Б.А. Соколов, В.И. Старостин
Красивые теории, как и красивые женщины, могут оказаться неверными.
(А.Б. Кондратьев. Природа, 1997, №6, с. 120)
 Введение
Одной из удивительных особенностей геологической науки является автономное развитие вот уже более 100 лет двух ее, казалось бы, взаимосвязанных ветвей - рудной и нефтегазовой. Оперируя одной и той же или близкой по смыслу специальной терминологией (бассейны, стадии, растворы-флюиды, температуры, давления, рН и Eh среды, законы фильтрации), а также исследуя объекты, расположенные часто в пределах одних и тех же региональных структур, геологи-рудники и геологи-нефтяники тем не менее шли своими обособленными путями.
Достижения наук о Земле, особенно во второй половине XX века, настолько расширили наши представления о процессах концентрации и рассеивания минеральных веществ в земной коре, что стало очевидным единство многих фундаментальных законов, контролирующих генерацию, миграцию и аккумуляцию промышленных объектов металлического, неметаллического и углеводородного сырья.
История развития взглядов на рудо- и нефтеобразование
Более 90% фундаментальных научных достижений приходится на вторую половину нашего столетия. Одним из обстоятельных примеров анализа развития учения о рудных месторождениях является последняя книга академика В.И. Смирнова <Плутонизм и нептунизм ...> (1987). Подробно эти же вопросы рассматривались А.М. Сечевицей (1976). Применительно к нефти и газу следует отметить работы И.О. Брода (1965), Н.Б.Вассоевича (1967) и ряда других. В них на основании новых материалов исследована эволюция представлений о природе процессов, приводящих к появлению крупных скоплений минерального вещества.
Осмысливание особенностей истории развития взглядов пройденного и разработка новых гипотез, концепций и парадигм - несущая потребность любой науки, в том числе такой фундаментальной, как геология. Итоговые обобщения возникают обычно в двух случаях: при появлении принципиально новых фактических данных, которые следует увязать как между собой, так и с опытом прошлого, или в связи с такими рубежами, как окончание столетия или юбилеем отдельных корифеев науки.
Сейчас, на пороге XXI века, опять появилась потребность осознать результаты развития различных разделов геологических наук, что мы и собираемся сделать в сравнительном плане применительно к направлениям, связанным с рудными и нефтегазовыми полезными ископаемыми. Эти два направления обособились в важные разделы геологии и в силу своего огромного экономического значения превратились в фундаментальные <учение о нефти> и <учение о рудах>.
Возникновение геологии полезных ископаемых приходится на вторую половину XVIII века и связано, в первую очередь, с такими именами, как М.В. Ломоносов (1750, 1763) и Д. Геттон (1795). Уже эти ученые высказывали идеи об общности механизмов рудо- и нефтеобразования, связанных с взаимодействием эндогенных (<жар Земли>) и экзогенных сил и процессов.
Однако развитие взглядов на формирование и размещение рудных и углеводородных полезных ископаемых пошло по двум независимым и практически не пересекающимся путям. Это первый парадокс параллельности их развития, который обусловлен тремя обстоятельствами: различиями в физическом состоянии (флюидное - нефти и газа, твердое - у рудных полезных ископаемых); характером залегания, а также методическими приемами, используемыми при их разведке: (глубокое бурение и сейсморазведка на нефть и газ, геокартирование, мелкое бурение и горные выработки на рудные полезные ископаемые).
Еще один парадокс развития рассматриваемых разделов геологии связан с общностью развития науки, заключающийся в борьбе двух как бы взаимоисключающих, противостоящих друг другу подходов. В рудной геологии это борьба плутонистов и нептунистов, прекрасно описанная в книге В.И. Смирнова (1987). В геологии нефти и газа - это противоборство, так называемых, органиков и неоргаников (Вассоевич, 1986). Другими словами, как в рудной, так и нефтегазовой геологии стремление познать истину проходило в противопоставлении двух начал, в основе которых был положен примат или эндогенный энергии, или внешней - экзогенной.
Третий парадокс развития учений о нефти и рудах заключен в терминологической общности описания процессов рудо- и нефтеобразования, возникшей вне какой-либо зависимости друг от друга. Так, в рудном ряду используются такие понятия, как <рудный расплав>, <рудная магма>, <инфильтрационные растворы>, <магматический очаг>, <постмагматические и магматические флюиды>, <металлоносный очаг>, <газовожидкий раствор>, <магматическая сфера>, <рудосфера>.
В нефтегазовой геологии употребляются: <углеводородный раствор>, <углеводородные флюиды>, <очаг углеводородобразования>, <нефтегазовый очаг>, <углеводородная сфера>.
И в том, и в другом направлениях используются понятия <генерации полезного ископаемого>, его <миграция и аккумуляция>, <конденсация>, <пульсация>. Для характеристики процессов рудообразования и нефтегазообразования применяются одни и те же словосочетания: эти процессы полихронны, полигенны и полистадийны (Вассоевич, Смирнов), а также термины <многофакторность> и <многоликость>.
Все эти обстоятельства не случайны и свидетельствуют о генетической общности процессов, приводящих к созданию месторождений руд, нефти и газа.
Нельзя сказать, что вопрос об общности процессов рудо- и нефтеобразования в литературе не затрагивался. Его в 20-е годы XX-го столетия ставил И.В. Вернадский, в 1967 г. этот вопрос в большой статье рассматривал Г.П. Поспелов, который проследил структурноморфологические аномалии рудных и нефтегазовых месторождений. Более того, он впервые употребил для рудных флюидов понятие <флюидные динамические системы> (рис. 1, 2, 3, 4). О парагенетических связях писал В.Н. Холодов (1986). Обширная сводка по этому вопросу принадлежит Д.И. Горжевскому с соавторами (1990), содержащая достаточно подробную библиографию. К вопросу о родстве углеводородного и рудного образования пришли исследователи газовожидких включений в минералах различного генезиса. О этом писали Е.М. Захарова (1975), Ф.П. Мельников (1989) и др.
Понятие природного породного раствора или расплава (ППРР)
Сегодня можно утверждать, что рудо- и нефтеобразование - это единый закономерно развивающийся процесс, обусловленный объективными природными законами. С общефилософских позиций этот процесс протекает в определенном направлении и заключается: в переводе исходного твердого вещества, содержащего в рассеянном состоянии рудные и углеводородные компоненты, во флюидное состояние; в миграции этого природного породного раствора или расплава преимущественно вверх по разрезу из зон с высоким давлением с температурой в зоны с низким давлением и температурой; в последовательном выщелачивании полезного компонента, его концентрации (аккумуляция) в виде залежей и месторождений различных полезных ископаемых в определенной вертикальной последовательности, отвечающей условиям перехода конкретных рудных и углеводородных компонентов из рассеянного флюидного состояния в концентрированное твердое, жидкое или газовое. Весь этот процесс перевода вещества из рассеянного твердого состояния через промежуточный флюидный этап с последующей конденсацией в промышленные скопления есть не что иное, как механизм превращения хаоса (беспорядочное распределение) в космос (упорядоченное).
Идея общности механизма рудо- и нефтеобразования в последние годы получила убедительное подтверждение благодаря двум открытиям общего характера. Первое связано с признанием нелинейности развития отдельных природных процессов. Второе является иллюстрацией первого и заключается в установлении тектоно-петрологической расслоенности литосферы и верхней (возможно и средней) мантии, выражающейся в чередовании зон уплотнения и разуплотнения. Это открытие имеет чрезвычайно важное значение. Дело в том, что зона разуплотнения представляет собой вместилища ППРР. Флюиды, насыщающие разуплотненные зоны, при нагреве значительно повышают внутреннее давление и за счет этого увеличивают свой объем, т.е. стремятся расшириться. Это обстоятельство приводит к созданию своеобразной гидравлической подушки (мантийного диапира), приподнимающей вышележащие слои, а также их прорывающей.
В результате возникает неравновесная и неустойчивая система, позволяющая, с одной стороны, перемещаться отдельным блокам земных оболочек относительно друг друга в вертикальном и горизонтальном направлениях, а с другой - за счет прорыва флюидов (магматических, гидротермальных, углеводородных и т.д.) осуществлять тепломассоперенос из глубоких недр Земли в ее верхние горизонты и тем самым усиливать процесс конвективного прогрева.
Представление о ППРР зон разуплотнения дает возможность понять и объяснить такие широко распространенные явления, как сейсмичность, покровообразование, соляно-купольный и глиняный диапиризм, грязевой вулканизм, гидротермальная деятельность, а также гидротермальное рудообразование, ассоциированное с вулканической и магматической деятельностью, алмазоносные трубки взрыва. Этим же объясняется нефтегазообразование и общность данного процесса с процессом рудообразования. Различия связаны с тем, что нефтегазообразование идет при сравнительно низких (100-150(С) температурах на первых километрах глубины, а рудообразование связано с глубинами рудоносных очагов в десятки и сотни километров, где температура достигает многих сотен градусов.
Общепризнанной теории возникновения зон разуплотнения в земной коре в верхней мантии пока не существует. Наиболее популярна концепция дефлюидизации. При погружении и нарастании температуры происходит трансформация физических свойств минералов и горных пород. Одни минералы переходят в другие. При этом их наименее связанные компоненты вытесняются из структуры минералов. Другими словами, происходит потеря летучих компонентов, которые включают прежде всего воду, а также газы. Происходит, так называемая, дегидратация или дефлюидизация пород, за счет которой создаются зоны разуплотнения, насыщения растворами и расплавами. Новообразованные флюиды и, в первую очередь, вода, переходя из связанного состояния в свободную фазу, переводят в раствор не только легко растворимые соли, но и такие парообразующие минералы, как кварц, кальцит, алюмосиликаты и другие.
ППРР, соучаствующие в создании зон разуплотнения, возникают и при плавлении горных пород в условиях погружения на большие глубины в зоны высоких температур. Так, пласты каменной соли трансформируются в горизонты жидкой раппы, которая при дальнейшем прогреве приобретает высокую внутреннюю энергию и прорывает вышележащие слои, образуя соляные диапиры и купола. Примерами этого же явления могут служить магматические и вулканические купольные образования.
Применительно к нефти и газу все это позволяет сделать два основополагающих вывода. Первый - нефть и газ, объединяемые понятием углеводородного раствора (УВР), есть не что иное, как тривиальный вариант сравнительно низкотемпературной дефлюидизации осадочных пород, обогащенных органическим веществом (ОВ). Второй - саморазвитие осадочного бассейна, испытывающего интенсивное погружение, приводит к созданию мощной системы восходящих тепловых потоков, активизирующих процессы нефтегазообразования во всем бассейне. Чем интенсивнее прогибание, тем выше уровень реализации нефтегазоматеринского потенциала, накопленного данным бассейном (рис. 5).
Другими словами, реализация нефтегазома-теринского потенциала в осадочном бассейне напрямую зависит от условий его прогрева. Эти условия на первом этапе связаны с внешними тепловыми потоками, источником которых являются тепловые потоки, образующиеся за счет дефлюидизации мантийных диапиров, а на втором этапе основная роль принадлежит тепломассоносителям из нижних частей осадочного разреза нефтегазоносного бассейна.
Как уже отмечалось, погружение осадочных пород сопровождается возникновением флюидонасыщенных зон разуплотнения. В верхней части осадочного разреза флюиды представлены водно-углеводородными компонентами, в нижней - водно-углекислыми, эвапоритовыми, рудными. Под действием возрастающей с глубиной температуры флюиды разогреваются и внутрипластовое давление аномально увеличивается. Это приводит к тому, что периодически разогретые флюиды прорываются в более высокие части осадочного разреза. Мигрирующие вверх флюиды, в свою очередь, являются мощными тепломассоносителями. Они реализуют конвекционный механизм весьма значительного дополнительного прогрева вышележащих осадочных толщ, тем самым резко ускоряя их катагенетическое преобразование. Здесь имеет место взаимодействие двух разнонаправленных вещественно-энергетических потоков. Один из них связан с погружением и катагенетическим преобразованием пород и содержащегося в них ОВ-продуктов жизнедеятельности бактериосферы, а с другой - с подъемом конвективного теплового потока, осуществляющего тепломассоперенос из нижних частей бассейна к его поверхности.
Вместе с тем, здесь следует иметь в виду, что составной частью вертикальных флюидных потоков закономерно являются нефть и природный газ, генерируемые очагами углеводородообразования. Очаги представляют собой погруженные части нефтегазоматеринских отложений, попавшие в зоны нефте- и газообразования, имеющие температуры 100(С и больше.
Углеводородные потоки, поднимаясь по трещинам и порам вверх по разрезу, пересекают коллекторские горизонты, где температура и давление ниже соответствующих показателей в очагах генерации. Это приводит к насыщению данных горизонтов нефтью и газом. Если процесс погружения бассейна достаточно длителен, то в его разрезе появляется несколько уровней расположения очагов генерации, а над ними несколько этажей размещения залежей углеводородов.
Применительно к процессу рудообразования, дело обстоит сложнее. Это связано с процессами расплавления пород на больших глубинах, но принципиального различия, по-видимому, нет. Разогрев приводит к появлению астеносферы, мантийных диапиров, очагов магматизма и вулканизма, которые под высоким давлением прорывают земную кору и попадают путем многоступенчатой сепаратизации в верхние слои литосферы, где они в условиях низкой температуры и давления образуют рудные скопления.
Таким образом, земная кора и мантия представляют собой многоэтажную суперсистему сложного строения и обмена тепловой энергией. В этой системе имеет место перевод пород из твердого состояния в расплав-раствор.
Под влиянием возрастающего внутреннего давления ППРР флюиды прорываются вверх, осуществляя вертикальную миграцию насыщенных полезными компонентами рудных или углеводородных растворов. Эти растворы, попадая в зоны более низких температур и давлений, последовательно теряют те или иные полезные компоненты, осуществляя тем самым ступенчатую конденсацию руд, нефти и газа.
Еще одно следствие из теории ППРР заключается в том, что можно говорить о возникновении нового направления геологической науки - флюидодинамической геологии месторождений рудных и нефтегазовых полезных ископаемых. XX век разрешил и еще одну фундаментальную проблему - роль экзогенных и эндогенных факторов в рудо- и нефтеобразовании. В природе существует вся гамма переходов от чисто эндогенных систем к экзогенным. Намечена иерархическая связь глобальных, региональных и локальных факторов, влиявших на разномасштабные процессы концентрации минерального вещества.
Подводя итоги уходящего ХХ века, можно утверждать, что одним из важнейших результатов в области геологии полезных ископаемых может служить разработка единой теории рудо- и нефтеобразования.
Флюидодинамические системы (ФДС)
Глобальные факторы, определившие большое разнообразие флюидодинамических систем, обусловлены процессами, протекающими в верхней мантии и нижних горизонтах земной коры. Выделяются тектонически активные зоны и области, где отмечается аномально высокий тепловой поток и выход мантийного материала в поверхностные части коры (срединно-океанические хребты, зоны субдукции, рифтовые системы, активные границы литосферных плит), и стабильные платформы. Для последних характерны медленные и длительные (до 300-1500 млн. лет) поднятия и погружения коры (Е.В. Артюшков, 1993). Прогибания вызваны уплотнением нижней коры за счет фазового перехода габбро в гранатовые гранулиты. Поднятия происходят при попадании в структурные ловушки в подошве литосферы аномальной магмы, из которой выплавляются дополнительные порции бальзатов.
Наиболее мощно процессы массопереноса во флюидных потоках осуществляются в зонах долгоживущих глубинных разломов, маркирующих борта региональных континентальных прогибов и поднятий и рифтогенных структур. В последние годы выявляется все большая роль флюидных систем в образовании и преобразовании земной коры и локализации в ее пределах разнообразных типов полезных ископаемых. Области функционирования таких систем образуют сферические зоны в составе земной коры, различающиеся по термодинамическим параметрам. Наиболее продуктивна верхняя флюидосфера, которую часто называют рудосферой, имеющая мощность 5-10 км. Именно в ней сконцентрировано более 90% всех типов и видов полезных ископаемых.
В непрерывных геологических структурных комплексах рудо- и нефтегазоносные образования занимают дискретное, вполне закономерное положение. Они являются структурно-вещественными аномалиями, возникающими при следующих условиях:
активное участие минерализованных флюидных фаз в структурообразующих процессах;
существование оптимального режима деформирования (скорость деформирования 10-10 - 100 с-1, девиатор напряжений 30-60 Мпа, общие РТ-условия: Р=0, 1-50 Мпа, Т=10-5000С) в течение короткого приода времени (103-105 лет);
возникновение и развитие флюидных систем и локализация в них месторождений, которая сопровождается широкой гаммой динамических эффектов (сейсмоэлектрических, сейсмомагнитных, термоакустических, вибромиграционных и др.);
наличие высокоградиентного поля напряжений, которое направляет, фокусирует флюидные минерализованные потоки и создает геодинамические барьеры рудоотложения.
Чем ближе к дневной поверхности, тем более высока скорость формирования продуктивных структур, тем короче жизнь структурообразующих систем, тем выше девиатор напряжений и ниже общие РТ-условия. По мере перехода от мезозональных к эпизональным уровням структурообразования возрастает роль хрупких деформаций, а пластические деформации осуществляются с помощью особого механизма - гидропластического течения.
Рудо- и нефтегазоносные структуры, более чем какой-либо другой параметр геологической системы, участвуют в процессе перемещения и отложения минерального вещества. Их формирование сопряжено во времени и пространстве с анизотропной высокоградиентной системой массопереноса флюидных компонентов в тектонически активных зонах и центрах (рудно-магматических, вулканогенно-рудных, гидротермальной деятельности, очагах нефтегазообразования в осадочных бассейнах и т.д.), где сопряженно развиваются тектонические деформации, формируется минерализованная флюидная система и активно проявляются динамические эффекты.
Скорость деформирования пропорциональна величине девиаторного напряжения и связана с наличием или отсутствием флюидной фазы. В процессе деформирования создается система флюидопроводников. Наличие высокого градиента давления способствует повышению скорости фильтрации (вынужденная конвекция).
Таким образом, важнейшими условиями возникновения эндогенных месторождений являются: проницаемость среды, наличие термальной флюидной фазы, существование анизотропного поля напряжений и высокий градиент падения главных тангенциальных напряжений. В полной мере такие условия реализуются в обстановке регионального сжатия, при сдвиговых деформациях. Области растяжения являются локальными зонами, где происходит падение напряжений и разгрузка минерального вещества. Продуктивные структурные парагенезисы формируются при участии интенсивных динамических эффектов, которые проявляются только в жестких контактных системах при наличии прочных связей, в зонах сжатия и уплотнения.
Гидравлическая (диапировая) геодинамика
Роль флюидных систем в структурообразовании настолько велика, что выделилось специальное направление в геологии - гидравлическая (диапировая) тектоника (геодинамика). Она рассматривает формы, пространственное положение и происхождение структурных парагенезисов, объединяющих пластические и хрупкие деформационные элементы, которые возникли под воздействием давления на горные породы жидкости, газа, магматического расплава или их смесей (Старостин, Иванчук, Сандомирский, 1979).
Миграция минерализованных растворов в толщах пород контролируется общими и локальными полями напряжений, которые создают на отдельных участках избыточное давление поровой жидкости, что ведет к двустадийной деформации. В течение первой стадии происходит расширение трещин, расположенных под небольшим углом к направлению давления, и закрытие разрывов, ориентированных перпендикулярно. Во вторую стадию продолжают расширяться и удлиняться отдельные трещины по благоприятным направлениям и закрывается масса сопутствующих им мелких нарушений.
Гидравлические структуры широко распространены на месторождениях эндогенных руд, в частности, на месторождениях типа Миссисипийской долины, на вулканогенно-осадочных колчеданно-полиметаллических месторождениях в областях сжатия и растяжения и на медно-порфировых месторождениях.
На колчеданных месторождениях Рудного Алтая к таким структурам приурочены кварц-карбонат-барит-полиметаллические рудные тела, для каждого из которых характерны автономная минеральная, геохимическая и петрофизическая зональности. Состав залежей формировался за счет ремобилизации и переотложения компонентов ранних руд и, частично, за счет привнесенных из более глубинных источников.
Важная роль в перераспределении и отложении рудного вещества принадлежит гидравлическим процессам, она заключается в реализации благоприятного сочетания тектонофизических и гидродинамических явлений, приведших на ранних стадиях к возникновению магистральных трещин гидроразрывов и флюидных камер, а на поздних - к формированию в этих камерах полистадийных рудных тел. Данные структуры выполняют роль концентратов оруденения.
Причиной и стартовым моментом начала функционирования процессов гидравлической тектоники, наиболее вероятно, служили вертикальные тектонические движения и сопряженные с ними сдвиговые деформации. Они являются важнейшим компонентом единого цикла создания и деструкции земной коры. Особенно энергично подобные движения происходят в орогенных областях. Быстрый подъем огромных масс горных пород и их разрушение в горных сооружениях вызывает в приповерхностной зоне явления литостатической разгрузки. Скорости подъема блоков пород, согласно современным измерениям в Скандинавии, на Кавказе и в других регионах, по данным Н.И. Николаева (1988), П.Н. Николаева (1978) и В.К. Кучая (1983), колеблются в широких пределах: от 0,1 до 1-2 и даже более 10 мм/год.
Из анализа литературных данных и расчетов, выполненных А.А. Пэком (1990), следует, что длительность орогенного этапа в орогенных областях составляет 30-40 млн. лет, скорости подъема варьируют в пределах 0,07-4,5 мм/год, составляя в среднем около 1 мм/год. Амплитуды подъема достигают нескольких десятков километров.
В орогенных областях сопряженно развиваются два процесса: подъем к поверхности тектонически напряженных блоков пород и формирование вдавленных блоков (рамповые грабены). В первом случае происходит не только общее падение напряжения, но и более быстрое сокращение вертикальной составляющей тензора напряжений, возникает девиатор напряжений с вертикально направленными растягивающими усилиями. В результате мы имеем деформацию вертикального сдвигания при дополнительном горизонтальном сжатии. Это приводит к образованию трещин: горизонтальных - отрыва и сколовых - под различными углами к поверхности. По мере подъема массива и релаксации напряжения система <разваливается>: в поднятых блоках трещины отрыва становятся сначала наклонными, а затем вертикальными.
Во втором случае имеет место зонный орогенез (по В.К. Кучаю). В литосфере орогенов формируются астенолинзы. Под хребтами-поднятиями давление на астенолинзы больше, чем в соседних депрессиях. Вещество линз перетекает из поднятий в кору депрессий. Гранитные и базальтовые литопластины (а только они передают горизонтальное сжатие) под поднятиями более мощные, чем под депрессиями. На границах этих структур сплющиваются и утолщаются края литопластин, в результате здесь имеют место аномально высокие скорости движения. Происходит процесс приращения поднятий за счет предгорий.
Деформационные процессы в коре орогенов наиболее удачно можно объяснить с позиции модели всестороннего сжатия, разработанной В.К. Кучаем. Во вдавленных блоках на границах поднятий и депрессий накапливается большая плотность упругой энергии. В перенапряженных породах в результате всестороннего сжатия при образовании поверхности разрыва начинается процесс самопроизвольного хрупкого разрушения. Из самых общих представлений теории поля следует, что в перенапряженных сжатием породах достаточно возникновения незначительных добавочных девиаторных напряжений, чтобы осуществился переход энергии объемной деформации в энергию изменений формы или переход потенциальной энергии в кинетическую. Формируется очаг множества лавинообразно развивающихся хрупких трещин. Положение таких очагов совпадает с позицией центров разномасштабных землетрясений. Чем более прочные и упругие комплексы пород, чем больше их объем, и чем больше в них накопилось упругой энергии, тем более значительные массы пород будут брекчированы. Вертикальный диапазон образования таких брекчий в зависимости от конкретных геологических условий в орогенах колеблется от 5 до 25-30 км.
Подобные представления согласуются с геологическими данными. Находят объяснение образование мощных тел и зон объемных брекчий с <висячими>, без признаков смещения, обломками и разрушение прежде всего наиболее прочных, упругих, малопористых пород на плутоногенных гидротермальных, скарновых, меднопорфировых, некоторых магматогенных и других эндогенных классах и типах месторождений.
Высказанные нами представления несколько дополняют идею о тектоно-кессонном геодинамическом эффекте, развиваемую П.М. Горяиновым и И.В. Давиденко (1979). Они объясняют все многообразие не только брекчиевых образований, но и бескорневых тел гранитов, пегматитов явлениями либо резкого, либо постепенного падения давления при подъеме блоков пород к поверхности. Вероятно, этот механизм образования геологических структур и деформации пород существует, но он не универсален и ограничен масштабами скоростей подъема, физико-механическими свойствами пород, типами и интенсивностями региональных полей напряжения и рядом других менее значимых факторов.
Таким образом, на границах вдавленных и поднимающихся блоков пород в упругоперенапряженных зонах с большим запасом энергии на глубинах 5-25 км формируются тела брекчий. В приповерхностных зонах при условии быстрого вертикального подъема тектонических блоков протекают процессы релаксации упругих напряжений, возникает анизотропное поле напряжений и формируется структурный парагенезис литостатической разгрузки (рис. 6). Он представлен горизонтальными трещинами отрыва, двумя системами трещин скола, чешуйчатыми кулисными отрывами, изогнутыми, дугообразными разрывами, которые оконтуривают удлиненные будинообразные блоки пород. Особенности этих дизъюнктивов - их полная сопряженность, отсутствие смещений, перетертого милонитового материала, следов участия флюидной фазы. Такие разрывы рассекают без смещения самые разнообразные породы вне зависимости от литологии и текстурно-структурных особенностей слагающих поднятый блок магматических, метаморфических и осадочных комплексов.
Эндогенные рудно-магматические системы
Системы этого типа распространены во всех глобальных структурах земной коры. Среди них наиболее изученными и уникальными по масштабам накопления рудного вещества выделяются: гипербазито-базитовые медно-никелевые, гранитоидные полиэтапные оловорудные, кимберлитовые и лампроитовые алмазоносные, базальтоидные субмаринные колчеданные и ряд других (рис. 7, 8).
Гипербазит-базитовые медно-никелевые системы. К этому типу относятся крупнейшие в мире рудные узлы, ассоциированные с расслоенными ультраосновными - основными комплексами (Садбери в Канаде, Бушвельд в Южной Африке, Норильск на Северо-Западе Сибирской платформы и др.). Все они приурочены к региональным глубинным разломам, ограничивающим крупные стабильные жесткие мегаблоки земной коры; развиваются на коре континентального типа; масштабы оруденения коррелируются со степенью дифференциации мантийных расплавов; процессы формирования рудоносных плутонов протекают в обстановке растяжения и с высокой скоростью; рудные районы характеризуются полиэтапностью развития и многоярусностью строения.
Норильская рудно-магматическая система, изученная О.А. Дюжиковым, В.В. Дистлером и др. (1986), приурочена к Приенисейскому мегаблоку, ограниченному крупнейшими мезозойскими внутриконтинентальными рифтами Земли - Енисейско-Хатангским и Западно-Сибирским. Главной магморудноконтролирующей структурой района служит Норильско-Хараелахский глубинный разлом (рис. 9).
Рудно-магматическая система формировалась в процессе миграции гипербазит-базитового расплава в южном направлении на расстояние в десятки - первые сотни километров. Вкрапленные и массивные руды приурочены к полнодифференцированным сульфидным гипербазит-базитовыми интрузивам, локализованным в подошве платформенного чехла.
Вулканогенно-рудные системы
Вулканогенно-рудные системы (центры) представляют собой долгоживущие (миллионы - десятки млн. лет) обычно изометричные в плане (диаметр 1-10 км) участки магматической и металлогенической активности (Яковлев, Авдонин, Старостин, 1986). По вертикали оруденение распространено до глубин 10-12 км. Выделяются два типа рудно-магматических центров: вулканический открытый и глубинный магматический закрытый.
Вулканические открытые системы представлены тремя подтипами: молибденпорфировым, колчеданным субмаринным и карбонатитовым (рис. 7).
Медно-молибденпорфировые вулканические и вулкано-плутонические системы обычно располагаются в пределах вулкано-плутонических дуг активных окраин континентов (Митчелл, Гарсон, 1984). Они пространственно и генетически связаны с гипабиссальными интрузиями монцонитового, диоритового и гранодиоритового составов. В глубинных частях систем развита собственно медномолибденовая минерализация. В слабоэродированных структурах сохранились и верхние вулканические (жерла, некки, кальдеры) элементы магматических систем с присущими им проявлениями ртути, свинца, цинка и редких земель. Примерами таких систем могут служить рудные районы в западной части синклинория Янцзы (Китай). Одно из них - Туншанькоу, детально изученное Чжэн Ланьчжэ (1995), относится к медно-молибденпорфировому типу. Здесь рудные тела приурочены к эндо- и экзоконтактам юрско-мелового склоняющегося в восточном направлении штока гранодиоритпорфирового и кварц-монцонитового состава, прорывающего толщу триасовых карбонатных пород (доломитов, известняков, мраморов).
Особенностью формирования месторождения является тесное сочетание скарновых и высокотемпературных плутоногенных гидротермальных процессов. В эндоконтактах штока преобладает медно-порфировое, а в экзоконтактах - типичное медное магнезиально-скарново-жильное оруденение. Основная масса руд образует почти сплошное тело в форме усеченного конуса на контакте интрузивных пород с доломитовыми мраморами. Кроме того, внутри штока выделяются многочисленные мелкие линзо-, пласто- и штокообразные тела вкрапленных медных и молибденовых руд, а во вмещающих мраморах - как метасоматические залежи, так и одельные жилы и жильные штокверковые зоны.
В истории формирования месторождения выделяются два главных этапа - прототектонический и постмагматический. С первым этапом связано внедрение интрузивного комплекса в Яншаньскую эпоху (153 -127 млн. лет) в триасовые отложения, испытавшие четыре фазы складчатости, образование прототектонических структур внутри интрузивного штока и сопутствующих дизъюнктивов во вмещающих мраморах. Второй этап протекал в режиме литостатической разгрузки, сопровождался полистадийной флюидной постмагматической деятельностью и формированием метасоматической зональности (филлизититовые кварц-серицитовые и пропилитовые зоны) и рудообразованием.
Установлен отчетливый структурно-петрофизический контроль оруденения. Ведущую роль в формировании рудовмещающего структурного парагенезиса играли две резко контрастные по физико-механическим свойствам группы пород: карбонатная (доломиты, известняки, мраморы) и интрузивная (диориты, гранодиориты, кварцевые монцониты и др.). Для карбонатной группы характерны повышенные упруго-прочностные свойства (Е=7,15х104 Мпа, Тв = 163 НВ, ( = 435 К, Кпк = 0,73) по сравнению с породами интрузивной группы (Е = 5,8х104 Мпа, Тв = 135 НВ, ( = 403 К, Кпк = 0,20). Это различие привело к возникновению на границе таких контрастных петрофизических сред трещинно-брекчиевых зон, контролировавших движение рудоносных флюидных потоков. В свою очередь, эти потоки энергично метасоматически перерабатывали как интрузивные, так и осадочные породы. В результате формировались оруденелые блоки, отличающиеся от вмещающих слабоминерализованных пород повышенной плотностью и упругостью (Е = 7,25х104 Мпа, ( = 438 К, Кпк = -0,83). На всех стадиях рудного процесса они были весьма хрупкими (Тв = 115 НВ) и неоднородными (коэфициент неоднородности Кн = 0,28) образованиями.
Практически все рудные тела локализованы в пределах зоны, оконтуренной изолиниями 150 НВ. Для руд характерны минимальные значения твердости (115 НВ) и максимально высокие температуры Дебая (438 К), величины модуля упругости (Е = 7,25х 104 Мпа) и Кпк (-0,83).
Проведенное исследование позволило установить сложную полигенную и полихронную природу месторождения Туншанькоу. Оно формировалось в обстановке воздымающихся орогенических движений в раннемеловую эпоху. Внедрение гранодиоритовой магмы в триасовые карбонатные толщи происходило в региональном поле напряжений, характеризующихся субмеридиональным сжатием и широтным растяжением. Выделены два основных этапа формирования месторождения. В ранний прототектонический этап действовал механизм поперечного изгибания при вертикальной ориентировке оси (3. В этот этап происходили высокотемпературные метасоматические измененения: калишпатизация, ороговикование, раннее сканирование.
Образовались небольшие тела вкрапленных молибденитовых руд. Наиболее интенсивно рудообразование протекало во второй постинтрузивный этап. В это время начал действовать механизм литостатической разгрузки, произошла переориентировка поля напряжений. Наибольшее растяжение отчетливо стало действовать в субвертикальном направлении. Возникли пологие трещины отрыва и сопряженные с ними трещины скалывания. Активно функционировала гидротермальная система, контролировавшаяся меридиональными контактами гранодиоритового штока. Образовались главные порфировые (в эндоконтакте) и скарновые (в экзоконтакте) рудные тела.
В металлогенической провинции средней и нижней части бассейна реки Янцзы перспективными на обнаружение медных и медномолибденовых месторождений сложного порфирово-скарнового типа являются меридиональные зоны тектонических нарушений, приподнятые блоки триасовых карбонатных пород (горст-антиклинали), западные и восточные контакты интрузивных штоков, участки хрупких метасоматически переработанных как интрузивных, так и осадочных пород.
В связи с тем, что образование месторождений протекало в открытых структурах растяжения промышленный интерес представляют и глубинные корневые части рудно-магматических систем. Не вскрытые эрозией интрузии, их верхний чехол из карбонатных пород перспективен на скарновое медное оруденение.
Колчеданоносные субмаринные системы образовывались непрерывно в течение всей геологической истории, начиная с раннего архея и кончая современным колчеданным рудогенезом. Их ормирование протекало всегда в условиях растяжения. Установлено четыре основные региональные геотектонические обстановки колчеданообразования: островодужная, спрединговая (срединно-океанические хребты), тыловодужная и глубинно-разломная (трансформные системы разломов) (Старостин, Дергачев, 1989). Промышленное оруденение ассоциируется с субмаринной в разной степени дифференцированной липарит-базальтовой формацией.
Мощность и глубинное строение земной коры (неоднородность, расчлененность, магмонасыщенность, соотношение различных геолого-плотностных слоев) определяют особенности формирования магматических очагов, эволюцию вулканизма, петрохимические черты рудоносных комплексов и, в конечном итоге, состав руд месторождений. Кислые члены дифференцированных формаций, образующиеся в результате деятельности синхронных или последовательных периферических очагов разных уровней, более автономны, разнообразны по фациальному составу, представлены обычно локальными вулкано-тектоническими структурами, контролирующими рудные залежи. Неоднородность земной коры, определяющая продолжительность, характер развития вулканических очагов, миграцию вулканизма, в значительной степени обусловливает металлогеническую зональность палеовулканических провинций.
Рудоносные вулкано-тектонические структуры центрального типа весьма характерны для обширной группы месторождений руд цветных и благородных металлов. При этом наибольшее число рудных объектов приурочено к длительно развивающимся многостадийным магматическим центрам, которые, в зависимости от особенностей вулканизма, истории тектонического развития и эрозионного среза, могут быть представлены поверхностной, суб- и гиповулканической зонами.
Ведущий деформационный механизм на различных этапах формирования подобных центров - поперечный изгиб. На его реализацию в конкретных условиях оказывает влияние большое разнообразие геодинамических режимов. Последние обусловлены как формами и размерами отдельных перемещающихся геологических тел, так и сочетаниями их в пространстве. Наиболее простым и многократно исследованным случаем является поле напряжений, существующее в окрестностях круглого жесткого штампа, перемещающегося в вертикальном направлении в однородной среде. Аналоги подобных образований в длительно развивающихся центрах - это отдельные магмовыводящие каналы, экструзивные, субвулканические и гиповулканические тела, гидравлические купола, блоковые складки и другие структурные формы. Примерами подобных центров могут служить медноколчеданные центры в Казахстане: Зырьяновский (Малеевские структуры), Лениногорский (Риддер-Сокольные структуры), Майкаинский; в Болгарии - Челопечский.
Исследования последних 10-15 лет показали, что на протяжении длительной истории образования и преобразования центров колчеданного оруденения активную роль в ремобилизации, переносе и отложении рудного вещества, а также формировании собственно рудолокализующих структур играли процессы гидравлической тектоники (рис. 10, 11). Под их воздействием возникали: 1) грушеобразные в разрезе тела с раздувом в верхней части и тонким проводником в нижней; 2) серии рудных жил, приуроченных к крупным трещинам, сопутствующим конседиментационные разломы; 3) рудные тела, имеющие вертикальное зональное строение. В направлении сверху вниз выделяются зоны: актинолит-тремолит-хлорит-барит-полиметаллические, медноколче-данная и серноколчеданная; 4) полистадийные брекчии; 5) в верхней части рудных тел реликаты газовых пузырей и участки с высокой пористостью; 6) рудные брекчии с обломками пород, развитых на более низких стратиграфических горизонтах; 7) автономная геохимическая и петрофизическая зональность, характерная для каждой гидравлической залежи.
Карбонатитовые рудо-магматические системы. Этот тип систем характерен для платформенных областей и ассоциирован с глубинными полистадийными гипербазитовыми комплексами (рис. 7).
Рудоносные массивы обычно формируются в течение 10-100 млн. лет в два этапа: раннемагматический и позднемагматический. Первый этап разделяется на четыре стадии: гипербазитовую (дуниты, перидотиты), щелочную гипербазитовую (щелочные пироксениты, биотитовые перидотиты); ийолит-мельтейгитовую и нефелиновых сиенитов. Позднемагматический или собственно карбонатитовый этап также разделяется на четыре стадии: кальцитовую, магнезиокальцитовую, доломит-кальцитовую и доломит-анкеритовую. Установлена четкая последовательность минералообразования: кальцит - доломит - анкерит. Наиболее распространенными формами карбонатитовых тел являются системы конических жил, падающих как у центру массива, так и от него; радиальные дайки; линейные жильные зоны и крутопадающие линзовидные штокверки.
Латеральная зональность строения карбонатитовых массивов представлена двумя типами: центростремительным, когда в центре массива располагаются наиболее молодые фации пород; центробежным, характеризующимся обратными соотношениями. С описываемыми интрузивными комплексами связаны ореолы экзо- и эндоконтактового метасоматоза. В экзоконтактах развивается фенитизация, представленная вторичными выделениями ортоклаза, альбита и эгирина, а в эндоконтактах - образованием разнообразных минеральных ассоциаций: нефелин-пироксеновых, пироксен-флогопитовых и пироксен-амфиболовых.
Согласно данным Л.С. Бородина, выделяются четыре петрологические группы карбонатитовых систем:
магматическая (мантийная щелочная ультраосновная и базальтовая). С ней связаны силикатные породы - дифференциаты мантийных магм: дуниты, пироксениты, ийолиты, мельтейгиты и др.;
флюидно-магматическая (комплексная мантийно-коровая);
флюидно-карбонатитовая;
флюидно-анатектическая (мантийно-коровая, нефелин-сиенитовая карбонатитовая).
Флюидно-магматические системы являются закрытыми, что определяет значительные масштабы фенитизации вмещающих пород. В описываемых системах отчетливо выделяются три фации глубинности: поверхностная, гипабиссальная и абиссальная.
Поверхностная (0-0,5 км) состоит из вулканического конуса и обычно безрудная. В ее составе широко представлены щелочно-углекислые и кальциево-углекислые лавы.
Гипабиссальная (субвулканическая и плутоническая) (0,5-6,0 км) зона приурочена к средним частям вулкано-плутоническах массивов. В ее пределах развиты оливиниты, мелилитовые и монтичеллитовые породы и карбонатитоиды. Карбонатиты слагают до 10% разреза. Их тела имеют сечение 3-4 км2. Здесь располагаются месторождения: апатит-магнетитовые, перовскит-магнетитовые, флогопито-вые и редкометальные.
Абиссальная (плутоническая) (5-6 - 12 км) зона представлена пироксеновыми породами и значительными объемами карбонатитов (до 90% среза) всех стадий. С ними ассоциирует редкометальное (гат-четтолитовое, пирохлоровое, колумбитовое, паризит-бастнезитовое и монацитовое), перовскит-титаномагнетитовое и апатит-форстерит-магнетитовое оруденение.
Рудно-магматические гранитоидные коровые закрытые системы
Эти системы развиваются на коре континентального типа и формируют тесно взаимосвязанные узлы плутоногенных гидротермальных, грейзеновых и скарновых месторождений.
Яркими примерами таких систем могут служить оловорудная гранитоидная рудно-магматическая система Приморья (Россия) и Тырны-Аузский редкометальный центр на Северном Кавказе (Россия).
Приморская оловорудная система, изученная И.Н.Томсоном, 0.П. Поляковой и В.П.Полоховым (1986), развивалась на континентальной коре и типична для мезозоид Приморья. Ее особенностями являются многоярусное строение и длительное (от верхнего мела до эоцена) развитие. Выделяют три яруса: 1) нижний - верхний мел, грейзенизированные граниты, штокверковые руды; 2) средний - верхний мел - палеоцен, в песчано-сланцевой толще биотитовые роговики и многосульфидные жилы с оловом, серебром и золотом; 3) верхний - эоценовые кварц-хлорит-сульфидные с золотом и серебром жилы в вулканитах основного состава (рис.12).
Тырны-Аузский редкометальный центр формировался в позднеальпийские эпохи тектоно-магматической активизации, с олигоцена до антропогена. Рудоконтролирующие структуры развивались синхронно с проявлением процессов магматизма и метасоматизма в условиях переориентации направлений региональных субгоризонтальных сжимающих напряжений с северо-западного на меридиональное. На раннем этапе превалировали локальные сдвиговые перемещения клиновидных блоков пород в широтном и северо-западном направлениях. Для поздних этапов характерно вертикальное растяжение и частичные взбросо-сдвиговые деформации, обусловленные в приповерхностных частях разреза процессами литостатической разгрузки.
В результате вдоль основной структуры Тырны-Аузской зоны - Центрального разлома образовались кулисные тектонические пластины, перемещения которых создали сложную складчато-разрывную структуру, наиболее четко выраженную в северной части района. Здесь в приповерхностной части вертикальные системы разрывов сменяются покровно-надвиговыми структурами. Вкрапленное и прожилковое оруденение приурочено к узлам пересечения вертикальных рудоподводящих разломов с пологими веерными надвигами и обусловлено наличием петрофизических и геодинамических барьеров динамикой развития автономных гидротермальных систем.
Процессы магматизма и рудообразования контролировались дискретным прерывистым режимом литостатической разгрузки, в результате которого возникли разноэтапные структурные парагенезисы, магматические и руднометасоматические ассоциации. Для структурных парагенезисов каждого этапа характерно возникновение в глубинных частях разреза систем диагональных сколов, а в приповерхностных - чешуйчатых надвигов, взбросов, взбросо-сдвигов, горизонтальных отрывов, куполовидных поднятий структур излома, откольных отрывов и сопряженных с ними мелких дизъюнктивов.
В истории формирования рудного района выделяются три основных этапа, каждый из которых разделяется на ряд стадий: а) дорудный этап, сопровождаемый образованием контактовых роговиков и биметасоматических скарнов; б) этап вольфрам-молибденового оруденения, включающий последовательные стадии: послескарновых метасоматитов с молибдошеелитом, шеелитом и молибденитом; кварц-молибденитовых штокверков; фтор-гидросиликат-шеелитовой мирализации; в) редкометально-полиметаллический этап, состоящий из стадий: магнетит-пирротин-халькопиритовой, шеелит-флюоритовой с медно-висмутовой минерализацией, полиметаллической, сурьмяной и карбонатно-цеолитовой.
Расположенный в центре рудного района крупный Эльджуртинский гранитный массив парагенетически связан с рудными процессами третьего редкометально-полиметаллического этапа. Его формирование протекало в двух геодинамических режимах: раннемагматическом и постмагматическом. В течение первого сначала в обстановке вертикального сжатия и горизонтального растяжения внедрялись гранитоиды всех четырех фаз массива, и только на самых заключительных стадиях становления интрузива произошла смена поля напряжений: сжатие стало горизонтальным, а растяжение - вертикальным. В постмагматический период господствовали тектонические процессы литостатической разгрузки.
Рудообразующие флюиды, согласно данным изотопного состава сульфидов, имеют в основной массе мантийное происхождение. Процессы минералообразования в течение всех стадий протекали в широком температурном интервале с градиентом на участке Главного рудного тела до 150(С/км по вертикали и 100-150(С/0,1 км по горизонтали. Для каждой стадии характерно падение температуры к концу процесса: для скарнов - 650-380(С, для послескарновых метасоматитов - 500-200(С, кварц-молибденитовых жил - 400-180( и т.д. Отложение минералов и молибдена в главную продуктивную стадию происходило на фоне нейтрализации кислых минералообразующих растворов сильными основаниями при замещении скарнов поздними метасоматитами.
Постоянно воспроизводимое на новых гипсометрических уровнях палеотектоническое поле напряжений с отчетливой вертикальной ориентировкой растягивающих усилий создавало устойчивую геодинамическую систему с контрастными и значительными градиентами падения давления. Эта система стимулировала активное движение флюидных потоков вверх и частично по латерали.
Возникающую рудную зональность в самых общих чертах может объяснить следующая генетическая модель.
Общие орогенические движения, причиной которых могут быть неоген-четвертичные коллизионные процессы, привели к тектоническому расчленению на блоки и пластины всего субширотного орогенного пояса Северного и Центрального (Большого) Кавказа. На фоне регионального (III ранга) палеотектонического поля напряжений, представленного меридиональной субгоризонтальной ориентировкой (3, субширотной (также горизонтальной) (2 и наклонной (часто вертикальной) (1, происходили исключительно неравномерные вертикальные перемещения блоков пород. На границах воздымающихся и опускающихся массивов (по границе предгорий) на глубинах 15-20 км перемещались (возникали и исчезали) астеносферные линзы. На глубинах 4-8 км происходило горизонтальное перемещение литосферного вещества, создавалась обстановка дилатансионного растяжения, формировались вертикальные тектонические каналы (разломы, полости отслоения, открытые контакты интрузий и т.д.).
По геолого-структурным данным, определениям абсолютного возраста пород и метасоматитов и проведенным структурно-петрофизическам исследованиям Тырны-Аузское рудное поле развивалось как непрерывно воздымающаяся структура в течение по крайней мере 1,5 млн.лет - это диапазон возраста основных гранитоидных и риолитовых комплексов, с которыми прямо или косвенно ассоциированы процессы окварцевания и рудообразования. Одним из определяющих параметров, создавших современный облик месторождения, является скорость подъема блоков пород, а также пространственно-временная структура градиентов скоростей тектонических движений.
Именно закономерное различие в градиентах скоростей способствовало появлению единой гидротермально-магматической системы, фокусировало отдельные флюидные потоки и создавало уровни, поверхности и зоны пересыщенных рудными компонентами растворов. В связи с этим ритм подъема различных блоков пород способствовал постоянному поступлению в области разгрузки гидротерм новых объемов перенапряженных горных пород.
Крупные субвертикальные, широтные и северо-западные разломы обычно выполняли роль рудоподводящих структур, а системы горизонтальных трещин отрыва и узлов пересечения сопряженных трещин скола, расположенных горизонтально, являлись локализаторами оруденения. Именно в них возникали штокверково-вкрапленные залежи. За время активного развития орогенного процесса при средней скорости 5-10 мм/год за 1 млн. лет амплитуда подъема центральных блоков пород составила 5-10 км. Изучение динамики орогенных движений показало, что это исключительно неравномерный процесс. Фазы энергичных перемещений, составляющие десятки мм в год, сменяются периодами покоя, когда длительное время (тысячи, десятки тысяч лет) существенных перемещений не происходит. В районе Тырны-Ауза, судя по наличию многочисленных висячих террас, резковрезанных каньонов, угловатых форм рельефа и ряда других признаков (вулканизм и землетрясения), продолжительных периодов покоя в неогено-четвертичное время не существовало. Эта система продолжает развиваться и в настояние время. Характерной чертой описываемой системы является наложение высокотемпературных минеральных фаций на низкотемпературные, и наоборот, а также развитие по периферии, на удалении от рудоподводящего канала низкотемпературных золоторудных и полиметаллических ассоциаций.
Рудно-метаморфические системы
Наиболее подробно исследована Кти-Тебердинская вольфрамоносная рудно-метаморфическая система, развитая в зоне Главного Кавказского хребта (Вальков, Старостин, 1983; Ткачев, 1989). Эта система локализована в полосе докембрийских (860 млн. лет) кристаллических сланцев макерской серии, соответствующих амфиболитовой фации умеренных глубин. В процессе формирования массива теневых мигматитов происходила ремобилизация вольфрама из анатектических расплавов нижней части рудно-магматической системы и концентрация его в ее верхней части.
Рудогенез протекал в зоне базификации пород, состоящей из слюдистых сланцев и гнейсов с телами амфиболитов. Перемещение рудного тела происходило в области повышенной трещиноватости, в меньшей степени испытавшей процессы гранитизации (рис. 13).
Нефтегазоносные осадочные бассейны как флюидодинамиченые системы
Согласно флюидодинамической модели нефтегазообразования (Соколов, 1960, 1994, 1996), ведущим фактором ее функционирования являются природные породные растворы и расплавы (ППРР). Они возникают в очагах нефтегазообразования на глубинах 2-10 км при температурах 60-120(С и концентрируются в зонах разуплотнения. Образуются неравновесные, неустойчивые системы с высоким внутренним флюидным давлением, приводящим к блоковым перемещениям пород и гидроразрывам пластов.
Саморазвитие осадочного бассейна, испытывающего интенсивное погружение, инициирует появление мощных восходящих тепловых потоков, прорыв флюидами верхней оболочки Земли и активный массоперенос ими минерального вещества (рис. 14). Выделяется три типа бассейнов: полигенный, моногенный и криптогенный.
К полигенному типу относятся все бассейны-гиганты: Персидского и Мексиканского заливов, Западно-Сибирский, Северо-Каспийский и др. Для них характерны: мощный восходящий поток высоконагретых флюидов, высокая степень реализации углеводородного потенциала, наличие нескольких уровней распространения очагов генерации и многоэтажная нефтегазоносность.
Моногенные бассейны возникают в рифтогенных прогибах, в местах прорыва в фундаменте мантийных диапиров, дефлюидизация которых создает продуктивные потоки тепломассоносителей. Возникающие залежи нефти по химическому составу четко коррелируются с геохимическим типом исходного органического вещества нефтематеринских толщ. Выделяют два подтипа подобных бассейнов: гидротермальный и ординарный. К первому можно отнести рифтовые впадины современных срединно-океанических хребтов, где совместно под влиянием интенсивной гидро-термальной деятельности синхронно протекают процессы нефте- и рудообразования (рис. 15). Одинарные бассейны имеют очаги генераций в низах разреза (рифтогенные бассейны Суэцкого залива, Припятский бассейн ?
Криптогенные бассейны располагаются под надвиговыми пластинами. Для них характерно глубинное залегание очагов генерации, тепловая активизация которого происходит за счет как внутренних, так и внешних источников. Примерами могут служить бассейны под Непским и Татарским сводами, под Карпинским, Тиманским и Добруджинским кряжами.
Металлы в нефтях
Исследования последних десятилетий XX века показали, что в процессе восходящей фильтрации вод нефтегазоносных бассейнов происходит энергичное выщелачивание рудных компонентов из осадочных (особенно глинистых) толщ. Этому способствует рассеянное в породах органическое вещество и наличие во многих бассейнах рассолов, активных концентратов многих металлов (Горжевский и др., 1990).
Наиболее тесная и масштабная связь рудных и нефтегазовых месторождений характерна для провинций, приуроченных к переходным зонам между платформами и океанами, к краевым прогибам и подвижным поясам (эпигеосинклинальные и эпиплатформенные орогены). Повышенные рудные концентрации пространственно совпадают с участками повышенных скоплений битумов, которые, в свою очередь, развиты в пределах поднятий в краевых частях зон нефтенакопления. Выявлена металлогеническая зональность нефтегазоносных бассейнов. В карбонатных (доломитовых) толщах, слагающих краевые фации бассейнов, в тесной ассоциации с битумами (керитами, антраксолитами) локализуются крупные стратиформные свинцово-цинковые месторождения (рис. 16). При этом они часто приурочены к рифовым структурами, расположенным за пределами бассейнов.
В подобной структурной позиции, но в связи с флишоидными, аспидными и молассоидными формациями образуются золотосульфидные проявления. Непосредственно на границах бассейнов (часто и внутри) в ассоциации с битумами типа асфальтов и асфальтитов среди известняков и песчаников возникают залежи киновари. Внутри бассейнов в пачках песчаников, алевролитов и мергелей формируются месторождения меди, связанные с рассеянной выраженностью асфальтов и асфальтитов. В этой позиции возникают также осадочные катагенные залежи железа и марганца (рис. 17).
Образование крупных скоплений металлов (свинца, цинка, меди, золота, серебра, ртути и др.) во флюидодинамических системах осадочных нефтегазоносных бассейнов носит пульсационный ступенчатый характер. Флюиды выщелачивают из вмещающих пород, переносят и отлагают в форме залежей обширную гамму рудных компонентов. Чем интенсивнее происходит погружение центральных частей бассейнов, тем более мощный возникает тепловой и флюидный поток и тем активнее концентрируются металлы в растворах. Другая группа факторов (длительность существования флюидной системы, наличие структурных ловушек, гетерогенность строения осадочных толщ, активные проявления вулканизма и магматизма) определяет масштабы рудо- и нефтегазообразования.
Заключение
Достижения наук о Земле и особенно бурное их развитие во второй половине XX века настолько расширили наши представления о процессах концентрации и рассеивания минеральных веществ в земной коре, что стало очевидным единство многих фундаментальных законов, контролировавших образование, перемещение и локализацию промышленных объектов металлического, неметаллического и углеводородного сырья.
Прежде всего на любых гипсометрических уровнях в земной коре для начала развития процессов рудо- и нефтеобразования необходим переход твердых веществ в жидкое и газообразное состояние, т.е. формирование флюида (расплава).
В последние годы выявляется все большая роль флюидных систем, как универсального механизма в образовании и преобразовании земной коры и локализации в ее пределах всей гаммы известных ныне полезных ископаемых. В непрерывных региональных геологических структурах и слагающих их комплексах пород рудо- и нефтеносные скопления занимают дискретное, вполне закономерное положение. Их появление в иерархических флюидных системах обусловлено следующими факторами:
несущие минеральную нагрузку флюидные потоки активно участвуют в структурообразующих процессах. Для большинства продуктивных систем характерны оптимальные условия деформирования (скорость 10-10 - 100 С-1, девиатор напряжений 30-60 Мпа) и широкий диапазон колебаний общих РТ-параметров (Р=0,1-50 МПа, Т=10-500(С) в течение короткого периода ( п ( 103- 105);
развитие флюидных систем сопровождается широкой гаммой динамических эффектов (сейсмоэлектрических, сейомомагнитных, термоакустических, вибромиграционных и др.);
одним из определяющих факторов, способствующих зарождению и функционированию флюидных систем и формированию минеральных скоплений на различных уровнях, является наличие высокоградиентного тектонического поля напряжений. Оно направляет, фокусирует фдюидные минерализованные потоки и создает геодинамические барьеры рудо- и нефтенакопления. Чем ближе к дневной поверхности, тем выше скорость формирования структур, вмещающих минеральное вещество, тем короче период действия флюидодинамических систем.
Самоорганизация проистекает из взаимодействия внутренних и внешних факторов, которое предлагается выделять как принцип взаимной дополнительности. Для рудообразования преобладают внутренние энергетические силы, для нефтеобразования - глубинная энергия, а исходное материнское вещество - биосферное.
Общая схема генерационного процесса состоит из этапов: (1) мобилизация исходных пород и превращение их в природные породные растворы и расплавы; (2) миграция их и аккумуляция полезных ископаемых, имеющая ступенчатый, пульсационный характер.
В верхней части земной коры флюидодинамические системы реализуются в форме двух групп региональных геологических структур: рудно-магматических (вулканогенно-рудных) центров и осадочных нефтегазоворудных бассейнов.
Рудно-магматические, вулканогенно-рудные, рудно-метаморфогеннне центры представляют собой сквозные мантийно-коровые кольцевые системы, генетически и парагенетически связанных магматических, вулканических и рудных комплексов, имеющих отчетливое вертикальное и латеральное зональное строение. Для этих центров характерно длительное (10-100 млн. лет) развитие и многоэтапное и многоярусное строение.
Выделяются четыре типа рудно-магматических центров:
1) вулканогенно-рудный (открытая система);
2)рудно-магматический гранитоидный (закрытая система);
3) рудно-магматический основной, ультра-основной, щелочной магматизм (закрытая система);
4) рудно-метаморфический.
Рудно-магматические центры характеризуются огромными запасами руд различного минерального состава. Каждому вертикальному уровню присущ особый тип руд. Выделение центров позволяет дать прогноз оруденения в уже известных рудных провинциях, значительно увеличив их минеральные ресурсы.
Список литературы
Артюшков Е.В. Физическая тектоника. - М; Наука, 1993, - 456 с.
Генезис редкометальных и свинцово-цинковых стратиформных месторождений: Ред. B.H.Xoлoдoв, - M, Наука, 1986, - 246 с.
Горяинов П.М., Давиденко И.В. Тектоно-кессонный эффект в массивах горных пород и рудных месторождениях - важное явление геодинамики // ДАН СССР - 1979 - Т.247, №5 - с.1212-1214
Дюжиков О.Л., Дистлер В.В., Кавардин Г.И., Голубков В.С., Служеникян С.Ф. Геологическая позиция, глубинное строение и рудно-магматические системы Норильского района. / В кн.: Глубинные условия эндогенного рудоо6разования - М; Наука, 1986, с.204-219.
Кучай В.К. Современная динамика Земли и орогенез Пажро-Тянь-Шаня. - /М., Наука, 1983 - 208 с.
Лисицин А.П., Богданов Ю.А., Гурвич Е.Г. Гидротермы и руды на дне океана. /В кн.: Металлогения современных и древних океанов/ М.; НТК Геоэксперт, 1992 - с. 14-40
Митчелл А., Гарсон М. Глобальная тектоническая позиция минеральных месторождений - М.; Мир, 1984
Николаев Н.И. Новейшая тектоника и геодинамика литосферы - М.; Недра, 1988 - 491 с.
Николаев П.Н. Напряженное состояние и механизм деформации земной коры альпийской складчаттой области // Изв. вузов, геология и разведка - 1978, №11 - с. 65-78
Основы металлогенического анализа при геологическом картировании. Авторы: Г.С. Гусев, В.В. Зайков, Е.В. Зайкова, А.А. Ковалев и др. Научн. ред. Д.В. Рундквист. - М.: Изд. ВСЕГЕИ, 1995 - 468 с.
Павлов Д.И. Связь осадочных месторождений железа и марганца с нефтегазоносными бассейнами // Геол. рудн. местор. - 1989, №2, с. 80-91
Парагенезис металлов и нефти в осадочных толщах нефтегазоносных бассейнов / Сборник под ред. Д.И. Горжевского и Д.И. Павлова - М.; Недра, 1990 - 268 с.
Петров А.И. Импульсно-очаговые структуры и проблемы их рудоносности - Л.; Недра, 1988 - 232 с.
Покалов В.Т. Рудно-магматические системы гидротермальных месторождений - М.; Недра, 1992 - 288 с.
Пономарев В.С. Структуры самопроизвольного разрушения горных пород / В кн.: Изучение тектонических деформаций/ - М.; Изд. ГИН РАН, 1987 - с . 117-133
Пономарев В.С., Ромащов А.Н. Зонная релаксация напряжений и ее значение для тектоники // Бюлл. Моск. об-ва испытателей природы, отдел. геол. - 1986 - Т.61, вып. 2 - с. 64-74
Поспелов Г.Л. Элементы геологического подобия нефтяных и флюидогенных рудных месторождений // Геол. и геофиз. - 1967 - №11 - с. 3-22
Пэк А.А. Орогенез, эрозия и гидротермальное рудообразование: гипотеза тепловой и геодинамической связи процессов. Основные проблемы рудообразования и металлогении - М.; Наука, 1990 - с. 184-200
Сечевица А.М. Природа гидротермальных рудообразующих растворов - М.; Недра, 1976 - 167 с.
Смирнов В.И. Плутонизм и нептунизм в развитии учения о рудных месторождениях - М.; Наука, 1987 - 92 с.
Соколов Б.А. Флюидодинамическая модель нефтегазообразования // Вестн. Моск. Ун-та, сер. 4, геология - 1996, №4 - с. 28-36
Соколов Б.А., Холодов В.Н. Флюидогенез и флюидодинамика осадочных бассейнов - новое направление геологии // Отечественная геология - 1993 - №11 - с. 64-75
Старостин В.И. Геодинамические условия формирования структур рудных полей / В кн.: Эндогенное рудообразование - М.; Наука, 1985
Старостин В.И. Палеотектонические режимы и механизмы формирования структур рудных месторождений. - М.; Недра, 1988 - с. 262
Старостин В.И. Роль расплавов в формировании рудных месторождений / В кн.: Основные проблемы рудообразования и металлогении - М.; Наука, 1990 - с. 137-155
Старостин В.И. Флюидодинамика месторождений полезных ископаемых - новое направление в геологии / В кн.: Новые направления в изучении колчеданных месторождений - Новочеркасск, Изд-во Новочеркасского гос. техн. ун-та, 1997 - с. 135-150
Старостин В.И., Иванчук П.П., Сандомирский С.А. Роль гидравлической тектоники в формировании рудоносных купольных структур // ДАН СССР - 1979 - т. 24, №3 - с. 834-837
Старостин В.И., Назаров В.Н., Трофимов А.П. Гидравлические структуры Малеевского колчеданно-полиметаллического месторождения (Рудный Алтай) // Вестник МГУ, сер. геологическая - 1987 - №1 - с. 44-57
Томсон И.Н., Полякова О.П., Полохов В.П. Глубинное строение оловорудных полей и ярусность оруденения в Приморье / В кн.: Глубинные условия эндогенного рудообразования - М.; Наука, 1986 - с. 258-263
Ткачев М.М. Рудно-магматическая зональность Кти-Тебердинского вольфрамового месторождения // Геол. рудн. месторождений - 1989 - №2 - с. 39-50
Файф У., Прайс Н., Томпсон А. Флюиды в земной коре - М.; Мир, 1981 - 436 с.
Холодов В.Н. Роль регионального катагенезиса в формировании термальных газоводных растворов (к теории стратиформного рудообразования) / В кн.: Генезис редкометальных и свинцово-цинковых стратиформных месторождений - М.; Наука, 1986 - с . 6-29
Чжэн Ланьчжэ Геологическое строение меднопорфирового месторождения Туншанькоу (Восточный Китай): Автореф. кандидатской диссертации - М.; МГУ, 1995 - 24 с.
Щепотьев Ю.М., Вартанян С.С. Металлогения кайнозойских островных дуг / В кн.: Металлогения современных и древних океанов - М.; НТК <Геоэксперт>, 1992 - с. 82-92
Эпштейн Е.М. Геолого-петрологическая модель и генетические особенности рудоносных карбонатитовых комплексов - М.; Недра, 1994 - 256 с.
Яковлев Г.Ф., Авдонин В.В, Старостин В.И. Глубинное строение вулканогенно-рудных центров (на примере колчеданоносных провинций) / В кн.: Глубинные условия эндогенного рудообразования. - М.; Наука, 1986 - с. 91-103
|
