авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 10 | 11 || 13 | 14 |   ...   | 26 |

«Administration of Tomsk Rigion   Ministry of Natural Resources and Ecology of the Russian Federation   Ministry of Education and Science of the Russian Federation   ...»

-- [ Страница 12 ] --

Рис. 2. Мегаблоки, межблоковые системы металлогенические пояса (МП), металлогенические области (МО) и главные рудные системы Рассмотрим Хэнтэй-Даурский и Ундино-Газимурский мегаблоки на юге Забайка лья (рис. 2). В их строении обнаруживаются черты унаследованности от древнейших структур овоидно-кольцевого типа. К ним приурочены региональные минимумы ано мального гравитационного поля, которые соответствуют областям наибольшей грани тизации. Последние окружены гравитационными максимумами над мафическими обра зованиями фундамента ([3], Ю.А.Филипченко, 2006 и др.). Их выступы сопоставимы с базитовыми комплексами докембрия. Подобные выступы реконструируются и в цен тральной части Ундино-Газимурского мегаблока (Газимурская структурно металлогеническая зона). Конфигурации мегаблоков подчиняются дугообразные ареа лы позднепалеозойских гранодиорит-гранитных плутонов и мезозойских гипабиссаль ных рудоносных интрузивов, за исключением самых поздних, сопровождавших ранне меловую рифтогенную деструкцию орогенов.

Рис.3. Элементы глубинного строения (по [3] с упрощениями) Металлогеническая зональность орогенных мегасводов, сформировавшихся на основе мегаблоков и окружающих дислокационных зон, характеризуется, как показано многими исследователями, в общем случае закономерным размещением высоко-, сред не- и низкотемпературной рудной минерализации относительно ядра и крыльев этих структур. Более сложной является зональность в мегасводах с мозаичной структурно вещественной неоднородностью фундамента мегаблоков (пример: Газимурская струк турно-металлогеническая зона с ее месторождениями молибдена, меди, золота, вольф рама, железа и др.).

Динамометаморфические системы в южной части Забайкалья (Агинско Борщовочная, Приаргунская, Куналейская и др.) представляют отдельные ветви едино го Монголо-Охотского дислокационного пояса, сформированного многократной текто но-метаморфической переработкой кристаллического фундамента и перекрывающих образований в межблоковых зонах. По мнению [2], разделяемому авторами доклада, они закладывались как раздвиговые зоны на утоненной коре. Транспрессией мегабло ков и косонаправленным «течением» вдоль сдвигового пояса в позднем палеозое и средней-поздней юре были обусловлены сдвиго-надвиговые деформации, динамомета морфизм и крупные тектонические перекрытия мегаблоков (аналогия коллизионно аккреционной обстановки). Одним из примеров служит перекрытие Ундино Газимурского мегаблока и Агинско-Борщовочной шовной системы Западно-Становым мегаблоком. Здесь региональный гравитационный градиент («геофизическая граница») находится значительно севернее сутурного шва, принимаемого обычно за границу Монголо-Охотского пояса. С полосой тектонических перекрытий совмещены главные золоторудные и золото-молибденовые районы Пришилкинского металлогенического пояса: Дарасунский. Жирекенский, Могочинский и др. (рис. 4).

Для Ундино-Газимурского и Хэнтэй-Даурского мегаблоков реконструируется, по структурным признакам, встречное в позднем палеозое и расходящееся в юре (на этапе рудообразования) смещение вдоль сдвигового пояса. Контрсдвиговыми деформациями были образованы структуры вращения, надвигового пакетирования и другие, в том числе рудолокализующие. С этими же движениями связана кульминация плутономета морфизма и глубинный магматизм в дислокационных системах.

Орогенный плутонометаморфизм в межблоковых структурах являтся важным, но пока малоизученным рудоконцентрирующим фактором. Главные районы золотого ору денения Монголо-Забайкальской металлогенической провинции (Балейский, Сретен ско-Карийский, Могочинский и др.) расположены в пространственной и структурной связи с крупными полихронными гнейсогранитовыми валами мезабиссального борщо вочного комплекса (рис. 4). По модели, обоснованной Ю.Г. Щербаковым [6], палин генно-метасоматические процессы сопровождаются извлечением золота, рассеянного в больших объемах динамометаморфитов, с последующим удалением его из кристалли зующихся гранитных тел в породы рамы. Этим подготавливался один из промежуточ ных источников золота для образования в благоприятных структурах рудных концен траций, связанных с гипабиссальным орогенным магматизмом. Добавим, что с этих по зиций привлекает внимание потенциал золото-полиметаллических рудных узлов Шилка Газимурского района, расположенных между аналогичными гнейсогранитными плутонами.

Рис. 4. Рудоконцентрирующие структуры и основные рудные объекты Масштаб 1: 10 000 В размещении локальных рудно-магматических систем орогенного и постороген ного этапов важна роль секущих трансмегаблоковых зон (рис. 4), поперечных к струк турам генеральной северо-восточной ориентировки [4, 5 и мн. др.]. Предположительно они соответствуют глубинным сколовым зонам фундамента, распознаются в геофизи ческих полях и на космоснимках. Особые обстановки выражены в «телескопировании»

рудно-магматических систем различных этапов. Совмещение производных различных рудоносных комплексов создает условия образования концентрированного оруденения и гибридных рудных серий, отмеченных еще С.С. Смирновым (1944).

Роль региональных рудолокализующих структур на примере золота показывает следующая статистика: 42 % золоторудных объектов расположены в пределах дисло кационно-метаморфических поясов (с 10-километровыми полосами вдоль них), хотя на долю последних приходится всего 27 % общей площади Забайкальского края. Секущие трансмегаблоковые зоны занимают в сумме около 50 % площади и заключают 62 % зо лоторудных объектов, причем доля более крупных здесь значительно выше, чем в про межуточных полосах. С учетом всех видов оруденения оказывается, что в рассматри ваемых системах находится в 1,5–2 раза больше крупных и средних месторождений, чем за их пределами. Важно, что плотность рудных объектов более высока в краевых частях рудоносных структур – зонах наиболее контрастных тектонических движений и многостадийного магматизма.

Таким образом, продуктивные рудообразующие системы занимают участки «пе ресечения» генетически различных структурных и вещественных факторов. Среди тре бующих особого внимания обстановок отметим следующие: 1) межблоковые динамо метаморфические пояса и зоны, насыщенные гидротермально-метасоматическими об разованиями дорудных стадий с рассеянной в них минерализацией (Au, Pb, Zn, TR и др.) – углеродизитами, пиритизированными, окварцованными, карбонатизированными, скарнированными породами и др.;

2) зоны орогенного плутонометаморфизма как фак торы предрудной «подготовки» и регенерации более раннего оруденения;

3) зоны крупных тектонических перекрытий в структурах рудных районов;

4) трансмегаблоко вые рудоконцентрирующие структуры;

5) крупные сдвиговые смещения мегаблоков как один из факторов усложнения металлогенической зональности в мегасводах. Ло кальные орогенные рудообразующие системы высокой продуктивности (уровня руд ных узлов и месторождений), как известно, локализуются в тех структурах второго и третьего порядка, где в благоприятной среде концентрировались («телескопировались») многоэтапные тектоно-магматические и гидротермально-метасоматические образования.

В заключение еще раз подчеркнем, что с точки зрения геоблоковой металлогении распознаваема связь орогенных рудоносных структур с главнейшими особенностями строения раннедокембрийского субстрата. Отметим, что рудоносные межмегаблоковые дислокационно-метаморфические структуры предположительно могут наследовать по зицию древнейших зеленокаменных поясов, которые служили первичными коллекто рами железа, меди, свинца, цинка, золота и ряда других элементов. В этом, по видимому, состоит одна из предпосылок формирования богатых полиформационных рудных серий в последующих металлогенических эпохах.

Литература 1. Красный Л.И. Глобальная система геоблоков. – М: Недра, 1984. – 224 с.

2. Красный Л.И. Тектонотип межблоковой (коллизионно-аккреционной) структуры:

системы Монголо-Охотская и Циньлинская // Тихоокеанская геология. – 1997. – Т. 16. – № 5. – С. 3–9.

3. Методическое пособие по изучению глубинного геологического строения складча тых областей для Государственной геологической карты России масштаба 1:1000 000 /.

Духовский А.А, Артамонова Н.А., Атаков А.И. и др. – СПб: Изд-во ВСЕГЕИ, 2005 – 135 с.

4. Рутштейн И.Г., Чечеткин В.С. Тектоническое и металлогеническое районирование и позиция крупных рудных месторождений Восточного Забайкалья и сопредельных ре гионов // Проблемы геологической и минерагенической корреляции в сопредельных территориях России, Китая и Монголии: Тр. VI Международн. Симпозиума. – Чита:

Изд-во ИПРЭК СО РАН. – С. 17–29.

5. Томсон И.Н. Металлогения рудных районов. – М.: Недра, 1988. – 214 с.

6. Щербаков Ю.Г. Распределение и условия концентрации золота в рудных провинци ях. – Новосибирск: Наука, 1967. – 268 с.

МЕЗОТЕРМАЛЬНЫЕ ЖИЛЬНЫЕ ЗОЛОТОРУДНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ:

СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ, ПЕРСПЕКТИВЫ ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ Ю.Г. Сафонов Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, Москва, Россия, E-mail: safonov@igem.ru Мезотермальные месторождения В. Линдгрен (1928–1935 гг) определил как «об разованные при умеренных температурах восходящими термальными водами в генети ческой связи с интрузивными породами», тогда как для эпитермальных принималось образование «близ поверхности», а для гипотермальных – как «образовавшихся при высоких температурах и давлениях». Такое подразделение золоторудных месторожде ний было воспринято в первой половине ХХ века и отечественными исследователями, что отражено в учебных курсах В.А. Обручева, М.А. Усова и других ученых. Жильные месторождения представлены во всех трех классификационных категориях. В России мезотермальные золоторудные месторождения были известны, в основном, на Урале (Березовское, Кочкарьское и др.), в Южной Сибири, на Енисейском кряже. Исследова ния российских ученых привели, уже к середине прошлого века, к представлениям о большей корректности определения их как образовавшихся на средних глубинах, при различных оценках общего глубинного диапазона рудообразования (до 5–6 – до 10– 15 км) и к восприятию фактора глубинности локализации месторождений как отра жающего их генетическое своеобразие. Это относится как к жильным месторождениям, так и вкрапленно-прожилковым, штокверковым-субштокверковым. Открытие послед них уже в 60-70 годы привело к смене приоритетов в исследованиях геологии золото рудных месторождений, к общей ориентации поисково-разведочных работ, главным образом, на обнаружение вкрапленно-прожилковых руд в терригенных сланцевых ком плексах. Исследования месторождений с вкрапленно-прожилковыми рудами привели к более широкому признанию метаморфогенных гидротермальных месторождений золо та в отечественной школе рудной геологии. В последние десятилетия, в связи с разви тием зарубежными исследователями концепции «орогенных» месторождений (Д. Гровс и др.), эти представления стали распространяться и на жильные месторождения, лока лизованные не только в складчатых комплексах.

Среднеглубинные жильные золоторудные месторождения палеозойских металло генических эпох относились большинством российских исследователей к орогенным магматогенным гидротермальным. Ю.А. Билибиным были показаны закономерные связи жильных месторождений золота с проявлениями диоритового-гранодиоритового магматизма в поздние стадии развития геосинклиналей. А.Д. Щегловым и др. была от ражена специфика процессов рудообразования в периоды тектоно-магматической акти визации стабилизированных областей. Значительная часть месторождений золота в та ких областях, прежде всего приуроченных к складчатым комплексам, в настоящее вре мя рассматривается многими исследователями с позиции концепции «орогенных» ме сторождений и относится к метаморфогенным. Важное значение проблемы генезиса, а, соответственно, условий локализации таких месторождений, можно проиллюстриро вать принадлежностью к ним крупнейшего эндогенного месторождения золота – Му рунтау, а также российских месторождений Олимпиада, Сухой Лог, Наталкинское и других. Золоторудные районы, в которых локализованы названные месторождения, ха рактеризуются и развитием жильных месторождений золота. Первостепенное значение имеет разграничение среди «орогенных» – метаморфогенных и магматогенных жиль ных (+ штокверковых) месторождений. В зарубежной геологии золоторудных место рождений лишь в последний период признано существование магматогенных – «the in trusion related». К ним отнесены немногие месторождения Аляски (Донлин Крик, Форт Нокс и др.), а также отдельные месторождения на других континентах, в том числе, вкрапленно-штокверковое Васильковское в Северном Казахстане. Но к ним не отнесе ны более представительные месторождения – Степняк, Бестюбе, Аксу. Следует отме тить отказ большинства австралийских геологов от представлений о магматогенной природе рудоносных гидротерм, образовавших месторождения Бендиго, Чартер-Таурес.

Сообщество австралийских геологов сегодня представляет наиболее сильную за рубежную школу геологии золоторудных месторождений. Концепция «орогенных» ме сторождениях прямым образом связана с переоценкой глубины «сферы рудообразова ния», вертикальный диапазон которой увеличен в два раза – с 10 до 20 км. В связи с этим анализ условий и обстановок образования мезотермальных жильных месторожде ний представляется крайне актуальным. Генетические представления российских ис следователей золоторудных месторождений развиваются с сохранением приоритета фактологического подхода к разработке проблем генезиса золоторудных месторожде ний, среди которых значительное внимание уделяется региональным-локальным гео динамическим факторам развития процессов рудообразования. Расширился диапазон рассматриваемых тектоно-физических обстановок формирования средне- и крупно масштабных металлогенических таксонов, конкретизировались представления о рудо образующих системах, связях их с магматизмом и др. Но эти позитивные подходы, к сожалению, редко сопровождаются конкретным анализом реальных геологических об становок рудообразования. Из этого следует важность обращения к ранним публикаци ям и фондовым материалам, к накопленной информации по золоторудным месторож дениям различных регионов бывшего СССР.

Здесь уместно отметить вклад Томской школы рудной геологии, основанной В.А. Обручевым, М.А. Усовым, в разработку актуальных проблем геологии золота и методологию прогнозно-поисковых и оценочных работ, изучение золоторудных место рождений.

Этой школой (А.Ф. Коробейников и другие) последовательно развиваются представления о важнейшей роли корово-мантийного взаимодействия в рудообразова нии, системной организации этих процессов. Исследователями Томской школы (И.В. Кучеренко и др.) внесен значительный вклад в понимание геологии и условий об разования золоторудных месторождений Северного Забайкалья и Бодайбинской золо тоносной области, представляющих одну из наиболее перспективных золотоносных провинций России. Здесь проявилось понимание значимости жильных золоторудных месторождений и в современных экономических условиях золотодобычи в стране, а также их индикаторного значения для реконструкции разномасштабных рудообразую щих систем, при развитии которых формировались месторождения различных типов, включая вкрапленно-прожилковые – крупнообъемные. Положительный опыт оценки значимости золоторудных месторождений различных типов получен на Северо Востоке страны. Актуальные вопросы геологии месторождений Бодайбинской-Северо Забайкальской золотоносных областей рассматривались коллективом исполнителей ИГЕМ РАН в последние годы. В кратком изложении результаты следующие.

Накопленные данные по пространственно-генетическим соотношениям прожил ково-вкрапленной и жильной золоторудной минерализации (Сухой Лог, Вернинское), частично обработанные, показали, что структурно-морфологические типы руд, также как геолого-тектоническая позиция месторождений, могут служить индикаторами гене тического типа последних. Примечательна эпигенетичность развитой здесь золоторуд ной минерализации по отношению к метаморфизованным вмещающим породам высо ких фаций метаморфизма. Установлена вкрапленно-прожилковая минерализация, фор мировавшаяся при трещинно-поровой миграции рудоносных растворов с кристаллиза цией золота как в макроразмерном (трещинном), так и поровом пространстве (Сухой Лог). В Бодайбинском районе золотоносные жилы разделены на три возрастные груп пы: 1)~ 440 млн. лет, 2) ~ 340 млн. лет, 3) ~ 320–310 млн. лет. Раннепалеозойские жилы (месторождение Ожерелье) занимают отдельную позицию и характеризуются началь ной высокотемпературной стадией минерализации (кианит-кварцевой), с последующей перекристаллизацией кварца и отложением золота, вплоть до образования бонанцевых руд, практически без сопутствующих рудных минералов (редкий пирит). Каледонские жилы, сформированные одновременно с вкрапленно-прожилковыми рудами (Сухой Лог, Вернинское), лишь в единичных случаях представляют собственно жильные ме сторождения (Первенец). В поздних кварцевых жилах золото встречается нерегулярно и в ограниченных концентрациях. Некоторые из них представляют промышленный ин терес. Золото в этих жилах ассоциируется с карбонатом и редко встречающимися пири том, галенитом, клейофаном. В сланцевых комплексах района представлены также жи лы, неправильные тела, скопления метаморфогенного кварца, практически не содер жащие золота. Проведенные в ограниченных объемах сравнительные исследования зо лоторудных жил Бодайбинского района и жильных месторождений Байкало-Муйской зоны (Уряхское и Ирокиндинское рудные поля), показали общую принадлежность тех и других к малосульфидной золото-кварцевой формации, к золото-(пирит)-галенит сфалеритовому (+ халькопирит-блеклые руды) минералогическому типу. Жилы место рождения Урях выделяются относительно бльшим распространением сульфидов и присутствием теллуридов. В то же время, параметрические и морфологические разли чия проявляются более выразительно, что можно лишь отчасти объяснить особенно стями вмещающих пород и геодинамической позицией месторождений. Уряхское руд ное поле размещается в метавулканитах и в метаморфизованной терригенно-осадочной сланцевой толще, в краевой части внешней Муйской зоны. Ирокиндинское рудное поле локализовано в архейских-раннепротерозойских гнейсах, в одном из блоков фундамен та, в пределах внутренней Муйской зоны байкалид. На различных участках Уряхского рудного поля выявлены разноразмерные жилы (пологие, крутопадающие) – крупные, протяженностью в первые сотни метров и мощностью до первых метров, более протя женные жильные зоны, а также жильно-прожилковые штокверки с малоразмерными непротяженными жилами. В Ирокиндинском рудном поле представлены контролируе мые тектоническими нарушениями жильные зоны, протяженностью до 3–5 км, содер жащие кварцево-рудные жилы, с протяженностью по простиранию от 60 м до 400 м, по падению – более 300 м. Контакты жил с вмещающими породами сопровождаются зо ной рассланцевания, мощностью до первых метров. В Бодайбинском районе, в преде лах Сухоложского тренда, указанные выше разновозрастные жильные системы можно охарактеризовать как приуроченные к разрывным нарушениям, относящимся к различ ным деформационным категориям. Жила Первенец локализована в зоне рудоконтроли рующего разлома, входящего в систему крупных разрывов, определяющих позицию Сухоложского золоторудного тренда. В пределах месторождения Сухой Лог разломы этой системы сопровождаются жилами, локализованными в оперяющих нарушениях.

Эти жилы имеют мощность в десятки сантиметров, более разнообразную морфологию, чем отличаются от жилы Первенец и подобной жилы на месторождении Невском, рас положенном в восточном замыкании тренда. Позднепалеозойские жилы локализуются, в основном во внутриблоковых разрывах. Наиболее представительные среди них – в Бодайбинском жильном поясе, в пределах которого локализована серия протяженных жил, различных по золотоносности. Жильное поле месторождения Ожерелье приуро чено к интрузивно-тектонической структуре. Наибольшая концентрация жильных тел, контролируемых согласными и секущими нарушениями, отмечена в сланцевой толще, в зоне экзоконтакта гранодиоритового штока. Со штоком связана и оловяная минера лизация, не имеющая промышленного значения. По региональной геологической пози ции месторождение Ожерелье наиболее удалено от северной окраинной части Ангаро Витимского плутона, тогда как Бодайбинский жильный пояс размещается в обрамле нии этого плутона. Уряхское, Ирокиндинское золоторудные поля и группа Каралон ских месторождений расположены в северо-восточном секторе возможного влияния этого плутона. Сравнительная характеристика рудной минерализации на рассмотрен ных месторождениях показала, что вкрапленно-прожилковые руды и золотоносные жилы отчетливо различаются по минералого-геохимической специализации. На место рождениях Сухой Лог – это пиритовая (+ As,Te,Pb,Cu), а на Вернинском – арсенопи рит-пиритовая (+Pb). Жильные тела в Сухоложском рудном поле содержат золото в ас социации с редкими галенитом, сфалеритом, пиритом, на месторождении Первенец (Вернинское) – с галенитом. Совокупность имеющихся данных позволяет рассматри вать вкрапленно-прожилковую и жильную минерализацию каждого из этих месторож дений как сформированные в разные стадии развития единой гидротермальной систе мы, с относительно более поздним образованием золотоносных жил. На месторожде нии Сухой Лог, кроме того, представлены метаморфогенные жильные образования с наложенной рассредоточенной рудной минерализацией и золотоносные жилы герцин ской металлогенической эпохи. В отдельный вид рудообразующих систем выделяется система месторождения Ожерелье, природа редко встречающейся бонанцевой золото кварцевой минерализации которого остается неясной. Месторождения Урях и Ирокин да характеризуются в целом золото-полисульфидно-кварцевой минерализацией, но ко личество сульфидов (блеклые руды, галенит, сфалерит, халькопирит) малозначительно и лишь в отдельных жилах может достигать 10 % на конкретных участках. Месторож дение Урях отличается также наличием золото-кварцевых жил (без сульфидов) и широ ким распространением пиритоносных березитов, местами золотоносных. Продуктивная жильная минерализация наложена на березитовую. Здесь получили развитие доломито вые (+ анкерит) и фукситовые метасоматиты, что позволяет в целом рассматривать Уряхскую рудоносную систему как сложную, возможно многоочаговую, развивавшую ся в течение 2–3-х этапов. Ирокиндинское месторождение может быть отнесено к ма лосульфидному золото-кварцевому типу с развитием мелкогнездовой, микропрожилко вой минерализацией (галенит, сфалерит, редко халькопирит) преимущественно в руд ных столбах. Примечателен вертикальный диапазон развития однородной, без проявле ния зональности, минерализации – более 1 км. Месторождения Урях и Ирокинда раз личаются по геологической позиции. Первое расположено в зоне глубинного разлома, осложненной поперечными разломами, второе – в приразломном блоке, претерпевшем однородные объемные хрупкие деформации, контролирующие золотоносные жилы и жильные зоны. Примечательно, что указанные месторождения представляют малоизу ченные типы минералого-геохимической специализации среди мезотермальных место рождений золота.

Приведенная информация, а также данные Т.М. Злобиной (см. тезисы), отражают спектр затрагиваемых вопросов в продолжающихся исследованиях. Наряду с этим, планируется изучение закономерностей образования «рудных столбов» в золото кварцевых жилах с основным объектом на I этапе – Догалдынской жилы, известной со времени исследований Бодайбинской области В.А. Обручевым. В заключение, можно отметить, что данные предшествующих работ остаются востребованными при проведе нии современных исследований.

Работа выполнена при финансовой поддержке гранта РФФИ № 13-05-0008.

ГЛУБИННЫЕ ЗОНЫ ТЕКТОНОМАГМАТИЧЕСКОЙ АКТИВИЗАЦИИ (ТМА), ИХ РУДОНОСНОСТЬ И НЕФТЕГАЗОНОСНОСТЬ (СЕВЕРО-ВОСТОК РОССИИ) А.А. Сидоров, А.В. Волков, В.Ю. Алексеев Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Российской Академии наук, Москва, Россия E-mail: tma2105@mail.ru В Геологическом словаре (1973) дано довольно расплывчатое определение тер мину «активизация». К структурам ТМА были отнесены, в том числе, и вулканогенные пояса. Линейные зоны ТМА, оперяющие и секущие крупные вулканогенные пояса Се веро-Востока России (рис. 1), представлялись ранее сателлитами этих поясов. Однако эти надсубдукционные вулканические пояса и их перивулканические зоны, как прави ло, менее глубинные и короткоживущие. Они коренным образом отличаются от глу бинных зон ТМА чукотского и омсукчанского типов, рассматриваемых ниже.

В пределах окраинноморской литосферы Северо-Востока России в разной степе ни изучены Кедонский палеозойский, Уяндино-Ясачнинский мезозойский, Олойский, Удско-Мургальский и Охотско-Чукотский позднемезозойские и Камчатские кайнозой ские вулканоплутонические пояса (рис. 1) [10]. Зафиксировать четко геологические границы этих поясов невозможно из-за многочисленных оперяющих структур, нередко смыкающихся с зонами автономной ТМА, в которых нередко проявлен синхронный с вулканогенными поясами магматизм (рис. 1). Вместе с тем, для ТМА тянь-шаньского типа (палеозойское основание и мезо-кайнозойский покров) вулканизм был даже неха рактерен. В определенной мере этот тип активизации распространен и в регионах Севе ро-востока Азии (доюрское основание и мезо-кайнозойский покров, но нередко и вул каногенный). Было отмечено также, что «при активизации восточноазиатского типа происходят сводовые поднятия, образование впадин с угленосными и вулканогенными отложениями и внедрение кислых и щелочных интрузий». Мы полагали неудобным отождествлять вулканогенные пояса с областями и зонами ТМА, хотя в большинстве случаев между ними обнаруживались определенные связи. Автономность зон ТМА не редко определялась не только их более ранним заложением, чем вулканогенные пояса, но и более поздними проявлениями (до плейстоцен-голоценовых включительно) текто нических подвижек и вулканизма.

В зонах ТМА выявлены месторождения золота, олова, вольфрама, серебра, поли металлов, сурьмы, ртути, которые в ряде случаев находятся в одних структурах с более ранним, до- и синаккреционным оруденением. Эти зоны контролируют также круп нейшие осадочные бассейны, в т.ч. кайнозойские с проявлениями углеводородов [9].

Установлено также, что если рудная и сопутствующая ей минерализация тяготеет не посредственно к разломам зон ТМА, то основная масса углеводородов аккумулируется в оперяющих разломы трещинах [4]. В том случае, когда разгрузка флюидов метамор фогенной водонапорной системы происходит в пластовую водонапорную артезианско го или постартезианского типов, возможно возникновение стратиформных гидротер мальных месторождений и соседствующих с ними углеводородных скоплений. Приме ром такого соотношения гидротермальных и углеводородных скоплений являются за лежи сульфидных золотоносных руд вкрапленного типа с нефтепроявлениями, охарак теризованными в [11]. Подобные соотношения в рудных районах Северо-Востока Рос сии показаны также в [8]. В пределах Северной Аляски и Чукотки основные скопления нефти и газа связываются с двумя осадочными комплексами: элсмирским (ранний кар бон–поздняя юра) и брукским (апт–кайнозой) [5].

Рис. 1. Схема распределения зон ТМА на Северо-Востоке Азии 1–2 – вулкано-плутонические пояса: 1– палеоостроводужные: позднеюрско-меловые Удско Мургальский (УМВП), Уяндино-Ясачненский (УЯВП), Олойский (ОВП) и меловой Южно Анюйский (ЮАВП) со святоноским окончанием (СВП), 2 – окраинно-континентальные: девон ский Кедонский (КВП), позднемеловой Охотско-Чукотский (ОЧВП), 3–5 – кайнозойские вулка нические пояса: 3–4 – окраинно-континентальные: 3 – эоцен-олигоценовый Западно Камчатский-Корякский (ЗКВП), 4 – олигоцен-четвертичный Центрально-Камчатский (ЦКВП), 5 – островодужный плиоцен-четвертичный Восточно-Камчатский (ВКВП);

6 – ус ловные границы: областей более интенсивно проявленной активизации (а) и внешних частей перивулканических зон (б) с учетом геофизических данных;

7 – линейные зоны ТМА: продоль ные согласные со складчатостью (а) и поперечные к складчатости (б);

8 – установленные глу бинные зоны ТМА: омсучкчанского (а) и чукотского (б) типов. Цифры 1–70 – номера зон ТМА.

Ма – миллионы лет В связи с этим следует также отметить, что в пределах главной нефтеносной про винции Японии – Акита выявлены и в значительной мере отработаны крупные место рождения колчеданных руд «куроко», особенно характерных для островодужных тер рейнов. Неогеновые нефтеносные пласты залегают здесь обычно на дотретичных поро дах;

в рудных районах – нередко и на палеозойских толщах [6]. На территории Северо Востока России к островодужным отнесены террейны, выявленные в пределах Удско Мургальского, Олойского и Уяндино-Ясаченского поясов (рис. 1). В их пределах уста новлены мощные толщи зеленотуфовой формации, которые в провинции Акито вме щают нефтегазоносные и колчеданно-полиметаллические (куроко) месторождения.

В пределах «скрытых» субмеридиональных зон разломов широко распространены неотектонические постумные поднятия, фиксируемые по интенсивно расчлененному рельефу и висячими долинами ручьев [8]. Эти поднятия сопровождались глубинной дегазацией углеводородов [7]. Однако в приморских долинах и на шельфе морей такие поднятия погребены под послемеловыми толщами осадков, которые могли в опреде ленной мере препятствовать постумным вертикальным движениям, а продукты дегаза ция естественно концентрировались в этих толщах. И, следовательно, перспективны для поисков нефти и газа не только современные артезианские бассейны зрелого и пол ного развития, но и более древние структуры в пределах этих поднятий.

Заложение глубинных зон ТМА (чукотские зоны «скрытых» субмеридиональных глубинных разломов и зоны Омсукчанского рифтогенного прогиба [8]) отчетливо предшествовало времени формирования ОЧВП и затем проявлялось даже в четвертич ный период, судя по Анюйскому вулкану четвертичного возраста и субмеридиональ ным ограничениям кайнозойских осадочных бассейнов [8].

Зоны разломов чукотского типа плохо дешифрируются (или не дешифрируются вообще) на аэрофотоснимках и космических снимках, хотя нередко к ним приурочены крупнейшие золотоносные (Каемравеемский, Майский и др.), оловоносные (Вальку мейский, Пыркакайский и др.), ртутоносные (Палянский, Тамватнейский и др.) рудные районы, характеризующиеся широким геохимическим разнообразием зон тонкой суль фидизации вмещающих пород. Вместе с тем, эти зоны хорошо проявлены в геофизиче ских полях магнитно-плотностных неоднородностей, в т. ч. как трансформные разло мы. И, напротив, к Омсукчанской зоне (рис.1) приурочен крупный рифтогенный прогиб с уникальными олово- и серебро-полиметаллическими месторождениями (Дукат, Голь цовое, Лунное и др.). Заложение прогиба предшествовало развитию ОЧВП и вместе с тем, Ю.Я. Ващилов [2] связывает образование субмеридиональных разломов Омсук чанской зоны с Азиатско-Австралийским суперлинеаментом, хорошо проявленного в современных геофизических полях. Эта зона отчетливо прослежена и в пределах кам чатских вулканогенных структур [8]. По мнению В.А. Буша [1], корни подобных су перлинеаментов находятся в мантии и постоянно строго фиксированы относительно фигуры Земли, несмотря на движения литосферных плит и отдельных блоков. Разломы упомянутого суперлинеамента пересекают и ограничивают Охотский и Омолонский кратоны.

Глубинные зоны разломов ТМА прослеживаются до глубин 80–120 км, т.е. имеют астеносферные корни. Нередко они разделяют области с развитым и редуцированным (или полностью отсутствующим) «гранитным» слоем. Область с развитым «гранит ным» слоем включает в себя мезозоиды и срединные массивы, с редуцированным «гра нитным» слоем – территории и акватории мезо-кайнозойской складчатости. При этом в пределах глубинных зон разломов происходила интенсивная реювенация земной коры в связи с приближением к поверхности фронта базальтовых магм, что существенно из меняло геофизические параметры, в частности, редуцировало «гранитный» слой.

Сравнивая эти глубинные зоны с магмовыводящими надсубдукционными разло мами вулканогенных поясов, становятся очевидными их принципиальные различия. И прежде всего, сравнительно кратковременная деятельность последних (ОЧВП – альб сеноман, т.е. 22 млн. лет). Время заложения охарактеризованных выше глубинных зон разломов в сущности не поддается определению (корни их в астеносфере);

отмечаются также элементы их влияния на формирование плиоцен-плейстоценовых осадочных бас сейнов. С этими разломами связан также локальный кайнозойский вулканизм в мезо зоидах и в ОЧВП. Более того, очевидна их роль в современной неотектонике (висячие долины ручьев), а также в постумных движениях – выдавливание гранитоидных интру зивов из глинистых вмещающих толщ. Участки совмещения и пересечения этих зон с вулканогенными поясами характеризуются крупными тектономагматическими центра ми, поздним базальтовым вулканизмом и мощными гидротермальными аномалиями.

Астеносферные их корни способны активно влиять на вертикальные и горизонтальные движения участков земной коры, а также определять размеры и положения плюмов и микроплюмов различного возраста, представляя большой интерес для решения сейсмо логических проблем.

По всей вероятности, глубинная трещиноватость, связанная с суперлинеаментами астеносферного заложения, определяет следующие важнейшие элементы развития тек тоно-магматических и рудоконтролирующих структур: 1) Наиболее крупные и долго живущие вулкано-плутонические центры в пределах различных вулканогенных поясов;

2) Отдельные, но важные (для последующего развития) ограничения главных до-, син и постаккреционных структур;

3) Формы и ограничения кратонных и микрократонных (погруженных) террейнов;

4) Формы и ограничения крупных рудных районов и оса дочных бассейнов разного возраста с угленосными и углеводородными залежами;

5) Отдельные, но важные (для последующего развития) элементы неотектоники и сейсмо генные узлы.

Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундамен тальных исследований (проекты 11-05-00006-а, 12-05-00443-а).

Литература Буш В.А. Континентальные линеаменты и проблемы мобилизма // Геотектоника.

1.

– 1983. – № 4. – С.14–25.

Ващилов Ю.Я. Блоково-слоистая модель земной коры и верхней мантии. М.: Нау 2.

ка, 1984. – 240 с.

Ващилов Ю.Я., Глотов В.Е., Зимникова Т.П. и др. Трехмерная модель структуры 3.

литосферы прибрежной части Восточно-Сибирского моря // Бюл. МОИП. – 2003. – Т.78. – № 1. – С.16–25.

Готтих Р.П., Писецкий Б.И. Роль эпитермальных флюидов в первичной миграции 4.

углеводородов в осадочном чехле Сибирской платформы / Первичная миграция и неф тегазоносность осадочных бассейнов. М.: ВНИГНИ, 1988. – С. 47–56.

Полякова И.Д., Сидоренко Фундаментальные проблемы геологии и геохимии 5.

нефти и газа и развития нефтегазового комплекса России. – М.: Геос, 2007. – 147 с.

Сидоров А.А., Волков А.В., Чехов А.Д., Алексеев В.Ю. О металлогении внутрен 6.

ней и внешней зон Охотско-Чукотского вулканогенного пояса // Доклады РАН, – 2011.

– Т. 438. – № 4. – С. 500–505.

Сидоров А.А., Томсон И.Н. Рудоносность черносланцевых толщ: сближение аль 7.

тернативных концепций // Вестн. РАН. – 2000. – Т. 70. – № 8. – С. 719–724.

Сидоров А.А., Волков А.В., Ващилов Ю.Я. О зонах субмеридиональных глубин 8.

ных разломов Северо-Востока России // Докл. РАН, – 2008. – Т. 423. – № 4. – С.507–511.

Сидоров А. А., Волков А. В., Глотов В. Е. О связях рудоконтролирующих разло 9.

мов с послемеловыми осадочными бассейнами и проявлениями углеводородов // Док лады РАН. – 2009. – Т. 429. – № 3. – С. 374–377.

10. Сидоров А.А, Волков А.В., Чехов А.Д., Савва Н.Е., Алексеев В.Ю., Уютнов К.В.

Вулканогенные пояса окраиноморской литосферы Северо-Востока России и их рудо носность // Вулканология и сейсмология. – 2011. – № 6. – С. 21–35.

11. Hulen Yeffrey B., Collister Yames W. Organic alteration in hydrothermal sulfide ore deposits // Econ. Geol. – 1999. – V. 94. – P. 1029–1050.

ПЛУТОНЫ – ДАЙКИ – ОРУДЕНЕНИЕ В.Л. Хомичев Сибирский научно-исследовательский институт геологии, геофизики и минерального сырья E-mail: geology@sniiggims.ru Под таким названием опубликована монография автора (Новосибирск: СНИИГ ГиМС, 2010), суть которой хочется довести до широкого круга специалистов в области петрологии и рудообразования. Поводом для нее послужили противоречия в наших представлениях, которые не нашли решения в трудах ученых-корифеев.

Самое очевидное противоречие состоит в соотношении кислых и основных пород в вулканических и плутонических образованиях. Общеизвестно, что среди первых пре обладают (90 %) базальты, а во вторых – граниты. Но еще в монографии-учебнике А.Н. Заварицкого семейства пород построены на парах габбро-базальты, диориты андезиты, граниты-риолиты и т. д. Вещественная и физико-химическая аналогия их подкреплена участием тех и других в общих тектоно-магматических процессах, что нашло отражение в понятии комагматичности. Причем под этим подразумевается не только пространственно-временное совмещение, но (что очень важно) их генетическая общность, доказанная во многих случаях точными аналитическими методами. Опубли ковано много материалов об интрузиях под вулканами, в которых аргументировано, что интрузивы – это закристаллизованные очаги, питавшие на ранней, прогрессивной стадии вулканизм. Так почему же в вулканической и плутонической фациях одного процесса соотношения пород противоположные. Лишь Е.К. Устиев усомнился в досто верности площадных подсчетов, но этому не придали значения и противоречие сохра няется. В разрезе вулканических толщ соотношения пород представлены в полном объ еме и их следует признать достоверными. А в плутонических массивах обнажается лишь какой-то верхний срез, а большая нижняя их часть для наблюдений недоступна и в площадных подсчетах не участвует, что искажает картину и вводит в заблуждение.

Второе противоречие заключается в соотношении магматизма и тектоники. Пря мая причинно-следственная связь между ними несомненна. Магматизма без тектоники не может быть и это отражается общепринятыми понятиями как тектоно магматические события, пояса, этапы и др. А коль магмоконтролирующая тектоника имеет региональные и межрегиональные параметры и локальной не бывает, то и магма тические процессы должны быть соответствующими. Для вулканической фации это в какой-то мере соблюдается, а в плутонической – ситуация иная. При крупномасштаб ном картировании авторы каждого листа строили «свои» схемы стратиграфии и магма тизма. Этот субъективизм по существу поощрялся инструктивными указаниями рас членять геологические образования максимально детально. Свелось же все к массовому комплексо- и свитотворчеству. Дело доходит порой до абсурда, когда в небольшом штоке выделяют несколько автономных мизерных комплексов, «внедренных» в одну точку («комплекс в комплекс») в гомодромной последовательности, даже не задумыва ясь о том, что этот точечный магматизм противоречит законам классической физики.

Такой необдуманный узколокальный подход не только не осужден научной петрологи ей (в первую очередь ВСЕГЕИ), а узаконен Петрографическим кодексом, в котором для каждого мелкого ложного комплекса предусмотрен также ложный формационный тип, каковых только в плутонической фации оказалось немыслимое множество против типов Ю.А. Кузнецова для всех структур континентальной Земли.

Противоречия и неопределенности в проблеме даек, особенно даек второго этапа, многие годы не находят решения. Х.М. Абдуллаев, Ю.А. Билибин, М.Б. Бородаевская и другие выделяли три типа даек: связанные с вулканизмом, связанные с плутонами и автономные комплексы малых интрузий (СМИ). Критический анализ материалов по СМИ убеждает, что автономность их мнимая – рои и пояса даек в отрыве от гранито идных плутонов представляют на самом деле фронтальную зону над невскрытыми ин трузивами. В настоящее время доказанных комплексов СМИ нет. Остаются два типа даек. Дайки вулканического происхождения хорошо увязываются с материнскими по родами и дискуссий не вызывают. А дайки, связанные с плутонами, настолько разнооб разны и находятся в столь сложных, «беспорядочных» по выражению М.Б. Фаворской, отношениях между собой, породами плутона и оруденением, что решить их природу оказывается невозможным. Во всяком случае, такого в литературе нет.

Среди плутонических даек выделяют три группы – кислые, средне-основные и лампрофировые. Первые близки или тождественны фанеритовым гранитоидам, разме щаются в них или ближнем окружении, поэтому считаются апофизами или инъекциями из нижних незакристаллизованных частей массива. Средне-основные дайки часто не имеют аналогов в плутоне и появление их представляет загадку. Особенно это относит ся к диабазовым дайкам, которые внедряются в самом конце, когда магматическая сис тема опустилась до низкотемпературных гранитов. Невозможность объяснить этот фе номен и послужила поводом к выделению комплексов СМИ. Однако на всех месторож дениях установлено сложное чередование между основными и кислыми дайками и их с разными стадиями оруденения, что свидетельствует о сопроисхождении даек и руд. В сложных дайках в одну трещину без заметного перерыва внедряются сначала кислый, а следом основной расплав или наоборот. В окончаниях кислых даек иногда отмечается метасоматическое изменение и сульфидная вкрапленность как отзвук сопряженного оруденения. Все это не позволяет оторвать средне-основные дайки от единого рудно магматического процесса – напротив, они выступают как естественный его элемент. Об этом говорят и лампрофировые дайки, основой которых является базитовая магма (оче видно, та же, что и даек диабазов), а повышенная их щелочность, широкий набор и вы сокое содержание редких элементов обусловлены участием в их образовании гранитно го расплава. То есть лампрофиры свидетельствуют о сосуществовании и функциониро вании одновременно близрасположенных очагов основного и кислого расплавов. С очагами кислого расплава нет вопросов, а где и как появляется очаг основного распла ва, да еще на поздней стадии гранитоидного процесса – этот вопрос более 50 лет не ре шается и с современных позиций палингенного гранитообразования не видно надежд на решение, так как априори считается, что основная магма мантийная, а кислая – ко ровая и совмещаться в одном процессе они не могут.

И, наконец, наиболее серьезное противоречие относится к генезису кислых пород вулканической и плутонической фаций магматизма. Происхождение кислых вулкани тов дискуссий не вызывает. Э.Н. Эрлих и И.В. Мелекесцев по материалам четвертично го вулканизма Тихоокеанского кольца пришли к выводу, что лавы, туфы, игнимбриты кислого состава всегда сопровождают извержения андезито-базальтовых магм, насле дуют их особенности и в отрыве от них как самостоятельное явление не встречаются.

Образование их они видят в отделении от базальтовой магмы сравнительно небольших объемов богатых кремнекислотой расплавов под воздействием глубинного потока ле тучих, щелочей и кремнезема, а палингенное происхождение за счет расплавления гра нитного слоя коры Э.Н. Эрлих и И.В. Мелекесцев исключают. Да и в современных из вержениях наглядно проступает внутрикамерное образование кислого расплава из пер вичной базальтовой магмы. Общепризнанной является точка зрения о расслоении ба зальтовой магмы в малоглубинной камере с накоплением кислого расплава в количест ве 10–15 % в верхней части. Отсюда родилась идея, что периферические очаги пред ставляют интрузивы под вулканами. Казалось бы, это должно было породить сомнения в принципиально отличном (палингенном) происхождении гранитоидов, чего, однако, нет. И на сегодня вулканические кислые породы рассматриваются как внутрикамерные производные базальтовой магмы, а гранитоиды – как продукт автономного корового палингенеза в глубинных зонах ультраметаморфизма.

Главными доводами к этому послужили: 1) исключительно широкое развитие гранитоидов в складчатых областях, что поневоле наводит на мысль о мощном авто номном процессе в коре, 2) изучение ультраметаморфических пород, переходящих в гранито-гнейсы и мигматиты, 3) эксперименты по плавлению гранитоподобных смесей.

Первый фактор отпадает, поскольку площадные соотношения гранитов и габбро ошибочны, а объемные аналогичны соотношению риодацитов и андезитобазальтов.

Второй и третий факторы – это один критерий возможного гранитообразования в коре.

Согласно РТ-диаграмм фазового состава и геологических наблюдений, селективное плавление в коре при температуре 700–750 С может происходить на глубине не выше 25–30 км. При этом выплавляются небольшие объемы (менее 20 %) анхиэвтектического расплава, поскольку процесс лимитируется невысоким (1–1,5 %) водосодержанием субстрата. По этой причине анатектические граниты залегают среди гранито-гнейсовых толщ докембрия в виде мелких линз, жил, гнезд, которые не могут быть источником гранитоидных плутонов мезо-гипабиссального уровня. Кроме того, по современному глубинному моделированию на уровне возможного палингенеза (ниже 20 км) плот ность пород выше 2,80 г/см3 и отвечающий ей состав далек от благоприятного для вы плавления кислого расплава.

Гипотеза палингенного гранитообразования сталкивается еще с проблемой вне дрения кислой магмы на мезо-гипабиссальный уровень. В.Н. Шарапов на полуколиче ственной основе рассмотрел такую возможность и пришел к выводу, что даже в опти мальных расчетных условиях перегретые насыщенные летучими кислые расплавы спо собны перемещаться на сотни метров, а дальше из-за падения давления и ухода летучих вязкость быстро возрастает, расплав схватывается и твердеет. В природных условиях начальная температура и водосодержание низкие, а вязкость высокая, что препятствует объединению отдельных «капель» расплава в крупные объемы и резко ограничивает возможность внедрения.

Таким образом, палингенное гранитообразование теоретически трудно отрицать, но локальные выплавки в гранито-гнейсовых куполах остаются на месте и к гранито идным плутонам гипабиссального уровня не имеют отношения. Последние имеют дру гую природу. Среди них плагиограниты уже давно противопоставляют известково щелочным гранитам, поскольку связь их с габброидами очевидна и габбро плагиогранитный ряд формаций рассматривается как прямой аналог базальт риолитового вулканизма островных дуг. Широко распространенные плутоны габбро диорит-гранитоидного состава также представляют генетически единую ассоциацию базальтоидного происхождения. На основе глубоких петро-геохимических исследова ний Л.В. Таусон и др. выделили латитовый тип высококалиевых гранитоидов – произ водных щелочной базитовой (шошонитовой) магмы. Перечисленные типы гранитоидов к палингенезу не имеют отношения. Как не имеют отношения и субщелочные граниты в составе габбро-сиенитовых комплексов центрального типа, комагматичных предше ствующим трахибазальт-трахит-риолитовым вулканическим ассоциациям. Только из вестково-щелочные гранитоиды «чистой линии» остаются пока в наших представлени ях продуктами палингенеза, но их уже немного и, очевидно, они скоро исчезнут. А ко личество «мантийных» гранитоидов по мере расширения изотопных исследований бы стро увеличивается.

Подрывает устои палингенеза изучение глубинного строения гранитоидных плу тонов. При подготовке эталонов магматических комплексов Алтае-Саянской области составлено много модельных геолого-геофизических разрезов, которые дают однотип ную, как это и должно быть, схему строения. Надинтрузивная зона представлена поя сами штоков и даек, ошибочно принимаемых за комплексы СМИ. Апикальная часть массивов сложена габброидами и монцодиоритами, ниже которых находятся субгори зонтальные крупные по площади и сравнительно маломощные (4–6, реже до 8 км) бес корневые тела гранитоидов, а под ними – огромные массы («постель») диоритов и габбро. Во внутренней области гранитоидов фиксируются участки самых низкоплот ных немагнитных пород, которые интерпретируются как конечные низкотемператур ные остаточные котектические лейкограниты. Остаточная природа таких очагов обу словливает многократное накопление в них летучих и рудных компонентов, благодаря чему они становятся источниками рудно-магматических систем. Все породы в плутоне связаны взаимопереходами, конформными отношениями и закономерной последова тельностью от основных пород с краев до кислых внутри в строгом соответствии с за кономерностями магматической дифференциации исходного базитового расплава без какого-либо палингенеза.

С этих позиций естественно и логично решаются все изложенные выше противо речия. Как справедливо отметил Э. Рёддер, «история науки устлана шелухой отбро шенных концепций, казавшихся в свое время вполне подходящими для объяснения всей совокупности имевшихся тогда данных». Та же участь, очевидно, пришла к гипо тезе палингенного гранитообразования в связи с накопившимися противоречиями в геологии кислых вулканических и плутонических пород.

Изложенные представления о строении и генезисе гранитоидных (точнее габбро гранитоидных) плутонов в корне меняют содержание геокартирования и механизма об разования рудно-магматических систем – генетическую основу прогноза и поисков свя занного с ними оруденения (в том числе скрытого) и позволяют надеяться на большую достоверность и эффективность металлогенического анализа, нежели было прежде.

СОРСКОЕ МЕДНО-МОЛИБДЕНОВОЕ МЕСТОРОЖДЕНИЕ В.Л. Хомичев Сибирский научно-исследовательский институт геологии, геофизики и минерального сырья E-mail: geology@sniiggims.ru Под таким названием опубликована монография (издание второе переработанное – Новосибирск: СНИИГГиМС, 2013), суть которой хочется донести до широкого круга специалистов в области петрологии и рудообразования. Поводом для нее послужили такие обстоятельства. За 35 лет после первого издания месторождение практически от работано, многие дискуссионные вопросы отпали, но накопилось много нового мате риала, изменившего прежние представления по генезису рудно-магматической систе мы. Кроме того, новая интерпретация геологии Сорского месторождения может слу жить ориентиром при изучении многих типов месторождений, связанных с гранитоидами.


Главные отличия второго издания можно свести к 6 положениям.

1. Благодаря опубликованным в 1992–2008 гг. эталонам магматических комплек сов Алтае-Саянской области и схем региональной и межрегиональной их корреляции, появилась возможность более надежного определения формационной принадлежности рядовых массивов по сравнению с прежним визуально-субъективным (таящим неиз бежные ошибки) отнесением их к тому или иному подразделению региональной шка лы. В первую очередь это относится к мартайгинскому комплексу, который выделялся по всему восточному склону Кузнецкого Алатау и в том числе в Уйбатском плутоне (в котором находится Сорское месторождение) по признаку повышенной основности гра нитоидов («пестрые» батолиты, по Ю.А. Кузнецову). При подготовке эталона мартай гинского комплекса выяснилось, что к нему относили разновозрастные и разнотипные массивы Мартайги. После критического обсуждения за эталон приняты кембрийские Центральный и Кундатский массивы зеленокаменно-измененных низкокалиевых гра нитоидов повышенной основности, каких в Уйбатском, Улень-Туимском, Саралинском плутонах нет. А широко развитые по их периферии меланократовые породы однознач но коррелируются с ранними фазами расположенного поблизости, в параллельной Уй батскому антиклинорию структуре, эталона саксырского комплекса. К нему, несомнен но, относится и Уйбатский плутон.

2. В таком случае возникает вопрос о двуполевошпатовых гранитах, которые прежде в составе Уйбатского и других плутонов относились к самостоятельным тигер тышскому и карлыганскому комплексам. В Саксырском эталонном массиве такие гра ниты слагают обширную (70 % площади) центральную область. В восточной половине это крупнозернистые порфировидные биотитовые граниты типично тигертышского ти па, а в западной они постепенно сменяются полнокристаллическими порфировыми субщелочными разностями, которые по составу, структуре, облику отвечают карлыган ским. То есть двух гранитных комплексов – тигертышского и карлыганского – нет. Это одни граниты, различающиеся по уровню становления: восточные, тигертышские, бо лее глубинные, а западные, карлыганские – гипабиссально-близповерхностные. Соот ношения гранитов с меланократовыми породами периферии фазово-фациальные, поче му их рассматривают как поздние фазы становления одного магматического процесса, одного габбро-монцодиорит-сиеногранитового комплекса. В Уйбатском плутоне соот ношения те же: приконтактовые габбро сменяются широко развитыми монцодиорита ми, а те гранодиоритами, гранитами внутренних зон. Границы между ними изоморф ные, согласные со структурой вмещающих толщ, то резкие, фазовые, то постепенные, фациальные. На глубинных моделях граниты со всех сторон окружены меланократо выми породами как «желток в белке», а лейкограниты занимают центральную часть как конечный продукт кристаллизации. Подводящих каналов граниты не имеют и, стало быть, не внедрялись, а образовались в результате фракционной кристаллизационной дифференциации исходной базитовой магмы, равно как и кислые вулканогенные породы.

3. Особый интерес по штокверковым месторождениям меди, молибдена, вольф рама представляют порфировые породы, которые присутствуют почти постоянно и тесно ассоциируют с оруденением, почему месторождения именуют порфировыми.

Большинство исследователей Сорского месторождения связывают оруденение и гра нит-порфиры со штоками лейкократовых гранитов, из внутренней области которых отщепляются флюиды и сопутствующие порфиры. Этого мнения прежде придержива лись также В.И. Сотников и А.П. Берзина, но в последнее время они настойчиво отры вают порфиры в отдельный рудоносный комплекс, не отрицая их вещественного сход ства и пространственно-структурной совмещенности. Не вдаваясь в многочисленные свидетельства родства порфиров и лейкогранитов, отметим главный аргумент. Магма тизм и тектоника связаны неразрывным единством в рамках одних тектоно магматических процессов. Поэтому масштабы их соизмеримы. А коль нет мелких маг моконтролирующих структур, то невозможны самостоятельные мелкие узкие по соста ву и пространственному размещению комплексы (комплексы СМИ) В частности, нет такой тектоники, с которой можно связать мелкие штоки и дайки порфиров локального Сорского узла.

4. Многофазность Уйбатского плутона, как и саксырского комплекса в целом, обусловлена не многократным внедрением магмы из эфемерного глубинного очага, как обычно считается, а прерывисто-непрерывной кристаллизацией, по Ф.Н. Шахову, од ноактно внедренного расплава. При непрерывной кристаллизации образуется серия связанных переходами пород, а во время резкого отделения летучих из под фронта кри сталлизации одновременно с флюидами внедряются в материнские породы собствен ные расплавы (фазы становления, по Ф.Н. Шахову).

Глубокая фракционно-кристаллизационная + эманационная, ликвационная диф ференциация исходной базитовой магмы обусловила внутрикамерное горизонтально пластовое расслоение плутона на верхнюю (непосредственно под закаленной «коркой») гранитоидную часть относительно небольшой (менее 10 км) мощности и нижнюю мощную габброидную «постель». Кроме того, в образовании гранитоидов значитель ную роль играет подток на фронт кристаллизации вместе с летучими щелочей, кремне кислоты, глинозема, неизбежно мигрирующих из глубоких зон магматической системы в область пониженного давления, за счет чего происходит дополнительная гранитиза ция основного расплава. Гранитоиды, таким образом, являются не автономными от габброидов коровыми анатектическими образованиями, как принято считать, а внутри камерными производными мантийной базальтоидной магмы. И это не частная особен ность Уйбатского плутона, а общий петрологический вывод, из которого следует, что первичной гранитной магмы, если не считать мелких выплавок в докембрийских гра нито-гнейсовых куполах, нет.

5. Усилиями главным образом академических институтов в 70–80-е годы разрабо таны генетические модели ведущих рудных формаций, в том числе медно молибденовой. В общей теоретической форме установлено, что месторождения явля ются конечным звеном рудно-магматической системы. Транспортным каналом они свя заны с источником в крупном гранитоидном плутоне. Таким источником является очаг самого позднего низкотемпературного расплава. В приложении к Сорскому месторож дению можно считать, что на конечной стадии становления Уйбатского плутона в гра нитоидном слое образуются небольших размеров остаточные очаги котектического лейкогранитового расплава с предельно высокой концентрацией первоначально рассе янных летучих и рудных элементов. Благодаря этому остаточный расплав оказывается весьма неравновесным, термодинамически неустойчивым, чутко реагирующим на ма лейшие изменения РТХ-параметров системы, а очаг является источником вещества и энергии рудообразования. Состав, объем, флюидонасыщенность и запас тепловой энер гии в итоге определяют рудообразующий потенциал остаточного очага. При 70 %-ой закристаллизованности остаточного расплава содержание воды в нем достигает преде ла растворимости и флюидоотделение становится неизбежным. Транспортным каналом для него служат штоки-выступы лейкогранитов, в фронтальной части которых и в над штоковом пространстве происходит рудоотложение.

6. Таким образом, лейкократовые граниты являются стержнем рудно магматической системы Сорского месторождения и других формаций гранитоидного ряда. Оруденение напрямую связано с лейкогранитами (их очагом), а порфиры нахо дятся с ним в парагенетических отношениях как дайки второго этапа – отщепления тех же очагов и самостоятельного значения не имеют. Проводником флюидов также явля ются апофизы лейкогранитов, а зоной рудоотложения служат фронтальные части апо физ и вмещающие породы над ними. Глубинное картирование гранитоидных плутонов и моделирование рудно-магматических систем с выявлением остаточных очагов и вы ходящих от них транспортных каналов открывает возможности прогноза и поисков скрытого оруденения.

В первом издании монографии авторы отдавали предпочтение фактографическо му описанию месторождения. Второе издание носит преимущественно генетический характер в отношении петрологии рудоносного комплекса и формирования рудно магматической системы. Изложенные в монографии новые данные и соображения имеют несомненно общее значение и послужат стимулом к критическому переосмыс ливанию геологического строения рудных районов и месторождений, связанных с гра нитоидами, в целях совершенствования и эффективности прогнозно-поисковых и гео логоразведочных работ.

ФЛЮИДОПОРФИРОВЫЕ ТЕЛА – СПУТНИКИ РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ Д.И. Царев, Е.Е. Дугданова Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, Россия, E-mail: dmtsarev@mail.ru На рудных месторождениях колчеданного типа Казахстана, Урала, Западного За байкалья и других местах весьма часто с рудными телами тесно ассоциируют порфиро вые интрузивные тела особого вида. Они часто в виде расходящихся в верхних частях пучков контролируют рудные тела подобно кронам деревьев с сидящими на них птицами.

П.Ф. Иванкин называл их пучками малых интрузий [1], Г.Ф. Яковлев и Е.Б. Яков лева рудоносные флюидопорфировые комплексы [5], Л.П. Хрянина автомагматиче ские брекчии [3], Д.И. Царев и А.П. Фирсов флюидопорфиры [4].

Рис. 1. Геологическая карта фрагмента Удино-Витимского горста по П.Ч. Шобогорову 1 – озерные отложения;

2 – алеврито-песчаниковые отложения;

3 – конгломераты;

4 – эффузивы и туфы кислого и субщелочного состава хысехинской свиты;

5 – трахибазальты, ортофиры, фельзиты, трахитовые порфиры, туфоконгломераты;

6 – порфировидные гранитоиды витимканского комплек са, 1 фаза;

7 – мелкозернистые гранитоиды витимканского комплекса, 2 фаза;

8 – сиениты бичурского комплекса;


9 – габбро и диориты атарханского комплекса;

10 – тектонические границы;

11 - эруп тивные и согласные стратиграфические границы;

12 – несогласные стратиграфические границы;

13 – контуры Озернинского рудного узла.

Дальнейшее изучение этих спутников рудных месторождений позволило нам не сколько расширить представления о связи этих порфиров с генезисом колчеданных ме сторождений.

На рис. 2 представлена карта Озернинского рудного узла, наглядно иллюстри рующая пространственную связь рудных объектов с флюидопорфирами и, в частности, с Озерным свинцово-цинковым № 4. Рудные тела в большинстве своем экранируются дайками различного состава «поддерживаемых на апофизах флюидопорфиров». Глав ным экранирующим фактором является извивающиеся полого залегающие дайки диа базовых порфиритов. Региональным экраном рудного узла являются верхнепалеозой ско-мезозойские вулканогенные породы, несогласно налегающие на нижнепалеозой скую свиту (Є1ol см. рис. 1).

Рис. 2. Карта интрузивного магматизма и оруденения Озерного рудного узла 1 – субвулканические флюидопорфиры;

2 – граниты и гранит-порфиры;

3 – сиениты и сиенит порфиры;

4 – экструзивные порфиры массивные, флюидальные, сфероидные;

5 – субщелочные габбро-долериты;

6 – кварцевые диориты 2-й фазы атарханского комплекса;

7 габбро и габбро-диориты 1-й фазы атарханского комплекса;

8 месторождения и рудопроявления;

зоны окисления сульфидных руд и сидерита (железные шляпы);

10 номера месторождений и рудопроявлений Путями подъема флюидопорфиров к поверхности являются сместители дизъюнк тивных нарушений, контактовые зоны даек, которые они замещают (рис. 3). Характер ным признаком флюидопорфиров является порфировые или порфиробластовые выде ления бипирамидального кварца с заливами и бухтами вмещающей среды и реликто выми зернами в них магнетита. Температура гомогенизации флюидных включений в кварцевой части зерен 700–800 С, а вместе с зернами магнетита – 1100–1200 С [4].

Такие же по габитусу зерна кварца встречаются и во вмещающих флюидопорфиры карбонатных породах. Все эти данные свидетельствуют, что зерна кварца – порфироб ластические.

В заключении считаем, что рудные тела колчеданных месторождений, сопровож даемых флюидопорфирами, генетически связаны с базитовыми породами (массивными и дайковыми), поставляющими свои рудные компоненты, в формирующиеся в резуль тате магматического замещения их гранитами. Гранитоиды при кристаллизации от правляли неравновесные компоненты с флюидами по трещинам, по контактам даек в область меньших давлений вверх до экранов, перед которыми осаждались рудные тела.

Рис. 3. Субвулканические флюидопорфиры (модель) 1 – колчеданные рудные тела;

2 – вулканогенно-осадочный платформенный чехол (экран);

3 – кремнещелочные метасоматиты;

4 – тело флюидопорфиров;

5 –гранитоиды;

6 – дайка габб ро-диабазов;

7 – останцы габбро;

8 – интрузия габбро - источник рудных компонентов;

9 – границы геологических тел (сплошные);

10 – постепенные.

Гранитоиды в Удино-Витимском горсте развиты широко и замещают базитовые горные породы атарханского габбро-диоритового интрузивного комплекса нижнего па леозоя. Реликты его, мелкие и крупные, встречаются по всему Озернинскому рудному узлу. Полагаем, что рудные компоненты месторождений и рудопроявлений этого гор ста принадлежат в основном атарханскому габбро-диоритовому комплексу.

Разброс содержания петрохимических компонентов флюидопорфиров (табл.) и векторов на диаграмме (рис. 4) Озерного месторождения свидетельствуют, что эти по роды или интенсивно изменены или они не магматические, а метасоматические.

Таблица Разброс содержаний компонентов химического состава флюидопорфиров (60 анализов) Озернинского рудного узла Компо- Al2O Fe2O n.n.n.

Na2O MnO MgO TiO P2O SiO CaO K2O H2O FeO CO SO нент, % Min 44,24 0,03 1,46 0,16 0,95 0,01 0,09 0,01 0,13 0,11 0,01 0,06 0,10 0,01 1, Max 84,82 2,48 27,87 5,39 7,74 0,88 5,34 11,91 8,25 10,66 2,13 4,30 9,67 3,00 8, Граниты палеозоя широко распространенные в Удино-Витимском горсте между двумя мезозойскими впадинами (Зазинской с СЗ и Еравнинской с ЮВ). Источником металлов на Озернинском рудном узле являются базиты и диориты Атарханского ин трузивного комплекса с его массивами и дайками, а переносчиками их граниты и флюидопорфиры.

Рис. 4. Петрохимическая диаграмма флюидопорфиров по А.Н. Заварицкому Флюидопорфиры это метасоматические горные породы, сформированные кис лыми серусодержащими трансмагматическими растворами [2], воздымающимися при гранитизации базитов. Верхняя часть флюидопорфиров являются нижней границей от ложения сульфидных и оксидных руд.

Литература 1. Иванкин П.Ф. О морфологических типах пучков малых и гидротермальных струй // Докл. АН СССР. 1963. Т. 1. С. 105–107.

2. Коржинский Д.С. Потоки трансмагматических растворов и процессы гранитизации // Магматизм, формации кристаллических пород и глубины земли. – М.: Наука, 1972.

С.144–153.

3. Хрянина Л.П. Автомагматические брекчии Северной Бурятии // Геологическое строение некоторых медно-колчеданных и колчеданно-полиметаллических месторож дений Южного Урала, Кавказа и Забайкалья – М.: Недра, 1967. – С. 204–211. (Тр.

ЦНИГРИ;

Вып. 67).

4. Царев Д.И., Фирсов А.П. Проблема формирования колчеданных месторождений.

М.: Наука, 1988. 144 с.

5. Яковлев Г.Ф., Яковлева Е.Б. Рудоносные флюидопорфировые комплексы Юго Западного Алтая // Вестн. МГУ. Сер. 4 Геология. 1973. № 2. С. 72–86.

СЕВЕРО-СИБИРСКАЯ БОКСИТОНОСНАЯ ПРОВИНЦИЯ В.П. Чеха Красноярский государственный педагогический университет им В.П. Астафьева, Красноярск, Россия E-mail: checha@kspu.ru В начале 70-х годов XX века геологами ВАГТа при проведении групповой геоло гической съемки в заполярной части Красноярского края по рекам Котуй, Мойеро, Ту калаан и другим водотокам были обнаружены обломки бокситов, глиноземистых же лезняков. Было предположено, что между Тунгусской синеклизой на западе и Анабар ским массивом на востоке расположена новая, Северо-Сибирская, бокситоносная провинция [1].

Поскольку бокситовая проблема в СССР в те годы была крайне острой, с 1975 г.

оценкой бокситоносности указанной огромной территории стал заниматься коллектив геологов Ангарской экспедиции Красноярского геологического управления. Уже в 1975 г. были открыты первые бокситопроявления – Муустахское и Алысардханское [2].

В течение последующих четырёх лет в результате геолого-геоморфологических иссле дований был выявлен ещё ряд бокситопроявлений, оценены в целом перспективы бок ситоносности Северо-Сибирской платформы [3].

Было выяснено, что породы бокситоносной формации формировались с раннего мела по палеоцен [4] и имели в регионе широкое распространение. Распространение латеритной коры выветривания – как начального члена бокситоносной формации, не замыкалось обширным понижением между плато Путорана и Анабарским массивом, поскольку в пределах первой морфоструктуры на выровненных водораздельных поверх ностях (останец Янгиль, абс. отм. 800–900 м) обнаружены обломки структурных бокситов.

Латеритные коры выветривания к настоящему времени не сохранились. Продукты их ближнего переотложения (пестроцветные глины с обломками структурных бокси тов) сохранились в небольших карстовых понижениях (Алысардахская группа бокси топроявлений). Это ближнекарстовые образования, не имеющие промышленного ха рактера. Были выделены бокситопроявления муустахского типа. Это дальнекарстовые бокситы, представленные гётит-гиббситовой массой с переменным количеством ока танных обломков структурных и бобово-обломочных разновидностей. Бокситы мало карбонатные, высокожелезистые и могут быть использованы для производства глино зема. Форма залежей сложная, все бокситопроявления приурочены к полосе развития светло-серых массивных доломитов кындынской толщи кембрия.

Нами была выделена зона бокситонакопления (осадочные бокситы муустахского типа), которая протягивается с северо-запада от Бор-Юряхского массива ультраоснов ных-щелочных пород на юго-востоке до устья р. Тукалан. Ширина её при этом увели чивается с 2 км до 15 км. В этом же направлении происходит увеличение степени со хранности бокситовых руд.

Зона бокситонакопления, выделенная по ареалам обломочного материала бокси товых пород в аллювии рек, простирается далее от устья р. Тукалан на юго-восток, в бассейны рек Мойеро и Арга-Сала, где бокситоносные образования перекрыты алеври то-глинистыми эоценовыми осадками. Здесь в отличие от карсто-линзообразных и кар сто-воронковых залежей, возможно наличие карсто-котловинных залежей бокситов.

Поскольку бокситовая проблема к концу 70-х годов актуальность не потеряла, она стала «неудобной» Красноярскгеологии. Поэтому с 1979 г. после окончательного отче та геологами Ангарской экспедиции (кстати, защищенного с оценкой «отлично», что было в те годы непросто) все работы в Заполярье были свернуты и полной оценки бок ситоносности территория не получила.

Представленная работа рассматривается нами как привлечение внимания иссле дователей к Северо-Сибирской бокситоносной провинции и к дальнейшему изучению этого региона, имея также в виду наличие здесь кор выветривания с гипергенными алюмофосфатными рудами промышленного значения.

Литература 1. Дренов Н.В., Исаева Л.Л., Митяев А.Г., Брызгалова М.М., Биджев Г.А. Новые дан ные о бокситоносности Сибирской платформы // Докл. АН СССР. – 1975. – Т. 299. – № 5.

2. Забиров Ю.А., Чеха В.П. Первые бокситопроявления и перспективы Северо Сибирской бокситоносной провинции // Литология и полезные ископаемые. – 1978. – № 2. – С. 31–39.

3. Чеха В.П., Забиров Ю.А., Кириченко А.В. Новые данные по бокситоносности севе ра Сибирской платформы // Геология и геофизика. – 1981. – № 10. – С. 143–147.

4. Чеха В.П. Геоморфология и бокситоносность Северо-Сибирской провинции (бас сейны рек Котуй и Маймеча): Автореф. дис… к. геогр. н. – Новосибирск, 1982. – 17с.

ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ЛИТОЛОГО-ФАЦИАЛЬНЫХ ОСОБЕННОСТЕЙ ОТЛОЖЕНИЙ СРЕДНЕГО ДЕВОНА ДЛЯ ОЦЕНКИ ПЕРСПЕКТИВ НЕФТЕГАЗОНОСНОСТИ (РЕСПУБЛИКА ХАКАСИЯ) М.И. Шаминова, И.В. Рычкова Томский политехнический университет E-mail: irina.rychkova@mail.ru С целью оценки перспектив нефтегазоносности литолого-петрографическими, биостратиграфическими и геохимическими (рентгено-структурный, люминесцентно микроскопический) методами были изучены отложения среднего девона Хакасии. На ми проанализировано строение разрезов бейской, сарагашской (илеморовской) и аскиз ской свит по латерали с северо-запада на юго-восток (в районе п. Целинное, о. Итколь, о.Шира и в разрезах скважин площади Новомихайловская) (рис. 1). Актуальность ис следований обусловлена открытием в последние годы в отложениях бейской свиты на территории Южной Хакасии месторождений газа и газоконденсата.

Отложения аскизской свиты (D22as) в Северной Хакасии представлены мергеля ми с подчиненными прослоями мелкозернистых песчаников и пропластками туффитов, известковистых алевролитов, желтыми и серыми, тонкоплитчатыми, с прослоями би туминозных известняков. Вверху и внизу встречаются брекчиевидные известняки. Из органических остатков встречаются фораминиферы и растительные остатки псилофитов плохой сохранности. Мощность 300–400 м. Почти повсеместно залегает согласно на абакан ской свите, с вышележащей илеморовской свитой также связана постепенным переходом.

В районе Новомихайловской площади (Южная Хакасия) отложения аскизской свиты представлены преимущественно мелкозернистыми серыми и зеленовато-серыми граувакково-кварцевыми песчаниками и алевролитами, тонкоплитчатыми, с прослоями битуминозных кремнистых аргиллитов.

Рис. 1. Обзорная карта района В нижних частях разрезов аскизской свиты нами зафиксированы маломощные прослои сингенетично-битуминозных аргиллитов (нефтегазогенерирующих), выше ко торых отмечаются горизонты алевролитов, обогащенных эпибитумоидами, преимуще ственно смолистого состава (рис. 2).

Сарагашская свита (D22sr) в Северной Хакасии представлена переслаивающими ся серовато-желтыми, серыми, зеленовато-серыми алевролитами, разнозернистыми кварц-полевошпатовыми, кварцевыми песчаниками с карбонатным и железистым це ментом, аргиллитами, мергелями, известняками. Отложения свиты характеризуются обедненным составом органических остатков.

В Южной Хакасии аналогом свиты является илеморовская свита (D22il), которая представлена серыми, зеленовато-серыми песчаниками, туфопесчаниками, алевролита ми, листоватыми темно-серыми аргиллитами, прослоями известняков, битуминозных сланцев. Отложения содержат остатки брахиопод и филлопод. Мощность свиты 84– 550 м. Залегает согласно на аскизской свите.

Рис. 2. Алевролит мелкозернистый кварц-полевошпатовый с карбонатно-глинистым цементом битуминозный, битуминозное вещество приурочено к трещинам и порам Глубина 2647 м По результатам люминесцентно-микроскопического анализа в отложениях сара гашской свиты Северной Хакасии практически не обнаружено битуминозных компо нентов ОВ. В породах илеморовской свиты повсеместно зафиксированы следы мигра ции битумоидов. Выделено несколько маломощных горизонтов терригенных коллекто ров трещинно-порового типа, обогащенных битумоидами маслянисто-смолистого и смолистого состава (рис. 3). Отмечается приуроченность битуминозного вещества к наиболее катагенетически преобразованным участкам пород (зонам трещиноватости, вторичной пористости, каолинизации).

Рис. 3. Алевролит мелкозернистый битуминизированный, битуминизация приурочена к трещинам, глубина 2540 м На территории Северной Хакасии бейская свита (D22bs) (в районе п. Целинное, на правом берегу р. Туим, у оз. Итколь и оз. Шира) сложена, главным образом, сероцвет ными известняками различных оттенков, массивными, толстоплитчатыми, местами ок ремненными, пелитоморфными (95–99 % карбоната кальция, иногда слабо глинисты ми), органогенными и рифогенными, микритовозернистыми (классификация Е.М. Ха барова, 2002). Известняки переслаиваются с тонкоплитчатыми доломитами, зеленова то-серыми мергелями, мелко-среднезернистыми известковыми песчаниками серого и желтовато-серого оттенков, алевролитами и аргиллитами. В районе озер Итколь и Ши ра свита имеет мощность 150–180 м. Отложения свиты богаты брахиоподами, гастро подами, остракодами, конодонтами, кораллами позднеживетского возраста. Редко встречаются трилобиты. Бейская свита согласно залегает на сарагашской свите и также согласно перекрывается ойдановской свитой.

На юго-востоке исследуемого района, в разрезах скважин Новомихайловской площади, отложения свиты представлены ритмично чередующимися алевролитами, ар гиллитами, мергелями и известняками, количество которых увеличивается вверх по разрезам скважин. В нижних частях разрезов отмечаются литологические неоднород ности по составу пород, а так же по строению, которые выражаются в наличии косо волнистослоистых тел различной уплотненности, а так же микрослоистости, флексуро образных изгибов, трещиноватости, зеркал скольжения и деформированных прожил ков, которые приводят к неодинаковым фильтрационно-емкостным свойствам (ФЕС) на отдельных участках пород.

В керне скважин Новомихайловской площади обнаружены раковины брахиопод и кораллов. Но в отличие от фауны из обнажений, она характеризуется обедненностью видового состава, мелкими размерами и тонкостенностью створок раковин. Угнетен ность фауны обусловлена поступлением большого количества терригенного материала в бассейн седиментации, что говорит о близости источника сноса.

Изучение захороненного органического вещества (ОВ) и битуминозности отло жений бейской свиты в ультрафиолетовом свете (УФ) методом люминесцентной мик роскопии позволило установить преимущественно сапропелевую природу ОВ в отло жениях бейской свиты. В породах бейской свиты Северной Хакасии содержание биту минозного вещества смолисто-асфальтенового состава невелико. Битуминозные ком поненты обнаружены на наиболее проницаемых участках рифогенных известняков верхнебейской подсвиты (район п. Целинного и о. Итколь). Они приурочены к грани цам биокластов, микростилолитовым швам и литогенетическим трещинкам (рис. 4).

Рис. 4. Рифогенный известняк битуминизированный и окремненный по контактам с биокластами (п. Целинное) В районе Новомихайловской площади содержание битуминозных компонентов резко возрастает. В породах изученных скважин зафиксированы многочисленные сле ды миграции битумоидов (рис. 5) Скопления битумоидов отмечаются в наиболее ката генетически преобразованных терригенно-карбонатных породах. Катагенетические преобразования выражаются в доломитизации, каолинизации, окремнении, трещинова тости, которые повышают ФЕС пород.

Анализ структурно-текстурных особенностей позволил установить, что формиро вание отложений аскизской и илеморовской свит происходило в прибрежно-морских условиях, с преимущественно волновым режимом, а бейской свиты в нормально морских условиях сублиторальной зоны моря. В отложениях аскизской и илеморовской свит выявляются горизонты пород, имеющие высокие ФЭС, которые могут служить коллекторами УВ. Причины проявления высоких коллекторских свойств: дислокаци онные процессы катаклаза и трещинообразование;

флюидомиграция углекислых рас творов, приводящая к полному растворению и выщелачиванию отдельных минералов, слагающих обломки и цементирующую массу;

проявление дополнительных процессов кальцитизации со вторичной пористостью;

интенсивная послойная и секущая трещино ватость. Обращает на себя внимание факт интенсивной катагенетичной преобразован ности пород аскизской и илеморовской свит и остаточныхй характер битуминозных компонентов (преобладают битумоиды среднего и тяжелого состава). В целом эти про цессы обуславливают проникновение в бейскую свиту мигрирующих более легких компонентов УВ.

Рис. 5. Алевролит мелкозернистый кварц-полевошпатовый битуминозный, глубина 2471 м Битуминизация приурочена к микротрещинам и цементирующей массе Результаты литолого-фациальных исследований отложений среднего девона сви детельствуют о возникновении благоприятных палеогеографических обстановок для формирования комбинированных ловушек углеводородов. Эти обстановки характери зуются прибрежно-морскими условиями с наличием небольших депрессий, окаймлен ных рифогенными постройками, характеризующимися активной гидродинамической обстановкой осадконакопления. Такие условия наиболее ярко прослеживаются в Юж ной Хакасии (Новомихайловская площадь).

Таким образом, наиболее перспективными, в отношении обнаружения месторож дений газа и газоконденсата являются отложения, приуроченные к границе илеморов ской и бейской свит. Это подтверждено проведенными испытаниями.

Литература 1. Акульшина Е.П., Казаринов В.П. Закономерности осадконакопления в девоне и карбоне Южно-Минусинской котловины. – СНИИГГИМС, 1960. – Вып. 12.

2. Барабошкин Е.Ю. Основные типы седиментационных обстановок терригенных ре зервуаров. – Томск, 2003 – 157 с.

3. Иванкин Г.А. К стратиграфии девона западной окраины Минусинской котловины / 5-я научн. конф. Томского гос. ун-та. – Томск: ТГУ, 1960. – С. 236–237.

4. Логвиненко Н.В. Петрография осадочных пород с основами методики исследова ния. – М: Высшая школа, 1984. – 414с.

5. Лучицкий И.В. Литология среднепалеозойского вулканогенно-осадочного ком плекса впадин востока Саяно-Алтайской складчатой области. – М.: Наука, 1967. – 217с.

6. Олли И.А. Органическое вещество и битуминозность осадочных отложений Сиби ри.– М.: Наука, 1975. – 133с.

7. Парначев В.П., Васильев Б.Д., Коптев И.И. Геология и минерагения Северной Ха касии. – Томск, 2007. – 236 с.

8. Прошляков Б.К., Кузнецов В.Г. Литология и литолого-фациальный анализ – М.:

Недра, 1981. – 284 с.

9. Трофимук А.А. Нефтегазоносность Южно-Минусинской впадины. – М.: Наука, 1966. – 279 с.



Pages:     | 1 |   ...   | 10 | 11 || 13 | 14 |   ...   | 26 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.