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 |   ...   | 7 | 8 || 10 | 11 |   ...   | 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 9 ] --

В ближнее обрамление (до 1,5 км) рудоконтролирующих глубинных разломов с металлоносными растворами поступают химические элементы фемофильной ассоциа ции в составе Ti, P, Mg, Fe, Ca, Mn. Во всех рудовмещающих средах согласно концен трационно-диффузионному механизму массопереноса только в ближнем околотрещин ном (околоразломном) пространстве – в тыловых зонах околорудных (рудовмещаю щих) метасоматических ореолов они образуют контрастные аномалии, постепенно сме няющиеся кларковыми содержаниями по мере удаления от разломов. Следы фильтра ции металлоносных растворов с перечисленными элементами в виде их аномалий, ино гда в сочетании с повышенными и высокими содержаниями золота (до 3 г/т) и серебра в аподолеритовых метасоматитах внутрирудных даек – тепловых флюидопроводников, то есть на путях подъема растворов из очагов генерации, очевидно, заполненных ба зальтовыми расплавами, обнаружены в Берикульском, Кедровском, Сухоложском, Зун Холбинском месторождениях [14, 15, 16], а в последующие годы – в месторождении Чертово Корыто. Поступившие дополнительные массы перечисленных фемофильных элементов вошли в состав новообразованных лейкоксена, рутила (Ti), апатита (P), маг незиально-железистых карбонатов (Mg, Fe, Ca, Mn).

Таблица Оценка параметров распределения рудогенных элементов и корреляционных свя зей золота с рудогенными элементами в зональных околорудных метасоматиче ских ореолах мезотермальных месторождений золота Южной Сибири Минеральные зоны [число проб] Фронтальная Парамет Эле ры рас- Подзоны мен пределе- Интенсив- Хлоритовая Альбитовая Тыловая ты Слабого Умеренного ния ного изме изменения изменения нения Ирокиндинское месторождение Альмандин-двуслюдяные гнейсы (AR2) 11,5(1439,5) хг ( х ) 0,5(0,6)[30] 1,2(1,4)[17] 1,9(2,5)[15] 1,7(2,4)[96] 2,3(4,1)[24] [34] Au t(s) 1,3(0,2) 1,7(0,7) 2,4(1,7) 2,3(2,4) 2,3(8,5) 21,0(1220,0) хг ( х ) 36,2(43,1) 33,3(42,4) 42,5(52,4) 38,9(56,0) 76,5(91,1) 160,2(777,8) 4,0(н/д) t(s) 2,2(19,3) 2,3(25,9) 2,0(32,5) 2,5(50,3) 1,9(50,2) Ag r(sr) 0,12(0,33) 0,61(0,19) -0,32(0,26) 0,42(0,20) 0,09(0,23) 0,72(0,12) Au/Ag 0,01 0,04 0,04 0,05 0,03 0, хг ( х ) 19,4(21,4) 21,2(23,4) 17,0(19,7) 18,3(20,8) 15,0(19,9) 18,3(26,4) t(s) 1,6(9,5) 1,6(10,0) 1,7(11,8) 1,6(12,5) 2,2(16,3) 2,1(33,2) Hg r(sr) -0,46(0,26) -0,23(0,29) 0,19(0,28) 0,33(0,22) -0,33(0,20) 0,14(0,25) Au/Hg 0,03 0,06 0,11 0,09 0,15 0, Продолжение таблицы Кедровское месторождение Углеродистые полевошпат-кварцевые песчано-алевросланцы кедровской свиты (R3) хг ( х ) 1,2(1,6)[37] 0,7(1,5)[15] 1,1(1,7)[23] 1,8(2,6)[123] 3,9(6,9)[209] 5,8(15,3)[27] Au t(s) 2,1(1,5) 2,9(2,7) 2,7(1,6) 2,0(4,0) 2,8(9,5) 4,5(19,9) хг ( х ) 26,7(32,1) 23,3(26,0) 56,6(91,7) 61,7(165,1) 135,8(223,4) 165,0(278,5) t(s) 1,9(20,9) 1,6(13,9) 2,6(116,6) 4,6(340,4) 2,6(359,5) 3,1(257,0) Ag r(sr) 0,001(0,2) 0,79(0,11) 0,22(0,21) 0,21(0,12) 0,11(0,09) 0,44(0,16) Au/Ag 0,04 0,03 0,02 0,03 0,03 0, хг ( х ) 18,0(26,3) 28,3(34,7) 22,0(30,4) 24,5(34,1) 17,5(23,5) 30,5(36,0) t(s) 2,8(20,7) 2,1(18,7) 2,2(27,0) 2,4(30,1) 2,1(20,6) 1,8(21,4) Hg r(sr) 0,35(0,16) 0,50(0,22) 0,20(0,21) -0,15(0,12) -0,11(0,08) 0,58(0,13) Au/Hg 0,07 0,02 0,05 0,07 0,22 0, Каралонское месторождение Углеродистые полевошпат-кварцевые песчано-алевросланцы водораздельной свиты (R3) хг ( х ) н/д 1,0(1,1)[15] 1,6(2,0)[11] 2,0(2,8)[34] 2,0(3,5)[7] 24,7(73,5)[6] Au н/д t(s) 1,6(0,4) 1,9(1,8) 2,4(2,6) 2,8(5,1) 5,6(100,9) хг ( х ) н/д 25,1(35,1) 34,9(64,7) 45,6(65,1) 29,4(44,5) 53,3(60,2) н/д t(s) 2,2(34,8) 2,9(99,3) 2,4(75,0) 2,9(39,9) 1,8(29,6) Ag н/д r(sr) 0,56(0,18) 0,73(0,14) 0,52(0,12) 0,80(0,13) 0,70(0,21) н/д Au/Ag 0,04 0,04 0,04 0,07 0, хг ( х ) н/д 32,4(37,3) 47,0(49,0) 58,0(68,6) 42,2(61,6) 44,6(46,5) Hg н/д t(s) 1,8(19,2) 1,4(14,8) 1,7(61,4) 2,5(63,5) 1,4(16,3) н/д r(sr) 0,12(0,25) 0,007(0,3) -0,22(0,16) 0,55(0,26) -0,30(0,37) н/д Au/Hg 0,03 0,03 0,03 0,05 0, Примечание. 1) хг ( х ) – среднее соответственно геометрическое и арифметическое содержание, мг/т;

t – стандартный множитель;

s – стандартное отклонение содержаний, мг/т;

r – коэффициент парной линейной корреляции элементов с золотом, выше уровня значимости обозначен жирным шрифтом;

sr – стандартное отклонение коэффициента корреляции;

н/д – нет данных. 2) В квадратных скобках число проб. 3) Содержание Au и Ag определялось атомно-абсорбционным методом (чувствительность 0,1 мг/т) в лаборатории ядерно-физических методов анализа вещества ОИГГиМ СО РАН (г. Новосибирск), анали тик В.Г. Цимбалист. Содержание Hg определялось атомно-абсорбционным методом (чувствительность мг/т) в ЦЛ ПГО «Березовгеология» (г. Новосибирск) под руководством Н.А. Чарикова. 4) Расчеты вы полнены Н.П. Ореховым.

Распределение профильных металлов (Au, Ag) в околорудном пространстве ме сторождений единообразно подчиняется минералого-петрохимической зональности околорудных (рудовмещающих) метасоматических ореолов, то есть определяется ин тенсивностью метасоматических преобразований пород, гранитоидов, ультрамета морфитов, черных сланцев (табл 2). Независимо от состава и происхожения исходных пород, во всех подзонах фронтальной зоны сравнительно слабого их изменения содер жания золота и серебра укладываются в интервалы соответственно 0,5…1,9 мг/т и 15…50 мг/т, что соответствует кларковым значениям [34]. Это означает, что при регио нальном метаморфизме нагревания осадочных пород и преобразования их в углероди стые сланцы на уровне мусковит-биотитового парагенезиса, а также на дальней пери ферии околорудных метасоматических ореолов существенных изменений содержаний металлов против кларков не происходит.

Усиление интенсивности метасоматических преобразований пород в направлении к тыловой минералого-петрохимической зоне сопровождается возрастанием содержа ний обоих металлов и дисперсии их распределения от одной зоны к другой с достиже нием максимальных значений в тыловой зоне, тем бльших, чем выше содержания металлов в рудных телах – золоторудных кварцевых жилах с их рудными столбами и минерализованных (рудных) зонах. В участках тыловой зоны, смежных с богатыми рудными столбами, например, в Ирокиндинском месторождении, содержания золота в березитах достигают многих сотен мг/т. В апочерносланцевых березитах тыловой зоны метасоматических ореолов в обрамлении рудных зон с прожилково-вкрапленной мине рализацией и содержанием золота на уровне первых г/т концентрации золота не пре вышают десятков мг/т, как это фиксируется в Кедровском, Каралонском месторожде ниях. По мере возрастания интенсивности метасоматических преобразований пород Au/Ag-отношение, в исходных породах выражающее различающиеся на порядок клар ки того и другого металла, в метасоматитах увеличивается, приближаясь в тыловой ми нералого-петрохимической зоне к значениям, свойственным рудным телам (0,5…1,5), при этом усиливаются корреляционные связи золота с серебром.

Подобное описанному распределение золота и серебра в околорудном простран стве черносланцевых толщ и несланцевого субстрата повторяется в месторождениях Чертово Корыто [21], Сухой Лог [25], Вернинском [23]. Повторяются в месторождени ях обеих совокупностей контрастные аномалии цветных металлов – спутников золота, в том числе мышьяка, ртути [21, 22].

Приведенные данные о статистических параметрах распределения профильных металлов в околорудном пространстве золоторудных месторождений, образованных в несланцевом и черносланцевом субстрате, полученные посредством использования ме тодических приемов, раскрывающих геологическую историю вмещающих месторож дения горных пород и металлов в них, доказывают образование околорудных (рудов мещающих) метасоматических, геохимических ореолов и руд в результате единого в каждом месторождении рудообразующего процесса. Из этих данных также следует вы вод о субкларковых содержаниях золота во всех, включая черные сланцы, исходных породах и о синрудном происхождении повышенных, высоких концентраций металла в несланцевом субстрате и черных сланцах, вмещающих уникальные (Сухой Лог), круп ные (Вернинское, Чертово Корыто), рядовые по запасам (Кедровское, Каралонское, Ирокиндинское и другие) месторождения золота.

Причина многовариантных оценок дорудной золотоносности черных сланцев, ве роятно, заключается в использовании некоторыми авторами этих оценок не адекватных цели исследования методов, анализировались пробы и формировались выборки для статистических расчетов, не дифференцированные по этапам преобразований пород.

В результате многоцелевых исследований разными коллективами специалистов минеральных составов, содержимого газово-жидких включений в минералах руд ме сторождений золота обеих совокупностей выделены рудно-минеральные комплексы, установлены последовательности, реконструированы термодинамические, физико химические режимы их образования, оценены фазовые состояния растворов и их изме нения в ходе рудообразования, диагностированы катионно-анионные составы и кон центрации растворенных веществ, составы газов и их изменения во времени от начала и до завершения процессов. Анализ и обобщение этих материалов завершились выво дами, которые характеризуют и распространяются на месторождения, образованные в черносланцевом и несланцевом субстрате, и заключаются в следующем [5].

Рудообразование осуществляется в температурном диапазоне от 500 до 50…25 °С при давлениях рудообразующих флюидов от 430 до 40 Мпа. Температуры кристалли зации ранних зарождений кварца каждого последующего рудно-минерального ком плекса превышают температуры кристаллизации поздних зарождений кварца каждого предшествующего рудно-минерального комплекса (рис.).

Рисунок. Температурные режимы минералообразования в золоторудных месторождениях [5].

а) по Ю.В. Ляхову и др.,1974;

б) по Н.В. Росляковой и др., 1976;

в) по обобщенным данным М.С. Сахаровой, 1972;

Д.А. Тимофеевского, 1972;

Ю.В. Ляхова, 1975;

1977;

В.Ю. Прокофьева, 2000;

г) по Н.И. Мязь, 1985;

д) по В.В. Левицкому, 1985;

е) по обобщенным данным Г.А. Феофилактова, 1992;

А.В. Бражника, 1993;

В.Ю. Прокофьева с соавторами, 2002;

ж) по А.В. Пизнюр, 1982;

з) по данным Е.А. Вагиной Эти факты в сочетании с повторяющейся при образовании каждого рудно минерального комплекса последовательностью отложения минералов от оксидов до сульфидов и далее карбонатов и прерывистым поступлением металлоносных растворов в чередовании с внедрением по рудоконтролирующим глубинным разломам умеренно щелочных базальтовых расплавов, создающих послегранитные дорудные, внутрируд ные, поздне-послерудные дайки умеренно щелочных долеритов, характеризуют рудо образующие процессы как пульсационные многостадийные, функционирующие одно временно с очагами базальтовых расплавов [14–16, 18]. Допродуктивные и послепро дуктивные минеральные комплексы отложены из водно-солевых растворов, не содер жавших низкокипящих газов CH4, N2, CO2. Золото в составе продуктивных комплексов отложено из высококонцентрированных до рассолов вскипающих и кипящих углеки слотных, содержавших азот и углеводороды растворов в температурном диапазоне 280…260 180…160 °С.

Приведенные факты в их совокупности гармонично вписываются в систему дока зательств геолого-генетической однородности месторождений золота, в несланцевом и черносланцевом субстрате созданных по одному написанному природой сценарию ме таллоносными растворами, генерированными в очагах золотопродуцирующих умерен но щелочных базальтовых расплавов на позднем этапе становления антидромных гра нит-диорит-долеритовых флюидно-рудно-магматических комплексов.

Литература 1. Бородаевский Н.И., Шер С.Д. Об околорудных изменениях в месторождениях зо лота // Труды Центрального научно-исследовательского геологоразведочного институ та. – 1967. – Вып. 76. – С. 113–126.

2. Буряк В.А. О золотоносности осадочных толщ и поведение в них золота в процессе метаморфизма и гранитизации // Геология и геофизика. – 1978. – № 6. – С. 142–146.

3. Буряк В.А. Метаморфизм и рудообразование. – М.: Недра, 1982. – 256 с.

4. Буряк В.А. Состояние и основные нерешенные вопросы теории метаморфогенного рудообразования // Региональный метаморфизм и метаморфогенное рудообразование / под ред. Я.Н. Белевцева. – Киев: Наукова думка, 1984. – С. 43–50.

5. Вагина Е.А. Минеральные комплексы руд и генезис месторождения золота Чертово Корыто (Патомское нагорье) // Дисс. … канд. геол.-мин. наук. – Томск, 2012. – 141 с.

6. Гаврилов А.М., Кряжев С.Г. Минералого-геохимические особенности руд место рождения Сухой Лог // Разведка и охрана недр. – 2008. – № 8. – С. 3–16.

7. Гапон А.Е., Гапеева М.М. Закономерности локализации золоторудных узлов в юж ной части Патомского нагорья // Доклады АН СССР. – 1969. – Т. 185. – № 2. – С. 408–411.

8. Горжевский Д.И., Зверева Е.А., Ганжа Г.Б. Углеродсодержащие терригенные форма ции с золото-сульфидным оруденением // Советская геология. – 1988. – № 9. – С. 113–121.

9. Жариков В.А. Некоторые закономерности метасоматических процессов // Метасоматиче ские изменения боковых пород и их роль в рудообразовании. – М.: Недра, 1966. – С. 47–63.

10. Коновалов И.В. Околорудная зональность одного золоторудного месторождения (Ленский район) // Геология и геофизика. – 1973. – № 1. – С. 123–125.

11. Критерии отличия метаморфогенных и магматогенных гидротермальных месторо ждений / под ред. В.И. Смирнова, Н.Л. Добрецова. – Новосибирск: Наука, 1985.

12. Коткин В.В. Роль литологического фактора в размещении золоторудных проявле ний в Центральной части Ленской провинции // Вопросы геологии месторождений зо лота Сибири / под ред. Ф.Н. Шахова. – Томск: Изд-во Томского ун-та, 1968. – С. 107–108.

13. Кряжев С.Г., Устинов В.И., Гриненко В.А. Особенности флюидного режима фор мирования золоторудного месторождения Сухой Лог по изотопно-геохимическим дан ным // Геохимия. – 2009. – № 10. – С. 1108–1117.

14. Кучеренко И.В. Пространственно-временные и петрохимические критерии связи образования золотого оруденения с глубинным магматизмом // Известия АН СССР.

Серия геологическая – 1990. – № 10. – С. 78–91.

15. Кучеренко И.В. Дайки основного состава в мезотермальном золотом месторожде нии Зун-Холба (Восточный Саян) // Вестник Томского гос. ун-та. – 2003. – № 3 (III). – С. 259–261.

16. Кучеренко И.В. Петрологические и металлогенические следствия изучения малых интрузий в мезотермальных золоторудных полях // Известия Томского политехниче ского ун-та. – 2004. – Т. 307. – № 1. – С. 49–57.

17. Кучеренко И.В. К методике формирования выборок для расчета статистических параметров распределения и баланса химических элементов в околорудном простран стве гидротермальных месторождений золота // Известия Томского политехнического университета. – 2005. – Т. 308. – № 2. – С. 23–30.

18. Кучеренко И.В. Металлогения золота: приложение к мезотермальным месторожде ниям, образованным в несланцевом и черносланцевом субстрате горно-складчатых со оружений южной Сибири // Современные проблемы геологии и разведки полезных ис копаемых: Матер. Международн. конф., посвящ. 80-летию основания в Томском поли техническом университете первой в азиатской части России кафедры «Разведочное де ло», г. Томск, 5–8 окт. 2010 г. – Томск: Изд-во ТПУ, 2010. – С. 241–256.

19. Кучеренко И.В. Гидродинамика трещинно-поровых флюидно-породных взаимо действий и механизм массопереноса в процессах околотрещинного гидротермального метасоматизма // Разведка и охрана недр. – 2010. – № 11. – С. 37–43.

20. Кучеренко И.В. Проблемы образования гидротермальных месторождений золота.

Ч. 2. Метаморфогенная и полигенная геолого-генетические концепции // Известия Том ского политехнического университета. – 2013. – Т. 323. – № 1.

21. Кучеренко И. В., Гаврилов Р.Ю., Мартыненко В.Г., Верхозин А.В. Петролого геохимические черты рудовмещающего метасоматического ореола золоторудного ме сторождения Чертово Корыто (Патомское нагорье) // Известия Томского политехниче ского университета. – 2008. – Т. 312. – № 1. – С. 11–20.

22. Кучеренко И.В., Гаврилов Р.Ю., Мартыненко В.Г., Верхозин А.В. Геохимическая зональность рудовмещающего ореола мезотермального золоторудного месторождения Чертово Корыто (Патомское нагорье) // Известия Томского политехнического универ ситета. – 2011. – Т. 319. – № 1. – С. 42–47.

23. Кучеренко И.В., Гаврилов Р.Ю., Мартыненко В.Г., Верхозин А.В. Петролого геохимические черты околорудного метасоматизма в Вернинском золоторудном ме сторождении (Ленский район) // Известия Томского политехнического университета. – 2012. – Т. 321. – № 1. – С. 22–33.

24. Кучеренко И.В., Гаврилов Р.Ю., Мартыненко В.Г., Верхозин А.В. Петролого геохимические черты околорудного метасоматизма в золоторудном месторождении Сухой Лог (Ленский район). Ч. 2. Петрология околорудного метасоматизма // Известия Томского политехнического университета. – 2012. – Т. 320. – № 1. – С. 28–37.

25. Кучеренко И.В., Гаврилов Р.Ю., Мартыненко В.Г., Верхозин А.В. Петролого геохимические черты околорудного метасоматизма в золоторудном месторождении Сухой Лог (Ленский район). Ч. 3. Геохимия золота и серебра // Известия Томского по литехнического университета. – 2012. – Т. 321. – № 1. – С. 33–40.

26. Лаверов Н.П., Чернышов И.В., Чугаев А.В., Баирова Э.Д., Гольцман Ю.В., Дистлер В.В., Юдовская М.А. Этапы формирования крупномасштабной благороднометалльной минерализации месторождения Сухой Лог (Восточная Сибирь): результаты изотопно геохронологического изучения // Доклады РАН. – 2007. – Т. 415. – № 2. – С. 236–241.

27. Русинов В.Л., Русинова О.В., Кряжев С.Г., Щегольков Ю.В., Алышева Э.И., Бори совский С.Е. Околорудный метасоматизм терригенных углеродистых пород в Ленском золоторудном районе // Геология рудных месторождений. – 2008. – Т. 50. – № 1. – С. 3–46.

28. Шаров В.Н., Шмотов А.П., Коновалов И.В. Метасоматическая зональность и связь с ней оруденения. – Новосибирск: Наука, 1978. – 103 с.

29. Шер С.Д. Околорудные изменения, сопутствующие золото-кварцевым жилам в Ленском золотоносном районе // Метасоматические изменения боковых пород и их роль в рудообразовании / под ред. Н.И. Наковника. – М.: Недра, 1966. – С. 282–291.

30. Шило Н.А., Гончаров В.И., Ворцепнев В.В. и др. К соотношению метаморфогенно го и магматогенного гидротермального минералообразования в золоторудных районах Северо-Востока СССР // Критерии отличия метаморфогенных и магматогенных гидро термальных месторождений / под ред. В.И. Смирнова, Н.Л. Добрецова. – Новосибирск:

Наука, 1985. – С. 30–42.

31. Шмотов А.П. Тектонические деформации и сопряженные с ними гидротермально метасоматические преобразования вмещающих пород (Ленский золотоносный район).

// Доклады АН СССР. – 1974. – Т. 218. – № 1. – С. 178–181.

32. Шумлянский В.А. Киммерийская металлогеническая эпоха на территории Украи ны. – Киев: Наукова думка, 1983. – 220 с.

33. Юдовская М.А., Дистлер В.В., Родионов Н.В. и др. Соотношение процессов мета морфизма и рудообразования на золотом черносланцевом месторождении Сухой Лог по данным U-Th-Pb-изотопного SHRIMP-датирования акцессорных минералов // Гео логия рудных месторождений. – 2011. – Т. 53. – № 1. – С. 32–64.

34. Ярошевский А.А. Распространенность химических элементов в земной коре // Гео химия. – 2006. – № 1. – С. 54–62.

35. Large R.R., Maslennikov V.V., Robert F. et al. Multistage sedimentary and metamorphic origin of pyrite and gold in the giant Sukhoi Log deposit, Lena gold province, Russia // Eco nomic Geology. – 2007. – V. 102. – № 7. – P. 1233–1267.

36. Shao Jun, Hui De-feng, Kong Xiang-min, Shou Nai-wu. Metallogeny of the gold deposits of China // Geology and Resources. – 2004. – Т. 13. – № 4. – P. 246–250.

ГЕОЛОГО-ТЕХНОЛОГИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЙ КАК ИНФОРМАЦИОННЫЙ ПРОЦЕСС 1 2 2 В.Л. Лось, Д.Ш. Ахмедов, Д.И. Еремин, В.С. Легонькин Горно-экономический консалтинг, Казахстан Институт космической техники и технологий, Казахстан Формально моделирование рудных месторождений представляет собой переход от облака точек-проб, на которых измерены некоторые величины t (обычно это содер жания полезных и других компонентов) к полнозаданному геологическому пространст ~ ву, в каждой точке которого определены модельные значения t (обозначим их t ) [1].

Этот переход можно записать в виде:

~( x) m ;

x V, n t ( xi ) ;

xi V A t где t(xi) – измеренные данные (пробы) и их координаты xi;

~ ( х) – модельные значения t в точках с любыми текущими координатами х;

t V – область моделирования (ее размерность 1–3 D);

n, m – число измерений проб и «мощность» множества модельных значений t;

~ А – оператор преобразования t в t (технология построения модели).

С информационных позиций данная операция представляет собой целевое расши рение и информации, даже если nm, хотя, в большинстве случаев, m n.

Из теории и практики известно, что при выполнении операции А, а это аппрокси мация, интерполяция, экстраполяция, принципиально не может быть получено точное решение. В каком-то смысле здесь справедлив «принцип неопределенности», который можно записать в следующем виде:

(~ ) t const, ~ - дисперсия или другая оценка разброса ~ в V;

где (t ) t – «элементарный объем», в котором определяется ~.

t При эквидистантном расположении точек i величина V/m, но при неравномер ном распределении точек i в пространстве все намного сложнее и абсолютная величина зависит от плотности точек i в окрестности конкретного.

Величина «const» зависит от природной изменчивости t в V и от применяемых технологий А: чем меньше «const», тем эффективнее и точнее операция целевого рас ширения информации, т. е. моделирования рудного месторождения. При фиксирован ных А величина «const» будет характеристикой «сложность» распределения t в кон кретном месторождении.

В общем, модель месторождения представляет собой распределение концентра ций основных и сопутствующих компонентов (t) в пространстве V. Это распределение зависит от 4 групп аргументов [2]:

K m g n, M : te ( x ) f ( x,V ;

te ( xi ), ;

S j ( x), ;

K p, Ap ) je i 1 p j1 e= где te ( x) – модельные значения е-той компоненты (характеристики) месторождения;

x,V – структура пространства моделирования (размерность 2– 3);

{te(xi), – массив «прямого обучения» (данные о компоненте te и параметрах мо m делирования – массив моделей «косвенных» характеристик, – );

S j ( x), je j g сила взаимосвязи te c S j ;

– существующая система знаний Кр о рудных K p, Ap p объектах моделируемого типа и правила операций со знаниями Ар.

Первая группа аргументов (структура пространства моделирования x,V ) оп ределяется геометрией расположения точек опробования, требуемой детальностью мо делирования и имеющимися представлениями об анизотропии геологического про странства в области моделирования V.

Вторая связана с измерениями целевых характеристик te в некоторых точках i пространства моделирования V. При стандартной процедуре разведки рудных объектов размещение и плотность точек i регулируется таким образом, чтобы оценки средних содержаний и запасов в выделяемых рудных телах имели ошибку меньше заданной.

Третья группа аргументов учитывает влияние «косвенных» характеристик геологиче ской среды j на распределение целевой характеристики в пространстве. Сила влияния каждой косвенной характеристики пропорциональна силе ее связи с целевой характе ристикой (ej).

Четвертая группа аргументов моделирования рудных объектов связана с исполь зованием знаний. И хотя знания в той или иной форме при моделировании используют ся всегда, их формальный учёт в моделях пока разработан очень слабо.

Можно наметить несколько перспективных направлений развития технологий моделирования, увеличивающих степень извлечения полезной информации из всех групп данных и повышающих качество моделей, т. е. их достоверность и точность.

1. Учет анизотропии реальной геологической среды Анизотропия при построении моделей месторождений может быть введена зада нием специальной нелинейной координатной системы ( x, y, z ) V направление коор динатных систем которой и масштаб измерения вдоль них привязаны к реальным структурам геологической среды и которые могут определяться каким-либо объектив но измеряемыми характеристиками (собственно геологическими, геохимическими, геофизическими).

Преобразование прямоугольной системы координат ( x, y, z ) V в специальную ( x, y, z ) V и обратно может проводиться с помощью нейросетевого анализа.

Другим способом является задание в «особых» точках x, y, z V направления ми нимальной и максимальной изменчивости и их вычисление с помощью какой-либо программы аппроксимации во всех точках регулярной сети моделирования. Последняя процедура реализована в программе Modeling-A (ПК ELAN).

Данная операция проводится над аргументами первой группы, но в ней могут ис пользоваться аргументы второй, третьей и четвертой групп.

2. Применение технологии имитационного моделирования Для реализации технологии имитационного моделирования была разработана программа SMBP (simulation model for block parameter), которая определяет P(ti) в точ ках регулярной сети и/или точках отбора проб. Теоретической основой имитационного моделирования концентраций металлов в рудных объектах служит представление, что в точках пространства V и, в частности, в точках отбора проб (точнее, некоторых окре стностях этих точек) существует и принципиально может быть задана функция стати стического распределения t, т.е. (ti). При этом неважно, как интерпретируется функ ция (ti): как одна реализация случайного процесса формирования t в V или как реали зация неслучайного, но сильно изменчивого в пространстве процесса рудоотложения (в пределе приводящего к фрактальному распределению концентраций).

Если во всех точках i отбора проб ( ) заданы функции (ti), то появляется возможность имитировать q реализаций случайного процесса или (что технологически одно и тоже) q отборов проб в ближайших окрестностях точки i (её координаты xi, yi, zi). На основе имитации можно определять оценку среднего j-той итерации, а по q оценкам определить общую оценку среднего, и max, min, (или значение 5% квантилей). При этом оценки, могут быть получены не только с использованием проб внутри области, но и находящихся за её пределами, т.е. при оцен ке, может быть использован нелокальный подход, применяемый во всех совре менных методах моделирования рудных объектов.

3. Моделирование с учетом уровней концентрации элементов Квантование концентраций элементов с образованием устойчивых уровней кон центрации является фундаментальной закономерностью распределения металлов в гид ротермальных рудных месторождениях 3. Моделью функции плотности статистиче ского распределения концентраций металлов с устойчивыми уровнями концентрации можно представлять в следующем виде:

k e(t ) f i (t ), i i где fi(t) – унимодальные (близкие к логнормальным) функции плотности элемен тарных составляющих с оценками средних и дисперсиями 1,…, ;

i – «вес» i-той элементарной составляющей Место для формулы.

Элементарные составляющие разделяются «естественными» границами концен траций, которым на графиках функций плотности соответствуют локальные минимумы или особые точки перегиба.

В пространстве распределение концентраций металлов с устойчивыми уровнями можно описать «ступенчатой» моделью:

t ( x) ( x) f 0 ( x), где х – пространственные координаты ( ), (x) – случайная составляющая со средним близким к x1=…xk и.

Отметим, что уровни концентрации являются устойчивыми в статистическом по нимании и достаточно часто разрушаются и/или затушевываются.

Для моделирования месторождений важно учитывать, что поведению каждого уровня присущи определенная индивидуальность (автономность) и поэтому учет этих особенностей значительно повышает качество и адекватность получаемых моделей.

Суть подхода к моделированию рудных месторождений с учетом уровней концентра ций заключается в том, что для каждого уровня строится модель со своими параметра ми, а результирующая модель представляет собой сумму моделей отдельных уровней концентрации со своими весами:

k k t ( x) i ( x ) ti ( x ) / ( x) i i где – модельное значение концентраций металла (t) в точке с текущими ко ординатами х;

– модельное значение t i-того уровня в точках х;

i (x) – «вес» i-того уровня t в точке х.

Методика учета уровней концентрации для построения моделей месторождений была использована на золоторудном месторождении Акбакай, колчеданно полиметаллических Чекмарь, Ново-Лениногорское, месторождение алмазов Кумдыколь.

Главной проблемой моделирования с учетом уровней концентрации является оценка параметров моделирования для каждого уровня.

4. Применение технологии прогнозирования при построении моделей месторождений.

Использование косвенной информации (геологической, геохимической, геофизи ческой) о свойствах геологической среды для улучшения качества моделей рудных объектов является одной из самых эффективных и перспективных процедур. Особенно необходимо использование косвенной информации при моделировании слабоизучен ных месторождений, где количество наблюдений за распределением полезных компо нентов в пространстве явно недостаточно. Использование косвенной информации за ключается в активном включении в процесс моделирования третьей группы аргументов.

Технология прогнозирования, которая применяется для использования косвенной информации при моделировании рудных объектов, подробно рассмотрена в [2].

В качестве «косвенных» характеристик при моделировании рудных объектов мо гут выступать характеристики вмещающих оруденение пород, характеристики складча той и разрывной тектоники, характеристики геофизических полей и т.д. Главное, чтобы формально была установлена и количественно оценена связь между этими косвенными характеристиками и интенсивностью оруденения.

5. Компьютерное моделирование процесса рудообразования Это направление в настоящее время находится в самом зачаточном состоянии, хо тя в перспективе представляется очень перспективным. Современные методы и техно логии моделирования рудных месторождений опираются на эмпирические данные, ста тистические и геостатистические параметры, приемы аппроксимации, интерполяции, принципы аналогии и т. п. Ресурс таких методов близок к исчерпанию и необходимо уже сейчас приступить к исследованиям физико-химических механизмов рудообразо вания, математическому и компьютерному моделированию этих процессов. Надо отме тить, что даже простейшие модели такого типа позволили сделать интересные выводы об особенностях рудообразования, которые могут быть использованы в прикладных задачах моделирования и в углублении наших знаний о процессах формирования руд ных месторождений 4, 5.

Литература 1. Воронин Ю.А.. Геология и математика. – Новосибирск: Наука, 1967. – 251 с.

2. Лось В.Л. и др. Прогноз, поиски и моделирование рудных объектов // Комплексная переработка мин. сырья Казахстана. Том 1. – Алматы: 2008. – 466 с.

3. Лось В.Л. Квантование концентраций – фундаментальная закономерность распреде ления металлов в гидротермальных месторождениях // Геология и охрана недр. – 2007.

– № 1(22). – С. 26–33.

4. Летников Д.А. Синергетика геологических систем. – Новосибирск, 1992. – 229 с.

5. Лось В.Л., Гоберник И.А. Предпосылки, методика и результаты компьютерного мо делирования процессов рудоотложения // Отечественная геологи. – 1999. – № 5. – С. 10– 16.

ОСОБЕННОСТИ МИНЕРАГЕНИИ ЭНСИМАТИЧЕСКИХ И ЭНСИАЛИЧЕСКИХ МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ КАЗАХСТАНА А.К. Мазуров Национальный исследовательский Томский политехнический университет, Россия E-mail: akm@tpu.ru Проведен сравнительный анализ рудоносности энсиматических и энсиалических металлогенических комплексов. Показано, что существует ярко выраженная специали зация оруденения металлогенических комплексов, сформированных на океанической и континентальной корах. Установленные особенности рудоносности энсиматических и энсиалических металлогенических комплексов позволяют определить металлогениче ский потенциал и ограничить прогнозно-перспективные оценки рудоносных структур профилирующими комплексами полезных ископаемых.

Ключевые слова: энсиматические и энсиалические металлогенические комплек сы, рифты, островные дуги, краевые вулкано-плутонические пояса, зоны коллизий.

На изданных металлогенических картах Казахстана районирование выполнено на основе геосинклинальных концепций (В.Ф. Беспалов, Р.А. Борукаев, Г.Ф. Ляпичев и др.). Поэтому каждая металлогеническая зона представляет набор разнородных метал логенических комплексов, как правило, не воспроизводимый в других металлогениче ских зонах. Тем самым существенно снижается прогностическая ценность таких карт.

В 2001 г. нами [7] впервые была составлена «Минерагеническая карта Казахстана» в соответствии с принятыми принципами геодинамического анализа, основу которого составляет актуалистический метод аналогии структурно-вещественных комплексов прошлых и современных геодинамических обстановок. Геодинамические и металлоге нические построения, выполненные на основе формационного анализа и выделения структурно-вещественных и металлогенических комплексов – индикаторов геодинами ческих обстановок и их рудоносности, позволяют наметить ряд особенностей в рудно породных парагенезисах, качественном составе и масштабах оруденения металлогени ческих комплексов, сформированных на океанической и континентальной корах [6].

Эти особенности – базовые при металлогеническом районировании, прогнозных по строениях и перспективных оценках территории Казахстана.

Энсиматические металлогенические комплексы К этому типу отнесены металлогенические комплексы, образование которых свя зано с океанической корой как в период становления, так и после ее консолидации (океанические рифты, океаническое дно, энсиматические островные дуги, зоны колли зий на энсиматическом основании). Основная особенность энсиматических металлоге нических комплексов – фемический профиль оруденения (рис. 1). В рудных проявлени ях практически отсутствуют вольфрам, олово, бериллий и в небольшом количестве присутствуют железо, молибден. Профилирующими полезными ископаемыми являют ся золото, медь, марганец.

С металлогеническими комплексами океанических рифтов и океанического дна ассоциируют в основном мелкие марганцевые и железо-марганцевые месторождения, эпизодически встречаются мелкие проявления колчеданных медных руд (Орь-Илек Сакмарская зона). В отдельных зонах океанических рифтов марганцевые руды богаты никелем и кобальтом (Чарский металлогенический комплекс).

Резкий контраст существенно марганцевому оруденению океанического дна со ставляет рудная минерализация образовавшихся на океанической коре энсиматических островных дуг, в которых доминируют месторождения золота, меди и барита, в замет ном количестве появляются свинец, цинк и серебро. В зависимости от состава магма тических комплексов и положения их в истории развития островных дуг выделяются ранняя и поздняя стадии формирования металлогенических комплексов, заметно отли чающихся вещественным составом рудных месторождений. На ранней стадии с суще ственно базальтоидным вулканизмом и габбро-плагиогранитными интрузивными ком плексами связаны среднемасштабные золоторудные месторождения (Бестюбе) и круп ные скопления меднопорфировых руд (Бозшакуль). Последние, в отличие от широко распространенных меднопорфировых месторождений вулканоплутонических поясов, обогащены платиной, а пириты рудной стадии богаты кобальтом. Прогнозируется пла тиноносность золотых руд месторождения Бестюбе, принадлежащего к одноименному Бестюбинскому металлогеническому комплексу, сформированному на базе подсти лающих рудовмещающих отложений офиолитов [10]. Поздняя стадия при сохранении существенно золотого профиля оруденения отличается от ранней стадии заметным ко личеством свинца, цинка и сменой вулканизма на контрастно-дифференцированный, обогащенный калием базальт-трахибазальт-риолит-трахириолитовый, увеличением в разрезе осадочных пород, развитием среди интрузивных комплексов, наряду с габброи дами и диоритами, сиенодиоритов и сиенитов (Кумустинский металлогенический ком плекс в Каратау). Кроме свинца и цинка, золотые руды поздней стадии богаты сереб ром и баритом (месторождения Майкаин, Торткудук, Сувенир).

В золотом балансе энсиматических металлогенических комплексов крупные запа сы золота приходятся на месторождения зон коллизии. Среди последних – уникальное Бакырчикское месторождение и большое количество среднемасштабных и мелких зо лоторудных объектов, расположенных в Бакырчик-Суздальской металлогенической зоне. В составе наиболее продуктивного Бакырчик-Суздальского карбон-триасового металлогенического комплекса ведущее значение имели каменноугольные, преимуще ственно прибрежно-морские молассовые отложения углеродисто-терригенных форма ций, которые послужили литогеохимической основой для образования метаморфоген но-гидротермальных золото-сульфидных руд в процессе метаморфических, динамоме таморфических и магматических процессов коллизионной тектоники в позднекаменно угольную и пермскую эпоху дислокаций.

Рис.1. Масштабы накоплений полезных ископаемых энсиматических металлогенических комплексов Месторождения эталоны геодинамических обстановок: 2 – Приорское, 50 лет Октября;

3 – Карамолинское;

4 – Косагалы-Туяк;

5 – Бозшакуль;

6 – Майкаин, Торткудук, Абыз;

7 – Космурун;

8 – Чиганак;

10 – Бакырчик;

11 – Максут, Комкор;

12– Ирису Фундамент металлогенического комплекса офиолитовый, преимущественно диабазо вый и яшмо-базальт-известняково-кремнисто-пелитовый. Близкое строение и литоло гический состав с Бакырчик-Суздальской металлогенической зоной имеют фамен турнейские отложения Джунгаро- Балхашской металлогенической зоны. Золотонос ность этой зоны на современной стадии ограничивается мелкими золоторудными про явлениями среди терригенных пород в экзоконтактах гранитоидных интрузий. Не изу чены и представляют большой интерес на золоторудный черносланцевый Бакырчик ский тип ордовикские углеродистые горизонты. По аналогии с Бакырчик-Суздальской зоной золоторудные проявления в экзоконтактах гранитоидных интрузий можно рас сматривать как регенерированный тип, играющий роль индикатора Бакырчикского черносланцевого золотого оруденения [4].

Отмеченные особенности рудоносности продуктов геодинамических обстановок на океанической коре позволяют наметить металлогенические комплексы – эталоны, дающие уникальные и крупные объекты (рис. 1). Такими эталонами для уникальных тектоно-метаморфических золоторудных месторождений являются золоторудный угле родисто-терригенный Бакырчик-Суздальский среднекарбоновый–триасовый металло генический комплекс коллизионных зон. Повышенная платиноносность характерна для объектов с крупными скоплениями медных руд Бощекульского нижнекембрийского металлогенического комплекса островных дуг.

Энсиалические металлогенические комплексы Среди геодинамических обстановок, с которыми связаны энсиалические металло генические комплексы, особое место занимают континентальные рифты, которые были ареной формирования крупных стратиформных месторождений марганца, железа, свинца, цинка и барита [8, 9]. Выделяется два типа рифтогенных металлогенических комплексов с однотипной, но разной по масштабам рудной минерализацией. Первый – Атасуйский тип металлогенических комплексов связан с девонскими рифтами, основа ние которых сложено красноцветной вулканогенно-терригенной молассой каледонид.

Металлогеническую специализацию комплекса этого типа составляют крупнейшие ме сторождения марганца (Ушкатын, Западный Каражал), барита (Жайрем, Баритовая Горка), крупные скопления свинцово-цинковых (Акжал, Шалкия, Жайрем) и железных (Каражал) руд. Металлогенические комплексы второго типа (Кызылэспинский, Теке лийский) приурочены к ордовик-силурийским рифтам, развитым на древних (допалео зой) образованиях, и отличаются от металлогенических комплексов первого типа срав нительно небольшими масштабами месторождений свинца, цинка, железа, марганца и практически полным отсутствием барита [5]. Другая особенность заключается в соста ве сопутствующих элементов руд металлогенических комплексов этих типов. В Ата суйском типе железные руды богаты германием, марганцевые – таллием, рудоносные горизонты обогащены ртутью. Во втором типе свинцово-цинковые руды Кызыл Эспинского комплекса богаты висмутом и серебром, а в Текелийском комплексе рудо носные горизонты отличаются повышенной платиноносностью. В энсиалических ме таллогенических комплексах всех рифтогенных структур оруденение строго стратифи цировано и приурочено преимущественно к кремнисто-терригенно-углеродисто карбонатным отложениям. Эпизодически проявленный синхронный с оруденением ще левой магматизм на начальной стадии представлен оливиновыми базальтами, в завер шающей – трахибазальтами, трахитами, габброидами и сиенитами. Магматизм и текто нометаморфизм играли главенствующую роль в формировании практически ценных свин цово-цинковых руд, составляющих металлогенический профиль континентальных рифтов.

Основную базу действующих комбинатов Казахстана составляют месторождения металлогенических комплексов энсиалических островных дуг, с которыми связаны крупнейшие скопления руд железа, меди, свинца, цинка и золота (рис. 2).

По условиям формирования, составу рудовмещающих геологических формаций, петрохимическим характеристикам магматических пород и промышленно генетическим типам выделяются металлогенические комплексы ранней и поздней ста дий. В раннюю стадию формируются крупнейшие и крупные месторождения железных руд карбонового Валерьяновского и девонского Холзунского металлогенических ком плексов. Парагенезис с железным оруденением составляют проявления марганцевой, свинцово-цинковой и фосфорной минерализации. Железорудные месторождения раз виты в тех островодужных энсиалических зонах, в которых среди осадочных отложе ний, перемежающихся с вулканитами, распространены карбонатные породы. В Валерь яновском металлогеническом комплексе рудная минерализация связана с последова тельно дифференцированной нормального известково-щелочного типа базальт-андезит дацитовой формацией, в которой андезиты и их туфы составляют около 60 %, а терри генно-карбонатные породы – 15 %.

Поздняя стадия, в отличие от существенно железорудной ранней стадии остров ных дуг, имеет медно-свинцово-цинковый и золоторудный профиль минерализации (девонский Рудноалтайский и ордовикский Степнякский металлогенические комплек сы). Полиметаллическое оруденение, богатое золотом и серебром, связано с месторож дениями колчеданного промышленно-генетического типа (Рудноалтайский металлоге нический комплекс). Золоторудную минерализацию в промышленных масштабах пред ставляют зоны минерализации, штокверки и кварцевые жилы, редко золотоносные кол чеданы (Степнякский металлогенический комплекс). Как и в ранней стадии, основание металлогенических комплексов поздней стадии разное по составу. Рудноалтайский ме таллогенический комплекс с колчеданной золото-полиметаллической минерализацией формируется на мощных морских отложениях средне-раннепалеозойского возраста, основание Степнякского золоторудного металлогенического комплекса составляют кристаллические породы докембрия. В отличие от Рудноалтайского металлогеническо го комплекса с широко развитой рудоносной девонской осадочно-вулканогенной фор мацией, в которой осадочные породы составляют 20–30 %, в Степнякском металлоге ническом комплексе количество осадочных пород в рудовмещающей осадочно вулканогенной формации ордовика достигает 70–80 % [2]. Другая особенность заклю чается в составе вулканитов. В Рудноалтайском металлогеническом комплексе преоб ладают риолиты (90–95 %) над базальтами и андезитами (5–10 %), в Степнякском до минируют андезиты и базальты. Заметна разница в щелочности вулканитов [1]. В Руд ноалтайском металлогеническом комплексе вулканиты с переменной натровой и калие вой щелочностью, в Степнякском – натровые.

Среди интрузивных образований в Рудноалтайском металлогеническом комплек се распространены верхнепалеозойские существенно калиевые гранитоиды гранит гранодиоритового состава, в Степнякском развиты позднекаледонские натровые интру зии диорит-гранодиорит-плагиогранитного ряда со специфической тектономагматиче ской габбро-тоналит-плагиогранитной фацией, широко известной как степнякский ин трузивный комплекс, который традиционно считается золотоносным.

Особенность металлогении поздней островодужной стадии является золото, сум марные запасы которого составляют более 80 тыс. т.

Краевые вулканоплутонические пояса отнесены к энсиалическим как структуры, образовавшиеся на коре континентального типа. Они сформировались над зонами суб дукции океанической коры под континенты за счет энергии, выделившейся при взаи модействии плит и вызвавшей плавление коры как континентальной, так и, в меньшей мере, океанической.

Рис. 2. Масштабы накоплений полезных ископаемых энсиалических металлогенических комплексов (условные обозначения на рис. 1) Рифты. 3 – Жайрем, Бестюбе, Ансай (Ва);

4 – Каражал, Ушкатын III (Fe), Мп;

5 – Жайрем, Шалкия, Миргалимсай, Акжал, Текели (Pb, Z).

Островные дуги. Ранняя стадия: 6 – Качарское, Соколовское, Холзунское (Fe). Поздняя стадия: 7 – Лениногорское, Малеевское, Орловское, Николаевское (Рb, Zn, Си, Аи, Ag);

8 – Васильковское, Кварцитовые горки, Жолымбет (Аи).

Окраинно-континентальные вулкано-плутонические пояса. Девонский пояс: 12 – Нурказган (Самарское) (Си, Аи);

13 – Бугутинское (W), Бота-Бурум, Байтал (U);

14 – Сырымбет, Донецское (Sn);

15 – Косачинское, Грачевское (U);

16 – Акбакай (Аи). Верхнепалеозойский пояс: 17 – Актогай, Коунрад, Саяк (Си, Мо);

18 – Тас кара, Архарлы (Аи, Ag);

19 – Озерное, Алмалы (Си);

20 – В. Кайракты, Коктенкуль, Караоба, Акчатау (W, Мо);

21 – Чердояк (Sn);

22 – Белогорское (Та);

23 – Верхнеэпинское (TR).

«Сиаличность» образований вулканоплутонических поясов возрастает также в связи с наращиванием мощности континентальной коры по мере их развития. Во фронтальных и центральных областях девонского и верхнепалеозойского вулканоплутонических поясов распространены интрузии основного, среднего и кислого составов, а в тыловых областях обоих поясов только кислые, преимущественно лейкократовые породы. С на чальными этапами развития поясов связаны известково-щелочные интрузии плагиогра нитов, гранодиоритов, диоритов и габбро с калий-натриевым отношением 0,5–1,1 (ин трузивные комплексы поясов: карамендинский и кызылжартасский девонского возрас та и балхашский, музбельский, топарский и колдарский верхнепалеозойские) [3]. Ин трузии среднего этапа развития представлены субщелочными, реже известково щелочными граносиенитами, щелочными гранитами, монцонитами, монцо-диоритами с калий-натриевым отношением 0,6–1,6 (интрузивные комплексы поясов: карасайский, коккудуктюбинский и кайнарский девонского, и кокдомбакский и ушобинский верхне палеозойского возрастов). На заключительных этапах развития, когда мощность конти нентальной коры поясов существенно возросла, внедрялись субщелочные, реже извест ково-щелочные и толеитовые преимущественно лейкократовые и аляскитовые граниты с калий-натриевым отношением 0,9–1,7 (интрузивные комплексы поясов: кылчинский, шунакский, теректинский, корнеевский и акадырский девонского, и акчатауский, кы зылрайский верхнепалеозойского возрастов).

По мере наращивания мощности континентальной коры возрастает как общая, так и калиевая щелочность интрузивных пород с одновременным возрастанием железо магниевого отношения от 1,8–4,0 в ранних до 4,4–20,0 в поздних при общем увеличе нии кислотности. Такая закономерность несколько хуже проявлена в вулканитах. Но и здесь отмечается возрастание общей и калиевой щелочности, а также железо магниевого отношения от ранних вулканитов к поздним. Таким образом «сиаличность»

вулкано-плутонических поясов закономерно возрастает от фронтальных областей к ты ловым, что нашло свое отражение и в минерагении: для первых характерно золото медное, а для вторых – редкометальное оруденение. В центральных областях совмеще на минерализация обоих типов.

Золото-медное оруденение связано с порфировыми системами и представлено медно-порфировыми, золото-медно-скарновыми, золото-серебряными эпитермальными месторождениями и проявлениями типа «манто» (?). Последние распространены в фронтальной зоне девонского вулкано-плутонического пояса. С фронтальной зоной верхнепалеозойского пояса связаны медно-порфировые и золото-медно-скарновые ме сторождения Коунрад-Актогайского металлогенического комплекса, приуроченные к порфировым системам глубинного заложения. В центральных областях поясов также распространены порфировые системы различных уровней становления (Самарский и Нижнеилийский металлогенические комплексы девонского пояса и Балхашский метал логенический комплекс верхнепалеозойского пояса). Редкометалльное оруденение ты ловой области представлено оловорудным Сырымбетским и ниобий-циркониевым Ло севским металлогеническими комплексами в девонском поясе и молибден вольфрамовым Акчатауским – в верхнепалеозойском. При несомненной связи редкоме талльного оруденения с лейкократовыми гранитами (а другие граниты в тыловых об ластях не распространены) намечается его зависимость от состава вмещающих пород:

олово преобладает в месторождениях, связанных с интрузиями, прорывающими оса дочные отложения с битуминозными породами, а вольфрам характерен для тех случа ев, когда вмещающие интрузию толщи таких пород не содержат. В тыловой области девонского краевого вулкано-плутонического пояса распространены также молибден урановые месторождения Кокшетауского металлогенического комплекса.

Блоки континентальной коры, попавшие в зоны коллизии, характеризуются гра нитоидным, преимущественно лейкократовым, магматизмом и редкометалльно редкоземельным оруденением. К ним приурочены Калбинский танталово вольфрамово-оловянный и Эспинский редкоземельный металлогенические комплексы в пермо-триасовой Жарминской зоне коллизии. Грейзеновые и пегматитовые месторо ждения Калбинского комплекса закономерно связаны с пермскими интрузиями лейко кратовых гранитов, прорывающих флишевые отложения такырской свиты. Пермские щелочные граниты и граносиениты, вмещающие месторождения Эспинского металло генического комплекса, рвут разнообразные по составу породы нижнего и среднего па леозоя, слагающие более зрелую кору северо-восточного борта Чингиз Тарбогатайского антиклинория.


Таким образом, рудоносность энсиматических и энсиалических металлогениче ских комплексов заключается в ярко выраженной специализации оруденения металло генических комплексов, сформированных на океанической и континентальной корах.

Эта специализация отражается на распределении ресурсного фонда металлогенических комплексов. Энсиалические металлогенические комплексы по вещественному составу охватывают более широкий спектр полезных ископаемых: горно-химическое сырьё (барит, флюорит, фосфориты), черные металлы (железо, марганец, ванадий), цветные металлы (медь, свинец, цинк), редкие металлы (вольфрам, молибден, олово), благород ные металлы (золото, серебро). Другая особенность – обилие элементов-спутников, среди которых высокие концентрации серебра, рения, германия, кадмия, висмута, ртути и ряда других компонентов.

Среди энсиматических выделяется металлогенический комплекс с крупнейшими скоплениями золота в коллизионных структурах. В них золото в рудовмещающей угле родистой флишоидной толще, залегающей на породах офиолитового комплекса, отли чается высоким содержанием никеля (до 3,3 %), а золотоносный горизонт богат плати ноидами. Обогащение золотых руд никелем и платиноидами послужило одним из сви детельств участия в формировании металлогенического комплекса Бакырчикского типа вещества базальтоидов основания. Не исключается принадлежность этого металлоге нического комплекса с тектонометаморфическими и магматогенно-регенерационными месторождениями в коллизионных структурах к коровым образованиям.

Отмеченные отличия металлоносности энсиматических и энсиалических металло генических комплексов объясняются преобладанием в энсиматических месторождени ях мантийного рудного вещества, в энсиалических – преимущественно корового. Осо бенности рудоносности энсиматических и энсиалических металлогенических комплек сов позволяют определить металлогенический потенциал и ограничить прогнозно перспективные оценки рудоносных структур профилирующими комплексами полезных ископаемых.

Литература 1. Абдулин А.А., Каюпов А.К., Ляпичев Г.Ф. и др. Металлогения Казахстана. Метал логенические комплексы и закономерности их проявления. – Алма-Ата: Наука, 1983. – 208 с.

2. Копяткевич Р.А., Фрид Н.М. К стратиграфии среднего ордовика Степнякского (Восточно-Кокчетавского) мегасинклинория // Допалеозой и палеозой Казахстана. – Т. 1. – Алма-Ата. – 1974. – С. 183–185.

3. Курчавов А.М., Гранкин М.С., Мальченко Е.Г. и др. Зональность, сегментирован ность и палеогеодинамика девонского вулканического пояса Центрального Казахстана // Геотектоника. – 2000. – № 4. – С. 32–42.

4. Мазуров А.К. Металлогения и оценка рудоносности металлогенических комплек сов островных дуг // Геология и охрана недр. – 2002. – № 3. – С. 2–10.

5. Мазуров А.К. Металлогенические комплексы континентальных палеорифтов Ка захстана и их перспективная оценка // Руды и металлы. – 2003. – № 5–6. – С. 5–11.

6. Мазуров А.К. Металлогеническое районирование Казахстана // Известия Томского политехнического университета. – 2005. – Т. 308. – № 4. – С. 33–39.

7. Мирошниченко Л.А., Жуков Н.М., Мазуров А.К. и др. Минерагеническая карта Ка захстана // Геология Казахстана. – 2001. – № 3–4. – С. 73–75.

8. Мирошниченко Л. А., Митряева Н. М., Покровская И. В. И. и др. Стратиформное оруденение Казахстана // Изв. АН КазССР. Сер. Геол. – 1985. – № 1. – С. 62–70.

9. Рожнов А.А., Бузмаков Е.И., Митряева Н.М. и др. Стратиформные месторождения Атасуйского района / Вопросы генезиса стратиформных месторождений цветных ме таллов. – Алма-Ата, 1983. – С. 27–45.

10. Спиридонов Э.М. Инверсионная плутоногенная золото-кварцевая формация кале донид Северного Казахстана // Геология рудных месторождений. – 1995. –Т. 37. – № 3.

– С. 179–207.

ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ГРУППЫ ОКСИДОВ И СУЛЬФИДОВ В ИНТРУЗИВНЫХ ТРАППАХ ЗАПАДА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ М.П. Мазуров, А.В. Шихова, Ю.Р. Васильев, А.Т. Титов Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН, Новосибирск, Россия E-mail: mik@igm.nsc.ru Траппы Сибирской платформы уникальны по геодинамической позиции, объему и фациальному разнообразию изверженных масс и специфике рудно-магматических систем. С интрузивными траппами связаны многочисленные месторождения и прояв ления руд черных, цветных, редких, благородных металлов, концентрирующихся в сульфидных, оксидных и других соединениях, а также в самородной форме. Самые крупные месторождения медно-никелевых комплексных руд эксплуатируются в на стоящее время на севере платформы, а железных руд – в ее юго-западной части.

Новые знания, полученные в результате планомерных поисково-съемочных и гео лого-геофизических работ, разведки глубоких горизонтов и флангов действующих предприятий, а также в процессе поисково-разведочного бурения на углеводородное сырье, позволили существенно уточнить представления об общих закономерностях размещения перспективных рудных районов. Вместе с тем многие вопросы генезиса месторождений и развития рудно-магматических систем в целом остаются недостаточ но разработанными. Особенно это касается причины минерального и генетического разнообразия типов руд, состава и последовательности формирования минеральных парагенетических ассоциаций. Многолетняя дискуссия о магматическом или метасома тическом генезисе руд не сопровождается разработкой критериев их отличия. Практи чески не обобщены сведения о типоморфизме главных рудных минералов – сложных оксидов и сульфидов. Слабо изучены вариации микроструктуры и состава этих мине ралов в разных типах пород, в разных минеральных ассоциациях сульфидных и оксид ных рудных залежей. До сих пор не показано, чем отличаются рассеянные акцессорные и породообразующие (фоновые) генерации этих минералов от аномальных (рудных) скоплений. Не являются исключением в этом отношении месторождения норильского типа, в которых при всесторонней изученности сульфидных медно-никелевых, плати нометальных, самородных и других групп рудных минералов [3, 4], сложные оксиды железа, титана, магния и хрома исследованы недостаточно.

Неполнота и дискуссионность сведений о минералогии рудных ассоциаций, даже в наиболее известных и давно изучаемых месторождениях трапповой формации Си бирской платформы, предопределили необходимость их специального изучения с применением новейших методов изучения состава и структуры кристаллического ве щества. Главной особенностью методики нашей работы является применение методов сканирующей и просвечивающей электронной микроскопии. Впервые для исследова ния строения реакционных зон, границ, микроструктуры и механизмов кристаллизации нами используются уникальные возможности сканирующего электронного микроскопа высокого разрешения серии MIRA LM, оснащенного электронной пушкой с полевой эмиссией. Преимуществом прибора является непрерывная регулировка изображения от 4х до 1000000х, удобные параметры сканирования и получения распределения микро и наночастиц. Благодаря набору детекторов имеется возможность проведения количе ственного анализа тонких минеральных срастаний и включений. Это даст информацию для выделения состава и микроструктуры сингенетической рудной, в том числе благо роднометальной минерализации, путей ее трансформации на разных стадиях магмати ческого и послемагматического этапов, а также получения дополнительного обоснова ния для разделения магматических и гидротермально-метасоматических генераций руд.

Обзор литературных данных и собственные результаты изучения минералогии руд и пород траппового комплекса приводят к заключению, что здесь имеется все раз нообразие простых и сложных оксидов железа, алюминия, хрома, титана, магния и мар ганца, встречающихся в ультрабазит-базитовых комплексах и продуктах их взаимодей ствия с карбонатными вмещающими породами. Этим подтверждается образное выра жение М.Н. Годлевского, что «норильские сульфидные руды – это царство твердых растворов». Добавим, что и большинство оксидов также являются твердыми раствора ми, образующими сложный узор внутренней структуры и срастаний зерен. Довольно контрастно по составу и микроструктуре отличаются хромшпинелиды магматической стадии в пикритоидах, ульвошпинели в основных разностях толеитов, ферришпинели ды и алюмошпинелиды в позднемагматических генерациях толеитов и в контактово реакционных скарнах и метамагматических породах, в том числе в такситовых разно стях долеритов и в пегматоидах.

Хромшпинелиды, по данным [1 и др.], являются надежным индикатором гиперба зитовой и толеитовой фракций трапповых комплексов. Предыдущими исследователями выявлено, что хромит концентрируется в гипербазитовом горизонте, сложенном пикри тами и троктолитами, и ассоциируется с магнезиальным оливином, клино - и ортопи роксеном и основным плагиоклазом. В основной ткани породы хромит равномерно рассеян, а на отдельных участках встречаются относительно крупные его скопления.

При изучении нами в отраженном свете и на сканирующем электронном микроскопе установлена структурная неоднородность и последовательность изменения состава хромшпинели. На рисунке 1 изображено скопление отличающихся по отражению и со ставу сростков зерен шпинелидов. Самыми первыми кристаллизуются мелкие (1,5 мкм) изометричные вкрапления хромита (52,4 % Cr2O3) черного цвета, которые включены в более светлые зерна железистого алюмохромита (34,5 % Cr2O3;


7,53 % Al2O3). Сле дующая кайма – хроммагнетит (2,2 % Cr2O3). Самая внешняя кайма представлена тон кими тканевыми срастаниями ульвошпинели и хроммагнетита.

Для хромшпинелидов, рассеянных и образующих скопления в основной массе по роды, характерна ассоциация с сульфидными твердыми растворами (рис. 2). Обе разно видности шпинели - серая (более хромистая) и темно-серая (более железистая) - обра зуют с ними взаимные включения. Этим самым они показывают, что хромит сульфидная фракция в гипербазитовой части траппов аналогична ульвошпинель сульфидной фракции в толеитах. Обе они являются свидетельством первичного разде ления расплава на силикатную и оксидно-сульфидную фракцию. В связи с этим изуче ние взаимоотношений сульфидов и оксидов, кристаллизующихся совместно или раз дельно на разных этапах дифференциации первичных расплавов, даст качественно но вую информацию о динамике развития рудно-магматических систем. В изученных на ми образцах малосульфидных руд месторождения Норильск I выявлено, что в этом ти пе руд вместе с сульфидными твердыми растворами кристаллизуются сначала брэггит (сульфид платины и палладия), а затем в нем появляются прожилки сперрилита.

Рис.1. Микроструктура шпинели- Рис. 2.Срастания двух шпинелей дов пояснения в тексте).8-хромит;

(серой и темно-серой) с моно про 1, 5 – алюмохромит;

2, 4, 7 – хром- межуточными сульфидными магнетит;

6- ульвошпинель;

9- твердыми (самый светлый) ортопироксен;

10 – серпентинизи- растворами рованный оливин;

3- сульфиды В толеитах траппового комплекса чаще встречаются магнетит-ильменитовые смешанные кристаллы (титаномагнетиты). В зависимости от скорости остывания тел и изменения окислительно-восстановительного потенциала прослеживается широкий спектр составов и морфологических разностей минералов систем Fe-Ti-Mg-Mn-O и Ni Cu-Fe-S, частично охарактеризованных нами ранее на примере трапповых комплексов западной части Сибирской платформы. Особый интерес представляет выяснение связи между составом рудных парагенезисов и составом долеритов. Все минералы в рудных ассоциациях магматической стадии представляют собой смешанные кристаллы – про дукты многостадийного распада оксидных и сульфидных твердых растворов. Во всех породах количество вкрапленников оксидов больше, чем сульфидов. Особый интерес представляют сегрегаты, где эти минералы кристаллизуются совместно. Они обнару жены преимущественно в более магнезиальных породах, образуя гнезда, линзы в пол нокристаллической оливин-авгит-плагиоклазовой массе. Характерным признаком ран ней кристаллизации в этих участках оливина и апатита является их присутствие, как в силикатной, так и в рудной фракции. Оливин в силикатной части породы включен в ойкокристы авгита, а в рудных обособлениях включает мельчайшие частицы моно сульфидного твердого раствора. Тесные срастания хлорапатита с сульфидами свиде тельствует об обогащенности рудной фракции хлором, фосфором и серой, - элемента ми, способствующими ликвации первичного расплава.

Оксидные минералы гидротермальных стадий кристаллизуются по механизму по слойного роста граней, что легко можно выявить при структурном травлении препара тов. Среди сульфидных ассоциаций твердые растворы распространены очень широко до самых низких температур, что требует более тщательного наблюдения при выделе нии их парагенезисов.

Работа выполняется при поддержке РФФИ, проект № 12-05-00798.

Литература 1. Генкин А.Д., Дистлер В.В., Лапутина И.П. Хромитовая минерализация дифференци рованных трапповых интрузий и условия ее образования // Условия образования маг матических рудных месторождений. – М.: Наука, 1979.– С. 105–126.

3. Спиридонов Э.М., Гриценко Ю.Д. Эпигенетический низкоградный метаморфизм и Co-Ni-Sb-As минерализация в Норильском рудном поле. – М.: Научный мир, 2009. –218 с.

4. Сульфидные медно-никелевые руды Норильских месторождений / под ред.Т.Н. Шадлун. – М.: Наука, 1981. – 234 с.

СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ СТРАТИГРАФИИ ДЕВОНСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ НЕФТЕГАЗОНОСНОЙ ПРОВИНЦИИ С.Н. Макаренко, Н.И. Савина, С.А. Родыгин Томский государственный университет, Россия E-mail: s.makarenko@ ggf.tsu.ru Введение. В основе Международной стратиграфической шкалы (МСШ) девона лежит конодонтовый зональный стандарт (рис. 1). Все ярусы и их нижние границы имеют собственные стратотипы. Общая стратиграфическая шкала (ОСШ) девонской системы в ее современном виде была формально утверждена на пленарном заседании Комиссии по девонской системе в 1989 г., где было принято решение использовать для всей территории России ОСШ девонской системы с учётом рекомендаций Междуна родной подкомиссии по стратиграфии девона (SDS – Subcomission on Devonian stratigraphy) Международной комиссии по стратиграфии [11].

На практике границы некоторых ярусов и отделов в региональных стратиграфи ческих шкалах не совпадают с рекомендациями SDS и требуют уточнения.

Использование для расчленения разрезов девона конодонтов позволяет увязывать местные и региональные стратоны с МСШ и ОСШ. Достоверность сопоставления ре гиональных горизонтов Западно-Сибирской нефтегазоносной провинции (ЗСНГП) и ярусных подразделений ОСШ девонской системы во многом зависит от фациальных особенностей отложений, где разные группы фауны, в том числе и конодонты, изучены не всегда на зональном уровне [6, 7]. Существуют проблемы расчленения и корреляции отложений девона в разных структурно-фациальных районах (СФР), что нашло отра жение в последнем варианте опубликованной региональной стратиграфической схемы девонских образований ЗСНГП [6].

Характеристика ярусов и их границ. Результаты всестороннего изучения девон ских разрезов, обстановок осадконакопления и фауны, позволили выявить на террито рии ЗСНГП два доминирующих типа разрезов – рифогенный (свиты: кыштовская – лохков, армичевская – прага, солоновская – нижний эмс, надеждинская – верхний эмс, герасимовская – эйфель и живет, лугинецкая – фран и фамен) и терригенно карбонатный депрессионный (свиты: лесная – лохков-прага, мирная – эмс, чузикская – живет, чагинская – фран и фамен). [10]. Одновозрастные, но фациально различные сви ты, объединены в горизонты [2, 6].

Нижняя граница девонской системы (лохковского яруса), как известно, определя ется первым появлением граптолитов Monograptus uniformis [11]. В ЗСНГП она уста новлена предположительно в скв. Майзасской-1 и Малоичской-22 [3, 6].

Рис. 1. Международная стратиграфическая шкала девонской системы [11] (MN – последовательность конодонтовых зон, выделенная в Монтань Нуар, южная Франция) В разрезах граница отложений лохковского яруса фиксируется по смене белых доломитизированных рифогенных известняков межовской свиты лудловского и пржи дольского ярусов верхнего силура на темно-серые доломитизированные рифогенные известняки и известняковые песчаники кыштовской свиты лохковского яруса, в кото рых содержатся конодонты Ozarkodina remscheidensis remscheidensis (Ziegler) и Ozarkodina remscheidensis repititor (Carls et Gandl), что соответствует примерно уровню зоны postwoschmidti. То есть отложения зоны hesperius (основание девона) в Западной Сибири пока не установлены [3].

К нижней границе лохковского яруса в Западной Сибири приурочено раннелох ковское кыштовское событие, которое на мелководном шельфе распознается по появ лению небольших коралловых и строматопоровых биостромов в Малоичских, Перкат ских, Кильсинских разрезах и резкой сменой таксономического состава остракод и ко нодонтов по сравнению с силурийским [3].

Граница пражского яруса. В настоящее время зональное подразделение МСШ по конодонтам пражского яруса уточняется, так как в силу разных причин все три зоны прежней шкалы не могут быть использованы. Согласно последним представлениям граница расположена между первым появлением широко распространенных конодон тов Caudicriodus steinachensis morphotype beta и дакриоконарид Nowakia (T.) acuaria [11].

В пределах Западной Сибири конодонты данного вида не установлены. Граница между лохковским и пражским ярусами совпадает с границей между кыштовской и ар мичевской свитами и проводится в разрезе скв. Надеждинская 2, где присутствует Nowakia (T.) acuaria [2, 3]. В парастратотипе армичевской свиты (скв. Западно Останинская 443) нижняя граница установлена условно по литологическим признакам, с учётом электрометрических данных.

Абиотическое событие в начале армичевского времени привело к резкому сокра щению биоты кораллов и строматопорат, способствовало широкому расселению остра код. На фоне этого редкая встречаемость и низкое видовое разнообразие конодонтов подчеркивает не только региональный, но и глобальный характер события. Литологи чески событие распознается по появлению среди тонкослоистых карбонатно терригенных пород линз с «литокластами» оползневого генезиса – одного из структур ных признаков армичевской свиты (Солоновские, Южно-Табаганские, Западно Останинские и другие разрезы) [3].

Абиотическое событие в начале армичевского времени привело к резкому сокра щению биоты кораллов и строматопорат, способствовало широкому расселению остра код. На фоне этого редкая встречаемость и низкое видовое разнообразие конодонтов подчеркивает не только региональный, но и глобальный характер события. Литологи чески событие распознается по появлению среди тонкослоистых карбонатно терригенных пород линз с «литокластами» оползневого генезиса – одного из структур ных признаков армичевской свиты (Солоновские, Южно-Табаганские, Западно Останинские и другие разрезы) [3].

Граница эмсского яруса ранее проводилась по первому появлению конодонтов вида kitabicus. Последние данные по конодонтам и брахиоподам свидетельствуют о том, что этот уровень коррелируется со средней частью стратотипа пражского яруса в Чехии. Нижняя граница эмсского яруса должна быть перемещена вверх по разрезу до уровня появления конодонтов вида Polygnathus excavatus [11].

В Западной Сибири нижняя граница эмсского яруса проведена в основании соло новского горизонта [1]. Кратковременное поднятие дна в начале солоновского времени (раннеэмсское солоновское событие) привело к смене биофаций и развитию небольших стеллопоровых биостромов в Северо-Останинском, Еллей-Игайском, Малоичском раз резах. Остракодовые сообщества этого уровня становятся максимально представитель ными. Отмечается таксономическое обновление и разнообразие конодонтов и первое заметное участие в составе биоты примитивных фораминифер. В скв. Солоновской (стратотип солоновского горизонта) обнаружены конодонты, позволяющие установить следующую последовательность конодонтовых зон (снизу вверх): pireneae (интервал 3233,0–3229,0 м);

kitabicus (нижняя граница – по смене philipi на exigua – гл. 3150 м);

основание зоны excavatus – гл. 3022,5 м [1]. Если основание зоны excavatus будет при знано границей пражского и эмсского ярусов, то она будет проходить внутри солонов ского горизонта!

С основания зоны inversus в Калиновом, Герасимовском депрессионном типе раз резов появляются «черносланцевые» породы мирной свиты с фауной остракод, тента кулитов, радиолярий (далейское событие ?) [1].

Граница среднего отдела и эйфельского яруса расположена чуть ниже уровня бес кислородного события (Хотечское событие, или событие jugleri) и совпадает с появле нием зонального вида конодонтов Polyghathus costatus partitus в стратотипе [11].

В разрезах девона ЗСНГП этот стратиграфический уровень не установлен. Эй фельская трансгрессия в начале еллей-игайского цикла осадконакопления проявилась в выпадении из разреза отложений зон patulus эмсского яруса и partitus эйфельского яру са. Скрытый перерыв между нижним и средним отделами девона с выпадением двух конодонтовых зон наблюдается в разрезе скв. Герасимовская 9. Достоверно установ ленные эйфельские отложения (еллей-игайский горизонт) вскрыты ограниченным чис лом скважин (Еллей-Игайская 3, Елле-Кагальская 1, Кулгинская 140). Их возраст обос нован находками фораминифер, строматопороидей, кораллов, остракод, брахиопод [2].

Уровень зоны varcus четко документируется в разрезах ЗСНГП появлением орга ногенных кораллово-строматопоровых построек, низким видовым разнообразием ко нодонтов, остракод, тентакулитов и обилием фораминифер [9].

Граница живетского яруса. Биостратиграфически этот уровень совпадает с осно ванием зоны Polyghathus hemiansatus, что соответствует верхней части зоны Po. ensensis прежней шкалы [11]. Таким образом, стратиграфический объём живетского яруса, и соответственно, герасимовского горизонта, вскрытого большим количеством скважин на площадях Арчинская, Еллей-Игайская, Калиновая, Кулгинская, Лугинецкая Речная и др. в Западной Сибири существенно не изменился. Нижняя граница герасимовского го ризонта проведена условно и близка к первому появлению вида конодонтов Icriodus obliquimarginatus (скв. Калиновая 15, гл. 3238 м) [5, 9].

Отложения верхнего девона, франского и фаменского ярусов, в ЗСНГП объедине ны в лугинецкий горизонт. Массивные, глобоидные, водорослево-фораминиферовые известняки лугинецкой свиты, включающие прослои аргиллитов и туфолав базальтово го состава, замещаются по латерали карбонатно-кремнистыми отложениями чагинской свиты. Мощность горизонта значительная (до 1500 м);

расчленение отложений воз можно только на биостратиграфической основе, что затрудняет практическую корреля цию разрезов скважин. В связи с тем, что отложения лугинецкой свиты привлекают внимание как нефтепоисковый объект, являясь хорошими, но крайне неоднородными коллекторами (Арчинско–Урманский участок нефтегазопроявления), начаты работы по детализации разреза свиты [4] Граница франского яруса проводится по появлению ранних форм конодонтов ви да Ancyrodella rotundiloba – A. pristina и A. soluta. В современной конодонтовой шкале граница проходит внутри нижней подзоны конодонтовой зоны Mesotaxis guanwushanensis (= falsiovalis) [11].

Нижняя граница франского яруса в Западной Сибири проведена по первому появ лению видов конодонтов Mesotaxis asymmetricus ovalis и Ancyrodella rotundiloba (скв.

Нижне-Табаганская 18, гл. 3100 м). Нижнефранский событийный уровень литологиче ски проявляется наличием в разрезах скважин глинисто-кремнистых, битуминозных доманикоидных пород. С основания пограничных отложений живета-франа здесь поя вились конодонты Mesataxis falsiovalis, Ancyrodella binodosa, тентакулиты Homoctenus acutus («тентакулитовые» слои), многочисленные радиолярии. Практически исчезают строматопораты, кораллы, редки фораминиферы и остракоды [5].

Граница фаменского яруса по последним данным совпадает с первым появлением конодонтов Palmatolepis subperlobata. Вид-индекс базальной зоны Palmatolepis triangularis появляется выше по разрезу [11].

На территории Западной Сибири эта граница проведена условно в скв. Калиновой 13, гл. 3417 м. Более четкое ее обоснование возможно после детальных биостратигра фических исследований на Арчинской и Урманской площадях.

Глобальное абиотическое событие на границе франа – фамена (Kellwasser) доку ментируется в разрезах скважин Нижне-Табаганская 6, Северо-Калиновая 21, Арчин ская 51 «черносланцевыми» фациями [4].

Фаменский событийный уровень на территории ЗСНГП литологически представ лен сферово-узорчатыми тонкозернистыми известняками верхнелугинецкой подсвиты с редкими фораминиферами и сферовыми водорослями, замещающимися по латерали глинисто-кремнисто-карбонатными породами чагинской свиты с конодонтами, радио ляриями и остракодами семейства Entomozoidae. С основания зоны trachytera в биоте бассейна начинают доминировать представители качественно нового этапа эволюции фораминифер надотряда Endothyroida [4,5].

Верхняя граница девонской системы в Западной Сибири может быть установлена в разрезах скважин Калиновая 18, Нижне-Табаганская 1, 20, где изучены фораминифе ры зоны Quasiendothyra kobeitusana, ранее фиксировавшей основание турнейского яру са карбона. В настоящее время эти отложения завершают разрез девонской системы [6].

Литература 1. Исаев Г.Д., Саев В.И., Краснов В.И., Макаренко С.Н., Савина Н.И., Аксенова Л.М., Асташкина В.Ф., Мирецкая Н.М., Перегоедов Л.Г., Родыгин С.А. Биостратиграфия эмсских отложений юго-востока Западно-Сибирской плиты / Материалы по палеонто логии и стратиграфии Западной Сибири. – Томск: Изд-во Том. ун-та, 1992. – С. 15–35.

2. Исаев Г.Д., Саев В.И., Савина Н.И., Макаренко С.Н. Региональные стратиграфиче ские подразделения девонских отложений Западно-Сибирской плиты / Природокомплекс Томской области. Т. 1. Геология и экология. – Томск: Изд-во Том. ун-та, 1995. – С. 41–47.

3. Исаев Г.Д., Саев В.И., Савина Н.И., Перегоедов Л.Г., Краснов В.И., Аксенова Л.М., Асташкина В.Ф., Макаренко С.Н., Мирецкая Н.М., Родыгин С.А. Биостратиграфия нижнедевонских отложений (лохковский и пражский ярусы) юго-востока Западно Сибирской плиты / Вопросы геологии Сибири. Вып. 2. – Томск: Изд-во Том. ун-та, 1994. – С. 74–95.

4. Макаренко С.Н., Савина Н.И. Новые материалы по стратиграфии девона централь ной части Нюрольской впадины (Томская область) / Геология и минерально-сырьевые ресурсы позднего докембрия и палеозоя Сибири: Сб. науч. тр. / Под ред. В.И. Краснова.

– Новосибирск: СНИИГГИМС, 2013. – С. 124–132.

5. Макаренко С.Н., Савина Н.И., Родыгин С.А. Корреляция разрезов среднего и верх него девона центральной части Западной Сибири // Биостратиграфия, палеогеография и события в девоне и раннего карбоне (Международная подкомиссия по стратиграфии девона) / Проект 596 МПГК: Материалы Международная конференция, посвящённой памяти Е.А. Ёлкина. Уфа, Новосибирск, 20 июля–10 августа 2011 г. – Новосибирск:

Изд-во СО РАН, 2011. – С. 93–95.

6. Региональная стратиграфическая схема девонских образований Западно-Сибирской нефтегазоносной провинции / Под ред. В.И. Краснова. – Новосибирск: СНИИГГиМС, 2012. – 43 с., таблица (14 листов).

7. Решения межведомственного совещания по рассмотрению и принятию региональ ной стратиграфической схемы палеозойских образований Западно-Сибирской равнины.

– Новосибирск, 1999. – 80 с. (СНИИГГИМС).

8. Савина Н.И., Макаренко С.Н., Родыгин С.А. О стратотипе солоновской свиты ниж него девона (юго-восток Западно-Сибирской плиты) // Эволюция жизни на Земле: Ма териалы III Международного симпозиума, 1–3 ноября 2005 г., г. Томск. – Томск: Том ский государственный университет, 2005. – С. 151–155.

9. Саев В.И., Макаренко С.Н., Исаев Г.Д., Краснов В.И., Аксенова Л.М., Асташки на В.Ф., Мирецкая Н.М., Перегоедов Л.Г., Савина Н.И., Родыгин С.А. Биостратиграфия живетских отложений Западно-Сибирской плиты / Вопросы геологии Сибири. Вып. 3. – Томск: Изд-во Том. ун-та, 1994. – С. 6–13.

10. Саев В.И., Макаренко С.Н., Савина Н.И., Исаев Г.Д. Особенности стратиграфиче ской модели нефтегазоносных отложений девона Западно-Сибирской плиты / Вопросы геологии Сибири. Вып. 3. – Томск: Изд-во Том. ун-та, 1994. – С. 34–40.

11. Соболев Н.Н., Евдокимова И.О. Общая стратиграфическая шкала девонской систе мы: состояние и проблемы / Общая стратиграфическая шкала России: состояние и пер спективы обустройства. Всероссийская конференция. 23–25 мая 2013 г. Геологический институт РАН, г. Москва. Сборник статей. М.: ГИН РАН, 2013. – С. 139–148.

ИТОГИ ИЗУЧЕНИЯ БЫСТРОПРОТЕКАЮЩИХ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ А.В. Мананков Томский государственный университет, Россия E-mail: mav.39@mail.ru Ученые Томска традиционно исследуют не только эволюционные, но и неравно весные катастрофические геологические явления и процессы. К юбилейному событию мы подготовили доклад о результатах изучения быстропротекающих геологических процессов (БПГП), число и масштабы которых стремительно растут. С позиции исто рического анализа четко выделяется четыре этапа.



Pages:     | 1 |   ...   | 7 | 8 || 10 | 11 |   ...   | 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.