Наведено дані по мантийно-корового взаємодії в різних типах зруденіння, що виявляється в аномальному будові і зміні геофізичних параметрів на профілях ГСЗ МОВЗ. Наведено положення родовищ золото-срібного, золото-черносланцевой, ендогенного залізо-титан-ванадієвого, золото-обоагщённого колчеданного барит-поліметалічної зруденіння на глибинних профілях ГСЗ МОВЗ «Базальт» і на профілі МТЗ МОП «Батоліт-1-СБ». Родовища контролюються зонами мантійних глибинних розломів, по яких відбувалося взаємодія мантійних і корови джерел. Мантійних-корови взаємодія при формуванні родовищ виявляється в аномальних співвідношеннях ізтопов Sr, Nd, Pb, U в рудогенерірующіх магматити, а також співвідношеннями ізотопів сірки в сульфідних рудах.

Анотація наукової статті з наук про Землю і суміжних екологічних наук, автор наукової роботи - Гусєв Анатолій Іванович, Коробейников Олександр Феопеновіч


The data on mantle-crust interaction in various types of mineralization developed in anomalous structure and change of geophysical parameters on profiles GSZ MOVZ have been introduced. The position of deposits of gold-silver, gold-black shale, magmatogene iron-titanium-vanadium, gold-concentrated sulfur barite-polymetallic mineralization on deep profiles of GSZ MOVZ «Bazalt» and on a profile MTZ MOGT «Batolit-1-SB »is given. The deposits are controlled by areas of mantle deep faults by which the interaction of mantle and crust sources occurred. Mantle-crust interaction at formation of deposits is developed in anomalous ratio of Sr, Nd, Pb, U isotopes in ore parent magmatites as well as by the ratio of sulfur isotopes in sulfide ores.


Область наук:

  • Науки про Землю та суміжні екологічні науки

  • Рік видавництва: 2009


    Журнал: Известия Томського політехнічного університету. Інжиніринг ГЕОРЕСУРСИ


    Наукова стаття на тему 'мантійних-корови взаємодія в генерації різних типів зруденіння: геофізичний і петрологические аспекти'

    Текст наукової роботи на тему «мантійних-корови взаємодія в генерації різних типів зруденіння: геофізичний і петрологические аспекти»

    ?8. Munoz J.L., Ludington S.D. Fluoride-Hydroxyl exchange in biotite // Amer. J. Sci. - 1974. - V. 247. - № 4. - P. 396-413.

    9. Гусєв А.І., Гусєв О.О. Деякі петрохимических особливості золотоносних гранітоїдів Алтаї-Саянской складчастої області // Руди і метали. - 2000. - № 5. - С. 25-32.

    10. Gusev A.I. The petrology of gold-generating granitoids of Russia // International Journal of Experimental Education. - 2008. - № 3. Р. 58-61.

    11. Соколов Б.А., Старостін В.І. Флюідодінаміческая концепція формування родовищ корисних копалин (металевих і вуглеводневих) // Смірновський збірник. -1997. - С. 100-130.

    12. Коробейников А.Ф. Великі і гігантські золоторудні родовища: умови освіти і розміщення // Золото Сибіру і Далекого Сходу: геологія, геохімія, технологія, економіка, екологія. - Улан-Уде, 2004. - С. 111-113.

    13. Dixon J. Temporal evolution of water in the mantle // Geophys. Research Abstracts. - 2003. - V. 5. - P. 04395.

    14. Гусєв Ф.І., Семенцов Б.Г. Нові дані по магматизму і зруденіння Калгутінского родовища, Гірський Алтай // Руди і метали. - 2005. - № 4. - С. 27-32.

    15. Гусєв А.І., Гусєв Н.І. Магма-флюідодінаміческая концепція ендогенного рудоутворення на прикладі Алтаю і інших регіонів // Регіональна геологія і металогенія. - 2005. -№ 23. - С. 119-129.

    16. Гусєв А.І. Мантійних-корови взаємодія у формуванні гігантських магма-рудно-метасоматичні систем // Зв'язок поверхневих структур земної кори з глибинними: Матер. XIV Міжнар. конф. - Петрозаводськ, 2008. - С. 159-161.

    17. Гусєв А.І. Металогенія золота Гірського Алтаю і півдня Гірської Шорії: Автореф. дис. ... д.г.-м.н. - Томськ, 2006. - 50 с.

    18. Матвєєва Е.В., Толстихин І.М., Якуцени В.П. Ізотопно-гелевий критерій походження газів і виявлення зон неотектогенеза (на прикладі Кавказу) // Геохімія. - 1978. - № 3. - С. 564-568.

    Надійшла 10.03.2009 р.

    УДК 550.838: 551.243 + 553.41 + 552.321.5

    Мантійних-корови ВЗАЄМОДІЯ В ГЕНЕРАЦІЇ РІЗНИХ ТИПІВ зруденіння: ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ І петрологические АСПЕКТИ

    А.І. Гусєв, А.Ф. Коробейников *

    Бійський педагогічний державний університет ім. В.М. Шукшина E-mail: anzerg @ mail. ru * Томський політехнічний університет E-mail: Ця електронна адреса захищена від спам-ботів. Вам потрібно увімкнути JavaScript, щоб побачити її.

    Наведено дані по мантийно-корового взаємодії в різних типах зруденіння, що виявляється в аномальному будові і зміні геофізичних параметрів на профілях ГСЗ МОВЗ. Наведено положення родовищ золото-срібного, золото-черносланцевой, ендогенного залізо-титан-ванадієвого, золото-обоагщённого колчеданного барит-полімерних-металевого зруденіння на глибинних профілях ГСЗ МОВЗ - «Базальт» і на профілі МТЗ МОГТ «Батоліт-1-СБ». Родовища контролюються зонами мантійних глибинних розломів, по яких відбувалося взаємодія мантійних і корови джерел. Мантійних-корови взаємодія при формуванні родовищ виявляється в аномальних співвідношеннях ізтопов Sr, Nd, Pb, U в рудогенерірующіх магматити, а також співвідношеннями ізотопів сірки в сульфідних рудах.

    Ключові слова:

    Мантійних-корови взаємодія магматизму і метасоматізма, петрологические і геофізичні фактори мантийно-ко-рового взаємодії.

    Вступ

    Великі ендогенні родовища утворюють динамічно взаємопов'язані магматичні, рудні і метасоматические системи (МРМС), що мають специфічні особливості. Як правило, в них виявляються Поліхроніу інтрузивний магматизм і тривало розвиваються мета-соматичні та рудні освіти, в яких проявляється мантійних-корови взаємодія [1]. Досвід складання карт масштабу 1: 200 000 і 1: 1000 000 нового покоління показує, що емпіричні зв'язку магматизму і зруденіння в більшості випадків вичерпали свої можливості і в переважної частини конкретних ситуацій не допомагають виділенню не тільки металлогенічеських

    таксонів різного рангу, а й не наближають до руди (низька пошукова ефективність). Рудообра-тання несе в собі риси не тільки корови процесів, але і мантійних. Отже, в прогнозно-пошуковому комплексі без залучення даних і процесів глибоких геосфер Землі не обійтися. Об'єктивний прогноз ендогенного зруденіння може бути здійснений на геофізичної, петрологические базі і генетичних зв'язках магмогенерірующіх систем, що мають мантийную природу з розшифровкою особливостей їх флюидного режиму.

    Останнім часом особливо активно розробляються концепції магмо- і рудоутворення в зв'язку з плюмтектонікой [2]. численні

    ознаки плюмтектонікі і мантийно-корового взаємодії в становленні магматизму і золотого, редкометалльние, титан-ванадієвого і інших типів зруденіння встановлюються для Алтаї-Саянського регіону, Кавказу, Казахстану, Забайкалля, Узбекистану та інших регіонів [1, 3, 4].

    Геофізичний і петрологические базис

    мантійних-коров'ячого взаємодії

    Дослідженнями російських [2, 5] і зарубіжних геофізиків [6, 7] комплексом методів (в тому числі, сейсмічної томографією) отримані нові дані про неоднорідність літосфери для континентальних, островодужних і океанічних ситуацій в інтервалах глибин від 50 до 2900 км. Розроблено нову парадигма геотектоніки, що погоджує в єдине ціле процеси, що протікають в різних геосфері: корі, верхній мантії (тектоніка плит), нижній мантії (плюмтектоніка) і зовнішньому ядрі (тектоніка зростання). Уточнена конвекційна модель хімічної диференціації мантії. Межі фазових переходів (410 і 660 км) пов'язані зі зміною в'язкості мантії. За даними аналізу сейсмічної томографії і гравіметричних даних встановлено разуплотнение (дефіцит мас) мантії на глибинах 550 км і під кордоном 670 км під азіатським і частково іншими континентами [5].

    Конвекційна модель мантії виходить з виразного поділу її на дві частини: деплетіро-ванна у верхній і збагачена несумісними елементами в нижній. Цей висновок підтверджено також методом сейсмічної томографії і засноване на інтенсивності зміни релеевскому чисел. Переосмислюється значимість усталених уявлень на роль мантійних процесів і в минерагении земної кори. Вказується на значну роль мантії в металогенії верхньої літосфери.

    Важливе значення надається положенню аномальної мантії під складчастими спорудами, що впливають на мантійний магматизм і оруденение. Так, для Гірського Алтаю глибина покрівлі аномальної мантії від підошви земної кори перевищує 600 км, але менше 660 км. Зазначена аномальна мантія на глибині 660 км пов'язана з Изох-мическим фазовим переходом / -олівін - перов-скит - магнезіовюстіт. Згідно з експериментальними даними М. Акаогі, А. Танаки, Е. Іто [8] таке положення фазового кордону переходу відповідає температурі вище нормальної ( «1600 ° С) геотермії, вказуючи на аномальний мантійний тепловий потік під Алтаем. При цьому підвищення температури в зоні фазового переходу на 100 ° С веде до скорочення потужності між кордонами «410» і «660» приблизно на 15 км. Температура в зоні фазового переходу на позначці «660» активно впливає на окислювально-відновну стан глибинного речовини, мірою якого може служити летючість кисню (/ 02). найменшим-

    шим значенням jO2 ^ зауважують флюїди з високою часткою CT4 (до 90 ... 97 мол.%), найбільшим -флюіди з високою часткою СО2 і H20, а проміжним (значення jO2 буферного рівноваги ССО) - флюїди з вільним вуглецем. Алтайському регіону відповідають флюїди ендогенного генезису з максимальною величиною фугітівності кисню, а, отже, і з високою часткою СО2 і H20 [3].

    Під Алтайським спорудою виявляється негативна аномалія швидкостей сейсмічних хвиль?]. Формування сучасної структури Алтайського орогена відбулося в пізньому кайнозої шляхом скучивания пластичної літосфери під дією транспрессіонних субгоризонтальних напружень загального північно-східного напрямку. Цей механізм обумовлений динамікою Індійського индентора. При цьому відбувається деформування літосфери у вигляді «пластичного» обтікання її навколо жорсткого упору, представленого Хангайскім склепінням, розташованим на схід від Алтаю. Крім того, «пластичне» обтікання зі сдіговой складової Телецька-Чулишманского і Шапшаль-ського блоків спостерігається з боку сусідніх Се-веро-Холзунского, Уймено-Лебедского і Верхньо-Лебедского тектонічних блоків в напрямку із заходу на схід. У той же час на підставі GPS-геодезії встановлено поле геодинамічних напруг протилежного напрямку в межах Рудного Алтаю, Кузбасу, Західної Туви, де переважають північно-західні вектори переміщень [S]. Така висока пластичність і реологическая ослабленість верхньої літосфери в районі Алтаю і прилеглих територій пов'язана з підвищеним тепловим полем, а також підвищеної ги-дратірованностью мантії. Ш підставі розрахунку компонент тензора сейсмотектонічних деформації: широтной, меридіональної і вертикальної для Алтаї-Саянской області отримані структури вижимань гірських мас (структури II типу). Причина освіти структур вертикального роздавлювання або вижимань гірських мас (II тип) обумовлена ​​сильною обводнює порід, що, мабуть, визначає їх підвищену здатність до деформування. Підвищена обводненность гірських мас визначається за високим поглинання поперечних хвиль. Аномально висока обводненность гірських мас регіону, ймовірно, обумовлена ​​затягуванням води в процесі закладення і функціонування трансформними континентальної окраїни і суперплюми (на етапі О-Р1). Отже, мантійний магматизм в регіоні повинен характеризуватися великою кількістю флюїдів, в тому числі і мантійного генезису, збагачених такими компонентами, як СО2 і H20.

    Локальні тектонічні блоки, в яких зафіксовано мантійних-корови взаємодія, характеризуються аномальною будовою. Так, перспективний на золото-срібне зруденіння Чаришське тектонічний блок Гірського Алтаю аномальний тим, що в глибинному будову блоку від-

    Відзначається різке здіймання кордону Конрада (до 10 км) і невелике опускання кордону Мохо (від 50 до 52 км). На профілі ДСЗ-МОВЗ «Базальт» (р. Іртиш - р. Неня) проглядається значна расслоенность літосфери, підкреслює різкою зміною геофізичних характеристик по розрізу. Сурічское золоторудноє поле цього вузла пов'язане з різкою градиентной зоною (ДТ від +800 до -200 нТл; ДО від -30 до -57 нТл) і приурочено до крайової частини великого здіймання изолиний поздовжніх швидкостей? Р і ізоліній щільності О. Зазначеному здіймання відповідає, ймовірно, підняття мантійного астеноліта, дериватом якого є розшаровані габброідних интрузии Харловского рудного вузла з оруденением Fe, і, V. А епітермальное золото-срібне і жильне золото-сульфідно-кварцове оруденение перспективного Сурічского рудного поля локалізується в крайовій частині цього здіймання блоків

    порід зі специфічними геофізичними параметрами і до різкого їх опускання, що, ймовірно, пов'язано з розущільненням і гранітизацією, проявлених на глибоких рівнях літосфери. На профілі ДСЗ чітко видно, що різко градиентной зоні відповідає розлом мантійного закладення. На графіку ДТ цій ділянці відповідає розлом, що відбивається різким піком зниження значень магнітного поля (рис. 1). Отже, де-прессіонная структура була закладена в вузлі перетину глибинного мантійного розлому північно-східного простягання на перетині з зоною розлому північно-західній орієнтування. Гранодіо-рити усть-Беловского комплексу з цього тектонічного блоку в координатах? 8г - тяжіють до

    хондрітових резервуару, наближаючись до джерела ЕМ II. Близьку позицію ці гранітоїди займають по співвідношенню ізотопів стронцію і свинцю, вказуючи на джерело магми типу ЕМ II [9].

    ДТ, нТл

    Д С, нТл

    швидкості поздовжніх хвиль

    Мал. 1. Положення золото-срібного родовища Суріч, залізо-титан-ванадієвого Харловского і золото-колчеданного барит-поліметалічної Змеіногорского родовищ на профілі ДСЗ-МОВЗ «Базальт» (р. Іртиш - р. Неня). Профіль складений в Вірго-Рудгеофізіка С.А. Козловим і Т.І. Степанової)

    Базитових і гранитоидние магматичні утворення регіону в фанерозое мали мантійних джерело. Становлення деяких фельзіческіх утворень відбувалося за участю корового матеріалу. Співвідношення ізотопів стронцію (? (БГ) т = 12,0) і неодиму (? (Ш) = 6,74) в гранитоидах саракокшінского комплексу (С3) свідчать про утворення їх з мантійного джерела, близького за складом до помірно-деплетірованной мантії ( PREMA) (рис. 2).

    Цей компонент мантії був виділений виходячи з припущення про змішування різних кінцевих компонентів в історії Землі, що в кінцевому підсумку призвело до появи компонента у вигляді переважної мантії (PREMA) [10].

    РРЕМА ^ • • • шми про про ° ** |50 ® * | |

    ен> ЕМ І? ЕМ 1 X

    -40 -30 -20 -10 0 10 20 30 40 50 60 70 80

    е8г (Т)

    про 1 + 2 хз О4.5 «6І7Ф8<>9К1О0 11 + 12 * 13 »14

    Мал. 2. Діаграма? (БГ) -? (N6) 1 по Зіндлеру і Харту [10] для інтрузивних порід Гірського Алтаю: 1) плагіогра-Ніти Саракокшінского масиву (&); 2) гранодиорит-ти сінюхінского комплексу (Ц1-2); 3) тоналіти Синю-хінского масиву (Ц1-2); 4) лейкограніти Турочак-ського масиву (Ц2); 5) піроксеніти, сиеніти, карбо-натіти комплексу едельвейс (О); 6) гранодіорити усть-Беловского комплексу (D3); 7) граніти білок-ріхінского масиву (Р-Т); 8) лейкограніти Бабир-ганського масиву (Т); 9) гранодіорити Змеіногорского комплексу (D3); 10) сподуменовиє граніти Алахінскій масиву (I]); 11) граніти Кіндерлінско-го масиву (D3); 12) граніти Боровлянський комлексу (D3-Q); 13) граніти кубадрінского комплексу (Ц); 14) гранодіорити каракудюрского комплексу (Ц)

    Ставлення 206РЬ / 204РЬ в плагіограніти становлять 18,3. Для гранодиоритов каракудюрского комплексу ф1-2) співвідношення тих же ізотопів (е (БГ) т = 13,16;? (Ш) т = 3,53) вказує на проміжне положення мантійного джерела між PREMA і ЕМ II. Матеріал мантії ЕМ II розуміється як компонент збагаченої мантії і змішування компонентів мантії і нижньої кори в разі проміжного становища між PREMA і ЕМ II [10]. Компонент EM II, характеризуючись високими відносинами 878г / 86Бг, низькими значеннями? Ш і відносним збагаченням радіогенним свинцем, связивется з затягуванням в мантію теригенних опадів. Близько характеристики мають тоналіти сінюхінского комплексу ф1-2). Для пироксенитов, сиенитов і карбонатитов комплексу едельвейс (О) наводиться також матеріал мантії типу PREMA [11]. Редкометалльние ранньо-среднепалеозойской гранітоїди регіону показують матеріал мантії типу DM (деплетірован-

    ної мантії), нші (помірно-деплетірованной), а також EM II, як компонент збагаченої мантії в змішуванні з матеріалом верхньої кори. Близьке положення займають зазначені рудогенерірующіе магматити на діаграмі співвідношень ізотопів стронцію і свинцю. Таким чином, магматизм Алтайського регіону на підставі изотопии стронцію і неодиму показує різні компоненти мантії (деплетірованной, помірно деплетірованной, збагаченої, змішаної), які відбилися на початковій металлогенич-ської спеціалізації магми з мантійної складової. Варіації складу зруденіння, ймовірно, зобов'язані флюидной режиму конкретних магматичних вогнищ, а також визначальну роль насиченості та активності летких компонентів в магма-тогенних флюїдах, розглянутих нами нижче.

    Наведені дані однозначно вказують на значну участь у верхній літосфері магматичних утворень, що мають мантійний генезис. Це особливо важливо для палеозойського етапу формування літосферних тектонічних блоків. В останні роки встановлено, що в ранньому палеозої регіон розвивався за схемою трансформними континентальної окраїни. Однак, широко проявлений інтрузивний магматизм цього періоду (синю-хінскій ф1-2), топольнінскій ф2), усть-Беловскій Ф3), каракудюрскій ^) комплекси) має мантійні характеристики. Наші дані, а також опубліковані матеріали по АССО, що стосуються співвідношень стабільних ізотопів БГ, Pb і Ш в маг-матітах [12], реставрують первинний мантійний протоліт (джерела EM II, PREMA), котрий зазнав часткове плавлення. Генерування цих магми відбувалося в результаті виникнення на кордоні ядра і нижньої мантії суперплюми в ранньому-середньому ордовике [2]. За нашими даними виникнення суперплюми слід відносити до ріфею - часу зародження і розкриття палеоазіатскіх океану. Мантійні магми формувалися під впливом суперплюми у верхній мантії, а потім піднімалися до підошви Континентального літосфери, де випробовували часткове плавлення [2]. Результатом часткового плавлення первинного мантійного протолитов і з'явилися магматичні утворення зазначених комплексів, що мають мантійні характеристики. Ці дані вказують на те, що палезойская трансформними континентальна окраїна відчувала активний вплив з боку нижньої мантії при активному впливі суперплю-ма. Мантійні характеристики мають також ізотопні співвідношення сірки в сульфіду золоторудних утворень Сінюхінского, Майського, Оюкского та інших родовищ. Співвідношення ізотопів рудного свинцю (в галеніті) багатьох родовищ Алтаю (Сінюхінского, Каянчінского, Кизил-Чин-ського, Коурінского, Ульменского та інших) близькі до метеоритного изохроне [13].

    Вплив суперплюми підтверджується і при формуванні магматизму і зруденіння в ранній

    рифей-кембрійський етап. Співвідношення ізотопів стронцію (87 ^ г / 868г) в магматити ульменского комплексу (С2) складають 0,703 ... 0,706, а зміст важкого ізотопу сірки (5348) в сульфіду Ульменского золото-мідно-скарнового прояви варіює від + 1,2 до +3 , 2, вказуючи на неконтамініро-ний магматичних мантійних джерело сірки. Формування мідно-нікелевого зруденіння з платиноїди і золотом в островодужних офіо-літах Сеглебірского масиву (С1) також здійснювалося за активної ролі плюмтектонікі. Становлення найбільш високих концентрацій золота, нікелю та збагачення ЕПМ в рудних тілах відбувалося за участю високо відновлених трансмагматіческіх флюїдів з глибших горизонтів мантії, що перетворюють альпінотіпних гіпербазіти, і несучих крім калію, натрію, кремнекислоти, сірки, також і метали: платиноїди, нікель, мідь , хром.

    Положення золото-колчеданного барит-поли-металевого Змеіногорского родовища на профілі ДСЗ-МОВЗ «Базальт» в Рудному Алтаї характеризується специфічною картиною кордонів щільності і швидкості поздовжніх сейсмічних хвиль, які мають вертикальне положення на деяких ділянках, яке вказує на трасування глибинного розлому мантійного закладення. Передбачається також мантійних-корови взаємодія з цього розлому при формуванні колчеданових родовищ Рудно-Алтайського ме-таллогеніческого пояса.

    В останнє десятиліття серед вулканогенних колчеданних родовищ виділяється самостійна група золото-збагачених об'єктів [14], в яких золото має промислове значення. У Рудному Алтаї золото-збагачені колчеданні родовища зустрічаються часто і є предметом промислового добування золота і срібла. Є і родовища, в яких золото міститься в незначних кількостях. У зв'язку з цим при вивченні магми-рудно-метасома-тичних колчеданових систем виникла фундаментальна проблема з'ясування петрологических критеріїв цих систем, що обумовлюють підвищену їх золотоносность.

    Як відомо, в Рудному Алтаї виділяється кілька тимчасових рівнів поширення стратифікована вулканітів і колчеданного зруденіння. При цьому відбувається омолодження віку вулканогенних порід і руд в межах Рудноалтайского металлогенического пояса в напрямку з південного сходу на північний захід. Золото-збагачена мінералізація асоційована з найбільш кислими вулканічними центрами ЕМС-ейфельского вулканічної фази (Лениногорский, Зирянов-ський, Змеиногорский рудні райони). Вулканогенні масивні сульфідні (УМ8) родовища з помітно меншими концентраціями золота прііртишскіх, Золотушінского і Рубцовского рудних районів пов'язані з подальшим живе-

    франско бімодальне базальт-ріолітового вулканічними породами. Крім того, в межах конкретних рудних вузлів спостерігається закономірність - найбільш золото-збагаченими є найбільш ранні фази вулканогенно-гідротермальної діяльності, а більш пізні характеризуються помітно зниженою золотоносних.

    0 10 20 30 40 50 60

    Nb

    | 1? 2 # 3 + 4

    Рис 3. Діаграма La - Nb по [15] для кислих вулканогенних порід Рудного Алтаю. Межі астеносферних похідних лав Басейнів і Хребтів по [16]. Ріоліти і ріодаціти різновікових світ Рудного Алтаю: 1) піхтовской (D), 2) каменевскую (D2-3), 3) млинової (D-2), 4) Крюківської (D-2)

    На діаграмі La-Nb (рис. 3) співвідношення зазначених елементів в кислих лавах Рудного Алтаю закономірно поділяються на кластери фігуративних точок: найраніші за часом формування і найбільш золотоносні системи (Ріддер-Сокольная, Змеіногорского, Зарічна, Травнева і ін.) Мають самі високий вміст і співвідношення La / Nb (для Крюківської свити, яка вміщає Ріддер-Сокольное, Ново-Леніногорске і ін. родовища Казахстану, ставлення La / Nb варіює від 3,75 до 5,33, середнє - 4,31; для млинової свити з Зарічна, Змєїногорськім, Травневого та ін. родовищами Російської частини Рудного Алтаю ці співвідношення коливаються від 1,32 до 5,78, середнє значення - 3,1). Співвідношення La / Nb в лавах заводської (D2) і каменевскую світ (D2-3) значно нижче (від 1,62 до 2,1, середнє значення 1,79). Колчеданні об'єкти, пов'язані з цим рівнем, невеликі, і концентрації золота в них різко знижені. Слід зазначити, що з цим рівнем в Змеіногорском районі, пов'язані прояви суб-вулканічного золото-срібного типу (Черепа-нівський родовище). Лави піхтовской свити, з якою не пов'язані колчеданні об'єкти, на діаграмі займають поле найбільш низьких концентрацій лантану і ніобію. З діаграми випливає, що золото-збагачені колчеданні магми-руд-но-метасоматичні системи Рудного Алтаю мають мантійний літосферних джерело з різним співвідношенням мантійного і литосферного

    компонентів. Найбільш золото-збагачені системи характеризуються збільшенням літосферних-го компонента в порівнянні з мантійним.

    На діаграмі К20-М§0 (рис. 4) також спостерігається поділ істотно золото-збагачених і слабо-збагачених систем Рудного Алтаю. При цьому золото-збагачені системи тяжіють до високо-калієвої серії, генерованої в процесі часткового плавлення гранатового перідотіта, а слабо-збагачені - до низько-К20, що формується в результаті часткового плавлення шпінелевих перідотіта. При цьому, перші з них характеризуються підвищеним вмістом F і такими несумісними елементами як Т', і, Ьа, Ва, Се, У Rb, РЬ.

    | 1. 2? 3 + 4

    Мал. 4. Діаграма К20 - МДО по [15] для кислих вулканогенних порід Рудного Алтаю. Вертикальні лінії часткового плавлення перідотітов з використанням складів мантійних ксенолитов по [17]. Умовні позначення см. На рис. 3

    На діаграмі 2 г / ТЮ2 - №) / У золото-збагачені системи розташовуються, переважно в поле ріолітов-дацит і тяжіють до кордону розділу лужних риолитов і нормальних риолитов-даці-

    тов. Поодинокі аналізи кислих лав потрапляють в поля трахітами і лужних риолитов (рис. 5). На діаграмі співвідношень № - Y найраніші золотоносні системи потрапляють в поле ситуацій всередині плитових і аномальних океанічних хребтів, а поодинокі спроби - в поле океанічних хребтів (рис. 5). Таким чином, вулканіти Рудного Алтаю по співвідношенням проаналізованих іммобільності мікроелементів не утворюють єдиного поля, а розпадаються на виразні кластери, які тяжіють до різних геодінамичних ситуацій: ранні золото-збагачені деривати потрапляють в поле анорогенних внутріплітнимі ситуацій і аномальних океанічних хребтів (мають близькість до А-типу ), а пізні, починаючи з живе, формувалися в обстановці вулканічних острівних дуг і мають чіткі характеристики 1-типу.

    На діаграмі Ьа UCN - 8ш UCN по [20] спостерігається також поділ різновікових кислих вулканітів Рудного Алтаю. При цьому, ріоліт-ти і ріодаціти золото-збагачених колчеданових об'єктів тяжіють до джерела збагаченої мантії, в той час, як не золотоносні освіти ближче до джерела верхньої кори (рис. 6).

    4 5

    ЕТІС

    Мал. 6. Діаграма LaUCN - SmUCN по [20] для кислих вулканітів Рудного Алтаю. LaUCN і SmUCN - значення концентрацій лантану і самарію, нормалізовані на верхнекоровие значення по [21]. Решта умовні позначення див. На рис. 5

    Nb | Y

    Мал. 5. Діаграми Zr / TO2 - Nb / Y по [18] і Nb - Y по [19] для кислих вулканітів Рудного Алтаю. Ріоліти і ріодаціти різновікових світ Рудного Алтаю: 1) піхтовской (D3), 2) каменевскую (D2-3), 3) млинової (D1-2), 4) Крюківської (D-2)

    Таким чином, кислі вулканіти золото-збагачених колчеданових родовищ (УМБ) в Рудному Алтаї відносяться до найраніших за часом формування. Їх геодинамическая обстановка формування близька до внутріплітнимі і аномальних океанічних хребтів, в той час як пізні вулканіти (починаючи з живе) і пов'язані з ними слабо золотоносні родовища близькі до обстановки вулканічних острівних дуг, відображаючи різні співвідношення мантійного і корового компонента в своєму формуванні.

    Відоме золоторудноє родовище Олімпіада на профілі Батоліт - 1 - СБ характеризується специфічними особливостями.

    Профіль побудований на основі сейсморозвідувальних робіт МОГТ і електророзвідувальних робіт МТЗ. У складі консолідованої земної кори виділені 3 сейсмогеологических комплексу. Зверху вниз проглядаються гранітогнейсових і гранулито-гнейсовой комплекси з підрозділом на підкомплекси; в нижній частині кори залягають освіти гранулито-базитового комплексу (протокори). В межах Єнісейського тектонічного поясу, до якого приурочено родовище Олімпіада на рівні нижнього сейсмокомплекса, виділяється перехідна зона кора-мантія.

    На профілі під родовищем Олімпіада видно виразні субвертікальние смуги (на всіх спеціалізованих розрізах: тимчасове, миттєвих частот і миттєвих амплітуд), що йдуть глибоко в мантію і відображають стан глибинного мантійного розлому.

    Близька картина спостерігається для родовища Олімпіада також і на профілі Алтай-Північ-ва Земля (III - СБ).

    На обох профілях дешифрируется положення гипсометрии поверхні Мохоровичича (М). При цьому для району родовища Олімпіада характерні максимальні глибини залягання кордону М (50 ... 60 км) з різким її підйомом на північ від родовища. Слід зазначити, що опорний маршрут «Батоліт», відпрацьований методикою ОГТ, проходить практично по лінії профілю ГСЗ, роботи по якому виконувалися в 80-і рр. минулого століття. Зіставлення гипсометрии двох основних меж розділу (покрівлі консолідованої земної кори і кордони М) за даними МОГТ і ДСЗ добре збігаються в районі родовища Олімпіада. Таким чином, на основі сейсморозвідувальних, електророзвідувальних робіт і даних ДСЗ в районі родовища Олімпіада виявляються аномальні положення кордонів Мохо, покрівлі консолідованої земної кори. При цьому дешифрируется глибинний розлом мантійного закладення, який грав важливу роль в процесах мантийно-ко-рового взаімдойствія при формуванні родовища.

    Обговорення результатів і висновки

    Наведені нами результати показують, що в багатьох випадках плітотектоніческіе обстановки формування магматичних і рудних утворень ініціюються, управляються і ускладнюються більш глибинними процесами плюмтектонікі (суперплюми), що виникають в нижній мантії і на кордоні з ядром. У процесі виникнення суперплюми і формування діапіра він являє собою складну магми-флюидной суміш з розсіяними рудними компонентами і збагачені некогерентними елементами. Флюидная складова частина має досить відновлене стан. В ході підйому мантійного діапіра, що триває десятки і сотні мільйонів років, речовина його, потрапляючи в нові термодинамічні умови, починає диференціюватися. І тільки після досягнення твердої літосфери, де виникають «глибинні» магматичні осередки, відбувається його розпад і диференціація складного за складом компонента суперплюми, відбувається контамінація ко-рового матеріалу і поділ на магматичних і флюідний інгредієнти. Взаємодія з літосферою супроводжується збагаченням диференціювання АТОВ магми-флюідодінаміческіх систем водою. Флюїди адсорбируют і захоплюють з собою рудні компоненти і переносять їх в рудолокалізующіе коровиє структури. Ймовірно, повторні порції ніжнемантійного речовини, що досягають «глибинних» магматичних вогнищ, були багаторазовими, про що свідчать багатофазні масиви рудогенерірующіх магматити і мульти-фазні дайкового серії (до-, син- і пострудние), що включають долеріти, лампрофіри, які, як правило, характеризуються більш високо відновленим характером флюїдів і підвищеними концентраціями летючих компонентів (вуглекислоти, фтору, хлору, бору та інших), що розглядаються як трансмагматіческіе мантійні флюїди.

    У корови МРМС в магматогенной частини фіксується різна ступінь контамінації корів-го матеріалу мантійними магмами. Для Алтайського регіону встановлюється закономірна зміна компонентів мантії. На більш ранніх етапах це джерело типу PREMA (переважаючою мантії) і близький до нього, а на більш пізніх - джерело збагаченої мантії типу ЕМ II. Рудогенерірующій потенціал магматити визначається різним ступенем окиснення-відновлення-сти флюїдів, підвищеними концентраціями летючих компонентів. Співвідношення різних летючих компонентів в магматогенних флюїдах визначає металлогенические профіль зруденіння. Для редкометалльние зруденіння характерні підвищені концентрації і активність фтору, бору, води, для золотого - хлору, вуглекислоти, бору.

    Родовища локалізуються в областях аномальних параметрів в геофізичних розрізах і на профілях ГСЗ, відрізняючись значною розшарується-ністю літосфери і верхньої мантії. Мантійних-корови взаємодія в петрологические аспекті

    СПИСОК ЛІТЕРАТУРИ

    1. Коробейников А.Ф. Мантійних-корови рудообразующие системи комплексних родовищ благородних і рідкісних металів. - Томськ, 2007. - 130 с.

    2. Добрецов Н.Л., Кірдяшкін А.Г., Кірдяшкін А.А. Глибинна геодинаміка. - Новосибірськ: Изд-во СО РАН, філія «ГЕО», 2001. - 409 с.

    3. Гусєв А.І. Металогенія золота Гірського Алтаю і південній частині Гірської Шорії. - Томськ: Вид-во «STT», 2003. - 308 с.

    4. Гусєв А.І. Мантійних-корови взаємодія у формуванні гігантських магма-рудно-метасоматичні систем // Зв'язок поверхневих структур земної кори з глибинними: Матер. XIV Міжнар. конф. - Петрозаводськ, 2008. -С. 159-161.

    5. Стусанів С.А., Владимиров А.Г. Модель відриву субдуцірован-ної океанічної літосфери в зоні Індо-Евразиатско колізії // Доповіді РАН. - 1997. - Т. 354. - № 2. - С. 238-241.

    6. Dixon J. Temporal evolution of water in the mantle // Geophys. Res. Abst. - 2003. - V. 5. - P. 394-395.

    7. Fukao Y., Maruyama S., Obayashi M., Inoue H. Geological implication of the whole mantle P-wave tomography // The Joumai of Geological Society of Japan. - 1994. - V. 100. - № 1. - P. 4-23.

    8. Akaogi M., Tanaka A., Ito E. Garnet-ilmenite-perovskite transitions in the system Mg4Si4O12-Mg3Al2Si3O12 at high pressures and high temperatures, phase equilibria, calorimetry and implications for mantle structure // Phys. Earth Planet. Inter. - 2002. - P. 303-324.

    9. Гусєв А.І. Металогенія золота Гірського Алтаю і півдня Гірської Шорії: Автореф. дис. ... д.г.-м.н. - Томськ, 2006. - 50 с.

    10. Zindler A., ​​Hart S.R. Chemical geodinamics // Ann. Rev. Earth Planet. Sci. - 1986. - V. 14. - P. 493-571.

    11. Vrublevsky V.V., Gertner I.F., Zhuravlev D.Z. Sr-Nd system evolution and geochronology of carbonatite-bearing complexes from the western part of Altai-Sayan folded region and the Enisei Ridge // Continental Growth in the Phanerozoic: evidence from Central Asia: Third Workshop Abstracts. - Novosibirsk, 2001. - P 119-122.

    12. Kruk N.N., Rudnev S.N. et al. Sr-Nd isotopic systematics of granitoids and evolution of continental crust of the western part of Altai-Sayan fold region // Continental Growth in the Phanerozoic: Evidence from Central Asia. - Novosibirsk, 2001. - P. 68-72.

    фіксується в аномальних (мантійних) мітках ізотопів БГ, РЬ, Ш в рудогенерірующіх магматі-тах і сірки і свинцю - в сульфіду рудних тіл. Мантійні мітки мають також співвідношення деяких рідкісних земель і несумісних елементів.

    13. Гусєв А.І., Гусєв Н.І. Магма-флюідодінаміческая концепція ендогенного рудоутворення на прикладі Алтаю і інших регіонів // Регіональна геологія і металогенія. - 2005. -№ 23. - C. 119-129.

    14. Chiaradia M., Tripodi D. Et al. Geologic setting, mineralogy, and geochemistry of the Early Tertiary Au-rich volcanic-hosted massive sulfide deposit of La Plata, western Cordilleria, Ecuador // Econ. Geol. - 2008. - V. 103. - P. 161-183.

    15. Putirka K., Busby C.J. The tectonic significance of high-K2O volca-nism in the Sierra Nevada, California // Geology. - 2007. - V. 35. -P. 923-926.

    16. DePaolo D.J., Daley E.E. Neodymium isotopes in basalts of the S-W Basin and Range and lithosphere thinning during continental extention // Chemical Geology. - 2000. - V. 169. - P. 157-185.

    17. Beard B.L., Glazner A.F. Trace elements and Sr and Nd isotopic composition of mantle xenoliths from the Big Pine volcanic field, California // Journal of Geophysical Research. - 1995. - V. 100. -P. 4169-4179.

    18. Winchester J.A., Floyd PA. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements // Chem. Geol. - 1977. - V. 20. - P. 325-343.

    19. Pearce J.A, Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // Journal of Petrology. - 1984. - V. 25. - P. 956-983.

    20. Piercey S.J., Peter J.M., Mortensen J.K., Paradis S., Murphy D.C., Tucker T.L. Petrology and U-Pb Geochronology of Footwall Porphyritic Rhyolites from the Wolverine Volcanogenic Massive Sulfide Deposit, Yukon, Canada: Implications for the genesis of Massive Sulfide Deposits in Continental Environments // Econ. Geol. -2008. - V. 103. - P. 5-33.

    21. McLennan S.M. Relationships between the trace element composition of sedimentary rocks and upper continental crust // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. - 2001. - V. 2. - Paper 2000GC000109. - 24 p.

    Надійшла 10.03.2009 р.


    Ключові слова: мантійних-корови взаємодія магматизму і метасоматізма /петрологические і геофізичні фактори мантийно-корового взаємодії

    Завантажити оригінал статті:

    Завантажити