ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 24.06.2024
Просмотров: 92
Скачиваний: 0
процесс серпентинизации перидотитов верхней мантии, вскрываемых в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов, также пришли к выво ду о ювенильном характере воды и углекислоты, вызывающих их серпентинизацию. Но верхняя температурная граница существования серпея тина определяется -v в 500 С. Поэтому десерпентинизация перидотитов верхней мантии при ее погружении под континент (в соответствии с ги потезой Х.Хесса) и нагреве до 500 С, должна приводить к выделению вместе с водой огромных количеств бора, который по разломам и зо нам нарушений может проникать в земную кору краевых частей конти нента.
Следовательно, выплавление из эклогитов андезитовых расплавов в условиях переходной зоны от материка к океану, вероятно, происходит на фоне выделения из мантии калия, олова, меди, а подъем этих расплавов в земную кору совпадает в верхних частях мантии с потоком бора. Видимо, это и обеспечивает возникновение в этой зоне не андезитовых, а трахиандезитовых расплавов и их специфическую металлогеническую специализацию в отношении олова, меди и бора. Это позволяет предпо лагать, что основным источником олова, меди и бора гранитоидов по вышенной основности в районах развития сульфидно-касситеритового оруденения является не земная кора, а верхняя мантия Земли.
Все это подводит нас к переоценке в наших представлениях роли и значения мантии Земли как источника рудного вещества, в том чис ле и для такого элемента, как олово, которое традиционно связывалось с кислым гранитоидным магматизмом и земной корой.
Таким образом, единого для всех случаев механизма возникновения металлогенической специализации интрузий, видимо, нет. Пути образо вания металлогенически специализированных интрузий могут быть раз личны, а дифференцированное поведение рудных элементов в осадочных, осадочно-метаморфических и магматических процессах, обусловленное сложным сочетанием различных физико-химических факторов, приводит к избирательному накоплению в отдельных магматических образованиях только некоторых рудных элементов, в отношении которых и проявляет ся металлогеническая специализация интрузий.
О ПРОБЛЕМЕ ИСТОЧНИКА РУДНОГО ВЕЩЕСТВА
ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Как известно, наиболее распространенной точкой зрения на источник рудного вещества является представление об отщеплении в конечные стадии дифференциации гранитоидного расплава остаточного флюида, обо гащенного легколетучими, гаплоидными соединениями рудных элементов, который, охлаждаясь, порождает гидротермальный процесс рудообразования.
В качестве причины отделения паровой фазы, несущей рудные эле менты, от магматического расплава обычно рассматриваются два воз можных механизма. Один из них, "механизм Грейтона", объясняет от деление и восходящую миграцию ювениальных растворов действием фильтрпрессинга, т.е. выжимания порового раствора из уже существенно раскристаллизованного интрузивного материала под действием веса стол ба вышележащих пород. Зоны трещиноватости, разломы в этом случае действуют как мощные дренирующие системы, вбирая в себя первоначаль но рассеянный поток раствора и транспортируя его на большие расстоя ния вплоть до самых верхних этажей земной коры.
Применительно к процессу охлаждения кислой магмы, богатой лету чими, выделяются две крайние эволюционные схемы: изохорическое ох лаждение расплава без вскипания, когда остаточный силикатный расплав непрерывно переходит в надкритический водный раствор, что, возможно, и имеет место при образовании апогранитов, и изобарическое охлажде ние с обязательным вскипанием. Но даже и во втором случае, в соб ственно магматический этап, только незначительная часть магматиче ских растворов приповерхностной части расплава может быть удалена из интрузии. Как только вокруг внедрившегося интрузива образуется кристаллическая кора, в ее пределах начинает действовать механизм грейтоновского отжимания (Пэк, 1968). Весьма важным обстоятельст вом является, пожалуй, достаточно единодушная точка зрения о том, что в данном случае отделение газово-паровой фазы от магматическо го расплава происходит после его значительной раскристаллизации, т.е. после выделения из расплава основных породообразующих минера лов.
В то же время известно, что породообразующие минералы гранитоидов являются носителями и концентраторами многих рудных элементов, которые изоморфно входят в структуру этих минералов при их кристал лизации из магматического расплава. Так, свинец обычно концентриру ется в калиевом полевом шпате; бор и вольфрам - в плагиоклазе; оло во, цинк, тантал, ниобий, медь и ряд других - в биотитах и роговых обманках и т.д. Для того чтобы рудные элементы после захвата их породообразующими минералами могли в достаточной степени концентри роваться в отделяющейся газово-паровой фазе, нужно, чтобы уровень их содержания в магматическом расплаве заметно превосходил "изомор фную емкость" породообразующих минералов или происходила ликвация
магмы с предшествующей кристаллизации концентрацией в несмешиваю— щейся жидкости рудных элементов. Для отдельных элементов, изомор-
53
фнзм которых с петрогенными элементами весьма ограничен (например, Tli и др.), .можно предполагать возможность первого пути, но для большинства рудных элементов это требует столь высоких их содержаний в расплаве, что становится маловероятным.
В качестве второго механизма отделения ювенильных растворов от магматического очага обычно рассматривается возможность ретроград ного кипения расплава. Особенно часто этот механизм отделения раст воров привлекается для гипабиссальных условий остывания магмати ческих расплавов, где его действие наиболее вероятно ввиду относи тельно низкого внешнего давления. Экспериментальное изучение расв. воримости воды и водно-солевых составов в силикатных расплавах, проведенное В.А.Николаевым (1961), Н.И.Хитаровым и др. (1959), свидетельствует о возможности этого способа отделения от расплавов га зо-паровой фазы. Менее определенны данные, касающиеся возможности отделения от расплавов вместе с газопаровой фазой рудных элементов,
Так, прямое экспериментальное изучение распределения молибдена между силикатным расплавом и сосуществующим паром, проведенное Н.И.Хитаровым и др. (1-967), с достаточной определенностью показало резко преимущественное связывание его расплавом и весьма незначи тельное отделение в газово-паровую фазу. Коэффициент распределения молибдена между газово-паровой фазой и расплавом при 1000 С и Р = 1000-3000 атм составляет 0,05-0,20; а в случае обогащения рас
плава NaCl поднимается до 0,12-0,30. Это может обеспечить концентрацию молибдена в отделяющейся газовой фазе 10“ ° г/л , а в случае обогащения расплава NaCl -10“^ г/л, что на порядок ниже обычно определяемой по газово-жидким включениям минимальной концентрации рудных элементов в гидротермальных растворах. Если учесть, что ис ходное содержание молибдена в шихте было на четыре порядка выше его обычного содержания в гранитах, то реальность этого способа по ступления молибдена в рудообразующий гидротермальный раствор ста новится сомнительной.
Экспериментальное изучение распределения олова между силикатные расплавом и сосуществующей водно-паровой щелочно-хлоридной фазой также показало резко преимущественное, связывание олова силикатным расплавом и его крайне малый выход в сосуществующую газово-паро вую фазу. Для гранитного расплава и сосуществующей газово-паровой фазы раствора КС1—NaCl—i^^COj-NaF—Н2 О коэффициент распределен® олова (пар/расплав) оказался меньше 0,001, а для расплава щелочно го нефелинового сиенита и сосуществующей газово-паровой фазы нат- рово-хлоридного раствора коэффициент распределения олова лежит в интервале 0,01-0,07 (табл. 12). Правда, в тех же опытах, коэффициент распределения свинца оказался значительно выше и в случае нефелино вого сиенита он составляет 0,15 - 0,65.
Эти пока еще единичные данные уже свидетельствуют о дифференци рованном поведении рудных элементов при отщеплении от расплава га зово-паровой фазы. Одни элементы, по-видимому, могут выноситься из расплава газово-паровой фазой (например, РЬ), другие нет (напри мер, Sn из гранитного расплава при данных Р и Т ), а третьи занима ют промежуточное положение (Мо). Но даже, если доказывается воэ-
54
можность значительного отделения от силикатного расплава с газово паровой фазой какого-либо рудного элемента, то еще не подтверждена возможность этого способа поступления его в гидротермальный раствор. Дело в том, что термодинамические расчеты показывают крайне огра ниченную возможность существования в расплаве простых галоидных соединений рудных элементов, поскольку галоиды в этих условиях пре имущественно связаны не с рудными, а с петрогенными элементами, причем по мере остывания расплава прочность этих связей возрастает (Барсуков, 1964). Имеющиеся экспериментальные данные и термодина мические расчеты указывают на возможность и вероятность образова ния в надкритических условиях комплексных соединений рудных элемен тов. Не исключено, что некоторые из них окажутся устойчивыми как в надкритических, так и в гидротермальных условиях. Но многие из них, как об этом свидетельствует химия комплексных соединений, могут ока заться устойчивыми только в надкритических условиях, а при переходе
кгидротермальным условиям подвергаться гидролизу и разложению. Поведение простых галоидных и комплексных соединений рудных
элементов в магматических, надкритических и гидротермальных усло виях требует еще своего тщательного экспериментального изучения. Пока же недостаточность достоверных экспериментальных данных в этой области не позволяет отказаться от высказываемых сомнений в реальности этого способа формирования рудных месторождений, связан ных с кислым магматизмом.
В последнее время А.И.Тугариновым и рядом других исследовате лей высказывается иная точка зрения на источник рудного вещества гидротермальных месторождений. Согласно этой гипотезе, отрицается активная роль интрузий в гидротермальном рудообразовании и предпо лагается, что единственным источником рудного вещества гидротермаль ных месторождений могут быть осадочные и осадочно-метаморфические породы. Интрузивному процессу здесь отводится лишь пассивная роль нагревателя, активизирующего региональный метасоматоз осадочно-ме таморфических пород.
Но, как справедливо указывает В.И.Смирнов (1965), безоговорочное признание этой гипотезы не дает ответов на целую серию вопросов. Неясно, почему определенные типы гидротермальных месторождений по крайней мере пространственно связаны с определенными типами
изверженных пород; непонятно, почему в этом случае не ''возбуждают" гидротермальный рудный процесс крупные массы основных пород; ока зывается, что слабым "возбудителем" этого процесса являются круп ные батолитические интрузии, а наиболее интенсивным "генератором" гидротермальных месторождений являются малые интрузии. Невозмож но объяснить с этих позиций и то, что гидротермальный процесс во времени, как правило, отстает от образования интрузивных пород, а не предшествует и не синхронен ему. Кроме того, известно, что в од них и тех же толщах возникают месторождения различного металличе ского состава, и наборот, месторождения одного и того же состава формируются в различных по составу толщах. Перечень неразрешимых с этих позиций вопросов можно было бы продолжить.
55
Т а б л и ц а 12
Распределение Sn и РЬ между силикатным расплавом и сосуществующей газо-паровой фазой
|
Гранит-раствор |
|
Щелочной нефелиновый сиенит-раствор |
|
||||||
Система |
KCi-NaCI-NaF- |
|
|
NaCl-H20 |
|
|
|
|
||
Na2C03-H 20* |
|
|
|
|
|
|
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||
Элемент, г /т |
|
Sn |
|
|
Sn |
|
|
Pb |
|
|
Температура,°С |
800 |
700 |
800** |
700** 800*** 700*** 800** 700** 800*** 700*' |
||||||
До опыта |
64 |
64 |
101 |
101 |
_ |
_ |
860 |
860 |
. . |
_ |
После опыта |
67 |
64 |
86 |
100 |
2050 |
1850 |
300 |
400 |
240 |
270 |
До опыта |
|
|
_ |
- |
200 |
200 |
|
_ |
_ |
0,7 |
После опыта |
|
|
— |
— |
72 |
75 |
|
|
0,7 |
|
Коэффициент |
0,001 |
0,001 |
0,15 |
0,01 |
0,06 |
0,07 |
0,65 |
0,54 |
0,17 |
0,15 |
распределения |
||||||||||
(Кр) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
*Состав раствора (г/кг): Na - |
27,4; К |
- 23,6; F - 9.5; |
CI - |
12,8; НСО^ - |
47,2] |
|||||
SiC>2 - 5,0; |
PH - |
10; общая минерализация - 12,55 |
|
|
|
|
^Рудные элементы вводились в шихту Рудные элементы вводились в раствор.
"Слов нет, — пишет В.И.Смирнов, - какая-то часть вещества неко торых постмагматических месторождений особенно, вероятно, железных
иурановых заимствуется на путях подъема рудообразующих расплавов
ирастворов, но представление о том, что все постмагматические ме сторождения возникли вследствие взаимодействия стерильных раство ров с осадочными породами не в состоянии определить основную кар тину эндогенного рудообразования". Трудно не согласиться с этим вы водом.
Вработах А.И.Германова (1953) и А.М.Овчинникова (1953) разви вается так называемая гидрогеологическая гипотеза, по которой отри цается магматогенное происхождение гидротермальных растворов и их поток рассматривается как гидрогеологический, подчиняющийся в своем
движении напорным градиентам. Авторы объясняют наблюдающееся обыч но при формировании месторождений изменение во времени химизма гидротермальных растворов, основываясь на наличии вертикальной гид рохимической зональности подземных вод и рассматривая зоны разло мов или трещиноватости как дренирующие системы. При этом авторы справедливо отмечают, что наиболее глубинные подземные воды NaCIтипа часто бывают обогащены Li, В, РЬ,Си,|Мои другими рудными элементами.
56
Но эта гипотеза, как и предыдущая, также по существу отрицает генетическую связь гидротермальных месторождений с интрузиями и может удовлетворительно объяснить лишь отдельные частные случаи образования некоторых гидротермальных месторождений.
Недавно А.А.Кадиком и Н.И.Хитаровым (1965) были выполнены рас четы, где на основании всестороннего анализа действия различны* факторов было показано, что магматический гранитоидный расплав на глубинах, превышающих примерно 6 км, должен поглощать из вмещаю щих пород водные растворы, а на меньших глубинах, наоборот, отда вать их во вмещающие породы. Другими словами, по мнению авторов, при достаточной длительности существования и вертикальной протяжен ности магма может выступать как своеобразный путепровод подземных вод глубокого заложения, причем ее способность передачи подземных вод оценивается как весьма значительная. Авторы не рассматривают результаты своих расчетов как гипотезу о механизме образования или источнике рудного вещества гидротермальных месторождений.
Как известно, химический состав подземных вод закономерно изме няется с глубиной. По мере увеличения глубины бикарбонатные воды сменяются сульфатными (или сульфат-сероводородными) и затем нат- риево-хлоридными. Следовательно, если принять эту точку зрения, то магматический расплав, вероятнее всего, может осуществлять переда чу вверх главным образом подземных вод натрово—хлоридного типа, что достаточно хорошо согласуется с составом высокотемпературных
гидротермальных растворов. Более того, известно, чтб натрово-хлорид- ные воды часто обогащены литием, бором, фтором, молибденом, медью, цинком, свинцом и другими рудными элементами. По данным А.И.Гер манова (1953), подземные воды этого типа могут содержать (ву /л ):
до 1850 Си, 2110 Zn и до 3800 РЬ.
Привлекательность полученных А.А.Кадиком и Н.И.Хитаровым ре зультатов заключается в том, что вытекающие из них построения по источнику рудного вещества по существу примиряют и объединяют в единое целое многие имеющиеся по этому вопросу точки зрения и ги потезы. Эти соображения увязывают между собой и магматическую, и осадочно-метаморфическую, и гидрогеологическую гипотезы, но тре буют тщательной экспериментальной проверки и доказательства, что при давлении, превышающем примерно шестикилометровую глубину, подземные воды вмещающих пород будут не отгоняться, а поглощать ся магматическим расплавом.
Как будут вести себя рудные элементы, находящиеся в подземных водах натрово-хлоридного типа, если эти воды будут поступать на больших глубинах в магматический расплав, будут ли они оставаться в них или будут обогащать силикатный расплав или, наоборот, прохо дящий через расплав раствор будет экстрагировать и те рудные эле менты, которые находятся в расплаве, - неизвестно. Собственно имен но выяснение этих вопросов и необходимо для того, чтобы высказан ные А.А.Кадиком и Н.И.Хитаровым соображения превратились в гипо тезу гидротермального рудообразования, хотя нельзя, конечно, не учи тывать огромные технические и методические трудности подобных эк спериментов.
57