Блог

Анфилогов В. Н.
Рудно-магматические системы

Генетическая связь магматизма с эндогенным оруденением является одной из важнейших проблем в геологии. Она очевидна для магматических месторождений и месторожде-ний, залегающих в грейзенах и пегматитах, расположенных в контактовой зоне интрузий, хотя и для этих типов руд не всегда ясно – на магматической или постмагматической стадии произошло их накопление до уровня промышленных концентраций. Во второй половине XX века в литературе обсуждались два варианта генетической связи рудообразования с интрузиями: металлогеническая специализация и потенциальная рудоносность интрузий [Коптев-Дворников, Руб, 1964; Таусон, 1977], но ни один из них не смог внятно объяснить, почему одинаковые по формационной принадлежности гранитные массивы в одних случаях обогаще-ны рудным элементом, в других случаях такое обогащение отсутствует. Оба этих варианта основывались на принятой в то время концепции, согласно которой источником рудного ве-щества являются магматические расплавы или флюиды, которые отделяются от расплава в процессе его кристаллизации. В последние годы, особенно после открытия металлоносных осадков, которые образуются на выходе гидротермальных источников на дне морей и океанов, стало очевидным, что во многих, если не в большинстве случаев, рудные компоненты выно-сятся гидротермальными растворами из вмещающих пород, что связь магматизма и рудообра-зования реализуется в форме многоуровневых рудно-магматических систем, в которых цирку-лируют не только магматические флюиды, но и потоки растворов, которые формируются во вмещающих породах, в тепловом поле интрузий [Пуртов и др., 1980]. Идея формирования место-рождений в рудно-магматических системах высказана А. М. Дымкиным с соавтором [Дымкин, Полтавец, 1988]. В настоящей работе мы попытаемся развить эту идею, полагая, что источником рудного вещества могут быть не только магматические расплавы, но и вмещающие породы.

Вода в рудно-магматических системах
Одним из главных и наиболее сложных вопросов, которые возникают при создании моделей рудно-магматических систем, является источник воды. Для его решения уместно вы-делить три типа рудно-магматических систем: гранитные, базальтовые и базальт-риолитовые. Механизм образования и накопления гранитного расплава рассмотрен в работе [Анфилогов, 2002]. В природе достаточно четко устанавливаются три уровня накопления гранитных рас-плавов: глубинный, на котором формируются анатектические граниты в областях региональ-ного метаморфизма, уровень средних глубин, где накапливаются огромные объемы гранитно-го расплава в форме гигантских батолитов и уровень малых глубин, где размещаются сравни-тельно небольшие интрузивные тела гипабиссалных гранитов. Согласно принятой в работе [Анфилогов, 2002] модели, все три уровня образуют единую магматическую систему, которая формируется в сиалической коре в течение длительного времени. В зависимости от величины эрозионного среза на поверхности Земли обнажается тот или иной уровень системы. Корневая часть этой системы формируется в условиях регионального метаморфизма за счет тепла, ко-торое поступает из мантийного источника.
Вопрос об источнике воды при формировании гранитной системы решается следую-щим образом. В областях регионального метаморфизма в основании залегают породы грану-литовой фации, которые выше по разрезу сменяются породами амфиболитовой фации. Это дает основание предполагать, что в процессе прогрессивного метаморфизма в условиях грану-литовой фации происходит дегидратация водных минералов, и выделяющаяся при этом вода производит гранитизацию вышележащих пород, которые находятся в условиях амфиболито-вой стадии. На мезоабиссальный уровень насыщенный водой гранитный расплав выдавлива-ется с нижнего уровня. В результате падения давления часть воды выделяется при подъеме расплава с нижнего на средний уровень и формирует флюидный поток, поднимающийся на верхний уровень. Так происходит формирование рудно-магматических систем, связанных с гранитным магматизмом. Заметим, что связанные с гранитами рудные месторождения, как правило, ассоциируют с гипабиссальными интрузиями.
Базальтовые расплавы образуются путем парциального плавления мантийных перидо-титов в безводных условиях [Иодер, 1979; Hirose, Kushiro, 1993]. Вода в базальтовых рудно-магматических системах появляется в результате взаимодействия теплового поля промежу-точных магматических камер, заполненных базальтовым расплавом, с содержащими поровую воду вмещающими породами. Механизм движения поровых флюидов в тепловом поле интру-зий рассмотрен нами в работе [Пуртов и др., 1980]. Вокруг магматической камеры возникают три флюидных потока: 1 – конвективный, в котором движение порового флюида обусловлено разностью плотности, связанной с градиентом температуры в тепловом поле интрузии; 2 – молекулярное течение флюида через стенки магматической камеры; 3 – поток флюида из рас-плава во вмещающие породы через кровлю магматической камеры.
Механизм свободной конвекции вызывает циркуляцию порового флюида в приконтак-товой зоне камеры. Нагретый флюид поднимается вдоль контакта вверх и после охлаждения, на удалении от контакта опускается вниз (рис.). По данным [Гогель, 1978], свободная конвекция в пористых средах возникает в породах с проницаемостью 10-6–10-11 Дарси при градиенте 0.03 оС/м. Важным механизмом взаимодействия магматических тел с поровыми растворами является так называемое молекулярное или кнудсеновское течение [Лыков, 1954]. Возникает оно в приконтактовой зоне в области высоких температур вследствие разности парциальных давлений воды в породе и в расплаве и описывается уравнением:
i = 1/2
где i – плотность потока флюида г/см2•сек, М – молекулярный вес воды, Р1 и Т1 – парциальное давление воды и температура в порах породы, Р2 и Т2 – парциальное давление воды и темпера-тура в расплаве, r – радиус микрокапиляров в породе, L – длина капилляра, R – универсальная
 

Рис. Движение порового флюида в тепловом поле интрузива. 1 – магматическое тело; 2 – изо-термы; 3 – изохоры воды; 4 – направление движения флюида.

газовая постоянная. При температуре > 1000 оС диаметр пор, через которые возможно молеку-лярное течение водного флюида, d ≥ 10-5 cм. При насыщении базальтового расплава водой его плотность уменьшается, и он поднимается в верхнюю часть магматической камеры, где лито-статическое давление ниже. В результате снижения давления часть водного флюида может отделяться от расплава и выходить из камеры через ее кровлю. На стадии активного магма-тизма, когда расплав в магматической камере постоянно обновляется, он не успевает насы-титься водой, поступающей из вмещающих пород в камеру по механизму молекулярного те-чения. В этом случае флюидный поток через кровлю камеры не возникает, и в базальтовой рудно-магматической системе превалирует конвективное движение флюида в приконтактовой зоне камеры.
Стадия активного магматизма, на которой базальтовый расплав непрерывно поступает в магматическую камеру и изливается на поверхность, как правило, сменяется стадией перио-дического поступления и излияния расплава. Перерывы между извержениями на этой стадии могут достигать нескольких сотен лет. В этих условиях формируются базальт-риолитовые рудно-магматические системы. В перерывах между извержениями расплав успевает насы-титься водой. Растворение воды в базальтовом расплаве приводит к тому, что конечными про-дуктами фракционной кристаллизации становятся андезитовые и, возможно, риолитовые рас-плавы [Green, Ringwud, 1967]. При насыщении расплава водой через кровлю магматической камеры выходит поток флюида, равновесный с расплавом. Он производит метасоматическую переработку вышележащих вмещающих пород, и, если температура в области метасоматоза превышает 800 оС, процесс может завершаться выплавлением гранитного расплава [Анфило-гов, 2002; Пуртов, 2002].

Источники рудного вещества в рудно-магматических системах
Второй важнейшей проблемой в моделях рудно-магматических систем является про-блема источника рудного вещества. Для редкометальных гранитов, грейзеновых и пегматито-вых типов месторождений можно уверенно утверждать, что источником рудного вещества в них был гранитный расплав, но это только часть проблемы. Открытым остается вопрос о том, откуда и каким образом рудные элементы попали в этот расплав. Попытки ответить на этот вопрос, используя концепции «металлогенической специализации» [Коптев-Дворников, Руб, 1964] и «потенциальной рудоносности» [Таусон, 1977] успеха не имели, потому что однотип-ные гранитоиды в пределах одной металлогенической провинции в одних случаях являются рудогенерирующими, в других «безрудными». В то же время существуют региональные ме-таллогенические провинции, специализированные на определенные рудные элементы. Типич-ным примером является Дальневосточная оловоносная провинция [Ганеев, 1964]. В ее преде-лах существуют, практически, все типы оловянных месторождений: от пегматитовых до скар-ново-карбонатных, что скорее свидетельствует о специализации субстрата, в котором форми-руются магматические комплексы, чем о специализации на олово конкретных массивов.
Уникальным объектом, подтверждающим роль субстрата как источника рудного вещества яв-ляется медно-колчеданное месторождение Невес-Корво в Португалии, в котором медные руды совмещены с касситеритовыми. Установлено, что колчеданные руды имеют возраст
350 млн лет и являются типичными продуктами, образованными при выходе гидротермаль-ных источников на морское дно, а олово поступало в рудно-магматическую систему из источ-ника, имеющего возраст 940±140 млн лет [Hirose, Kushiro, 1993].

Условия отложения и переотложения рудного вещества
в рудно-магматических системах
В середине прошлого века был выполнен огромный объем экспериментальных иссле-дований, направленных на изучение растворимости рудных элементов в гидротермальных растворах. Эти исследования были проведены с целью найти подходящие комплексообразова-тели, способные образовывать концентрированные рудоносные растворы. Необходимость по-исков таких растворителей диктовалась общепринятой концепцией, согласно которой источ-никами рудных элементов являлись магматические, преимущественно, гранитные расплавы,
и количество воды в них, необходимой для формирования рудоносных растворов, было огра-ничено. Если источником рудного вещества являются вмещающие породы, и рудные элемен-ты выносятся флюидом конвективных потоков, то объем воды становится неограниченным, и концентрация рудного вещества в растворе может быть сколь угодно низкой. При этом возни-кает другая проблема, связанная с необходимостью эффективного осаждения рудных элемен-тов и формированием их промышленных концентраций в относительно небольших по размеру рудных телах.
В моделях середины XX века в качестве осадителей рудного вещества рассматрива-лись разнообразные химические барьеры, например, такие, как контакты силикатных и карбо-натных пород. Однако изучение распределения рудных минералов в скарново-магнетитовых и полиметаллических месторождениях показало, что на контакте карбонатов ни магнетит, ни сульфиды не осаждаются. Рудные минералы образуют скопления в скарнах, пространственно, а не метасоматически, замещая скарновые минералы на удалении от их контакта с карбоната-ми. На Дальнегорских месторождениях рудные тела продолжаются в кислых эффузивах, где руда отлагается в открытых трещинах. Открытие гидротермальных источников на дне морей и океанов и металлоносных осадков, которые отлагаются на выходе горячего раствора в мор-скую воду, показали, что этот барьер является наиболее эффективным осадителем рудного вещества. При смешении гидротермального раствора с морской водой и резком падении тем-пературы происходит, практически, мгновенное и полное осаждение рудного вещества.
Важным способом концентрирования рудного вещества являются процессы его пере-отложения циркулирующими поровыми растворами. Такие процессы широко развиты на мед-но-колчеданных месторождениях, где они приводят к перекристаллизации первично осадоч-ных руд и образованию рудных тел, типичных для гидротермальных месторождений. Особое место в этой проблеме занимают скарново-магнетитовые месторождения. Как правило, эти месторождения совмещены с месторождениями гидротермально-осадочных руд, которые и являются источником железа в скарновых рудах. Более того, сами скарны часто имеют не ме-тасоматическую, а метаморфическую природу. Это хорошо видно на примере Соколовско-Сарбайской группы месторождений. Магнетитовые руды на этих месторождениях приуроче-ны к горизонту известковых туффитов. Наряду со скарново-магнетитовыми рудами в туффи-тах сохранились фрагменты слоистых гематитовых руд осадочного генезиса. Скарнированию на Соколовско-Сарбайских месторождениях подверглись только известковые туффиты, при-чем, благодаря присутствию вулканического материала, этот процесс происходил в изохими-ческом режиме. В то же время, присутствующие на месторождениях карбонаты скарнирова-нием не затронуты. Все это говорит о том, что скарново магнетитовые руды на этих месторо-ждениях образовались в результате гидротермальной перекристаллизации первично осадоч-ных гематитовых руд, которая произошла после того, как осадочные руды были перекрыты вулканогенно-осадочными отложениями мощностью до 1000 м и оказались в области высоких температур. Аналогичную природу имеют скарново-магнетитовые руды на месторождениях Центральной Швеции [Гейер, Магнуссон, 1955]. Есть основание утверждать, что месторожде-ния Дальнегорского района также образовались путем переотложения рассеянного рудного вещества, вынесенного из углеродсодержащих осадочных пород триасового возраста [Воло-хин, Иванов, 2007].

Заключение

Процессы гидротермально-осадочного и гидротермального рудообразования развива-ются в пределах рудно-магматических систем, которые включают в себя глубинные, по отно-шению к месторождениям, интрузивные тела и связанные с этими телами потоки гидротер-мального флюида. Рудное вещество в таких системах может экстрагироваться флюидом из вмещающих пород и из магматических расплавов. В рудно-магматических системах могут формироваться первично осадочные руды и руды, образованные путем переотложения руд-ных компонентов, обусловленного градиентами температуры, возникающими в этих системах. В процессе эволюции рудно-магматической системы первично осадочные руды могут транс-формироваться в гидротермально-метаморфизованные и в переотложенные.

Литература

Анфилогов В. Н. Способы образования и накопления гранитных расплавов // Литосфера, 2002. № 4. С. 78–88.
Волохин Ю. Г., Иванов В. В. Геохимия и металлоносность углеродистых силицидов триаса Си-хотэ-Алиня // Литология и полезные ископаемые, 2007. № 4. С. 406–425.
Ганеев И. Г. К вопросу о первичной геохимической специализации гранитной магмы // Метал-логеническая специализация магматических комплексов. М.: Недра, 1964. С. 85–91.
Гейер П., Магнуссон Н. Железные руды Швеции // Железорудные месторождения мира. М.: И*Л, 1955. Т. 2. С. 145–171.
Гогель Ж. Геотермия. М.: Мир, 1978. 68 с.
Дымкин А. М., Полтавец Ю. А. Модель полигенных месторождений железа, ассоциирующих с вулкано-плутоническими магматическими процессами // Рудообразование и модели эндогенных руд-ных процессов. Новосибирск: Наука, 1988. С. 23–31.
Иодер Х. Образование базальтовой магмы. М.: Мир. 1979. 238 с.
Коптев-Дворников В. С., Руб М. Г. О геохимической и металлогенической специализации маг-матических комплексов // Металлогеническая специализация магматических комплексов. М.: Недра, 1964. С. 85–91.
Лыков А. В. Явления переноса в капиллярно-пористых телах. М.: Гостехиздат, 1954. 290 с.
Пуртов В. К., Нечкин Г. С., Анфилогов В. Н. Динамика гидротермальных растворов в тепловом поле интрузий, палингенез и магнетитовое рудообразование // Эндогенные рудообразующие процессы. Свердловск: ИГГ УНЦ АН СССР, 1980. С. 41–54.
Пуртов В. К. Высокотемпературный метасоматоз и гранитизация пород базальтового состава в хлоридных растворах. Миасс: ИМин УрО РАН, 2002. 140 с.
Таусон Л. В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитоидов. М.: Наука, 1977. 279 с.
Green D. H., Ringwud A. E. The genesis of basaltic magmas // Contrib. Mineral. Petrol., 1967. V. 15. № 2. P. 103–190.
Hirose K., Kushiro I. Partial melting of dry peridotites at high pressure: Determination of compositions of melts segregated from peridotitee using aggregates of diamond // Earth Planet. Sci. Lett., 1993. V. 114. P. 477–489.
Relvas J. et al. Multiple sources for ore-forming fluids in the Neves Corvo VHMS deposit of the Iberian pyrite belt (Portugalia): strontium, neodimium and lead isotope evidence // Mineralium Deposita, 2001. V. 36. P. 416–427.