Характеристика основных положений автометасоматически-мобилизационной модели постмагматического рудообразования

2.2.4. Характеристика основных положений автометасоматически-мобилизационной модели постмагматического рудообразования

1. Главным источником железа, для скарново-магнетитовых видов оруденения являются породы экзо- и экзоконтактов рудоге­нерирующих интрузивов, из которых оно выщелачивается в ходе автометасоматического замещения ранее выкристаллизовавшихся (или существовавших во вмещающих породах) темноцветных же­лезосодержащих минералов менее железистыми (или совсем без­железистыми) силикатными минералами и затем переотлагаются в контакте с карбонатными породами.

Многие исследователи согласны с тем, что часть железа за­имствуется из краевых частей самих рудоносных массивов при прохождении через них постмагматических растворов. Это под­тверждается развитием зон осветления около скарново-рудных тел, когда они расположены в эндоконтактовых частях интрузивов.

При анализе условий формирования интрузивов и связанных с ними источников железа в первую очередь необходимо обратить внимание на масштабы скарново-магнетитового оруденения по сравнению с типичным гидротермальным или грейзеновым оруде­нением, для которых уверенно доказано, что источником главных полезных компонентов являются постмагматические растворы. Если запасы главного компонента – железа – в скарново-магнети­товых месторождениях часто достигают многих сотен миллионов тонн, то суммарные запасы главных компонентов гидротермаль­ных и грейзеновых месторождений, например, серы, свинца, цинка, вольфрама, молибдена, олова не превышают сотен тысяч или первых миллионов тонн, т. е. на несколько порядков ниже. Хотя кларк железа и превышает кларки этих компонентов в интру­зивах, подавляющая часть железа при затвердевании расплава, как это видно из петрографических наблюдений, осаждается в кри­сталлическом виде в более ранних фемических минералах, сводя к минимуму его вероятный остаток в постмагматических растворах. Это позволяет предположить, что скарново-магнетитовые место­рождения должны иметь еще свой дополнительный исключи­тельно мощный источник железа помимо постмагматических рас­творов. Причем масштабы железооруденения при этом были зна­чительны, и настолько, что сопоставимы с широко развитыми в интрузивах метасоматическими петрогенными процессами.

Изучение текстурно-структурных особенностей интрузивов по­казывает, что к таким петрогенным процессам по времени и тем­пературе минералообразования относится замещение одних по­родообразующих минералов другими, которое выражено Н. Л. Боуэном (1937) в виде двух реакционных рядов минералов: 1) прерывистый ряд: оливин – магнезиальные пироксены – магний-кальциевые пироксены – амфиболы – биотит; 2) непрерывный ряд: кальциевые плагиоклазы – натрово-кальциевые плагиоклазы – кальциево-натровые плагиоклазы. Затем продолжением обоих ря­дов является кристаллизация калиевого полевого шпата – муско­вита – кварца. Критерием выделения реакционного ряда является тенденция роста одного минерала вокруг другого в виде реакцион­ных кайм, оторочек и т. д. По мнению Н. Л. Боуэна, эти реакцион­ные явления обусловлены магматической коррозией ранних мине­ралов более поздними. На основании этой последовательности кристаллизации он пришел к объяснению всего разнообразия со­става магматических пород в земной коре путем кристаллизацион­ной дифференциации, когда в ходе ее от главного объема рас­плава отделяются все более кислые остаточные магмы.

Сейчас уже доказана гетерогенность магм и магматических рядов. Однако никем не опровергнута та последовательность кор­розии одних минералов другими, которая отражена в реакционных рядах Боуэна. Автором она наблюдалась в самых разнообразных типах интрузивов. Учитывая факт существования такой последо­вательности, мне представляется необходимым дать иное толко­вание ее генезиса. Изучение характера реакционных взаимоотно­шений минералов в магматических породах самого разнообраз­ного состава и анализ литературных данных показывают, что наи­более характерной чертой каждого из более поздних минералов является в большинстве случаев проявление в них метасоматиче­ского способа образования. Это выражается в развитии их в виде порфиробластовых зерен, прожилков или ответвлений, пересе­кающих ранние минералы вдоль трещинок спайности или дробле­ния, по контактам зерен. Особенно это характерно для второй по­ловины реакционных рядов, включающих амфиболы, биотиты, на­тровые плагиоклазы, калиевый полевой шпат. Следовательно, при формировании этих минералов увеличивается роль летучих ком­понентов, участвующих в метасоматических преобразованиях. Вместе с тем во многих случаях также очевидно, что часть этих минералов кристаллизовалась и из расплава. Последнее убеди­тельно подтверждается равномерностью распределения их в большом объеме интрузива, признаками гипидиоморфно-зерни­стых структур. Нет оснований предполагать, что все компоненты этих минералов были откуда-то привнесены в ходе метасоматиче­ских процессов. Такая двойственная природа реакционных мине­ралов в интрузивах приводит к выводу, что имеются своего рода минералы-двойники, одни из которых кристаллизовались только из магмы, а вторые – тождественные или близкие им по составу – образовались метасоматическим способом, по-видимому, сразу же вслед за первыми и как бы на продолжении периода их кристалли­зации (Шабалин, 1974).

Это можно видеть на примере широко распространенных порфиробластов калишпата в гранитах. На рис. 45 в магматиче­ском граните виден ксенолит темного роговика с порфиробластами калишпата. Если основная более мелкозернистая масса гранита, содержащая 20–30 % калишпата, имеет с ксенолитами резкие кон­такты, характерные для магматической породы, то порфиробласты калишпата присутствуют как внутри ксенолита, так и по его пери­ферии, причем некоторые из них расположены поперек контакта, так что часть кристалла находится в интрузивной породе, а часть – в ксенолите.

Другой пример двойственной природы биотита хорошо прояв­лен в Чинейском расслоенном габбро-норитовом массиве, что по­казано на рис. 46.

		Рис. 45. Ксенолит темного ро­говика в порфиробластовом граните с признаками метасо­матического развития порфи­робластов размером около 1–2 см калиевого полевого шпата по обеим породам (фото поли­рованной плиты облицовочного гранита на станции Новосибир­ского метрополитена «Пло­щадь Гарина-Михайловского»)
	Рис. 46. Габбро-норит Чинейского мас­сива: нижняя часть биотитового зерна (1) в виде более крупной чешуйки кристал­лизовалась вместе с кварцем (2) из оста­точного кислого расплава в интерстициях плагиоклаза (3) и пироксена (4); верхняя часть биотитового зерна в виде оторочки метасоматически развивается вдоль кон­такта титаномагнетита (5) и плагиоклаза (зарисовка шлифа Чи–78, 40)

Рис. 47. Диоритовидная порода с метасоматическим кристаллами черной роговой обманки (фото керна скв. 1176, гл. 809,5 м Казского месторождения Горной Шории)

По моему мнению, приведенные данные уверенно говорят о том, что на всех этапах кристаллизации магм растворы, находя­щиеся в равновесии с составом остаточного межзернового рас­плава и насыщенные его компонентами, способны образовывать такие же или близкие по составу минералы, которые кристаллизу­ются из самого остаточного расплава. Иными словами, верхние составные части реакционных рядов Н. Л. Боуэна будут образовы­вать габброподобные породы, а нижние – диорито- или гранитопо­добные и при этом близко по времени с кристаллизацией из рас­плава габброидов, диоритов и гранитов. В соответствии с реакци­онными рядами при этом в растворе соответственно должно уменьшаться количество магния, железа, кальция и возрастать количество калия, натрия, кремнезема.

Здесь следует отметить, что Д. С. Коржинский (1955) выде­лял две ранние стадии метасоматоза при становлении интрузи­вов – метасоматоз магматической стадии и автометасоматоз ран­ней щелочной стадии, причем он писал, что «минералогически они тождественны» и «поэтому их расчленение часто затруднительно» (с. 382). По моему мнению, это расчленение не затруднительно, а просто невозможно, потому что это одно и то же явление, но в первом случае проявлявшееся по вмещающим интрузив породам, а во втором случае – по эндоконтактовым породам самого интру­зива, и связано оно с отделением кремнево-щелочных растворов из кристаллизующегося расплава. Если интрузив весь был в рас­плавленном состоянии, кремнево-щелочные растворы воздейст­вовали на вмещающие породы, а если уже закристаллизовалась внешняя корка интрузива, эти же растворы метасоматически воз­действовали и на нее.

Следует также отметить, что, поскольку общее количество выделяющихся метасоматических растворов, и в первую очередь воды, возрастает по мере кристаллизации расплава, соответст­венно наибольшей интенсивности метасоматические процессы достигнут в конечные этапы затвердевания магмы, т. е., скорее всего, при минимальном содержании в них железа и максималь­ном щелочей и кремнезема, так как железо было зафиксировано ранее в породообразующих и акцессорных минералах. Поэтому непосредственным крупным источником железа остаточные рас­творы служить не могут.

В соответствии с реакционными рядами Н. Л. Боуэна на более поздние стации кристаллизации расплавов приходится выделение из расплава кварца, альбита, калишпата одновременно с равно­весной с ними метасоматической ассоциацией такого же мине­рального состава. Выделяющиеся при этом кремнево-щелочные метасоматизирующие растворы являются неравновесными с бо­лее ранними выделившимися из магмы минералами, и в первую очередь железосодержащими – магнетитом, пироксеном, амфибо­лом. Поэтому они начинают реагировать с последними, замещая их лейкократовыми минералами – полевыми шпатами, кварцем и менее железистыми темноцветными минералами. В результате при фильтрации растворов по остывающим периферическим час­тям интрузива они насыщаются железом настолько, что приобре­тают способность его осаждать при благоприятных физико-хими­ческих условиях. В зону кремнево-щелочного метасоматоза могут попадать и вмещающие породы, содержащие железо в рассеянной форме в породообразующих минералах или осадочных железо­рудных проявлениях, дополнительно увеличивая объем его сбора, а в некоторых случаях являясь и главным источником.

Образовавшиеся таким образом железосодержащие рас­творы, встречая на своем пути известняки в зоне высокотемпера­турного метаморфического контактового ореола или в краевых частях интрузива, при наличии здесь также зоны повышенной по­ристости и трещиноватости начинают образовывать скарны, око­лоскарновые полевошпатовые или скаполитовые породы, магне­титовое оруденение.

Необходимо отметить, что непосредственно сами зоны гене­рации рудоносных растворов визуально могут слабо отличаться от соседних участков пород, с которыми оруденение не связано. Это может быть обусловлено тем, что петрогенные автометасоматиче­ские процессы здесь внешне выражаются нечетко, например, за­мещением одних темноцветных высокожелезистых минералов другими, менее железистыми (магнетит биотитом) или в виде не­больших масштабов метасоматических преобразований, а также проявлением их на более значительных глубинах, недоступных непосредственному наблюдению. Здесь наиболее важное значе­ние, по-видимому, имеют не столько объемные масштабы и интен­сивность автометасоматических явлений, сколько те же структур­ные условия, которые способствуют созданию мощной термогид­роколонны растворов, по Г. Л. Поспелову (1962), с широким кону­сом сбора. В зависимости от ширины этой колонны и активности ее развития, даже небольшие по интенсивности автометасомати­ческие процессы могут привести к формированию длительно раз­вивающейся стволовой метасоматической колонны с высокой кон­центрацией железа в ее растворах.

2. Главным источником серы, цветных и редких металлов яв­ляется рудогенерирующий интрузив, из которого они в процессе кристаллизации извлекаются под мобилизирующим воздействием кремнево-щелочных и летучих компонентов – воды, углекислоты, хлора и т. д.

Этот вывод очевиден для большинства исследователей и подтверждается, в частности, отмеченным выше несоответствием между крупными запасами скарново-магнетитового оруденения, несомненно, связанного с крупномасштабными петрогенными ав­тометасоматическими процессами, и относительно меньшими по запасам руд гидротермально-метасоматического оруденения, свя­занного с более низкотемпературным этапом автометасоматоза. Но при этом нельзя исключать и извлечение этих металлов из вмещающих пород при прохождении сквозь них метасоматизи­рующих растворов.

3. Непосредственными переносчиками железа, цветных и редких металлов являются кремнево-щелочные кварц-полевош­пато-слюдообразующие растворы.

Это положение подтверждается тем, что скарново-магнетито­вое оруденение обычно сопровождается одновременно образую­щимися околоскарновыми полевошпатовыми породами, из кото­рых железо выщелачивается кремнево-щелочными растворами. Гидротермально-метасоматические руды цветных и редких метал­лов ассоциируют в грейзенах и других околожильных породах с полевошпато-кварц-слюдистой ассоциацией минералов, сформи­рованных в условиях ее равновесия и устойчивости с кремнево-щелочными растворами.

В этих процессах образуются слюды разного состава. Со скарново-магнетитовым оруденением ассоциирует темная слюда – биотит, а с гидротермально-метасоматическим – белые слюды – мусковит и серицит.

Я не разделяю широко распространенного представления о существенной роли кислотности-щелочности растворов в процессе рудообразования. Хотя, по-видимому, определенные вариации в кислотности-щелочности существуют, но главным фактором мине­ралообразования является то, что эти растворы образуют кварц, полевые шпаты и слюды, т. е. содержат кремнезем и щелочи, ко­торые привносятся как из магматического расплава, так и перерас­пределяются во вмещающих породах в процессе метасоматоза. Другими словами, важнее представления о дифференциальной подвижности компонентов не как результата различной скорости их выщелачивания кислотными компонентами и последующего осаждения в виде оснований, а как конкретно наблюдаемой по ми­неральным ассоциациям миграционной способности компонентов, которую и следует детально изучать.

Кремнево-щелочные растворы, метасоматически перераба­тывая породы эндо- и экзоконтакта, способствуют мобилизации и перемещению других более инертных компонентов – глинозема, кальция и магния – и их перераспределению между трещинными пустотами и вмещающей породой, что в целом создает условия для задержания и фиксации полезных рудных компонентов в пре­делах трещиноватых рудных зон. Можно сказать, что наиболее общим условием рудообразования является воздействие крем­нево-щелочных рудосодержащих магматогенных растворов на по­роды эндо- и экзоконтакта интрузива с приведением в подвижное состояние содержащихся здесь компонентов и последующего пе­рераспределения всех компонентов между трещинными зонами и вмещающей породой таким образом, что оруденение оказывается зафиксированным преимущественно вдоль гидротермальных жил или контактов пород разного состава в зависимости от энергоза­тратности составляющих его минералов.

Кремнево-щелочные растворы могут изменять свой состав в разных температурных зонах остывающего интрузива. Например, в зоне скарново-магнетитового оруденения в них доминируют ще­лочные компоненты, а в зоне гидротермального и грейзенового оруденения возрастает относительная роль кремнезема с широ­ким развитием окварцевания. Такая дифференциация может быть вызвана осаждением большей части щелочных компонентов в нижней наиболее высокотемпературной зоне, так что в более низ­котемпературных периферических зонах состав растворов меня­ется на существенно кремнеземистый.

4. В трещинах и тектонических полостях рудоносный флюид на завершающей фазе метасоматоза находится в виде высококон­центрированного гелеобразного раствора полимеризованных мак­ромолекул коллоидных размеров.

До начала 60-х годов прошлого века представления о колло­идной природе рудоносного флюида развивались рядом исследо­вателей (Чухров, 1955; Радкевич, 1952; Бетехтин, 1955; Левицкий, 1955). Позднее в связи с широким развитием новой науки – поли­мерной химии – представления о коллоидах в геологии сменились представлениями о крупных полимеризованных макромолекулах и о растворах комплексных полимеризованных соединений, участ­вующих в рудообразовании. Эти представления отражены в рабо­тах А. А. Беуса (1968), Г. И. Щербы (1968), П. Ф. Иванкина (1970), Г. С. Кормилицына (1973), Л. Н. Овчинникова (1988) и др. По-види­мому, их сейчас следует считать общепризнанными.

5. Рудообразующие растворы отделяются от переходной зоны магма + кристаллы между затвердевающей верхней коркой интру­зива и остающимся жидким расплавом. Эта зона постоянно пере­мещается в ходе остывания интрузии вглубь нее, и соответственно вместе с ней перемещается источник растворов.

Это представление развивает Е. Т. Покалов (1992) и другие исследователи. Для рассмотрения этого положения необходимо обратиться к механизмам затвердевания расплавов, детально изученным в металлургии и камнелитейном производстве (Вейник и др., 1960; Хан и др., 1969). Известны два типа затвердевания расплава: так называемые объемный и последовательный. Пер­вый тип осуществляется при небольших величинах теплообмена между расплавом и вмещающими породами или стенками вме­шавших расплав камер. Ввиду отсутствия заметного перепада температур в остывающем расплаве при его поликомпонентном составе температура расплава плавно понижается от температуры ликвидуса до температуры солидуса. Вследствие образования кристаллического каркаса по всему его объему расплав схватыва­ется уже до полного затвердевания. Затем происходит затверде­вание межзернового остаточного расплава. Поэтому для объем­ного процесса затвердевания характерны равномерность струк­туры, пористости и значительная степень кристалличности веще­ства. Все это типично для абиссальных и мезоабиссальных интру­зивов.

Последовательный характер процесса затвердевания наблю­дается в условиях интенсивного теплообмена между расплавом и вмещающими жеодами, что типично для гипабиссальных интрузи­вов, с которыми связано большинство скарновых и гидротер­мально-метасоматических месторождений. Здесь вследствие рез­кого перепада температур расплав затвердевает постепенно в на­правлении от периферии к центру. При этом в кристаллизующемся расплаве различаются три зоны: внешняя – твердая корка, внут­ренняя – жидкая и переходная между ними, содержащая и твер­дые кристаллы, и расплав. По мере увеличения теплообмена ши­рина переходной зоны уменьшается и, наоборот, увеличивается при его уменьшении. При достаточно малой интенсивности тепло­обмена, когда ширина переходной зоны превышает половину мощности магматического резервуара, условия соответствуют уже объемному затвердеванию.

В ходе кристаллизации расплава ширина внешней твердой зоны все более возрастает, а объем внутренней жидкой зоны, представляющей собой остаточный расплав, все более сокраща­ется. Причем на примере отливок в камнелитейном производстве известно, что летучие газы отделяются после начала кристаллиза­ции расплава и накапливаются в пустотах – так называемых уса­дочных раковинах, в ряде случаев под кристаллизующейся коркой. Причем нередко наблюдается целая цепочка таких пустот под по­следовательно надвигающейся коркой вплоть до самого центра отливок (рис. 48). При отсутствии в расплаве газов усадочные ра­ковины не образуются.

Ритмичность и последовательный характер кристаллизации расплавов в природных геологических условиях хорошо изучены на примере базитовых расслоенных массивов (Шарков, 1980) и кислых интрузивов (Шахов, 1960; Осипов, 1974).

Рис. 48. Схема стадий затвердевания простейшей отливки силикатного расплава или металла при последовательном режиме охлаждения (по И. В. Чернявскому, 1964 и М. А. Осипову, 1974) 1 – образование первичной кристаллической корки; 2, 3 – образование усадочных раковин при более прочной корке (сплошная заливка); 4 – ко­нечная картина расположения усадочных раковин, переходящих к центру отливки в мелкую пористость

Если взять отдельную переходную зону интрузива в опреде­ленный момент его кристаллизации, то в ней процесс отделения летучих происходил во всем интервале, от собственно магматиче­ского этапа до позднемагматического. Интенсивность этого потока соответственно нарастала от начальных этапов кристаллизации к более поздним когда кристаллизовалась основная масса рас­плава. Поэтому главный объем летучих выделялся в более позд­ние, т. е. в позднемагматические стадии кристаллизации этой зоны. Причем тем позднее, чем больше предел их растворимости в остаточном межзерновом расплаве и чем меньше их количество. Переходная зона постоянно перемещается в направлении от кон­такта в глубь интрузии (рис. 49), значит, если, например, завер­шающая кристаллизацию зона интрузии мощностью 1 м выделяет остаточные компоненты на позднемагматической стадии, то ниже­лежащий, более глубинный слой незатвердевшего расплава – на магматической. В результате этого должны происходить наложе­ние и смешение тех и других при просачивании вверх и образова­ние суммарного потока остаточных компонентов, в котором основ­ная масса последних будет отвечать их части, удаляющейся из расплава на позднемагматическом этапе, соответствующем вре­мени кристаллизации наиболее кислого кремнево-щелочного оста­точного расплава. Поскольку этот расплав может оставаться как в средне-основных, так и в кислых фациальных зонах интрузива, суммарный поток остаточных компонентов по составу и темпера­туре будет практически неизмененным в месте отделения или слабо меняться в течение всего периода затвердевания интру­зива, даже если последний будет иметь зональное строение от габбро-диоритовых краевых зон до кислых гранитоидных глубин­ных частей плутонов. В пространстве же этот поток будет изменять состав и температуру, так как, удаляясь от погружающегося в глубь интрузива источника, он будет проходить по уже остываю­щим породам.

Поэтому, по моему мнение, процесс всего рудообразования, начиная от скарнового этапа и кончая низкотемпературным гидро­термальным, происходит под воздействием неизменного во вре­мени и постоянного по составу потока растворов в месте их отде­ления в переходной зоне магма + кристаллы затвердевающего интрузива. Это представление отличается от мнения предыдущих исследователей.

Вместе с первичными летучими компонентами самого рас­плава такую же последовательность выделения из него должны иметь в случае их проявления и трансмагматические растворы, которые, как отмечал Д. С. Коржинский (1968), в процессе кристал­лизации магмы становятся, по существу, не отличимыми от пер­вых. Вопрос о роли трансмагматических флюидов и рудообразова­нии рассмотрен в ряде работ (Летников, 1988, 2001; Иванкин и др., 2001; Маракушев, 1983; Овчинников, 1988; Зотов, 1989, и др.).

Рис. 49. Последовательные стадии затвердевания гипабиссального ин­трузива и формирования скарново-магнетитового оруденения в соответ­ствии с автометасоматически-мобилизационной моделью 1 – вмещающие силикатные породы, 2 – известняки, 3 – затвердевшая краевая часть интрузива, 4 – жидкий расплав, 5 – промежуточная зона – расплав + кристаллы, 6 – скарново-магнетито-сульфидное оруденение, 7 – зона выщелачивания железа из интрузива и вмещающих пород около синкристаллизационного тектонического нарушения или контракционной трещины, 8 – температурные зоны вокруг интрузива, в которых в случае благоприятных физико-химических и структурных условий могут форми­роваться скарны и магнетитовое оруденение (а, б), сульфидное орудене­ние (в)

6. Наблюдаемые признаки стадийности минералообразова­ния в месторождениях объясняются смещением температурных поясов по мере остывания интрузии в более глубокие ее зоны или подновления тектонических подвижек.

Хорошо известно, что отложение руд очень заметно зависит от температуры прогревания вмещающих пород, где происходит рудообразование. На этом основаны теория Эммонса о концен­трически-зональном распределении месторождений около бато­лита в соответствии с температурными зонами около него и пред­ставление о высоко-, средне- и низкотемпературных месторожде­ниях (Шнейдерхен, 1958). Также в зависимости от температуры прогрева определенных периферических зон интрузива происхо­дит отложение рудных компонентов и непосредственно в пределах конкретного месторождения. Иными словами, в непосредственной близости от зоны отделения рудоносных растворов отлагаются наиболее высокотемпературные рудные ассоциации, выше, в бо­лее остывших породах – низкотемпературные и т. д. Например, высокотемпературное скарново-магнетитовое оруденение образу­ется в непосредственной близости от контакта, а сульфидное гид­ротермально-метасоматическое оруденение должно быть выше его во вмещающих породах (см. рис. 49). Однако фактически обычно бывает, что гидротермально-метасоматические руды или пространство совмещены с ним, накладываясь на него, или распо­лагаются ниже. Это несоответствие объясняется тем, что в про­цессе рудообразования происходит смещение температурных зон остывающего интрузива, поэтому минеральные ассоциации верх­них более низкотемпературных зон в процессе смещения накла­дываются на уже образовавшиеся минеральные ассоциации ниж­них более высокотемпературных, создавая таким образом темпе­ратурную стадийность. Хотя в пространстве рудообразование раз­ных температурных уровней разобщено, но в конкретно наблю­даемых месторождениях совмещается в одной рудной зоне или рудном теле. Это, по моему мнению, может происходить по двум причинам.

Во-первых, если рудоотложение может происходить только в одном благоприятном для осаждения руд уровне, например в кон­такте с линзой известняков или в пределах локальной тектониче­ской структуры. Выше или ниже этого участка, рудные компоненты, хотя потенциально способны осаждаться по температурным усло­виям, не могут этого сделать из-за неблагоприятных структурно-вещественных условий и поэтому уходят отсюда и рассеиваются. Во-вторых, если рудоотложение происходит существенно диффу­зионным способом, то только в зоне благоприятной тектонической структурой или с наличием пород-осадителей компонентов при прохождении всех температурных уровней остывающего интру­зива. За пределы этой зоны рудные компоненты не уходят, так как именно их осаждение здесь вызывает соответствующий диффузи­онный градиент и диффузионную миграцию из соседних участков.

В случае повторяющихся тектонических подвижек образую­щиеся рудные жилы могут пересекаться рудными жилами другого состава, как отражено в пульсационной теории гидротермального рудообразования С. С. Смирнова (1937).

7. Необходимым условием формирования постмагматиче­ского оруденения является развитие одновременно с кристалли­зацией интрузии тектонических зон и контракционных трещин в ее экзо- и эндоконтактах, способствующих созданию мощных термо-гидроколонных рудоформирующих растворов. Причем оруденение, в первую очередь самое раннее скарново-магнетитовое, при раз­витии трещин может пересекаться продуктами кремнево-щелоч­ного метасоматоза и находиться в сложных взаимоотношениях с дайковой фазой интрузивного комплекса, т. е. пересекаться ею, накладываться на нее или развиваться одновременно.

Наличие прожилков полевошпатовых и кварц-полевошпато­вых пород среди скарнов и руд объясняется инъекцией более све­жих глубинных растворов вдоль подновляющихся тектонических интерминерализационных трещин (рис. 50).

Противоречивые взаимоотношения с оруденением дайковой свиты пород широко освещены в литературе (Абдуллаев, 1957; Шипулин, 1968). Очень эффектно они проявляются на примере гидротермальных сульфидно-кварцевых прожилков в контакте с гранитоидным массивом в карьере Борок на окраине Новосибир­ска, где, как отмечалось выше, дайки плагиогранитов пересекают эти жилки или сами пересекаются ими.

Образование контракционных трещин в остывающей верхней корке интрузива в результате уменьшения объема твердой фазы по сравнению с жидкой описано М. А. Осиповым (1974) на примере субвулканических гранитоидных массивов.

8. Причиной формирования подавляющей массы постмагма­тических месторождений на глубинах, не превышающих 4–5 км от земной поверхности, является так называемый последовательный тип затвердевания интрузивов с постепенным нарастанием коры затвердевания. Это может осуществляться только при достаточно большой величине теплообмена между расплавом и вмещающими породами при относительно близком их расположении от поверх­ности Земли, как показано выше. На больших глубинах последова­тельный тип затвердевания интрузива сменяется объемным, од­новременным по всему объему магмы, и поэтому локальное кон­центрированное выделение рудоформирующих растворов стано­вится невозможным или вероятным в очень редких благоприятных случаях.

Рис. 50. Вверху – метасома­тическое замещение магнети­товой руды кварц-плагиокла­зовыми прожилками (скв. 303, гл. 337 м), внизу – пересече­ние амфибол-магнетитовыми прожилками рудогенерирую­щего плагиогранитного интру­зива в непосредственном кон­такте с магнетитовым рудным телом (скв. 303, гл. 431 м). Фото керна скважины на Ин­ском скарново-магнетитовом месторождении на Алтае

Л. Н. Овчинников (1968) считал одной из важнейших причин рудообразования скачкообразное увеличение пористости пород на глубинах менее 4–5 км.

Я согласен с этими представлениями, но выдвигаю новую идею о роли последовательного типа кристаллизации интрузивов и возвожу ее в ранг важнейшего доминирующего фактора, который обусловливает максимальную глубину возникновения промышлен­ного оруденения и потенциальную рудоносность того или иного интрузива. В связи с этим следует обратить внимание на то, что подавляющее большинство постмагматических месторождений приурочены к гипабиссальным и субвулканическим интрузивам, тогда как абиссальные и мезоабиссальные интрузивы часто бы­вают безрудными. Именно близповерхностные интрузивы в усло­виях быстрой теплоотдачи способны начать кристаллизоваться, последовательно наращивая кору затвердевания, под которой возможна существенная концентрация растворов и, при наличии контракционных трещин и тектонических разломов, – последую­щее рудообразование.

9. При формировании постмагматического оруденения выде­ляются два типа фаций – механико-энергетические и физико-хи­мические. Первые формируются поперек трещинных зон в соот­ветствии с предложенным мною механико-энергетическим принци­пом формирования метасоматической зональности, а вторые – вдоль трещинных зон в зависимости от изменения температуры, давления, состава растворов и вмещающих пород.

Выше в соответствующем разделе дана характеристика этих фаций. Следует отметить, что эти фации различаются масштабом. Если механико-энергетическая фация – это одна из зон единой метасоматической колонки в представлении Д. С. Коржинского, то физико-химическая фация – это одна из цепочки метасоматиче­ских колонок, развивающихся вдоль по падению или простиранию тектонических разломов.

10. Образование трещинно-жильного оруденения происходит в процессе действия механизма диффузионного флюидозамеще­ния с доведением рудоносного флюида в жилах до высококонцен­трированного гелеобразного состояния и последующей его кри­сталлизацией и перекристаллизацией. Основную роль играют диффузионные процессы обмена вещества между трещинными полостями и вмещающими породами и с источником рудоносных флюидов в интрузиве. Инфильтрация растворов имеет подчинен­ное значение.

Выше была уже дана характеристика механизма диффузион­ного флюидозамещения. Следует отметить, что, поскольку он формирует оруденение при существенной роли диффузионных процессов, здесь не требуется большого количества водных рас­творов в качестве переносчика рудных компонентов. Этим снима­ется проблема, всегда смущавшая геологов при объяснении гид­ротермального рудообразования, так как при учете малой раство­римости рудных компонентов в растворах для образования место­рождений инфильтрационным способом требовались целые океаны воды, которые рудогенерирующие интрузии не в состоянии поставить. Для объяснения этой проблемы ранее предлагалась идея о существовании замкнутых гидротермальных систем с мно­гократной конвекционной циркуляцией компонентов, выносимых из зон изменения, возвращающихся путем диффузии в трещинные зоны и далее перемещающихся в очаги возникновения минерали­зующих растворов (Шлыгин, 1966), или другие подобные виды ин­фильтрационных рециклинговых систем (Кривцов, 1989; Покалов, 1992).

А. С. Лапуховым на примере диффузии ионов свинца, Р. Д. Ковалевым и др. (1969) на примере диффузии радиоактив­ного кальция сквозь водонасыщенные горные породы эксперимен­тально показано, что диффузия является одной из эффективных форм массопереноса при гидротермальном рудообразовании.

11. Образование участков рудных жил с повышенными мощ­ностями (рудные столбы) и признаки силового нагнетания и вне­дрения флюидного материала в трещинные зоны обусловлены гидродомкратным эффектом перекачивания жидкого флюида из тонких прожилков в более крупные трещинные полости и раздви­гания последних под воздействием повторяющихся тектонических подвижек. Этот эффект в ряде случаев может способствовать пе­ремещению жидкого рудного флюида из нижних зон его генерации в верхние зоны его концентрации в благоприятных структурах в виде крупных рудных залежей. Я впервые выдвигаю идею о при­менимости принципа действия гидравлического домкрата в геоло­гических процессах, поэтому приведу более детальную его харак­теристику.

В технике хорошо известен принцип действия гидравличе­ского домкрата. Конструктивно он состоит из двух гидравлически соединяющихся большого и малого цилиндров с поршнями (рис. 51, а) Если давить на поршень малого цилиндра, то жидкость будет перетекать в большой цилиндр и создавать там большое давление на поршень, заставляя его подниматься. Это давление будет прямо зависеть от разности площадей поршней в обоих ци­линдрах: чем больше площадь большого поршня по сравнению с малым, тем соответственно больше давление, создаваемое жид­костью в большом цилиндре при выдавливании ее из малого. Это следует из закона Паскаля: поверхностные силы, действующие на неподвижную жидкость (или газ), создают давление, одинаковое во всех точках жидкости. Значит, если площадь поршня в малом цилиндре равна, например, 1 см² и создаваемое давление равно 5 кг, то это давление действует на каждый квадратный сантиметр поверхности большого поршня. Но поскольку его площадь состав­ляет, например, 20 см², на эту площадь действует сила 20  5 = = 100 кг.

Можно несколько модернизировать этот домкрат, сделав, на­пример, малый цилиндр в виде гибкого резинового шланга, закупо­рив его свободный конец. В этом случае эффект гидродомкрата можно будет осуществить путем сдавливания этого шланга (см. рис. 51, б), перегоняя жидкость так же, как и под действием поршня. Именно подобие этого варианта осуществляется в геоло­гических процессах в земной коре.

Рис. 51. Принцип действия гидравлического домкрата: а – схема действия обычного домкрата; б –  схема действия домкрата с резиновым шлангом вместо малого цилиндра; в – модель домкрата в виде большого сосуда чечевицеобразной формы и присоединенной к нему резиновой трубки. Стрелками показано движение жидкости и направление давления на стенки домкрата

Силу действия этого домкрата можно проверить простым экс­периментом и расчетами (Павленко, 1988). Для этого в сосуд раз­мером 3020 см через вертикально расположенную трубку нальем некоторое количество воды и, встав на доску, положенную на со­суд, продолжим доливать воду в трубку. Если высота трубки с во­дой 1 м и площадь ее сечения 1 см², то в сосуде в соответствии с расчетами создастся давление, равное 60 кг, способное поднять человека на доске, т. е. всего лишь столбика воды весом 100 г достаточно, чтобы поднять человека. Можно этот эксперимент из­менить, взяв предмет весом в 100 г и положив его на горизон­тально лежащую трубку, закупоренную со свободного конца, при­чем таким образом, чтобы площадка, которой придавлена трубка, составляла 1 см². В этом случае в большом сосуде будет созда­ваться такое же большое давление, как и в предыдущем опыте.

Действие подобной модели используется в технике геолого­разведочных работ. Например, когда закачивают воду или рас­творы в скважину, жидкости, попадая в трещины вмещающих по­род и растекаясь в них, создают огромное давление, заставляя их расширяться.

Рис. 52. Схема действия гидродомкратного эффекта на примере плоского резинового сосуда (типа грелки) с водой, сдавливаемого тремя жесткими пластинками разной площади

Можно создавать давление еще и третьей пластинкой на сво­бодную поверхность сосуда. Но эффект будет тот же: чем меньше площадь участков сосуда, сдавливаемых двумя первыми пластин­ками, тем больше сила выпирания сосуда вверх в районе третьей пластинки, даже если сила действующей внешней нагрузки на по­следнюю равна силе нагрузки, действующей на первые две пла­стинки (см. рис. 52).

В собственно геологических процессах в наиболее типичном виде эти модели проявляются в зонах тектонических разломов, в которых зарождаются рудные месторождения и магматические породы; с ними связаны миграция и концентрация подземных вод и нефти. При тектонических подвижках в горных породах образу­ются трещины с большим количеством пустот самых разнообраз­ных размеров и форм, заполняющихся в первую очередь водой (рис. 53). Здесь существуют как большие трещины, обычно вдоль разлома, так и более мелкие, обычно оперяющие их, расположен­ные по отношению к ним поперек под разными углами. По суще­ству, каждая такая продольная трещина – это аналог большого резервуара гидравлического домкрата нашей последней модели, а маленькая оперяющая трещина – это резервуар малого сосуда домкрата, т. е. резиновой трубки. При последующих тектонических подвижках в первую очередь будут сдавливаться малые оперяю­щие трещинки, как это происходит в домкрате. Для их сжатия дос­таточно небольшого усилия, чтобы жидкость выдавилась и пере­шла в большую трещину, создав там большое давление на стенки и тем самым раздвинув ее еще больше (рис. 53), поскольку вслед­ствие меньших размеров небольших трещин площадь сдавлива­ния в них (площадь малого поршня домкрата) в любом случае меньше площади стенок больших трещин (площади большого поршня).

Рис. 53. Вверху – схема действия гидродомкратного эффекта в тектонической зоне в горных породах; внизу – типичная схема распределения трещин в тектонической зоне. Жирными стрелками показано направление сдвига в зоне

Таким образом, в результате действия гидродомкратного эф­фекта в заполненных жидкостью тектонических зонах земной коры должно происходить силовое увеличение объема крупных тре­щинных резервуаров. Причем давление на стенки, возникаю­щее при их формировании, может существенно превышать тектони­ческое давление, создаваемое сжатием горных пород. В этом слу­чае жидкость, заполняющая резервуары, сама приобретает значи­тельную силу, способную разрывать горные породы и внедряться в них. Именно это широко наблюдается в геологических процессах.

Это можно видеть на примере формирования гидротермаль­ных месторождений. Хорошо известно, что приуроченные к зонам тектонических разломов жильные тела имеют многочисленные раздувы своей мощности, так называемые «рудные столбы», кото­рые являются наиболее ценными объектами для эксплуатации. Геологические наблюдения показывают, что рудные тела обычно имеют все признаки силовой инъекции рудного материала в виде жидкого флюида с образованием брекчий и так называемых за­крытых эксплозий. Объясняют это разными причинами (Иванкин, 1970, 1991; Туговик, 1974), но никто не пытался привлечь для объ­яснения гидродомкратный эффект, в том числе и в новейших ра­ботах, доказывающих приуроченность ряда крупных месторожде­ний к тектоническим зонам сжатия (Шакин, 1997).

В магматической геологии известно, что магма внедряется в виде крупных интрузивных массивов, нередко образуя громадные плутоны объемом в сотни кубических километров. В то же время известно, что зарождение этих плутонов, например кислого грани­тоидного состава, происходит в зонах мигматизации и гранитиза­ции, где они возникают сначала в виде тонких мигматитовых про­жилков и затем сливаются в более крупные резервуары. Это слия­ние очень просто объясняется действием гидродомкратного эф­фекта: очень легко образовать крупный резервуар из жилок при относительно небольшом давлении, а чтобы загнать жидкость об­ратно в эти жилки, нужно огромное давление, которое в тех усло­виях невозможно. Этим же объясняется то, что подавляющая часть магматического материала интрузий в земной коре сосредо­точена в крупнейших плутонах, так как в соответствии с гидродом­кратным эффектом в них легче выдавливать магму из мелких ре­зервуаров, чем наоборот.

В гидрогеологических процессах подземные воды, заполняю­щие все трещины и поры, при тектонических подвижках также стремятся создать в зонах разломов более крупные объемы в виде заполненных водой крупных трещин. Под действием гидродом­кратного эффекта вода стремится раздвинуть стенки трещин и этим увеличить проницаемость горных пород. Иными словами, не только тектонические подвижки, но и сама вода способна дополни­тельно создавать зоны повышенной проницаемости пород: если, например, в каком-либо участке нет особой зоны разлома, но по­рода испытывает общее объемное сжатие. Здесь вода, перетекая из мелких трещинок в более крупные и раздвигая их стенки, может создавать ослабленные зоны и инициировать тектонические нару­шения, создав этим крупную стволовую зону инфильтрации.

В нефтяной геологии действием гидродомкратного эффекта можно объяснить формирование трещинных зон – ловушек, где сосредоточены месторождения нефти. Можно предполагать, что эти трещинные зоны – коллекторы не только существовали до инъекции нефти, но сама нефть их расширяет по площади и по объему в процессе тектонических нагрузок, которые испытывают горные породы в процессе формирования месторождений.

Действие гидродомкратного эффекта проявляется также при пластических деформациях горных пород и особенно наглядно это видно в так называемой соляной тектонике. Соль при тектониче­ских нагрузках ведет себя как пластичная масса, создавая из пла­стовых залежей интрузивоподобные соляные купола. Образование таких куполов можно объяснить действием модели резинового плоского сосуда, сдавливаемого двумя жесткими пластинками. В каком-либо участке соляного пласта создается локальное по пло­щади сдавливание под действием веса пластов или тектонической нагрузки. Следует отметить, что такое относительно небольшое по площади сдавливание обязательно должно существовать где-либо в пласте, так как сложная система чередования горных пород в земной коре неоднородна во всех своих участках, где-то она соз­дает больший по площади участок сдавливания, а рядом меньший. Причем эти вариации в площадях сдавливания проявляются го­раздо более резко, чем в силе сдавливания. Последнее может быть и одинаково во всех участках пласта, но в одном месте оно воздействует на большей площади пласта, а в другом – на мень­шей, где и создается большее давление на всю массу соли в це­лом.

Локальное сдавливание создает перетекание соляных масс в те участки, где сдавливание меньше за счет большей по площади участка сдавливания пласта или вследствие возникновения раз­двигания пород при тектонических подвижках. Поэтому соль вы­давливается из участков с локальной нагрузкой в соседние уча­стки. Так же осуществляются пластические деформации горных пород любого другого состава, если при определенных физико-хи­мических условиях земных глубин они приобретают способность к течению, причиной которого является неравномерное по площади сжатие этих пород и их перетекание из участков узколокального сжатия в те участки, где больше общая площадь сдавливания.

В принципе, этот вариант перетекания пластичных соляных масс соответствует варианту перетекания жидкости в земной коре – воды, флюидов, магм, нефти – из маленьких резервуаров в большие, так как здесь роль маленького резервуара играет тот ло­кальный участок сдавливания соляного пласта, откуда соль пере­текает в новообразующийся соляной купол.

Под действием гидродомкратного эффекта в земной коре при тектонических подвижках жидкости последовательно перетекают из мелких резервуаров в более крупные. При этом создается сило­вое давление, расширяющее стенки более крупных резервуаров. В результате жидкости отвоевывают для себя пространство у горных пород, образуя крупные рудные жилы, крупные магматические плутоны, нефтяные месторождения, бассейны подземных вод и т. п.

В геологии господствует такая точка зрения: только тектоника создает все пустоты, которые пассивно заполняются жидкостью, либо тектонические процессы выдавливают жидкости из более сжатых участков в менее сжатые. На основании же приведенной мной новой идеи можно сделать однозначный вывод: тектоника только инициирует создание резервуаров, а жидкость затем соз­дает и расширяет их благодаря гидродомкратному эффекту.