицы, т. е. выше кларковых (по Дэли), за исключением Na2O и K2O, что указывает, вероятно, на происходивший здесь значительный метасоматический процесс. Для габброидов, напротив, характерно превышение над кларковыми содержаний петрогенных окислов –Fe2О3 , FeO, Na2O, K2O, TiO2, за исключением MgО и СаО. Для гранитов молодых и древних комплексов юга ДВ содержания редких элементов, превышающие кларковые значения, характерны для Yb, Sr, Мо, для Sn – только для мезозойских гранитов. Для протерозойских габбро характерно превышение кларковых содержаний Cr, Co, Ni, Cu и Nb.

Последнее изменение этой страницы: 2018-09-09;


dommodels.ru 2018 год. Все права принадлежат их авторам! Главная