|
 Дистанов Урал Галимзянович, 1927 года рождения, окончил геофак КГУ в 1948 г. В ЦНИИгеолнеруде (первоначальное название Геологический институт Казанского филиала АН СССР, в последующем ВНИИгеолнеруд) с февраля 1948 г. прошел все ступени от лаборанта до зам. директора по науке и главного научного сотрудника. В 1952 г. защитил кандидатскую диссертацию, в 1975 √ докторскую. Круг его научных интересов √ проблемы геологии, минералогии и типизации кремнистых пород и нетрадиционных видов неметаллических полезных ископаемых, минерагении осадочных палеобассейнов рудообразования. Автор 200 опубликованных работ (в т.ч. 11 книг и 9 авторских свидетельств), заслуженный деятель науки и техники РТ (1984), лауреат премии СМ СССР (1990), Госпремии РТ (1998), избран действительным членом Международной Академии минеральных ресурсов.
Ведерников Николай Николаевич, родился в 1930 г. в г. Ростов-на-Дону, в 1954 г. окончил с отличием Новочеркасский политехнический институт; доктор геолого-минералогических наук, профессор, академик Международной академии минеральных ресурсов, Академии горных наук, высоких технологий РТ. Награжден дипломами ╚Первооткрыватель месторождения╩ и ╚Почетный разведчик недр╩, заслуженный деятель наук РФ и РТ. Имеет орден ╚Знак Почета╩, медали. Автор более 150 научных публикаций, в том числе 4 монографий.
Научные исследования связаны с минерагенией, прогнозом и оценкой нерудных полезных ископаемых.
1954-62 гг. √ геолог, старший, главный геолог партий и экспедиций Центрально-Казахстанского геологического управления; 1962-84 гг. √ зав. отделом, зам. директора Казахского института минерального сырья.
У.Г. Дистанов, Н.Н. Ведерников
ФАНЕРОЗОЙСКИЕ ОСАДОЧНЫЕ БАССЕЙНЫ РОССИИ:
ПРОБЛЕМЫ ЭВОЛЮЦИИ И МИНЕРАГЕНИИ
НЕМЕТАЛЛОВ
Введение
Как известно, в учении о рудных формациях, процессах рудообразования четко прослеживаются две ветви - металлогения эндогенных рудных формаций и рудообразующие системы и минерагения осадочных формаций. Наибольшие успехи здесь связаны с изучением проблем эндогенного рудообразования, активно и успешно решаемых в научных центрах прежде всего Москвы, С.-Петербурга и Новосибирска.
Здесь несомненна выдающаяся роль академика В.И.Смирнова в развитии научных основ геологии и минерагении рудных месторождений, в руководстве творческим коллективом научной школы рудников МГУ.
Определенные достижения имеются и в области моделирования процессов осадочного рудообразования, разработке геолого-геохимических моделей формирования как металлических, так и неметаллических полезных ископаемых. Для накопления в осадочных бассейнах рудных концентраций триады Аl-Fe-Mn весьма показательна геолого-геохимическая модель, составленная Н.М.Страховым (1960). В основе ее лежит различная подвижность в зоне миграции и седиментации элементов триады, зональность в накоплении железо-боксито-марганцевых руд. Показано, что в рассматриваемой системе прослеживается единый ряд месторождений, фациальные профили которых последовательно сменяются. При этом фациальный профиль бокситов характеризуется резко выраженным тяготением к континентальным, а марганцевых руд √ к морским литофациям (рис.1).
В геолого-геохимической модели отражена роль палеоклимата, состава материнских пород питающих провинций и тектонических режимов в формировании латеритных кор выветривания, а в селективном осаждении рудообразующего вещества как в зоне транспортировки, так и в конечных водоемах седиментации - роль геохимических и динамических барьеров.
Главной областью рудообразования, по Н.М.Страхову, являлась прибрежная зона морского бассейна. При этом бокситообразование могло происходить в трансгрессирующих морях геосинклиналей и платформ в тех случаях, когда ложем были карбонатные толщи. В сторону от береговой линии в связи с изменением значений рН и ЕН вод, наблюдается смена гидрогетитовых (или гематитовых) руд хлорит-сидеритовыми и далее - сидеритовыми рудами. Главенствующим является оолитовый гидрогетит-шамозит-сидеритовый тип. Область развития Mn-руд еще дальше сдвинута в область моря. Рудоносные морские осадки (литофации) в глубь моря сменяются глинисто-карбонатными отложениями.
Следует отметить, что в ассоциации с рудами AL, Fe и Mn в рамках рассматриваемого формационного типа отмечаются залежи ряда неметаллических полезных ископаемых. Это - огнеупорные каолинитовые глины с примесью свободного глинозема и кремнезема (флинт-глеи и сухарные глины), тяготеющие к фациальному профилю бокситообразования; глауконитсодержащие породы, фоновое развитие которых наблюдается за пределами развития оолитовых железных руд; кремнистые породы (трепелы и кремнистые глины), ассоциирующие в ряде примеров с марганцевыми рудами.
Отдельные примеры геолого-генетических моделей для конкретных видов и групп неметаллических полезных ископаемых (фосфоритов, минеральных солей, карбонатных пород и др.) изложены в трудах А.В.Казакова, Н.М.Страхова, А.Л.Яншина, Д.В.Рунквиста, В.Н.Холодова, А.И.Кривцова, Э.А.Еганова, А.Я.Бергера, Н.Н.Предтеченского и др.
Существенный вклад в развитие научных знаний в данной области исследований в последнее время внесли и специалисты ЦНИИгеолнеруда. К настоящему времени творческим коллективом института завершена разработка геолого-геохимических и литофациальных моделей формирования месторождений для 35 ведущих геолого-промышленных типов неметаллических полезных ископаемых. Развернулись работы по следующему этапу исследований - созданию принципиальных геолого-генетических моделей систем осадочного рудогенеза для формаций, отвечающих наиболее интересным минерагеническим уровням фанерозоя.
При разработке моделей научной базой служило учение о рудных эпохах, основанное на циклическом поступательном развитии стратисферы Земли и ее геоблоков в фанерозое, подразумевающем повторяемость во времени эпох сжатия и расширения, похолоданий и потеплений, трансгрессий и регрессий, изменение состава поступающего в седиментационные бассейны эндогенного и экзогенного рудообразующего материала и др., то есть тех геологических предпосылок, которые определяли минерагеническую специализацию конкретных структурно-вещественных комплексов (формаций). Основные положения учения о рудных эпохах, об эволюции стратисферы земли в неогене изложены в фундаментальных аналитических исследованиях А.Б.Ронова, В.Е.Хаина, К.Б.Сеславского, В.П.Казаринова, А.В.Македонова, Ю.Н.Малиновского и др. При создании моделей были приняты следующие условия.
Осадочные бассейны представляют собой единые динамические системы, включающие зоны мобилизации, переноса и аккумуляции вещества и характеризующиеся взаимосвязью протекающих в них литогенетических процессов, обеспечивающих в конкретных зонах концентрацию рудообразующего вещества. Генерализованной схемой (образом) этой системы служат геолого-геохимические модели, важнейшими элементами которых являются барьерные пороги (геохимические, гидрохимические, динамические, биогенетические), где происходит качественный скачок, создающий условия для селективного или концентрированного осаждения рудообразующего вещества. Вещественным выражением геолого-геохимических моделей являются литофациальные модели продуктивных формаций, несущие информацию о положении рудных залежей, их взаимоотношении с вмещающими породами, образующими совместно с месторождениями полезных ископаемых единую парагенетическую ассоциацию. При составлении моделей основное внимание уделялось анализу:
- источников и состава рудообразующего вещества и способам его осаждения (механическое, химическое, биогенное);<
- селективности осаждения рудообразующего материала в зонах динамических, геохимических и биохимических барьеров, зональности распределения благоприятных литофаций;
- стадийности формирования месторождений полезных ископаемых, их минерального состава в зависимости от изменения геодинамических и палеогеографических условий.
Одним из итогов построения моделей явилось понимание того, что при региональных прогнозно-минерагенических исследованиях при обосновании приоритетных рудных эпох наряду с данными об источниках рудообразующего материала, их парагенезисов не меньшего внимания заслуживают данные о строении и эволюции самих осадочных бассейнов, тех палеогеографических, геотектонических и физико-химических предпосылок, которые определяли историю формирования месторождений, минерагению конкретных структурно-вещественных комплексов. Каждый этап в рамках тектоно-седиментационных циклов формировал свой набор приоритетных морфогенетических типов осадочных бассейнов.
Наибольший интерес с позиций формирования месторождений осадочных видов полезных ископаемых представляют моря с хорошо развитой шельфовой зоной, где наиболее активно протекают процессы дифференциации вещества, селективного накопления конкретных его компонентов. Согласно расчетам А.Б.Ронова, с мелководными морями неогея связано около 71% от общего объема осадков. Особого внимания при этом заслуживают бассейны трансгрессивной стадии гумидного, жаркого и теплого климата. А.П.Лисицыным показано, что в современных условиях на долю гумидных зон приходится 88% поступающего с суши терригенного материала (из них 78% - на экваториальную гумидную зону). Характерными особенностями данного типа литогенеза являются при относительно низких скоростях осадконакопления резкое усиление роли продуктов глубокого химического выветривания пород питающей суши, накопление в конечных водоемах высокозрелых осадков, месторождений железных и марганцевых руд, бокситов, высококремнистых пород, глауконитов, фосфоритов, кварцевых песков и каолинитовых глин, четко выраженная латеральная и вертикальная зональность в их распределении.
Специфические ансамбли полезных ископаемых формировались и в других типах литогенеза: в платформенных бассейнах аридного климата и др., в бассейнах подвижных областей на разных стадиях их развития.
В связи с изложенным понятие ╚рудные эпохи╩ следует понимать более объемно: это не только этапы повышенного поступления в конечные водоемы седиментогенеза тех или иных парагенных ассоциаций рудообразующих элементов, но и этапы становления и развития конкретных морфогенетических типов бассейнов, благоприятных для селективного осаждения рудообразующего вещества и зонального его распределения, для формирования парагенезисов (ансамблей) месторождений полезных ископаемых.
Ниже приводятся примеры минерагенических (геолого-химических) моделей формирования систем полезных ископаемых в палеобассейнах различных типов.
Минерагеническая модель палеобассейна накопления терригенно-кремнистой формации
Среди осадочных формаций платформенных палеобассейнов минерагеническая модель является одной из наиболее показательных как по набору парагенных видов полезных ископаемых, так и характеру зонального их распределения. Накопление отложений формаций по времени отвечало этапам максимальных трансгрессий, теплого (субтропического) гумидного климата. Именно в условиях стабильных (вялых энейрогенических) геодинамических режимов, высоких температур и влажности происходило глубокое химическое выветривание пород питающей суши, формирование высокозрелых терригенных осадков (кварцевых песков, каолинитовой глинистой составляющей), относительное увеличение в речном стоке конечных продуктов выветривания - гидроксидов Si, AL, Fe. Важными факторами являлись состав материнских пород питающей провинции и широкое развитие кислых кристаллических пород.
Ведущими членами парагенезиса полезных ископаемых являются: кварцевые пески, диатомиты (в отдельных примерах спонголиты, силикофлагеллиты, радиоляриты), опоки, кварц-глауконитовые пески, несущие нередко промышленные горизонты желваковых фосфоритов. Селективному осаждению продуктивных осадков, их дифференциации способствовали геохимические, динамические и биохимические барьеры (рис.2).
Накопление мономинеральных кварцевых песков происходило в зоне прибрежных мелководий, примыкавших к устьям рек - фациям пляжей, баров, барьерных островов, прибрежных течений. Мощность залежей песков в отложениях древних водоемов достигает 60-70 м при протяженности до 50-60 км (палеоцен Поволжья, эоцен Средней Азии и др.). Зона накопления мономинеральных кварцевых песков (динамический барьер) ограничивается модулем крупности (средним медианным размером зерен продуктивной толщи), близким к 0,1 мм.
Непосредственно к литофациям развития кварцевых песков в латеральном профиле рассматриваемой формации примыкают литофации кремнистых пород, сложенных хорошо сохранившимися кремневыми панцирями организмов (преимущественно диатомей, в меньшей степени силикофлагеллат и др.). Отложение их происходило в участках спокойных сильно опресненных вод, тяготеющих к устьям рек. Именно здесь, в местах постоянного подтока речных вод, обогащенных растворенным кремнеземом, происходил пышный расцвет диатомовых водорослей и других организмов, которые являлись своеобразным биофильтром, ассимилирующим и переносящим в осадок растворенный кремнезем. В данной барьерной зоне имелись условия и для сохранения панцирей отмерших диатомей: рН как наддонных, так и иловых вод был близок к нейтральному, воды были сильно опресненными. Огромные массы диатомей из приустьевых участков выносились течениями в область морского бассейна с нормальными значениями солевого состава и рН вод, где скорость растворения и преобразования органогенного кремнезема существенно возрастала. В иловом осадке в стадию диагенеза происходила гелефикация первично биогенного опала, переход его в неупорядоченный опал-кристобалит и далее - ?-кристобалит. Катализатором трансформации и перераспределения опала являлось прежде всего увеличение значения рН иловых вод (геохимический барьер). Основным литологическим типом пород становятся опоки, которые сменяются далее в глубь бассейна кремнистыми глинами и карбонатно-глинисто-кремнистыми осадками.
Глауконитсодержащие пески занимают промежуточное положение между литофациальными зонами кварцевых песков и кремнистых осадков. Выделяется два генетических типа глауконита. Первый, авандельтовый, формировался в краевых, фронтальных частях дельт (седиментационно-диагенетический тип). Именно здесь, в местах смешения речных и морских вод (геохимический барьер), происходило высвобождение гидроксидов Fe, Al и Si, их совместная коагуляция (формирование зерен первичного глауконита). Как уже отмечалось, глауконито-кварцевые пески граничат с песками кварцевыми, имея с ними постоянные переходы. В сторону открытой части моря они сменяются кремнистыми и кремнисто-глинистыми осадками. Глауконито-кварцевые пески имеют сравнительно большие мощности (до 20-30 м), однако характеризуются пониженным содержанием глауконитовых зерен (обычно до 20-30%). Пески имеют хорошую сортировку, размер зерен глауконита приближается к размеру зерен терригенного кварца и обычно находится в пределах 0,05-0,15 мм. Второй тип глауконита (диагенетический) формировался в краевых, динамически спокойных участках моря, примыкавших к низменной суше. Образование и рост зерен глауконита происходил преимущественно в осадке, обогащенном окислами Fe, Al и Si. Литофациальная зона развития глауконитсодержащих песков начинается непосредственно от прибойной зоны. Размеры зерен глауконита чрезвычайно различны и нередко отличаются от размера зерен сопутствующих терригенных минералов (кварца и др.), разброс значений модулей их крупности широк, в пределах от 0,025 до 0,4-0,45 мм. Ширина зоны распространения глауконитовых осадков достигает 70-100 км. Характерны относительно меньшие мощности осадков и более высокие, чем для первого типа, содержания зерен глауконита - до 60-70% и более.
С глауконитовыми песками диагенетического типа связаны горизонты желваковых фосфоритов. Зоны фосфатонакопления прослеживаются вдоль береговой линии моря (обычно в 10-20 км от нее), оптимальными являлись фации спокойных неглубоких (глубины менее 50-100 м) участков верхней части шельфов, заливов, мелководных проливов, примыкающих к низменной суше при слабом сносе с нее терригенных материалов. Максимальное фосфатонакопление связано с осадками с модулем крупности в пределах 0,13-0,18 мм.
Описанная зональность строения терригенно-глауконито-кремнистой формации хорошо иллюстрируется литофациальной моделью, составленной для отложений палеоценового бассейна Поволжья и Прикаспия (рис.3).
Следует отметить, что в строении формационных комплексов рассматриваемого типа наблюдается и вертикальная зональность, отражающая ритмичность эпейрогенических движений платформ,
следствием чего является повторяемость в разрезе сходных по строению ритмокомплексов (отвечающих по объему свитам, ярусам). В нижней части ритмокомплексы представлены преимущественно кремнистыми породами, вверх по разрезу они сменяются глауконито-кварцевыми песками и затем хорошо отсортированными кварцевыми песками.
Терригенно-глауконито-кремнистые формации в разрезе осадочных образований фанерозоя имеют четко стратифицированные позиции, они отвечают в истории органической жизни времени бурного расцвета диатомовых водорослей, а именно позднему мелу, палеозою и эоцену. Как показано Г.А.Каледой (1966), позднемеловая эпоха знаменует начало нового этапа кремнистого осадконакопления в истории Земли - этапа формирования ╚опоковой╩ формации.
Рассмотренные закономерности строения терригенно-глауконито-кремнистой формации характерны и для мезозой-кайнозойских бассейнов других платформенных геоблоков - Западно-Сибирского, Англо-Парижского, Средне-Азиатского, Аравийского и других. Предложенную генетическую модель следует рассматривать как генерализованную схему, при сохранении принципиальных закономерностей зонального распределения литофациальных зон и связанных с ними ансамблями полезных ископаемых масштабы кремне-, глауконито-, фосфатонакопления в зависимости от геологических условий существенно варьируют.
Минерагеническая модель палеобассейна накопления терригенно-карбонатно-кремнистой формации
По характеру строения терригенно-карбонатно-кремнистая формация близка к терригенно-глауконито-кремнистой, однако в сложении ее наряду с кварцево-глауконито-кремнистыми осадками существенную роль играют мел-мергельные породы. Парагенезис связанных с ней полезных ископаемых следующий: кварцевые и кварц-глауконитовые пески, опоки и трепелы, цеолитсодержащие карбонатно-кремнистые породы, мел и мергели, фосфориты. Накопление осадков происходило в морских позднемеловых платформенных бассейнах шельфового типа в трансгрессивные фазы их развития (типичный пример - кампанские-сантонские бассейны Русской платформы). Климат был теплый, однако существенно аридизированный. В речном стоке наряду с продуктами глубокого химического разложения пород питающей провинции заметную роль играли и карбонаты. В связи с ослаблением поступления в конечные водоемы обломочного материала (по сравнению с терригенно-кремнистой формацией) масштабы накопления кварцевых песков прибрежных фаций несколько сократились, наряду с мономинеральными получили развитие и мезомиктовые из разности. В краевых приустьевых зонах активно проявлялся биогеохимический барьер. Поздний мел - это время пышного расцвета микроорганизмов с карбонатным (форамениферы и кокколитофориды) и кремневым (радиолярии, диатомеи) скелетами. При этом для накопления преимущественно кремнистых осадков (трепелов, опок) более благоприятными были динамические спокойные окраинные зоны морей, заливов с опресненными водами и близкими к нормальным значениями рН, для накопления мел-мергельных осадков - морские воды с более высокими показателями солености и рН. Меловые породы нередко занимают положение рядом с опоками и трепелами, характерны смешанные их разности (мел кремнеземистый, мергель опоковидный и т.п.), а в ряде разрезов их переслаивание (ритмосерии переслаивания). Накопление преимущественно глауконитовых, местами карбонатных и фосфоритсодержащих песков происходило в мелководных участках морей, примыкавших к низменной суше (в условиях слабого приноса с суши терригенного материала). В стадию диагенеза активно протекали процессы перераспределения вещества первичного осадка, формирования его минерального парагенезиса. В условиях высоких значений рН илового глинисто-кремнистого осадка происходила трансформация опала панцирей радиолярий и диатомей в неупорядоченный опал-кристобалит и затем в ?-кристобалит, формирование микрозернистой (глобулярной) его структуры: для отложений рассматриваемой формации характерны трепелы и опоки. В зоне развития иловых осадков, насыщенных реакционноактивными гидроксидами Si, Al и Са, при значениях рН более 8-8,5 (геохимический барьер) происходила фоновая цеолитизация - кристаллизация высококремнеземного гейландита-клиноптилолита. Статистический анализ показывает, что максимальные содержания цеолитов характерны для опок и трепелов слабо карбонатных (до 20-30%, редко и больше), к конечным членам ряда опока, трепел ?? мел оно уменьшается до нуля. Описанные закономерности в строении терригенно-кремнисто-карбонатной формации, особенности зонального распределения осадков и парагенезиса связанных с ними полезных ископаемых иллюстрируются генерализованной геолого-геохимической моделью (рис.4).
Минерагеническая модель палеобассейна накопления терригенно-туфогенно-кремнистой формации
Накопление отложений формации происходило в миогеосинклинальном палеобассейне тыловодужного прогиба в стадию активного вулканизма (рис.5). В строении ее четко проявляется как латеральная, так и вертикальная зональность в смене литофациальных комплексов.
Процесс осадконакопления протекал под влиянием орогенной деятельности, источником рудообразующего вещества являлись продукты вулканизма (преимущественно среднего и кислого), приносимого как в составе пеплового материала, так и с речным стоком и гидротермами. В окраинных мелководных зонах, прилегающих к вулканической суше (мелководных морях-заливах), шло накопление преимущественно органогенно-туфогенных осадков. Бурному развитию органической жизни (прежде всего диатомовых водорослей) способствовала обогащенность вод оксидами Si, P, Al, Са и др., нормальные и пониженные значения рН и солевого состава вод. Преобладающая ассоциация осадков - туфы (иногда обогащенные глауконитами), диатомиты, в прибрежных зонах линзы и слои лав (миоцен-плиоценовые отложения Сахалина, Камчатки и др.). Имеются примеры накопления туфогенно-фосфатно-диатомитовых осадков.
В сторону открытой более глубокой части моря, в условиях нормальной солености и рН морских вод, увеличения значения их в иловых водах характер осадков существенно менялся, возрастала интенсивность разложения пеплового материала, растворения и перераспределения кремнезема створок диатомей, происходило накопление преимущественно кремнеземисто-глинистых (смектитовых) илов.
В осадках при повышенных значениях рН иловых вод (8-9 и более) усиливался процесс разложения и преобразования пеплового материала, формирования смектитовых и цеолитовых материалов, растворения и трансформации биогенного опала в более устойчивые модификации (опал-кристобалита, кристобалита и кварца).
При этом минеральный вид цеолитов определялся составом исходных вулканогенных продуктов (см. рис.5).
В связи с высокими скоростями осадконакопления (мощностями осадочных комплексов) проявлялась существенная роль процессов катагенеза (температуры и давления) в преобразовании минерального состава. Это, в частности, нашло отражение в вертикальном зональном изменении состава кремнезема - смене с глубиной рентгеноаморфной формы первично-биогенного опала диатомей кристобалитовой (порцелланиты) и затем - микрокварцевой (шерты).
Минерагеническая модель палеобассейна накопления глинисто-карбонатной пестроцветной палыгорскитовой формации
Палыгорскитовые глины относятся к минерально-породным образованиям хемогенного и хемогенно-диагенетического типа. Промышленные залежи их связаны с формациями аридного литогенеза - глинисто-карбонатной пестроцветной и сульфатно-карбонатно-глинистой. Отложение их происходило в мелководных зонах шельфовых бассейнов (лагунах, заливах), имеющих слабые связи с водами открытого моря в условиях стабильных тектонических режимов медленных эпейрогенических движений в конечные стадии трансгрессий и начальные - регрессий. Принос рудообразующего материала осуществлялся с прилегающей пенепленизированной суши, в сложении которой широкое участие принимали высокомагнезиальные породы - доломиты, основные и ультраосновные породы.
В условиях теплого переменно-влажного климата на континенте могли образовываться латеритные коры выветривания. В пределах осадочного бассейна четко проявлялась климатическая контрастность: в зоне палыгорскитонакопления климат был жарким аридным, что в акваториях обширных мелководных пространств обусловливало интенсивное испарение морских вод, возрастание концентраций в них гидроксидов Мg. Аl, Si, а также величины рН до значений, необходимых для химического осаждения минерала палыгорскита уже в стадию седиментогенеза. Процесс палыгорскитообразования, дифференциации вещества активно продолжался в условиях илового осадка при высоких значениях щелочности иловых вод (рН > 8,5).
Нарушение равновесной физико-химической системы, благоприятной для формирования палыгорскита (изменение соотношения в водах гидроксидов Mg, Ca, Si, Al, значений рН, солености и др.), создавало условия для преимущественного отложения других парагенных типов полезных ископаемых - гипса, доломита, монтмориллонитовых и опоковидных глин, образования конкреций кремня, зональной смене литофаций. Генерализованная геолого-геохимическая (минерагеническая) модель палыгорскитонакопления и связанного с ним парагенного комплекса полезных ископаемых (составленная по материалам И.И.Зайнуллина) представлена на рис.6.
Как правило, в пределах продуктивной толщи пласты и линзы палыгорскитовых глин мощностью до 5-7 м залегают совместно (имеют литологические переходы) с магнезиальными разностями монтмориллонитовых глин (последние больше тяготеют к фациям открытого моря), а также с доломитами и силицитами, которые нередко образуют линзочки, конкреции стяжения в глинистой массе. Это можно видеть на примере литофациальной модели пестроцветной глинисто-карбонатной формации нижнего-среднего карбона (рис.7).
Источником рудообразующего вещества являлись породы Ветреного пояса Балтийского щита, северного крыла Воронежской антиклизы, доломиты Главного девонского поля. Как показано И.И.Зайнуллиным, близкими по строению (но имеющими свою специфику) литологические профили характеризуются формации других провинций: сульфатно-карбонатно-глинистой палеогена Ферганской впадины, карбонатно-глинистой сероцветной миоцена Черкасской впадины и др.
Минерагеническая модель палеобассейна накопления карбонатно-терригенной красноцветной и пестроцветной асбестоносной формации
В отличие от описанных выше примеров рудообразующие процессы при формировании асбестовой минерализации активно протекали в стадию эпигенеза. Рудовмещающими и рудоносными (родусит и крокидолит) являлись пестроцветные и красноцветные верхнемолассовые карбонатно-терригенные формации, отложение которых происходило в бассейнах наложенных орогенных впадин на окраинах континентов и микроконтинентов, в зонах их столкновения с океаническими блоками (на фоне преобладающего сжатия). Благоприятными для асбестообразования являлись водоемы прибрежных равнин, приморских лагун и лагунно-морские, развивавшихся в условиях аридного литогенеза.
Источником рудообразующего материала служили коры выветривания континентов и микроконтинентов, в сложении которых широкое участие принимали мафитовые и ультрамафитовые породы. Продукты разрушения их (терригенные и хемогенные) создавали необходимый фон первичного осадка (обогащенного реакционноактивными гидроксидами Fe, Mg и др.), благоприятный для образования асбестового волокна (подготовительная стадия). Процесс преобразования осадка с образованием скоплений амфиболов, по которому в последующем формировалось волокно асбеста, связан уже со стадией эпигенеза (диагенеза и катагенеза). Образование месторождений собственно асбеста (родусит, крокидолит) происходило в заключительную стадию орогенного развития в зонах мелкой складчатости в условиях раннего регионального метаморфизма. При этом асбест обычно составляет 1/10-1/30 часть всего амфибола, развитого на месторождении. Процесс асбестообразования, по нашему мнению, следует относить к автогенным орогенно-регенерационным системам, по смысловому значению они наиболее близки к выделенным А.И.Кривцовым седиментогенно-гидрогенным и метаморфогенно-седиментационным системам.
Положение родуситоносных литофаций, их взаимоотношения с вмещающими комплексами хорошо иллюстрируются литофациальной моделью нижнепермской формации Кумолинской геосинклинали Джезказганской минерагенической провинции (рис.8). Рудоносным является песчано-аргиллито-мергелистый комплекс.В сторону открытой части моря он сменяется преимущественно мергелистой ассоциацией, родуситовая минерализация сходит на нет. Минерагения собственно орогенных комплексов рассматриваемой системы кроме асбеста характеризуется наличием месторождений медистых песчаников.
В рамках геолого-минерагенической провинции в целом ансамбль парагенных видов полезных ископаемых более широк. С асбестоносной формацией также тесно связаны соленосные формации и формации с месторождениями антофиллит и хризотил-асбеста, более удаленные рудные формации свинца и цинка, флюорита, молибдена, вольфрама и олова. Это можно проиллюстрировать примером модели геолого-минерагенической провинции с крупными месторождениями асбеста (рис.9).
О минерагенических моделях солеродных палеобассейнов
Говоря о формациях аридного литогенеза нельзя обойти и проблему соленакопления. Именно в ряду соленосных формаций наиболее четко прослеживаются закономерности дифференциации солей, зонального распределения различных минеральных их типов. Геолого-геохимические и гидрохимические модели соленакопления достаточно подробно рассмотрены в работах М.Г.Валяшко, С.М.Кореневского, М.А.Жаркова, И.Н.Тихвинского, Ю.В.Баталина, А.А.Озола и др.
Показано, что солевой состав формировался как за счет морских, так и континентальных вод. В общем плане океанические (и типично морские) воды на протяжении фанерозоя были сульфатно-хлоридными (сульфатно-магниевые по М.Г.Валяшко), тогда как гидрохимический облик материковых вод (поверхностных и подземных) характеризовался широким диапазоном: содовые (карбонатно-натриевые), сульфатные (сульфатно-натриевые) и хлоридные (хлоридно-кальциевые).
Минеральный состав и этапность отложения солей в солеродных бассейнах, уровень их ╚зрелости╩ определялись аридной климатической обстановкой, в соответствии с возрастанием солености вод в осадок выпадали все более растворимые соли. Идеальная схема предполагает следующую последовательность осаждения солей: гипс-галит-сильвин-карналлит-бишофит.
Примеры зонального распределения солей как в латеральном, так и вертикальном ряду можно проиллюстрировать литофациальными и геолого-геохимическими моделями (карналлитовый подтип), составленными И.Н.Тихвинским для Восточно-Европейского артинско-кунгурского бассейна соленакопления (рис.10, 11).
Геолого-геохимические модели парагенных систем полезных ископаемых, аналогичные описанным, характерны и для ряда других формационных комплексов как платформенных, так и складчатых геоблоков, в частности, баритоносных формаций вулканогенно-кремнистого ряда венда - карбона (кремнисто-сланцевой, яшмовой и отдаленно - кремнистой), древних и молодых магнезитоносных терригенно-доломитовых формаций миогеосинклинальных и внутриконтинентальных бассейнов и др.
Вместе с тем нельзя не сказать и о том, что при модельных построениях по многим видам полезных ископаемых мы находимся еще в стадии накопления необходимой геологической информации, недостаток которой нередко приводит к разбросу мнений при трактовке роли тех или иных фактов, определявших направленность процессов формирования продуктивных комплексов. В качестве примера можно привести проблему фосфатонакопления, особенно реконструкцию генезиса микрозернистых фосфоритов. Так, например, для месторождений каратаусского типа предложено по крайней мере 6 геолого-генетических моделей фосфатонакопления. Э.А.Егановым (1983) обоснована модель, основанная на признании исключительной роли апвеллинга в приносе фосфатного вещества из глубоких вод в зоны фосфатонакопления.
Т.Д.Джумалиев и др. (1984) считают, что накопление фосфоритов, фтанитов и спонголитов происходило в унаследованном от рифея-венда мелководном море-заливе, в зоне апвеллинга, а источником фосфатного вещества могли быть гидротермы подводных оснований вулканитов.
По В.Н.Холодову (1967), формирование пластовых фосфоритов осуществлялось не в едином бассейне, а в системе проливообразных морских бассейнов, частично изолированных друг от друга. Он принимает идею множества апвеллингов.
А.А.Краснов и В.Л.Романов (1991) при разработке модели фосфатонакопления основывались на идее динамического апвеллинга, подразумевающего существование глубинных течений и устойчивых поверхностных противотечений, обеспечивающих постоянный подток в зоны фотосинтеза биогенного материала и его осаждения.
М.М.Язмиром (1990) предложена эколого-геохимическая модель, необходимым элементом которой рассматриваются промежуточные бассейны - накопителя фосфора; принос вещества в зоны фосфатонакопления происходит по схеме динамического апвеллинга, важную роль в которой играют гиперсоленые воды. Наконец, В.Г.Холодовым и Р.К.Пауль в последних разработках (1996) предложена новая биохимическая модель фосфоритообразования, где основная роль отводится процессам сероводородной экспансии иловых вод в наддонную кислородную зону, что вызывало катастрофическую гибель бактериально-растительных сообществ с замещением в последующем фосфатом бактериально-водорослевых частиц.
В заключение, хотелось бы подчеркнуть, что рассматриваемое направление исследований - разработка геолого-генетических моделей рудообразующих систем осадочных палеобассейнов, несомненно, является прогрессивным, оно отвечает современным задачам прогнозно-минерагенического анализа.
Имеющиеся научно-аналитические данные свидетельствуют о том, что уже на основе общих глобальных закономерностей циклического, поступательного развития стратисферы Земли в разрезах тектоно-седиментационных комплексов мы можем четко обозначить временные этапы (уровни), приоритетные для развития тех или иных морфогенетических и минерагенических типов седиментационных бассейнов. Реконструируя структурно-тектонические позиции этих бассейнов, геодинамические режимы их развития, масштабы возможных источников поступления рудообразующего материала и других определяющих элементов геолого-генетического моделирования, мы можем реконструировать и положение литофациальных зон, благоприятных для формирования парагенезисов ╚полезных ископаемых╩ (фосфатных шельфов, тупиковых солеродных бассейнов, бассейнов-ловушек тонкодисперсного глинистого и органогенного материала и т.д.).
|