Хайретдинов Э.А. Металлогения

Подождите немного. Документ загружается.

многочисленны разрабатывавшиеся россыпные

месторождения золота.

Принято считать, что ТМА – обычно достояние

фанерозоя. Суранская зона выбивается из этого ряда.

Вероятно, что её следует отнести к областям автономной

ТМА, а по масштабам проявления – к категории

активизированных или слабо активизированных (на уровне

известных признаков) зон, ибо здесь не известны наложенные

впадины.

На мелкомасштабной геологической карте Сранская зона

напоминает вытянутую по уральскому простиранию узкую

зону. В этой зоне ТМА, уникальной по длительности активной

жизни, обнажён, вероятно, лишь верхний этаж, а глубже

возможны находки иных, но типичных для ТМА м-ний и

проявлений полезных ископаемых.

Уместно здесь оценить энергетические аспекты процессов

ТМА. О них в МГ-литература умалчивает. Рассмотрим

влияние внеземной энергии. Солнечная постоянная равна 1,95

кал/см

.мин; т.е. площадь в 1 кв. км земной поверхности

поглощает 1,95х100 000х100 000 или 1,95.10

кал

ежеминутно, за сутки эта величина возрастает в 60х24 = 1440

раз (до 2,8.10

), за год ещё в 365 раз, (1.10

) кал., в целом на

всю поверхность Земли 51.10

кв.км. = 5.10

кал. В

публикациях фигурирует несколько меньшее количество

поглощаемой энергии – 1,36.10

. Из неё только 2,3.10

(0,0001

– часть) калорий отражается в космос. Планетарные приливы

обеспечивают поступление на Землю сравнимых с

приведёнными значениями энергии. И практически вся эта

энергия остаётся на Земле. 0,1% её захватывается биосом,

остальное – геологическими системами. Если процессы

гипергенеза и накопления осадков длятся только 3 млрд лет

(для Суранской площади 1,5 млрд лет), то Земля получила

вместе с фоновым космическим излучением за это время

минимум 4,1.10

-16.10

калорий энергии. А все

111

землетрясения и вулканизм Земли требуют расхода в год лишь

–10

калорий энергии, которые к тому же остаются на

Земле.

Основной аккумулятор солнечной энергии на Земле –

отложения зоны гипергенеза. Вероятно, этим обусловлено

проявление зон ТМА только на платформах. Внеземная

энергия длинноволновой частью спектра проникает на

значительные глубины, а коротковолновая – поглощается

осадками и с ними погружается в глубины Земли. Часть её

возвращается к поверхности в виде «эндогенного тепла». Так

обеспечивается энергией ТМА. Порой, видимо, подобные

зоны ТМА определяют содержание целых МГ- эпох. Для

киммерийской эпохи, например, типичны антидромный

магматизм (по материалам Забайкалья) и разнообразие – по

генезису и составу руд – м-ний полезных ископаемых.

МГ СРЕДИННЫХ МАССИВОВ

(СрМ)

СрМ – устойчивые участки земной коры, сохранившие

платформенные или близкие к нему особенности развития,

когда вокруг них формировались геосинклинали. Это –

остатки структурной поверхности, на которой заложились

геосинклинальные прогибы складчатой области (А.Л. Яншин).

Разновидности СрМ: 1) догеосинклинальные обломки древних

платформ, 2) обломки зон консолидации ранних

геосинклинальных образований (гренвильских, байкальских),

3) обломки площадей ранней кратонизации, протекавшие до

заключительных этапов развития геосинклинали (В.Е. Хаин).

СрМ – блоки в геосинклинальных зонах, основание которых

сложено докембрийскими метаморфическими комплексами

(А.Д. Щеглов).

В СрМ возможны эндогенные месторождения: а)

возникшие до оруденения складчатой области, б) того же

возраста, что и МГ-эпоха складчатой области, в) молодого,

наложенного регенерацией СрМ в последующие циклы

112

геологического развития (В.И. Смирнов). СрМ играют роль

геосинклинальных рам, поэтому содержат продукты

отражённой активизации. СрМ по составу оруденения

соответствуют образованиям, промежуточным между

платформами и геосинклиналями (Х.М. Абдуллаев и О.М.

Борисов). СрМ-ам Западной Европы свойственен

поразительно сходный МГ-облик (Е.Е. Захаров).

В истории СрМ различают: а) образование

кристаллического основания (обычно – архей и протерозой),

б) воздействие процессов формирования геосинклинали, во

многих случаях это воздействие многократное – особенно в

полигенных геосинклиналях, возникают разрывы, прогибы

(раннепалеозойский Баррандовский прогиб в Чешском СрМ

или мезозойский Тырмо-Буреинский прогиб в Буреинском

СрМ). При этом одни СрМ сохраняют свою жёсткость и

устойчивость, неуклонно воздымаясь (в Западной Европе,

Кокчетавский СрМ, Буреинский, Ханкайский, плато

Колорадо), а другие опускаются особенно интенсивно в

инверсионную и орогенную стадии геосинклиналей. в)

Процессы ТМА.

В СрМ развивается разнообразная эндогенная

минерализация, более интенсивная в сравнении со смежными

территориями. Часто только в них совмещены м-ния всех

этапов их развития: платформенные, орогенные и ТМА: и

осадочно-метаморфические с пегматитами, и

гидротермальные, реже магматические (иногда

платформенного типа) и свойственные зонам ТМА разного

состава и форм проявления. В них особенно широко развиты

гидротермалиты и м-ния, возникшие в процессах ТМА. В

локализации рудоносных интрузий и м-ний ведущую роль

играют разрывные нарушения. М-ния СрМ, исключая

докембрийские, возникают в приповерхностных условиях, они

многостадийны и парагенетически связаны с магматизмом,

для некоторых – с вулканическими комплексами, сложными

113

по строению и составу, где субвулканические породы

переплетаются и чередуются с наземными вулканитами.

А.Д. Щеглов выделил 9 МГ-типов СрМ. СрМ с м-ниями

только одного МГ-типа нет.

1) С преобладающим развитием разнообразных

докембрийских месторождений – Байкальский, Муйский и

Памирский. Ведущие месторождения – пегматитов,

флогопита, ляпис-лазури и драгоценных камней.

2) С преобладанием Cu-Ni- минерализации в связи с

расслоенными ублтраосновными и основными интрузиями –

Кокчетавский и Бирманский массивы.

3) С Cu-Mo- минерализацией в вулканических поясах и

краевых частях СрМ – Иранский СрМ.

4) С Мо и редкими металлами в связи с трещинными

умеренно кислыми интрузиями – Восточно-Алтайский,

Омолонский, Паннонский, частично Родопский СрМ.

5) С Sn-W- оруденением, ассоциирующим с кислыми

интрузиями и вулканитами сходного состава – Чешский,

Буреинский, Центрально-Французский, Испанской Мезетты. В

них появляются месторождения 5-ти элементной формации.

6) С ведущим полиметаллическим оруденением,

сопровождающим умеренно кислые эффузивы и трещинные

интрузии – Родопский, Иранский.

7) С щелочными интрузиями и редкоземельной

минерализацией – Сангеленский.

8) С низкотемпературным золоторудным оруденением в

связи с вулканитами – Паннонский и Колорадский.

9) С эпитермальным комплексным Sb-,

полиметаллическим, CaF

и ВaSO

- оруденением –

Арморикинский, Верхне-Рейнский.

В реальных СрМ, например – Чешском, в основании –

докембрийские м-ния графита и золота, в геосинклинальных

прогибах - осадочные м-ния Fe, Mn, небольшие м-ния Sn, W и

114

Mo, в массиве послепермских ТМА-нные Sn, Pb-Zn и

пятиэлементной формации, + СаF

, BaSO

, Sb и Mn- м-ния.

СрМ с редкоземельной минерализацией, видимо, не

перспективны на Sn-W- оруденение, а пятиэлементные

проявления, напротив, могут сопровождаться им.

Набор м-ний СрМ отражает общие закономерности

избирательного накопления металлов в истории земной коры:

докембрий и ранний палеозой – время м-ний железа, титана,

хрома, платины, кобальта, никеля; поздний палеозой и

мезозой – преимущественно меди, цинка, свинца, бериллия,

вольфрама и олова; поздний мезозой и кайнозой – молибдена,

висмута, сурьмы, ртути, серебра, золота (?), бора и урана. Mo,

Cu, Ag, Hg, B, Sb всё более интенсивно накапливаются в

молодых эпохах, а Fe, Ti, Co, Ni и Р – в наиболее древних. М-

ния драгоценных и поделочных камней (рубины, сапфиры,

шпинели, ляпис-лазури, полихромные турмалины)

формируются в докембрийских пегматитах и контактных

скарноподобных зонах карбонатных пород с

ультраосновными интрузиями (Бирманский СрМ). Такие же

древние некоторые м-ния хромитов, графита, асбеста, талька,

магнезита (Родопский, Чешский, Армориканский, Ханкайский

и др. СрМ).

Трещинные интрузии разного состава широко развиты в

краевых частях СрМ, с ними связаны м-ния Мо и Сu, часто

образующие комплексные руды и сопровождающие

вулканические пояса. Мо- м-ния, ассоциирующие с

полиметаллами и редкометальным оруденением, тяготеют к

трещинным интрузиям умеренно кислого состава. В

некоторых СрМ близ гранитных интрузий находят золото, а

близ щелочных тел редкоземельные карбонатиты

(Кокчетавский массив).

В ходе процессов ТМА возникают многочисленные м-ния,

крайне пёстрые по составу, среди них по значению

главенствуют гидротермалиты средних и низких температур и

115

малых давлений. В том числе – Sn-, W- и Mo-носные

грейзены, редкоземельные карбонатиты, альбитизированные

рудоносные апограниты, среднетемпературные Мо-, W-, Sn- и

Au-рудные м-ния, иногда с Bi- минерализацией, м-ния

полиметаллические и пятиэлементной формации. В

заключение формируются м-ния низкотемпературные

приповерхностные эпитермальные м-ния флюорита, барита,

Pb и Zn, Au, Sb, Mn и U. Среди них появляются кондиционные

своеобразные жильные тела самородной серы и гипса

(Таримский СрМ).

Примечательно линейное, поясовое размещение

оруденения в краевых частых СрМ, особенно во внешнем их

обрамлении, в зонах долго живущих крупных разломов,

ограничивающих их от геосинклинальных прогибов. Здесь

возникают многочисленные рудные пояса, протягивающиеся

порой на многие сотни километров – хромитоносные,

редкометальные, золоторудные, ртутно-сурьмяные с

полиметальной минерализацией и медно-молибденовые

(свойственные Западной Европе).

МГ главных геодинамических

моделей Земли

Ц ик л ы и ст ади и эв о л ю ц и и л и т о с фе р ы .

Процесс субдукции (поддвигания и поглощения)

океанической коры зависит от возраста литосферной

плиты: чем она древнее, тем плотнее; плита с возрастом 50

млн. лет и более поддвигается под крутым углом. Молодая

литосферная плита поддвигается под активную окраину

андийского типа под пологим углом. При углах

поддвигания более 60-70

, вероятно, от окраин континентов

откалываются и отторгаются сегменты —

микроконтиненты, а в их тылу раскрываются спрединговые

окраинные моря. Легкая океаническая кора в таких морях,

не может поглощаться. Она раскалывается, скучивается и

116

частично надвигается на пассивную окраину континента.

Так возникают крупные покровы пород офиолитового

комплекса (Оманский и др.).

Совершенствование геодинамических моделей привело

к непротиворечивому изложению орогенического цикла и

образования континентальной коры. На начальном этапе

учения о тектонике плит было предположено, что

образование континентальной коры связано с раскрытием и

закрытием океана (цикл Уилсона). Представления о

геодинамическом цикле и его стадиях могут быть

сопоставлены с представлениями о геосинклинальном

цикле развития земной коры.

В процессе раскрытия и закрытия океана мантийное

вещество превращается в континентальную кору. В этом

цикле различаются стадии: предрифтовую, рифтогенеза на

континенте (наглядный пример — Африкано-Аравийская

система), межматерикового рифта (Красное Море), молодого

океана (Атлантический океан), отторжения

микроконтинентов и зрелого океана (Тихий океан);

конечные стадии — закрытия океана (Тетис, обстановка

Средиземного моря) и столкновения континентов (по

гималайскому или кавказскому образцу).

Продолжительность раскрытия океана (на примере

Атлантического океана) — 150-200 млн. лет. Основной

хранитель геологической летописи в эту стадию, а также

иногда и на некоторое время в последующую, 

терригенно-карбонатные толщи («миогеосинклинальные»

серии) пассивных окраин континентов.

В стадию зрелого океана картина раскрытия значительно

усложняется. По мере старения и охлаждения океаническая

кора, образованная в срединно-океанических хребтах,

начинает раскалываться и обламываться (в первую очередь на

западных окраинах океанов), погружаться (в начале круто) в

астеносферу с отторжением микроконтинентов и

117

образованием спрединговых окраинных морей, а также

энсиматических островных дуг.

В спрединговых окраинных морях, развивающихся

несколько десятков миллионов лет, мантийное вещество

проходит более короткий цикл превращения в

континентальную кору (образование офиолитовых

комплексов и надвигание их в виде покровов на континент).

Островные дуги после своего цикла развития сталкиваются с

континентом и причленяются к нему. Причленением к

континентам незавершенных орогенов столкновения

островной дуги и континента или микроконтинента и

континента увеличиваются площадь континентов. После

присоединения островной дуги под краевой ороген

закладывается зона поддвига и окраина континента

становится активной. На восточных окраинах

закрывающегося океана, к которым смещаются срединно-

океанические хребты, происходит поглощение относительно

молодой более нагретой океанической коры и здесь

развиваются орогены кордильерского и андийского типа.

Конечная стадия развития океана — его закрытие,

образования орогена столкновения континента с континентом.

В эту стадию сходящиеся своими выступами мегаплиты

достигают друг друга, сталкиваются и иногда наблюдаются

даже поддвигание и сдваивание континентальной коры

(например, поддвигание Индо-Австралийской плиты под

Гималаи и Тибет). В эту стадию можно видеть развитие

разных типов орогена столкновения: гималайский —

пассивная окраина поддвигается под активную (в «нахлестку»)

и кавказский — две мегаплиты активными окраинами

наползают («задавливают») на третью плиту с океанической

корой.

Судя по времени закрытия палео-Азиатского океана и

образованию Урало-Мон-гольского складчатого пояса,

конечные стадии орогенического цикла имеют

продолжительность того же порядка 150 – 300 млн. лет, т. е.

118

орогенический цикл в целом может продолжаться 300 – 400

млн. лет. Тихий же океан, учитывая возраст процессов

рифтогенеза на окраине Канадского щита, существует по

крайней мере 800 млн. лет.

Тектонические обстановки формирования и

размещения м-ний полезных ископаемых: предрифтовые и

рифтовые, 2) пассивно-окраинные, 3) океанические, 4)

тектонические субдукционные, 5) коллизионные и 6) зоны

трансформных разломов.

Предрифтовые и рифтовые тектонические обстановки

характерны для срединных частей континентов с

континентальной корой значительной мощности. Эти

обстановки связаны с внутриплитными процессами ТМА,

затрагивающими орогены завершенного развития и

континентальную кору, сформированные в предшествующий

орогенический цикл. Предрифтовые и рифтовые

тектонические обстановки создаются в соответствующие

стадии орогенического цикла. Для них характерно то, что они

вызываются расколом (в предрифтовую стадию),

раздвижением частей континентальной мегаплиты в рифтовую

стадию и подъемом мантийного астеносферного вещества по

разломам литосферной мегаплиты.

К предрифтовым зонам относят интрузивные, реже

эксплозивные и вулканические проявления вдоль отдельных

чаще скрытых внутрикоровых, видимо, сквозь-литосферных

разломов. Последние могут быть унаследованными по

трансформным разрывам и шовным зонам, т. е. тоже по

сквозь-литосферным структурам. Причины появления таких

расколов литосферных мегаплит еще не выяснены. Возможно,

они порождены изломами мегаплит при их значительных

перемещениях. Магматическое астеносферное вещество,

поднимаясь в континентальную земную кору по расколам,

подвергается в той или иной степени контаминации, в основном

– ощелачиванию. В результате возникает ряд от эксплозивных

трубок кимберлитов через кольцевые щелочно-ультрабазитовые

119

интрузии и карбонатитовые лавы до крупных

лополитообразных нефелиновых сиенитов и, возможно,  до

кольцеобразных интрузий щелочных гранитов.

Проявления ТМА на платформах перечисленных

разнообразных по составу интрузий и связанных с ними

комплексов полезных ископаемых, довольно хорошо изучены

до развития идей геодинамики. Тектоника литосферных плит

вносит уточнения в глубины заложения магмоподводящих

разломов и источника магматических расплавов.

В предрифтовых условиях образуются зоны

кимберлитовых трубок и даек, часть из которых алмазоносна,

зоны щелочно-ультрабазитовых интрузий с карбонатитами,

содержащими специфические карбонатитовые м-ния (апатит-

магнетитовые с вермикулитом и др.) ниобиевые и тантало-

ниобиевые с редкими землями, ураном, торием и иногда

молибденом и медью, крупные лополитообразные интрузии

нефелиновых сиенитов с магматическими м-ниями апатита,

нефелина и сопровождающих их компонентов (редкие земли,

стронций и др.), и, наконец,  зоны интрузий часто кольцевых

кислых эффузивов и щелочных гранитов с оловом и редкими

металлами.

Ал м аз о но сны е и кимбер л итовые трубки, реже 

дайки известны на многих платформах и кристаллических

щитах. Алмазоносные кимберлитовые трубки мелового и

юрского возраста широко распространены в Южной Африке

(там есть и трубки протерозойского возраста). К

позднепалеозойским относятся алмазоносные кимберлиты

Сибири.

Предположительно алмазоносные кимберлиты формируются

там, где расколы земной коры и внедряющееся астеносферное

вещество пересекают древние шовные зоны в фундаменте —

следы столкновения древних плит и пластин.

Кольцевые щелочно-ульт р а баз и тов ые и н тр у з и и

с к а р б о н а т и т а м и широко распространены на континентах.

Интрузии внедрялись в несколько фаз с эволюцией состава от

120