6.2. Общие закономерности геолого-геохимической истории Земли и закономерности образования и распределения полезных ископаемых

В данном разделе вы познакомитесь:
С закономерностями распределения месторождений эндогенных полезных ископаемых в соответствии с геодинамическими обстановками на территории России в свете новых геотектонических гипотез. Данный раздел полностью написан по материалам пособия Кузьмин и др. (2000) и отражает современный взгляд на металлогению Северо-Восточной Евразии.


Все разнообразие особенностей эндогенной металлогении на современном этапе развития этой науки можно связать с четырьмя масштабными геодинамическими процессами (см. рис. 34.1 в предыдущем разделе).

1. С подъемом глубинных мантийных диапиров или плюмов, определяющих в дальнейшем локализацию континентальных рифтовых зон. С этими процессами связаны проявления щелочно-базальтового, неистощенного толеитового, щелочного ультраосновного и карбонатитового магматизма. Могут быть проявлены и кислые породы повышенной щелочности и редкометалльности, образующие бимодальные ассоциации с базальтоидами и формированием огромного объема истощенных толеитовых базальтов вслед за разрывом континентальной литосферы и образованием в результате спрединга океанических пространств.

2. С формированием на краю океанов субдукционных зон островодужного и окраинно-континентального типов. Наиболее характерными магматическими образованиями здесь являются глубоко дифференцированные базальт-андезит-риолитовые серии пород.

3. С процессами обдукции или надвигания океанической земной коры на континентальную (офиолитообразование).

4. С процессами выплавления больших объемов коровых кислых магм в коллизионных геодинамических обстановках.

1. Металлогения континентальных рифтов и горячих областей мантии

На начальных этапах внутриплитового магматизма широким распространением пользуются ультраосновные щелочные комплексы с карбонатитами, кимберлиты, лампроиты, с которыми и связана, главным образом, металлогеническая нагрузка. Согласно А. А. Ковалеву (1985), среди карбонатитовых месторождений выделяются два важных промышленно-генетических типа: 1) месторождения ниобия, содержащие в виде попутных компонентов тантал, редкие земли, радиоактивные элементы, иногда медь и молибден; к этой группе относятся ниобиевые и тантало-ниобиевые месторождения Кайзерштуль (Рейнский грабен), Мрима (Кения), Нкумба Хилл (Замбия) и другие; 2) месторождения апатита, магнетита, флюорита, флогопита, содержащие примеси редких металлов и редких земель. Месторождения второй группы похожи на месторождения первой группы, но в них в меньших количествах присутствуют ценные редкие металлы. В этом случае практический интерес представляют скопления апатита и магнетита.

Кимберлитовые трубки и дайки с алмазами известны на многих платформах и кристаллических щитах. Наиболее молодые, меловые и юрские, алмазоносные кимберлиты известны в Южной Африке, хотя там есть и трубки протерозойского возраста. Алмазоносные кимберлиты Сибири, имеющие практический интерес, — позднепалеозойского возраста. Отмечается важное металлогеническое значение интрузий нефелиновых сиенитов, возможно, родственных щелочно-ультрабазитовым интрузиям (Ковалев, 1985), хотя они и характеризуются меньшими масштабами редкометалльного оруденения. Основным полезным компонентом являются апатиты магматического генезиса и в качестве попутного компонента нефелин. К месторождениям этого типа принадлежит Хибинское месторождение на Кольском полуострове.

К областям внутриплитной активности следует, вероятно, относить и оловоносные редкометалльные граниты повышенной щелочности. Примерами месторождений этого типа могут быть месторождения плато Джос в Нигерии, а также оловянные месторождения Восточного Забайкалья.

С активностью горячих полей мантии связаны и проявления траппового магматизма. Касаясь траппов, нужно отметить, что огромные массы магматических пород генерируются в мантии и изливаются на поверхность за очень малый интервал времени — 1–2 млн лет. Для сибирских траппов объем извергнутого за столь короткое время материала составляет 1,2·106 куб. км. Это эквивалентно вулканической деятельности отрезка срединного хребта длиной 1500 км. Эта особенность присуща всем известным проявлениям траппового магматизма.

Как правило, траппы не сопровождаются крупными месторождениями полезных ископаемых. Исключение представляет Сибирская платформа, где с траппами связаны крупнейшие медно-никелевые месторождения норильского типа. Важнейшими сопутствующими компонентами в рудах этих месторождений являются металлы платиновой группы. А. И. Альмухамедовым и А. Я. Медведевым предложена модель формирования месторождений этого типа за счет сульфуризации базальтовых расплавов в коровых очагах. Источником серы служат вмещающие породы осадочного чехла Сибирской платформы. Возникающая в процессе сульфуризации сульфидная жидкость обладает высокой экстрагирующей способностью, что и определяет повышенные содержания золота и платиноидов в формирующихся сульфидных рудах. Таким образом, внутриплитная эндогенная металлогения может определяться не только особенностями глубинных магм, но и процессами их взаимодействия с коровым веществом.

Медно-никелевые месторождения с платиной могут быть связаны и с крупными расслоенными базит-гипербазитовыми интрузиями, примерами которых служат лополиты Бушвельд в Южной Африке и Стиллуотер в США.

В процессе роста континентальных рифтов может произойти полный раскол континентального основания с образованием бассейнов типа Красноморского рифта. Для них характерно формирование сульфидных стратиформных месторождений, несущих медно-свинцовое оруденение. Принципиальная металлогеническая зональность вкрест континентального рифта (рис. 35.1) может быть представлена следующим образом. На плечах рифта и по его периферии формируются месторождения ниобия и редких земель, связанные с карбонатитами, а также — олова, связанные со щелочными гранитами. С осевой частью рифта связана халькофильная металлогения.

Металлогеническая зональность континентального рифта
Рис. 35.1. Металлогеническая зональность континентального рифта (по Зоненшайн и др., 1976): 1– континентальная кора; 2– базальты; 3– нарождающаяся океаническая кора; 4– очаги щелочных магм, питающие вулканические аппараты на плечах рифта

2. Металлогения океанических рифтов

Долгое время океаны считались лишенными месторождений эндогенных полезных ископаемых.

Однако, в 1977 г. впервые были обнаружены горячие гидротермальные источники, температура рудных растворов которых достигала 400–420° С. Эти источники, приуроченные к осевым частям рифтовых долин, были названы «черными курильщиками», т. к. цвет истекающего гидротермального раствора был черным за счет его высокой насыщенности рудным веществом — до 300–400 мг/л. В местах истечения гидротермального раствора на дне океана формируются крупные рудные столбы высотой до 100 и более метров. В районе Галапагосского спредингового центра было обнаружено рудное тело массивных сульфидных руд длиной 1500 м, высотой до 35 м и шириной 150 м. Запасы руды в нем достигают 10 млн т. Скорость роста рудных столбов достигает 10 см в сутки (Богданов, 1997). В срединно-океанических хребтах руды, как правило, медно-цинковые и сложены пиритом, халькопиритом и сфалеритом. Многими исследователями (Рона, 1986; Богданов, 1997) доказано, что рудное вещество выщелачивается гидротермальным раствором из вмещающих пород — толеитовых базальтов. Морская вода способна проникать по трещинам в породы океанической коры на глубину до 1–1,5 км. Магматические очаги под осевой зоной срединного хребта располагаются на глубине всего 2–3 км. Таким образом, морская вода, проникая в область разогретых магматических пород, нагревается сама и становится способной выщелачивать из вмещающих базальтов многие компоненты: Cu, Fe, Mn, Zn, K, Li, Rb, Ba, Ca, Si. В результате этого формируются высокоминерализованные высокотемпературные гидротермальные растворы.

Горячий гидротермальный раствор стремиться подняться вверх, но, смешиваясь с холодными придонными водами, остывает и отлагает растворенные в нем рудные компоненты. Таким образом, в осевой части срединных хребтов вблизи горячих магматических очагов постоянно действует гидротермальная конвективная ячейка, в которой нисходящая ветвь представлена еще холодной и слабо минерализованной морской водой, а восходящая — высокотемпературным гидротермальным раствором со значительной рудной нагрузкой. Масштаб действия таких гидротермальных конвективных ячеек можно представить себе из расчетов П. Рона (1986), показавшего, что через гидротермальную систему срединно-океанических хребтов за период времени всего в 5–11 млн лет проходит весь объем воды Мирового океана. На рис. 35.2 представлен упрощенный разрез гидротермальной системы срединно-океанического хребта.

Геохимический разрез через СОХ

Рис. 35.2. Упрощенный геохимический разрез через СОХ (вне масштаба) (по Рона, 1986)


В настоящее время «черные курильщики» обнаружены почти во всех океанах планеты и во многих окраинных морях (рис. 35.3).

Детальный разрез участка СОХ

Рис. 35.3. Поперечный разрез через активную высокотемпературную гидротермальную постройку СОХ (по Богданов, 1997)


Кроме колчеданных гидротермальных руд большое значение для металлогении имеют металлоносные осадки, из которых формируются стратиформные месторождения с медью, цинком и марганцем. Источником вещества для них также являются гидротермальные растворы и рассолы. В Красном море во впадине Атлантис рудные рассолы, сформировавшиеся за последние 11,7 млн лет содержат 2 000 000 т цинка и 317 000 т меди. Наконец, с ультраосновными породами океанической коры часто связаны проявления хромитов и платины.

3. Металлогения конвергентных границ литосферных плит

Определяющим структурным элементом конвергентных границ плит является зона субдукции (сейсмофокальная зона), которая ответственна за проявление разнообразного магматизма в нависающей плите, на которой располагается островная дуга или окраинно-континентальный вулканический пояс. Главная причина масштабного проявления магматизма в зонах субдукции связана с взаимодействием флюидного существенно водного потока, возникающего при дегидратации водосодержащих минералов (хлоритов, гидрослюд, амфиболов и т. д.) погружающейся океанической плиты, с веществом перекрывающего мантийного клина. Для зон островодужного типа можно наметить следующую металлогеническую зональность.

— Зона аккреционной призмы, которая сложена осадочным материалом, поступающим со стороны островной дуги и материалом, поступающим с погружающейся океанической плиты - глубоководными осадками, тектоническими пластинами и блоками базальтов верхнего слоя океанической коры, протрузиями серпентинитов. Собственно островодужный магматизм в этой зоне отсутствует. Все месторождения имеют аллохтонную природу и попадают в аккреционную призму с океанической плиты. Следовательно, эндогенная металлогения аккреционного клина аналогична металлогении океанических рифтов.

— Зона известково-щелочного андезит-базальтового вулканизма и габбро-плагиогранитных интрузий (собственно островодужная ассоциация); к ней приурочена колчеданная медная и полиметаллическая минерализация, иногда с золотом, характерны стратиформные месторождения типа «куроко» (рис. 35.4). В долгоживущих дугах в ранние этапы формируются преимущественно колчеданные руды, в поздние — медно-порфировые или медно-молибденовые руды; в тыловых частях могут появляться щелочные разности пород (щелочные базальты, шошониты, латиты).

Металлогеническая зональность зоны субдукции


Рис. 35.4. Схематическая металлогеническая зональность конвергентной границы плит островодужного типа (по Зоненшайн и др., 1976): 1– континентальная кора; 2– базальты; 3– океаническая кора; 4– фундамент островной дуги; 5– терригенные турбидитовые отложения; 6– очаги островодужных магм (преимущественно среднего состава); 7– очаги гранитоидных магм


— Зона терригенного прогиба, располагавшаяся в тылу островной дуги и отвечающая выполнению окраинного моря; если вскрыто основание прогиба, то в офиолитовой ассоциации могут быть сосредоточены месторождения хрома, никеля, асбеста.

— Зона развития тоналит-гранодиоритовых батолитов с золотой минерализацией и железомедным скарновым оруденением; полностью располагается на прилежащей континентальной окраине.

Первые три зоны имеют современные аналоги, четвертая в современных условиях непосредственно не выявляется. Резко повышенный тепловой поток отмечается в тылу Японской, Антильской и Бонинской дуг, что, возможно, связано с образованием батолитовых зон на глубине.

Для субдукционных зон андийского типа характерен интенсивный континентальный эффузивный и интрузивный магматизм преимущественно среднего и кислого состава. Широко распространены сложные вулканоплутонические комплексы. С вулканитами тесно связаны грубообломочные молассовые отложения. Палеогеографический анализ выявляет три основных структурных элемента современной андийской окраины: 1) глубоководный желоб; 2) осадочную террасу между желобом и краем континента; 3) поднятые горные цепи с интенсивным магматизмом, в которых важную роль играют рифтогенные структуры.

В пределах ареалов развития магматизма всегда выявляется одна и та же магматическая и металлогеническая зональность, не зависящая от предшествующей истории данного региона и от особенностей строения субстрата.

Во внутренней части, прилежащей к прежнему краю континента, развиты вулканиты известково-щелочной серии, во внешней части, удаленной от прежнего края континента, — щелочные и бимодальные серии. По распределению гранитоидов выявляется следующая зональность (от внутренних к внешним частям ареала):
— зона развития гранит-гранодиоритовых батолитов с золото-молибденовыми, иногда медно-порфировыми месторождениями (тяготеет к полям проявления известково-щелочного вулканизма);
— зона развития мелких тел пород диорит-монцонитового типа, к которым приурочены полиметаллические месторождения;
— зона развития редкометалльных (стандартного и литий-фтористого типов) гранитов со свойственным им редкометалльным, в основном, олововольфрамовым оруденением;
— зона щелочного магматизма, характеризующаяся цирконий-редкоземельно-ниобиевой металлогенией.

Между зонами существенно известково-щелочного и щелочного магматизма часто располагается грабен рифтового типа. В современных, вернее позднекайнозойских, Андах хорошо прослеживается внутренняя зона известково-щелочного вулканизма с большим количеством риолитов и внешняя зона с эффузивами повышенной щелочности. Можно предполагать под покровами эффузивов не вскрытые гранитоиды, которые располагаются в вышеописанной зональной последовательности. В подтверждение этого говорит наличие мелких тел редкометалльных гранитов с оловом и вольфрамом в тылу Андийского вулканического пояса.

В геодинамической интерпретации зональности бесспорна ее связь с ископаемыми субдукционными зонами, которые являлись пологопадающими. Появление этого типа обстановок, по-видимому, связано с надвиганием континентальной плиты на океаническую и с возникновением в тыловой части континентальной плиты условий растяжения. Поэтому, источники магматизма могут быть разные, глубинные мантийные и чисто коровые.

Таким образом, для субдукционных зон островодужного и андийского типов характерен литофильный металлогенический профиль.

4. Зоны коллизии

Наиболее характерным примером зоны столкновения континентов являются Гималаи, возникшие в результате сближения и последующего столкновения Индии и Азии. Разделявший их в мезозое океан Тетис был поглощен в зоне субдукции, наклоненной под Азию; от этого океана остался след в виде офиолитового шва зоны Инда. Индия, по-видимому, вместе с океаном Тетис составляла единую литосферную плиту. При сближении с Азией ее плавучесть воспрепятствовала погружению в мантию. В результате края континентов «вздыбились» и образовали Гималайскую горно-складчатую цепь, опрокинутую к югу, на Индийскую платформу. Произошло как бы удвоение мощности континентальной коры, вдавливание сиалических масс вниз вызвало выплавку палингенных гранитоидов и высокотемпературный метаморфизм.

Этот тип складчатых сооружений, вероятно, был широко распространен и в прошлом. К таким зонам относят позднепалеозойские Южные Аппалачи с их крупнейшими шарьяжными перекрытиями и Предаппалачским краевым прогибом, позднепалеозойско-раннемезозойская структуры Урала. По всей видимости, к таким зонам столкновения принадлежат герциниды Средней Европы, где произошло спаивание многочисленных микроконтинентов, утолщение коры, проявление высокотемпературного метаморфизма и выплавка палингенных гранитов.

С геодинамической точки зрения в зонах столкновения господствуют условия сжатия, но без значительных явлений поддвигания или надвигания одной плиты на другую и, видимо, без четко выраженных зон Беньоффа.

Металлогения зон столкновения континентов характеризуется слабым проявлением эндогенной редкометалльной минерализации, обусловленной палингенными гранитами и пегматитами. Процессы регенерации и мобилизации рудного вещества из континентальной земной коры могут приводить к образованию телетермальных рудных скоплений и к формированию «альпийских» жил.

Материалы этого раздела отражают современную научную модель геологии. Если вы желаете самостоятельно обдумать все предложенные в этом разделе понятия геологии, настоятельно рекомендую ознакомиться с альтернативной точкой зрения на геологию и все естествознание в целом В.М. Дуничева (см. приложение 4), где материал, касающийся темы этого раздела, можно найти в Интернете по этой гиперссылке [www.science.sakhalin.ru/Geography/DVM/2002/11.html].

По результатам изучения материала этого раздела требуется распределить на контурной карте мира все месторождения полезных ископаемых по четырем генетическим типам в соответствие с главными геотектоническими обстановками.


Контрольные вопросы

1. Где и какие существуют эндогенные месторождения на территории России, обязанные своим происхождением субдукционной обстановке?
2. Где на территории России формировались месторождения, связанные с коллизионной обстановкой?




 
© 2008–2011,   С.Н. Коваленко, кафедра географии ВСГАО. Все права защищены.