Полная версия

Главная arrow География arrow Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо- и рудообразования

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

Корреляция металлоносности с зональностью постседиментационного литогенеза и метаморфизма морских отложений

Обилие законсервированного в дистальных турбидитах ОВ служит благоприятной энергетической предпосылкой для физико-химических реакций на различных стадиях катагенетических и раннеметаморфических преобразований пород, в процессе которых происходит перераспределение и локализация кварцевой и золоторудной минерализации. Причем проявления золоторудной минерализации находятся в строгой зависимости от степени преобразований пород. Например, как показали наши исследования в Северном Верхоянье, в высокоуглеродистых породах, принадлежащих к отложениям фации дистальных тур- бидитов, там, где они преобразованы вплоть до стадии глубокого катагенеза включительно (зоны III—V, см. рис. 10.5.), локализация золота не происходит. Об этом свидетельствует практически полное отсутствие там кварцевой минерализации. По-види- мому, на стадии катагенеза уплотняемые породы еще не достигли должной степени мобилизации рудных веществ для их активного перераспределения.

На последующей стадии метагенеза, которая четко фиксируется появлением структурно-минеральных новообразований зоны VI (см. рис. 10.5.), глубокие погружения пород совместно с дислокациями приводят к таким напряженным термобарическим обстановкам, при которых рудогенерационные процессы начинают определяться качественно иными, чем при катагенезе условиями. Уплотнение пород здесь практически достигло своего предела, система взаимосвязанных пор в них исчезла и началось господство химических реакций между минеральными частицами в твердом состоянии, активизируется диффузия ионов к границам частиц. Возникли принципиально новые структуры, в их числе — рекристаллизационно-грануляционного блас- теза в кварце. Тут же при Т порядка 210°С резко активизируется термальное разложение и обуглероживание ОВ с интенсивной генерацией метана. Породы, обогащенные сапропелевым ОВ становятся глинисто-углеродистыми сланцами. В них фиксируются признаки перераспределения кварцево-золоторудной минерализации: появляются кварцевые прожилки альпийского типа в парагенезе с кливажом раскола, локальная вторичная пиритизация, серититизация и карбонатизация. В кварце, в некоторых прожилках была отмечена слабая {до 0,02 г/т) золотая минерализация.

Таким образом, регенерационно-грануляционный бластез песчаных кварцевых зерен маркирует зону, в которой начинается мобилизация золоторудной минерализации. Следующие две зоны VII и VIII отвечают началу метаморфических процессов зеленосланцевой стадии (см. рис. 10.5., 10.7., 10.8). Переходная зона VII (рассланцованных песчаников и филлитовидных сланцев) характеризуется интенсивным развитием в песчаниках структур дифференциального скольжения вдоль волнисто-извилистых поверхностей кливажа течения, а также зарождением сегрегационно-сланцеватых текстур в глинистых разностях, преобразованных в филлитовидные сланцы. Постепенно сменяющая зона VIII (сланцеватых метапесчаников и мусковит-квар- цевых сланцев) отличается широким развитием кристаллизационной сланцеватости, появлением заметного количества мусковита и массовым развитием структур рекристаллизационно- грануляционного бластеза. Парагенезисы минералов типичны для кварц-альбит-мусковит-хлоритовой субфации зеленосланцевой фации метаморфизма.

Именно в породах зон VII—VIII локализуется максимальное количество участков с кварцевой и рудной минерализацией. Этой локализации способствует развитие вторичных текстур дифференциального скольжения и сланцеватости. Такие текстуры проявлены в форме линзовидных монолитных микроблоков (микролитонов), разделенных ветвящимися трещинками.

Микролитоны сами по себе могли быть очагами интенсивной дегидратации вследствие трансформаций их глинистых и органических компонент, а ограничивающие их системы трещин служили коллекторами, по которым мигрировала выделенная вода (рис. 10.11.). Перераспределение с этой водой части кремнезема, по-видимому, обусловило массовое развитие множества жилок кварца альпийского типа, свойственных зонам метаге- нетического преобразования черносланцевых формаций (см. рис. 10.10).

Вместе с этим кремнеземом могли перемещаться и рудные компоненты, о чем свидетельствует явная корреляционная зависимость между локализацией рудопроявлений и площадями развития вышеупомянутых зон.

Зона IX (сланцеватых метапесчаников, метаалевролитов и кварцево-слюдяных сланцев с метаморфогенным биотитом), отвечающая кварц — альбит — эпидот — биотитовой субфации зеленосланцевой фации и местами эпидот — амфиболитовой фации (нерасчлененными), представлена породами с лепидог- ранобластовой, местами с бластоалевропелитовой структурой и сегрегационной линзовидно-полосчатой, пятнистой текстурой. Наряду с хлоритом-пеннином и радиально-лучистым скоплением лейст мусковита, для этой зоны характерно появление радиально-лучистых агрегатов или вростков плеохроирующей

Кливажированный песчаник сетачанской свиты С из зоны VII метагенеза Орулганского антиклинория. Шлиф, без анализатора. По О.В. Япаскурту (1992, с. 120)

Рис. 10.11. Кливажированный песчаник сетачанской свиты С2 из зоны VII метагенеза Орулганского антиклинория. Шлиф, без анализатора. По О.В. Япаскурту (1992, с. 120).

биотитоподобной слюды типа стильпномелана, местами приобретающей облик типичного биотита. Причем биотит составляет единичные проценты среди остальных минералов либо в виде чешуек, шиповидно вросших в зерна кварца, либо как лейсты, включающие в себя кварц, серицит и другие мельчайшие минеральные частицы в сланцах. На отдельных участках вместе с увеличением количества биотита появляется кордиерит, ставролит, реже гранат и дистен (единичные зерна).

В данной зоне динамометаморфизм сочетается с термальным воздействием на породы. Пределы устойчивости вышеупомянутых минеральных парагенезисов характеризуются температурой порядка 500°С и давлением 5-6,5 кбар. На этой стадии ОВ взаимодействуют с содержащимися в породах оксидами металлов, в основном железа, и развивается процесс, аналогичный техногенному доменному (Буряк, 2003; Ермолаев и др., 1999). А именно: за счет восстановления оксидов происходит окисление углерода с образованием значительных количеств метаморфогенной двуокиси углерода. При этом суммарная потеря ОВ от начального катагенеза до углеродистых сланцев составляет 80%. При Сорг 4% его концентрация в начале катагенеза равнялась 20% (Юдович, Кетрис, 1988). Газообразные и жидкие продукты распада ОВ оказывали влияние на приращение минеральной части пород и на вынос металлов, в том числе и золота. В нашем случае они выносились в области более низких Р и Т, то есть в зоны VII—VIII (см. рис. 10.5). Там золотоорганические соединения утрачивали подвижность, и пополняли в соответствующих фациях надкларковые примеси Аи.

Многоэтапно повторявшиеся импульсы таких процессов приводили к возникновению кондиционных рудных концентраций. Таковые контролируются, вместе с ареалами метаморфизма, определенными тектоническими линеаментами.

Выше было показано, что зональность преобразований пород Ф-1 контролируется региональными разломами, и ареалы метаморфизма располагаются в узлах их пересечения (см. рис. 10.6. и 10.8.). Там же устанавливается связь зон метаморфизма с гравитационными минимумами, иногда окруженными мелкими максимумами, которые можно интерпретировать как скрытые на глубине 3-4 км очаги позднемезозойско-кайнозойской гранитизации (см. рис. 10.7). Возможно, между этими очагами и метаморфизмом существует прямая генетическая зависимость. По-видимому, разломы служили областями повышенной проницаемости для глубинных флюидов, порождавших здесь термальные купола, источниками которых могли служить очаги гранитизации осадочных пород фундамента верхоянского комплекса (Япаскурт, Андреев, 1985).

Такое объяснение природы метаморфизма увязывается с представлениями о длительности функционирования многочисленных внутрикоровых магматических очагов палингенного происхождения, которые формировались на коллизионном этапе формирования структуры СНС. Скорее всего, глубинный механизм формирования магматических проявлений и термальных куполов был единым. Главные проявления метаморфизма возникли в самом конце позднемезозойской складчатости, возможно сразу же после ее завершения.

Картирование метаморфизма, порожденного термальными куполами, в сочетании с анализом фаций и разрывной тектоники, представляет большой интерес для металлогенических исследований в высокоуглеродистых формациях складчатых, тектонически подвижных областей.

Это заключение, сделанное применительно к формациям Верхоянской складчатой области, вполне согласуется с анализом обильнейшего фактического материала по тектоническим особенностям формирования многих золоторудных месторождений северо-востока России, опубликованном недавно в фундаментальной сводке известного исследователя металлогении

В.А. Буряка, который подчеркнул: «Золото, практически инертное в техногенных условиях, в природных условиях, самых разнообразных, довольно легко растворяется, мигрирует, переот- лагается. В связи с этим генезис промышленных золоторудных месторождений также может быть самым различным: осадочным, гидротермально-осадочным, гипергенным, метаморфо- генно-гидротермальным, плутоногенно— и вулканогенно-гидротермальным, тектоногенным, палингенным» (Буряк, 2003, с. 127). А также: «Существенное дополнительное влияние оказывает тектонофизические процессы: зоны (области) интенсивного сжатия и рассланцевания пород, сформированных в результате коллизионных процессов — зоны дегидратации и активного выноса золота и активного выноса Si02, зоны генерации рудообразующих золотоносных гидротерм; места сопряженного, относительно пониженного давления — участки отложения Si02, Au и других рудообразующих элементов, в том числе с образованием промышленных концентраций» (там же).

Добавим к вышесказанному, что работами Н.П. Ермолаева и Н.А. Созинова (1986, 1999) в иных регионах было установлено, что максимальные вторичные концентрации золота формируются в зоне (т.е. на стадии) метагенеза, т.е. при температурном режиме порядка 200-350°С и наличии стрессовых напряжений, формирующих массовое развитие текстур кливажа, переходящих затем в сланцеватость метапород. Эта зона повышенной концентрации металлов в метапесчаниках и высокоуглеродистых филлитовидных (глинистых) сланцах распространяется вплоть до формирования в породах равновесных минеральных парагенезов кварц-альбит-серицит-хлоритовой субфации зеленосланцевого метаморфизма. Максимум содержаний в них золота совпадает с появлением в породах метаморфогенного стильпномелана, но начиная с момента замещения этого минерала биотитом (т.е. начиная от уровня биотитовой субфации зеленосланцевого метаморфизма), концентрации примесей золота во всех породах резко снижаются. Это объяснимо упоминавшимися выше механизмами и закономерностями миграции золотоорганических соединений при прогрессивном метаморфизме, которые расшифрованы в работах (Буряк, 2003 и др.): при изограде выше 400°С подвижность золотоорганических соединений существенно активизируется, в результате чего металл полностью извлекается из интенсивно метаморфизован- ных пород, и впоследствии он «сбрасывается» выше очага метаморфизма — на пониженном палеотемпературном барьере, пополняя тем самым концентрации золота в потенциально рудоносных фациях внутри зоны метагенеза — начального метаморфизма.

Следовательно, особого внимания при поисково-разведочных работах заслуживает область структурно-минеральных новообразований стадии метагенеза внутри высокоуглеродистых (черносланцевых) комплексов. В них и в верхоянском комплексе рудные тела формируются под воздействием внутри- формационных вод (талассогенной и элизионной природы), разогретых, начиная со стадии глубинного катагенеза (Т- от 100 ± 20°С до 200°С) и пополняемых на последующих стадиях метагенеза — раннего метаморфизма до состояния химически активных гидротерм.

Таким образом, аргументируется многостадийность эволюционирования постседиментационных породо— и рудообразующих процессов, их дискретность, частичная унаследовательность от условий седиментации и несомненная зависимость от этапности постседиментационного литогенеза, метаморфизма и характера тектонических перестроек структуры ОБ и СНС. В Верхоянье главный этап концентрации Аи был оторван по времени от этапов седиментогенного накапливания металла (в благоприятных фациальных обстановках — см. выше) интервалом порядка от 110 до 160 млн. лет.

Этот вывод находится в полном согласии с данными Д.В. Рундквиста и др. (1992, 1995) о полихронности крупнейшего стратиформного месторождения Сухой Лог (протерозой Северного Забайкалья), где этими исследователями доказаны нижеследующие четыре металлогенических этапа. 1) Предыстория (1,0-0,6 млрд. лет). Рифтогенез, эпикратонный прогиб. Накопление мощных (до 6 км) толщ карбонатно-терригенно-угле- родистого состава, конседиментационная складчатость, диагенез, катагенез и образование глобулей золотоносного пирита. 2) 570-520 млн. лет. Коллизия, покровно-складчатые деформации, метаморфизм, возникновение куполов гранито-гнейсов, образование зон рассеянной вкрапленности пирита с тонкодисперсным золотом (до 1 г/т). 3) 350-310 млн. лет. Собственно образование месторождения. Тектоно-магматическая активизация, реювенация коры; сводо-купольные деформации; зональный метаморфизм, палингенное гранитообразование; развитие жесткой коры и возникновение протяженной сети ли- неаментов, контролирующих малые интрузии гранитоидов. Образование зон гидротермальных березитизированных пород и возникновение прожилков вкрапленного золото-малосульфидного оруденения (от 7-8 до 16 г/т). 4) Послеистория. 280 млн. лет до настоящего времени. Гипергенез, карстообразование в мезозое; эрозия, образование россыпей в четвертичном периоде.

На рассмотренных выше площадях Верхоянья не известны столь крупные, подобные Сухому Логу, рудные объекты. Возможно, это связано с тем, что, во-первых, фациальные особенности рудовмещающих «черносланцевых» пород были здесь не одинаковыми с Забайкальскими формациями протерозойского возраста. Дистальные турбидиты Палеоверхоянского СБ, помимо своих рудоносных органических и глинистых компонент, были сильно «засорены» иной терригенной примесью, которая существенно разубоживала концентрацию металла. Во-вторых, послеистория рудогенеза (кратковременная позднемеловая пенепленизация и последующий орогенез) в Верхоянье не обеспечивали достаточно глубоких эрозионных срезов в областях развития позднемезозойских термальных куполов, вследствие чего главные рудные зоны могли остаться не вскрытыми. Решение вопроса о вероятности их наличия либо отсутствия требует дальнейших специальных исследований.

Однако уже сейчас можно утверждать о том, что определённые генетические типы осадков верхоянского комплекса содержали изначально надкларковые количества примесей Аи и др. металлов, которые впоследствии были многоэтапно ремобилизованными. Но вопрос о том, достаточно ли было только этого вещества для формирования уникальных месторождений (типа Сухого Лога) — пока что остается открытым, и нуждается в специальных комплексных изотопно-геохимических, петрофизических и геоминералогических исследованиях.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>