|
 Летников Феликс Артемьевич в 1953г. окончил Щукинский горно-металлургический техникум, в 1961 году - Всесоюзный заочный политехнический институт, доктор геолого-минералогических наук, профессор, действительный член Российской Академии наук. Заведующий лабораторией петрологии и рудогенеза Института земной коры СО РАН, зав. Кафедрой Иркутского госуниверситета. Специалист в области петрологии, геохимии, рудогенеза, экспериментальной и физико-химической петрологии. Последние годы занимается проблемами синергетики геологических систем. Автор более250 научных публикаций, в том числе 16 монографий. Среди них: "Избранные потенциалы образования минералов и применение их в геохимии" (1965), "Гранитоиды глыбовых областей" (1975), "Флюидный режим термоградиентных систем" (1985), "Синергетика геологических систем" (1992).
Ф.А. Летников
ФЛЮИДНЫЕ ФАЦИИ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ЛИТОСФЕРЫ
И ПРОБЛЕМЫ РУДООБРАЗОВАНИя.
Разум мой! Уродцы эти -
Только вымысел и бред.
Только вымысел, мечтанье,
Сонной мысли колыханье,
Безутешное страданье, -
То, чего на свете нет.
Николай Заболоцкий
Введение.
Все процессы формирования минералов, горных пород и руд протекают при активном участии флюидов. Зачастую флюидные системы являются средой минералообразования. Уникальность флюидных систем литосферы заключается в функциональном многообразии их свойств: флюиды концентрируют различные элементы в широком диапазоне изменения физико-химических параметров систем, переносят их на значительные расстояния, являются той средой, в которой происходит смена форм переноса, в определенных условиях активно взаимодействуют с горными породами и изменяют их. И самое главное - огромное число рудных месторождений образуются только за счет выделения минералов из флюидов (31).
В еще большей мере роль флюидов возрастает в приповерхностных частях литосферы - в процессах гипергенеза, диагенеза и катагенеза. Метаморфизм протекает при активном участии флюидов, физико-химические свойства которых зачастую определяют и составы минеральных парагенезисов.
Поскольку существование собственно водных растворов возможно только в самых верхних горизонтах земной коры, то в своей преобладающей массе флюиды представляют собой не растворы, а газовые смеси, где Н2О находится в газообразном состоянии. Поэтому все явления флюидного тепло- и массопереноса по разрезу литосферы протекают в существенно газовых средах. Одной из замечательных особенностей газовых смесей является их сжимаемость. С глубиной происходит одновременный рост Т и Р. Увеличение Т приводит к росту объема газа, а рост Р - к его сжижению. Противоборство этих двух тенденций, учитывается по соответствующим уравнениям состояния, по которым происходит расчет объема газа и его термодинамических свойств при фиксированных Т и Р. Водно-газовый или чисто газовый флюид является универсальным теплоносителем, накапливая тепло и химическую энергию в недрах литосферы, и перенося ее к поверхности Земли. И если жидкий водный флюид практически несжимаем, то газовые смеси могут быть сжаты до высоких плотностей, когда в небольшом объеме сжатого газа будет заключено значительное количество тепловой энергии. Поэтому наиболее глубинные флюиды переносят к поверхности планеты наибольшее количество тепловой энергии. В силу этого обстоятельства именно глубинные флюиды являются хранителем эндогенной тепловой энергии Земли, которая многократно превосходит суммарную энергию радиоактивного распада.
Понимание роли флюидов в эндогенных процессах привело меня в 1970 году к созданию многолетней и многоцелевой программы "Флюидный режим эндогенных процессов литосферы", над выполнением которой вот уже почти 30 лет работает лаборатория петрологии и рудогенеза института земной коры СО РАН. Сотрудники лаборатории совместно с коллегами из других научных центров России и бывшего Советского Союза, работая по этой программе, решили ряд задач фундаментального характера. Результаты этих исследований изложены в 17 монографиях серии "Флюидный режим" и многочисленных статьях. В данной статье излагаются в основном идеи и результаты, полученные автором, там, где в работе принимали участие сотрудники лаборатории, это сопровождается соответствующими ссылками.
Терминология.
Флюид- существенно водная, водно-газовая, паровая или газовая среда, состоящая из компонентов флюида в соединении с петрогенными, рудными и иными элементами, заключенная или переносимая в массе горных пород литосферы.
Флюидная система- единая и целостная совокупность флюидных компонентов, представляющих стационарную систему, характеризуемую граничными физико-химическими параметрами.
Флюидный режим - совокупность физико-химических параметров, характеризующих состояние флюидных систем.
Методы исследования.
1. Для определения состава флюидных компонентов, заключенных в минералах, рудах и горных породах в нашей лаборатории была разработана методика газового хроматографического анализа для определения Н2О, СО2, СО, СР4, Н2, N2, Н2S (16, 19). Отбор образцов для анализа (весом 0.3-0.5 кг) сопровождался тщательным просмотром шлифов, чтобы исключить образцы, затронутые более поздними регрессивными процессами (зеленокаменные изменения, автометасоматоз, наложенные метасоматические и гидротермальные изменения, тектоническое воздействие, гипергенез и т.д.). В случае наличия карбонатов и гидратсодержащих фаз проводился термический анализ пород, чтобы установить начальные температуры разложения этих минералов и в случае необходимости учесть это при дальнейшем анализе. После дробления пробы отбиралась 5 г навеска при крупности материала 0.5-0.25 мм. Более тонкое дробление приводит к частичной потере флюидной фазы и спеканию частиц породы при ее нагревании. Навеска в 5 г является оптимальной, снижение веса ниже 5 г делает пробу непредставительной. Подготовка проб к анализу заключается в высушивании проб при Т - 120-150╟С для удаления сорбированной Н2О и других газовых компонентов. После этого проба загружается в реактор из кварцевого стекла, который помещается в горизонтальную печь. В основе применяемого нами метода лежит определение валового состава остаточного флюида, законсервированного в составе минералов и горных пород. Суть методики заключается в удалении компонентов флюида из твердой фазы путем ее нагрева в потоке гелия, который выносит выделившиеся газы и пары Н2О в холодную зону, чтобы свести к минимуму реакции между компонентами флюида и твердой фазой. Именно непрерывная продувка реактора гелием ведет к более полному извлечению флюида из породы, уменьшая вероятность возможного взаимодействия газов между собой и с породой и, самое главное, избыточное давление гелия (~1 атм.) обеспечивает герметичность всей системы, препятствуя подсосу воздуха в систему (16). Эта методика была апробирована на природных и экспериментальных образцах и показала высокую эффективность метода для широкого спектра природных образований (22). В каждом конкретном случае особенности химического и минерального состава породы определяют режим нагрева пробы. С одной стороны, это нижняя граница термической устойчивости слагающих ее фаз (гидратсодержащие минералы, карбонаты, сульфаты и т.д.), с другой - субсолидусные температуры конкретных силикатных систем, ибо появление мельчайших капель силикатного расплава приводит к поглощению ими части флюида и искажению результатов анализа. Для анализа выделившихся компонентов использовался хроматограф марки ЛХМ-8 МД. Вероятная относительная погрешность анализа для базальтов при Т = 900╟С: Н2О - 9, СО2 - 2, СО - 10, СН4 - 14, Н2 - 12%; для гранитов - Н2О - 16, СО2 - 14, СО - 9, СН4 - 15, Н2 - 12% и т.д. (16).
Разработанная нами методика с успехом использовалась в других лабораториях и подтвердила свою надежность при высокой экспрессности анализа.
2. Экспериментальные исследования с флюидно-силикатными системами проводились в автоклавах, на установке высокого давления УВД-10000 и в бомбах высокого газового давления (17). Особое место в наших экспериментах занимали эксперименты в термоградиентных системах (18) и режимах с обострением - резкого выведения флюидно-силикатных равновесных систем в неравновесное состояние с разными режимами декомпрессии (26), что позволило с принципиально новых позиций оценить процесс отделения флюидной фазы от расплавов и явления самоорганизации в этих системах (27).
3. Физико-химическое моделирование на ЭВМ позволило выйти на принципиально иной уровень изучения сложных по составу мультисистем, в полной мере адекватных их природным аналогам. Имеющийся в лаборатории банк данных согласованных термодинамических констант минералов, расплавов, газов, воды, простых и сложных химических соединений (6) позволил решать самые сложные задачи с большим числом независимых компонентов в широком интервале Т и Р. Особенно плодотворным оказалось комбинирование экспериментальных и расчетных моделей, что позволило решать и некоторые задачи кинетики и макрокинетики.
Весьма плодотворным оказался синергетический подход к анализу природных открытых неравновесных динамических систем (24). Именно с позиций синергетики удалось выявить процессы самоорганизации в магматических флюидных системах (27) и для каждого конкретного случая определить управляющие параметры процесса (моды).
Сочетание перечисленных выше методов позволило выйти на принципиально новые решения по широкому спектру проблем от понимания закономерностей развития процессов формирования литосферы в геологической истории Земли, до объяснения явлений, протекающих в локальных объемах природных неравновесных систем.
Флюидная модель формирования континентальной литосферы.
В основе всех геологических концепций о развитии Земли как космического тела лежат представления о дегазации и выносе из недр в верхние горизонты литосферы и за ее пределы огромных масс вещества. Не вызывает возражений и тезис о том, что этот процесс во временном интервале от раннего архея и поныне постепенно затухает, когда не только снижается общий массоперенос из недр планеты, но меняется и сам характер дегазации. Если в архее она носила площадной характер, в протерозое - ареально-линейный, то в фанерозое это дискретно-линейный тип дегазации планеты. Соответственно, в архее явления гранитизации и метаморфизма захватывали огромные пространства, в протерозое они сузились до отдельных протяженных поясов, то в фанерозое это преимущественно линейно-дискретные системы с гранито-гнейсовыми куполами на пересечении зон глубинных разломов и метаморфическими поясами вдоль зон глубинных разломов или зональными метаморфическими комплексами вокруг куполов.
Результатом дегазации внешней оболочки мантии является трехслойная модель континентальной литосферы: гранитогнейсовый слой - истощенная мантия - астеносфера.
Как следует из экспериментальных данных (2, 3, 33) при высоких Т и Р, характерных для верхней мантии происходит обогащение сосуществующих флюидов SiО2, К и Nа, что подтвердило вывод Д.С.Коржинского (12) и Ю.А.Кузнецова (14) о мантийной природе гранитизирующих флюидов. Если учесть, что вместе с Si, К, Nа из мантии выносятся и флюидные компоненты, то это должно приводить к повышению Т солидуса мантийной матрицы и переводу ее в твердую литосферу. Таким образом, длительный процесс привноса в земную кору из мантии кремнезема, щелочей, флюидов и некогерентных элементов должен приводить к ее истощению по этим компонентам и кристаллизации пород, из которых эти компоненты выносились.
Так формируется мантийная часть литосферы. Длительное развитие процесса приводит к увеличению мощности гранитогнейсового слоя (20).
Судя по многочисленным экспериментальным данным и петрологическим концепциям, наличие зоны низких скоростей в основании литосферы обусловлено частичным плавлением ультраосновных пород. Поскольку Т солидуса горных пород в изобарно-изотермических условиях зависит от содержания флюидной фазы (особенно Н2О, F, В, Вr, а также щелочей), то, исходя из рассмотренной выше флюидной модели формирования литосферы, вполне определенно можно говорить о флюидной природе астеносферного слоя, подстилающего литосферные блоки. Так Уиндли и Девис (34) на основании изучения архейского вулканизма в поясе Абитаби пришли к выводу, что 2.7-2.8 млрд. лет назад толщина литосферы достигала 80-90 км, примерно в два раза меньше мощности современной литосферы. Исходя из этих данных, и полагая, что астеносферный слой имеет в основном флюидную природу, отступление его верхней границы обусловлено дегазацией Земли и "осушением" мантийного субстрата за счет выноса флюидных и ряда петрогенных компонентов в верхние горизонты литосферы. Таким образом, на основе положения верхней границы астеносферного слоя и его мощности можно говорить об относительной древности такого литосферного блока - уровне его зрелости, как геодинамической тектонической единицы (рис. 1).
В этом плане представляется интересным сопоставление мощностей лито- и астеносферы с возрастом литосферы. С учетом геофизической информации, полученной посредством сейсмологических исследований и МТЗ, были установлены основные физические свойства вещества астеносферы до глубины 300 км. Поскольку количество надежных натурных определений мощности лито- и астеносферы ограничено, то для вычислений можно использовать достаточно тесные коррелятивные связи между этими величинами и мощностью теплового потока. Сопоставление данных по мощности сейсмической литосферы, сейсмической астеносферы с плотностью глубинного теплового потока позволило определить характер эмпирических зависимостей между названными величинами (20). Из анализа уравнений следует, что с увеличением толщины литосферы мощность астеносферы уменьшается. Полученные расчетным путем зависимости находятся в хорошем соответствии с рассмотренной выше моделью эволюции Земли и флюидной природой астеносферного слоя. Действительно, вынос в земную кору из мантии флюидных и некогерентных компонентов должен приводить к ее истощению по этим компонентам и к кристаллизации пород, из которых данные компоненты выносились. В итоге это обусловит увеличение мощности литосферы и отступление вглубь верхней границы астеносферы при уменьшении ее мощности. С другой стороны, поскольку растворимость (содержание) флюидных компонентов в твердой породе значительно ниже, чем в эквивалентном ей расплаве, перед фронтом кристаллизации должна нарастать концентрация флюидных и некогерентных элементов. Чем длительнее этот процесс, и чем меньше мощность астеносферы, тем она богаче флюидными и некогерентными элементами. В отношении рудогенерирующей способности астеносферного слоя существует прямая зависимость: чем астеносфера древнее, тем она богаче рудными, флюидными и некогерентными элементами. Из эволюционной схемы флюидного режима Земли, рассмотренной выше, видно, что астеносфера архейского возраста будет наиболее богата соединениями углерода, щелочей, широкого спектра рудных компонентов и флюиды в ней будут наиболее восстановлены.
Исходя из рассмотренных зависимостей, мы вводим понятие о зрелости литосферы, определяемое интенсивностью и длительностью эндогенной дебазификации ее верхней части, фиксируемой, как гранитогнейсовая кора, степенью истощения мантии ниже поверхности Мохо и (как следствие этого процесса) обратным соотношением мощностей лито- и астеносферы (20). Соответственно, выделены три уровня зрелости литосферы, соотнесенные с ее возрастом (рис. 1). Зрелая литосфера характеризует архейские кратоны. Ей свойственны максимальные мощности гранитогнейсового слоя и мантийной литосферы и минимальные мощности астеносферы. Флюиды астеносферы существенно восстановлены, обогащены углеродом и рудными компонентами. Литосферы более низких уровней зрелости, фиксируемые для протерозойских и фанерозойских блоков, отличаются меньшими мощностями гранитогнейсового слоя и мантийной части литосферы. В их пределах астеносфера имеет значительно большую мощность, флюиды в ней более окислены с преобладанием водорода над углеродом и обогащены, хотя и в меньшей мере, некогерентными рудными компонентами.
Особое значение в этом плане приобретает реставрация древних геологических обстановок с целью определения степени зрелости литосферных блоков на тот или иной период геологического времени. Это обстоятельство в итоге и определяет развитие магматизма, метаморфизма, метасоматических явлений и, самое главное - рудоносность коры.
Анализ геологии архейских щитов подтверждает, что уже в архее существовали блоки высокой зрелости с мощной гранитогнейсовой корой. Поскольку подстилающая такие блоки в малой степени истощенная астеносфера была достаточно мощной и залегала сравнительно неглубоко, то она питала магматические очаги в надастеносферном слое и тектонические зоны, рассекающие литосферу. В итоге это обусловило исключительно высокую рудоносность архейских щитов и разнообразие месторождений полезных ископаемых.
Суть выявленной зависимости заключается в том, что зоны гранитизации длительное время истощают определенный уровень литосферы по SiО2, Н2О, К, Nа, рудным и летучим компонентам. За счет потери всех этих компонентов, снижающих Т солидуса любых расплавов, осуществляется полная кристаллизация пород мантии и переход ее в литосферу, под которой находится неистощенный астеносферный слой. Наращивание литосферы создает условия для проникновения последующих более молодых разломов на эти уровни, их высокой последующей флюидизации с широким развитием метасоматитов, мелких очагов плавления и, как правило, высокой рудоносностью. Приняв такую схему, мы приходим, на первый взгляд, к несколько парадоксальному выводу о низкой рудной продуктивности самих гранитогнейсовых куполов, за исключением тех, в которых не проявлены более поздние процессы, обусловленные заложением зон активизации, дренирующих астеносферный слой конкретного литосферного блока.
Если исходить из рассмотренной выше модели формирования астеносферного слоя, то очевидна тенденция обогащения его флюидными, многими рудными и некогерентными элементами. Верхняя мантия будет обеднена этими компонентами за счет выноса их в земную кору. Иными словами, между двумя обогащенными зонами (астеносферой и корой) располагается истощенный слой верхней мантии (рис. 1). При этом ясно, что чем древнее астеносфера, тем раньше она начала формироваться, и чем меньше ее мощность, тем она должна быть более обогащенной флюидными (углеродными) и некогерентными элементами. Исходя из петрологических построений и наличия высокобарных минералов, общепринятой считается точка зрения о формировании кимберлитовых, карбонатитовых и ультраосновных-щелочных магм на максимальных глубинах литосферы - от 120 до 200 км. В результате обогащения расплавов флюидными компонентами, особенно СО2, СН4, СО и Н2, их можно рассматривать как производные астеносферного слоя (особенно кимберлиты). В литературе уже не раз обращалось внимание на аномально высокие концентрации многих рудных компонентов в кимберлитах и ультраосновных-щелочных породах, количество их в ультраосновных породах выше, чем в гранитах.
Результаты сопоставления подтверждают развиваемый нами тезис об обогащении наиболее глубоко залегающего, древнейшего астеносферного слоя, ибо кимберлитовые магмы генерировались в основании архейских литосферных плит. Отсюда становится понятной тесная приуроченность многих месторождений к древним консолидированным блокам земной коры, когда возраст оруденения изменяется о протерозойского до мезозойского. С высокой долей уверенности можно полагать, что флюидные рудоносные системы, сформировавшие эти месторождения, генерировались в астеносферном слое и поступали в верхние горизонты литосферы по глубинным разломам.
Сопоставление данных по петрологии, флюидной геохимии и глубинной геофизике позволяет сделать вывод о том, что под блоками со зрелой литосферой находится астеносферный слой, в котором захоронены наиболее древние, возможно, архейские флюидные системы с высокими уровнями восстановленности флюидов и минимальными отношениями Н/С. В силу этого обстоятельства магматические системы, возникающие на их основе и проникающие по разломам в верхние горизонты земной коры, имеют специфический состав и флюидные параметры, во многом сближающие их с породами архейского этапа формирования земной коры. Сюда в первую очередь можно отнести кимберлиты, карбонатиты, ультраосновные-щелочные породы и зоны регионального К-Si метасоматоза, характеризуемые нередко восстановленным флюидным режимом, широким набором и значительной концентрацией некогерентных элементов.
Флюидные фации литосферы.
Поскольку глубинный флюид является универсальным теплоносителем, то следы воздействия флюидов на породы земной коры и верхней мантии фиксируются однозначно, проявляясь в виде магматических и вулканических явлений, процессов гранитизации и метаморфизма, метасоматических изменений, выполнения минеральными агрегатами трещин и тектонических зон.
По масштабам проявления и по энергоемкости в первом приближении флюидные системы литосферы можно разделить в порядке их иерархической соподчиненности.
Гиперсистемы - на самых ранних стадиях развития Земли и переходе от космической к планетарной стадии развития вся планета в целом. Гетерогенизация планеты на континенты и океаны, литосферные плиты и крупные тектонические блоки привела к распаду первичной планетарной гиперсистемы и обособлению отдельных гиперсистем в пределах существующих геологических таксономических единиц. В рассматриваемой нами модели это гиперсистемы с астеносферными слоями под истощенной мантийной литосферой.
Параметры гиперсистем: размеры - сотни и тысячи километров по латерали; глубина расположения в недрах планеты; в океанах - первые десятки километров, на континентах - от 80 до 200 км; длительность существования - под древними кратонами - миллиарды, под фанерозойскими и более молодыми плитами - сотни миллионов лет.
Источники энергии - внутренние сферы планеты, энергия запасенная флюидными системами, фазовые переходы. Запасы энергии эквивалентны запасам тепловой и химической энергии флюидно-сисликатных систем в конкретной физико-химической обстановке.
Лимитирующие факторы, влияющие на существование гиперсистем - истощение питающего астеносферного слоя, общее снижение теплового потока к поверхности Земли во временном интервале от архея до кайнозоя.
Мегасистемы локализуются в истощенной мантии или коре и могут быть рассмотрены как совокупность флюидов и силикатных матриц, формирующихся в единой геодинамической обстановке. Мегасистемы обычно являются сателлитами гиперсистем, но функционируют под воздействием сходных управляющих параметров (мод). Размеры мегасистем обычно десятки и первые сотни километров по латерали или протяженность в пределах линейно-дискретных зон. Это может быть метаморфический пояс, гранитогнейсовый вал, островная дуга или внутрикратонный вулканический пояс, зона глубинного разлома в ранге линеаментов. Линейная протяженность мегасистем может достигать нескольких десятков и сотен, до тысячи километров, при ширине до нескольких десятков километров, реже - первых сотен. К последним могут быть отнесены шовные зоны, системы разломов, имевшие общепланетарный характер. Источник энергии для мегасистем - глубинные флюидные системы, ибо возникновение, длительность существования и состав флюидных мегасистем, в первую очередь, определяется энергетическим потенциалом тех флюидов, которые поступают в мегасистему из нижних уровней лито- и астеносферы, дренируемых флюидовыводящими разломами.
Мезосистема - это флюидная система, находящаяся в фиксированном агрегативном состоянии, и формирующаяся в физико-химических параметрах континентальной стационарной системы. Размерность мезосистемы зависит от конкретных условий и может варьировать в значительных масштабах, от нескольких километров до десятков метров. Это может быть магматическая камера или трещинная зона, заполненная флюидом; эндоконтактовая фация интрузива или серия осадочных пород близкого состава, подвергшихся метаморфизму; флюидная система локализованная в свободном объеме породы и т.д.
Границы мезосистемы будут в одних случаях определяться поверхностями фазового раздела, например, контакт магматического расплава с вышележащими породами, который соответствует одновременно и границе смены физико-химических условий. Более сложная ситуация возникает, когда границы флюидной мезосистемы приходится проводить в гомогенной агрегативной среде по смене минеральных парагенезисов. Например, метаморфический пояс, представляющий мегасистему, разбивается на ряд мезосистем градуированных по парагенезисам амфиболитовой, эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций метаморфизма.
Длительно функционирующие мезосистемы тесно связаны с мегасистемами потоковыми и транзитными каналами, подводящими флюиды из более глубинных уровней литосферы.
Имея информацию о строении кратонов и распределении Т и Р на глубину, и учитывая проявление мантийного магматизма в мезозое по всему земному шару - Сибирская платформа, Индостан, Африка, очевидно, что очаги плавления высокожелезистых толеитовых расплавов не могли возникнуть за счет только внутреннего тепла литосферы, соотнесенного к геотерме. Абсолютно ясно, что, например, массовое выплавление траппов могло происходить только под воздействием импульса суперглубинного высокоэнергетического флюида, соотносимого с понятием плюмов, отделяющихся от земного ядра (5). Пульсационный механизм отделения такого суперглубинного флюида возвращает нас к идеям о гидридном или металлическом строении ядра Земли, откуда отделяются потоки водорода (1). Иными словами, исходя из геологических фактов мы неизбежно приходим к выводу о том, что наряду с флюидными гиперсистемами соотнесенными с астеносферным слоем литосферы, существуют высокоплотные суперфлюидные системы с аномально высокими температурами, предположительно отделяющиеся от ядра Земли. При их внедрении в литосферу происходит массовое ареальное выплавление базальтоидных магм (траппы Сибирской платформы) или столь же масштабное плавление гранитогнейсового слоя (Паннонский бассейн). В этом случае флюидные гипер- и мегасистемы литосферы начинают играть подчиненную роль, их энергетический потенциал неизмеримо ниже по сравнению с потоками суперфлюидов.
Развитие петрологии базировалось на представлениях о том, что величина литостатического давления, соотносимого с общим давлением (Робщ или Рs) всегда больше давления порового флюида (Рфл), когда Рs>Рфл. На наш взгляд это положение требует серьезных корректировок, когда мы переходим к собственно флюидным системам. Действительно, флюид может перемещаться только по вектору снижения Р и Т, ибо градиенты ?Р и ?Т являются движущей силой переноса. И действительно, даже на поверхности Земли в фумаролах, гейзерах, восходящих подземных потоках флюидное давление выше давления вмещающих пород, и чем значительнее эта разница - тем больше давление во флюиде и интенсивнее флюидный массоперенос. Таким образом, очевидно, что в восходящих флюидных потоках Рфл>Рs.
В геологическом аспекте о зрелости литосферных блоков можно судить по характеру эндогенных процессов, проявленных в земной коре. Действительно, вынос в земную кору из мантии флюидных и некогерентных элементов должен приводить к кристаллизации пород, из которых упомянутые компоненты выносились. Все это должно обусловить увеличение мощности литосферы и отступление вглубь верхней границы астеносферы при уменьшении ее мощности. Отступление астеносферы на глубину обуславливает повышение жесткости надастеносферного слоя, переход его в тектоносферу и обеспечивает увеличение глубины проникновения более поздних разломов на нижние горизонты литосферных блоков - до ее астеносферы. По мере увеличения мощности тектоносферы мантийный магматизм будет развиваться в ряду: толеитовые базальты, трахибазальты, ультраосновные и ультраосновные - щелочные породы, карбонатиты, кимберлиты.
Наиболее древние и глубоко погребенные в астеносферном слое под архейскими плитами флюидные системы с высоким содержанием углерода, где C>H, это - C-системы (рис. 2). Самые молодые и залегающие на сравнительно небольших глубинах флюидные системы, в которых H>C, это H-системы. Интересно, что даже по фрагментарным данным такая же зависимость отмечается и для океанической литосферы. Так, сопоставление флюидных анализов толеитовых базальтов ложа Атлантического океана (образцы Г.С. Харина) и щелочных базальтов островов Гран-Канария и Св. Елена (образцы Л.Н. Когарко) отчетливо указывает на обогащение последних углеродом при общей высокой щелочности пород. Поскольку острова размещаются на более зрелой океанической коре, то аналогия с направленностью процессов на континентальной литосфере очевидна.
С выделением в литосфере C- и H-флюидных систем соответственно выделяются C- и H-дренирующие их глубинные зоны повышенной проницаемости, относимые иногда к глубинным разломам. Высокая флюидопроводимость таких зон несомненна, и их дренирующая по отношению к астеносфере роль очевидна. C-структуры характеризуются широким развитием углеродсодержащих минералов - карбонатов, графита, карбидов, алмазов, углеродсодержащих газов. Им отвечают зоны, вмещающие массивы кимберлитов, карбонатитов, ультраосновных щелочных пород, с широко проявленными явлениями карбонатизации, графитизации и битумизации пород различного состава. К таким структурам обычно тяготеют месторождения алмазов, редких, благородных и цветных металлов. H-структуры характеризуются высокой активностью H2O и широким развитием водородсодержащих минералов - амфиболов, слюд и других гидросиликатов. Эти структуры контролируют размещение зон гранитизации, амфиболизации, ослюденения и других типов метасоматоза. С ними связано подавляющее число рудных гидротермальных или метаморфогенно-метасоматических месторождений.
Особое положение занимают C-H-структуры, контролирующие размещение скоплений углеводородов. К сожалению, о флюидном режиме их у нас мало аналитических данных, и вопрос о генетической природе этих структур требует своего решения.
На общем фоне приуроченности флюидных фаций к определенным горизонтам литосферы наиболее сложная ситуация складывается в самых верхних горизонтах земной коры, где широко развиты метасоматические процессы, а степень взаимодействия эндогенных флюидов с вмещающими породами и поровыми растворами в разнообразных трещинных системах многократно возрастает. Для распознавания природы исходных флюидных фаций в этом случае необходимо проводить детальные петролого-геохимические исследования с широким привлечением данных по геохимии изотопов.
Если рассматривать в глобальном масштабе проблемы генезиса рудоносных систем в литосфере, то следует признать, что трехслойная модель континентальной литосферы и широкий Р-Т диапазон генерации флюидов до глубин 200 и более километров требует в каждом случае учета не только физико-химических условий процесса генерации флюидов, но и учет состава силикатной матрицы, в которой эта флюидная система формируется изначально. Без учета этого обстоятельства нельзя понять причины исходного обогащения того или иного флюида группой типоморфных элементов, определяющих его геохимическую и металлогеническую специализацию. Рассмотрим эти условия.
1. Зрелая континентальная литосфера. Мощность земной коры 40-45, до 50 км, толщина истощенной мантии (нижняя часть литосферы) 140-180 (иногда до 200 км). Глубина залегания астеносферного слоя от 140 до 200 км. В астеносфере флюидные системы зарождаются в ультраосновной матрице, но в случае выплавления значительных масс базальтовой магмы могут быть локализованы в расплаве и в этом случае вторичной матрицей для флюида будет основная магма, вместе с которой по разломам он может внедряться в земную кору. В земной коре флюидные системы разделяются на несколько групп:
а) флюидные мезо- и гипосистемы связанные с восходящими потоками флюидов по зонам глубинных разломов. На различных Р-Т уровнях коры они могут трансформироваться в зависимости от степени взаимодействия с вмещающими породами или с метеорными и океаническими водами в приповерхностных условиях;
б) мезосистемы связанные с эволюцией магматических или вулканических аппаратов. Состав силикатной матрицы, от которой отщепляются флюидные системы варьирует в широких пределах, от ультраосновной - щелочной и карбонатитовой до базальтовой и существенно гранитной. В этом случае от каждой исходной матрицы отделяются свои флюидные системы, несущие на себе черты субстрата, в котором протекало их формирование. Но в любом случае определяющим является состав и физико-химические свойства исходных флюидов из расположенных ниже гиперсистем астеносферного слоя.
Особое положение занимают здесь скопления рудного вещества в межкупольных и околокупольных мелководных бассейнах сопряженных с гранитогнейсовыми куполами, где впоследствии при их литификации формируются стратиформные месторождения Cu, Pb, Zn, Au и U, в свою очередь приуроченные к питающих флюидным системам зон глубинных разломов. Широкий диапазон зарождения флюидных систем; от астеносферы до мелководных поверхностных бассейнов создает спектр физико-химических обстановок, в которых происходит формирование месторождений. Разнообразие флюидных систем зрелых литосферных блоков определяет и разнообразие связанных с ними месторождений: от кимберлитов и карбонатитов до стратиформных осадочно-гидротермальных месторождений.
2. Литосферы средней степени зрелости характерны для фанерозоя, когда мощность истощенной мантии достигает 110-130 км, а глубины верхних границ астеносферы варьируют от 70 до 90 км (табл. 1).
Петролого-металлогеническая характеристика
различных уровней зрелости литосферы
Табл.1
|
Петролого-
металлогеническая
характеристика |
Этапы |
|
Ранний
(протоокеанический) |
Средний |
Поздний
(зрелая литосфера) |
|
Мощность
литосферы, км |
80-120, 70-90, 60-110 |
110, 100, 70, 120
|
135-145, 220, 220-180, 150-170 |
|
астеносферы, км |
160-170, 140-160, 140 |
100, 100, 90, 90 |
20-30, 30, 20-30, 20-30 |
|
Базит-гипербазитовый магматизм |
Толеитовые базальты, протрузии ( ?) ультраосновных тел |
Толеитовые и щелочные базальты, габбро, габбро-пироксениты, щелочные габброиды с подчиненным развитием карбонатитов |
Кимберлиты, карбонатиты, ультраосновные √ щелочные породы, базит-гипербазитовые расслоенные интрузии, траппы, лампроиты |
|
Гранитоидный магматизм |
Не проявлен |
Плагиограниты, гранодиориты, монцониты, эндербиты и чарнокиты ( ?) |
Биотитовые граниты, аляскиты, граносиениты, колумбитоносные граниты, редкометалльные граниты, чарнокиты (?) |
|
Региональный метасоматоз |
Слабые и рассеянные зеленокаменные преобразования |
Преобладает Na-Si метасоматоз и сопряженный с ним Fe-Ca-Mg |
Преобладает K-Si метасоматоз, в меньшей мере Fe-Ca-Mg, типичны зоны с F-метасоматозом |
|
Оруденение, связанное с базит-гипербазитовым магматизмом |
Хромиты, колчеданные залежи |
Ni-Cu-Pt-Co в связи с базит-гипербазитовыми интрузиями, Hg-Sb-Ag в вулканитах |
Алмазы, Ta-Nb-U-TR-Th оруденение в карбонатитах, Ni-Cu-Co-Pt в связи с расслоенными интрузиями и коматиитами |
|
Оруденение, связанное с процессами гранитообразования (в том числе купола и межкупольные прогибы) |
Нет |
Железистые кварциты, скарновые месторождения Fe, стратиформные месторождения Au, Pb, Zn, Cu, U |
Ta-Nb-Be-Sn-TR-W-Mo-Bi в связи с ультракислыми гранитами: Au, U, Th в связи с гранитогнейсовыми куполами; Fe, Cu, Zn, Pb, Au, Mn, U, P в околокупольных депрессиях |
|
Оруденение, связанное с зонами региональных метасоматитов |
|
Золото-полиметаллическое оруденение в связи с зонами окварцевания и Na-Ca метасоматоза |
Редкометалльная минерализация (Ta, Nb, Be, TR, U, Th) на уровне амфиболитовой фации; Au, Pb, Zn, Ag, Sb √ в зеленосланцевой |
Гиперсистемы астеносферного слоя размещаются в ультраосновной матрице, но на этих глубинах температуры для выплавления ультраосновных магм недостаточно (рис. 2), поэтому по зонам глубинных разломов, дренирующих астеносферный слой под литосферами средней степени зрелости к поверхности Земли могут мигрировать только флюиды, но не расплавы ультраосновного состава. В мантийной части литосферы выплавляются высокомагнезиальные основные расплавы, которые в условиях земной коры могут формировать расслоенные базит-гипербазитовые интрузивы с Ni-Co-Cu-Pt оруденением. В коре в связи с вулканическими аппаратами и малоглубинными магматическими камерами диорит-плагиогранитового ряда формируются месторождения Au, Ag, Pb, Zn, Cu, Hg, Sb, As (табл. 1).
3. Незрелая литосфера представлена океанической корой с молодыми образованиями и островными дугами. Кислые вулканиты проявлены в разной мере только на островных дугах. Флюидные системы астеносферного слоя находятся наиболее близко к поверхности и напрямую питают вулканические аппараты с магмами базитового состава. Мезосистемы связаны с промежуточными магматическими камерами в океанической коре. Мезосистемы резко отличаются по физико-химическим параметрам, варьируя от ультракислых вод до существенно сероводородно-сульфидных "черных курильщиков".
В.И. Кононов (11) в своей классификации терм областей современного вулканизма все гидротермы (20-150о С) м парогидротермы (150-400о С) по составу газов разделил на такие группы: сероводородно-углекислые, водородные и углекисло-водородные, углекислые, азотно-углекислые, метановые и азотно-метановые и азотные, когда в анионной части преобладающим анионом является Cl и повсеместно присутствуют HCO3 и SO4. Им было установлено, что высокое содержание водорода свидетельствует о глубинном генезисе флюидов, в то время как высокое содержание Cl отчасти, но не всегда, указывает на участие океанических вод в составе приповерхностных вулканических терм.
Судя по составу вулканических эксгаляций удаленных от океанического побережья в состав глубинных флюидов, выделяющихся в земную атмосферу в основном входят N, C, S, Cl, H, которые взаимодействуя с кислородом и азотом воздуха образуют большое число газообразных соединений.
Изотопные исследования термальных вод в областях новейшего вулканизма (11) зафиксировали изотопный состав водорода и кислорода, близкий к латеральным водам. Многие исследователи отмечают факты смешения магматогенных флюидов с метеорными или морскими водами. Вместе с тем в этих же случаях отмечаются совсем иные флюидные системы. Так на о-ве Парамушир на фоне широкого развития хлоридно-сульфатных и иных "кислых" вод, в которых РН опускается до 1 (речка Юрьева) отмечаются мощные восстановленные флюидные потоки с высоким содержанием H2S, например, ревущие сероводородные фумаролы на вулкане Эбеко. В равной мере на дне океанов, где происходит смешение морских вод с глубинными флюидами в областях активной вулканической деятельности имеют место потоки восстановленных флюидов существенно сероводородного состава (черные курильщики), которые выносят тонкодисперсные сульфиды Fe, Zn, Pb, Cu и самородные благородные металлы. Иными словами, вероятно, в силу высокого флюидного давления в этих восходящих струях, они проявляются автономно и не смешиваются с метеорными или океаническими водами. Именно эти флюиды отражают истинный состав глубинных флюидных систем. Анализ всего статистического материала указывает, что это существенно восстановленные высокосернистые флюидные системы, на базе которых происходит формирование сульфидной и золото-серебряной минерализации столь характерной для областей активной вулканической деятельности.
Эволюция флюидного режима в геологической истории Земли.
Для сопоставления флюидных характеристик однотипных пород во временном интервале от архея до кайнозоя были изучены ультраосновные, основные и кислые магматические породы, а также породы гранулитовой и амфиболитовой фаций метаморфизма, ибо процесс их преобразования протекал в основном за счет глубинных флюидных систем. Особое значение имели работы по изучению реликтов наиболее древних архейских пород, не преобразованных за счет проявления более поздних процессов.
Принципиально новым явился вывод о том, что флюидный режим магматизма, метаморфизма и сопряженных с ними явлений во все геологические эпохи не оставался постоянным, и на рубеже раннего и позднего архея, а для некоторых районов архея и протерозоя в глобальном масштабе произошла смена восстановительного флюидного режима на окислительный. Вся история Земли как космического тела знаменовалась отступлением в глубь мантии фронта восстановленных флюидов. Инверсия флюидных эндогенных систем от восстановленных к окислительным явилась благоприятным фактором, который компенсировал убыль тепловой энергии в верхних частях литосферы при снижении геотермического градиента по мере формирования Земли как космического тела. Значит, постепенное повышение количества H2O во флюидах сделало возможным выплавление в этих условиях расплавов на фоне падения температуры субстрата.
Эта тенденция отчетливо устанавливается при сопоставлении степени окисленности флюидов в изофациальных породах базит-гипербазитового ряда, гранитоидах и метаморфических породах (рис. 3). Данное обстоятельство во многом предопределило "сухость" процессов метаморфизма и гранитообразования и развитие двупироксеновых и пироксен-гранатовых парагенетических ассоциаций в широком спектре раннеархейских пород, которые в более поздние эпохи вытеснялись амфибол-биотитовыми или биотит-мусковитовыми парагенезисами. Иначе говоря, с позднего архея (а для отдельных типов пород с протерозоя) во всем объеме коры преобладали окисленные флюидные системы, за исключением зон глубинных разломов, глубоко дренирующих мантию, вдоль которых иногда синхронно с магматическими расплавами поступали существенно восстановленные флюиды.
Начиная от среднего архея во всех флюидных системах монотонно увеличивалось содержание H2O по отношению к остальным газовым компонентам на фоне общепланетарного процесса инверсии флюидного режима эндогенных флюидных систем от восстановленных к окисленным. Сравнение флюидных анализов гранитов и изофациальных гнейсов докембрия Прибайкалья однозначно указывает на то, что процессы гранитизации протекали под воздействием более восстановленных флюидов, в то время как плавление и кристаллизация гранитоидов проходили в существенно окислительных условиях при резком повышении доли воды.
Основа всех флюидных эндогенных систем - углерод и водород. На их базе возникают соединения с кислородом, серой, хлором, фтором, азотом, бором и т.д., поэтому весьма информативным оказалось сравнение мольных количеств углерода и водорода в анализируемых флюидах (рис. 3). Из сопоставления видно, что в архее и протерозое все эндогенные магматические флюидные системы, как мантийные, так и коровые, характеризовались близкими значениями отношений H/C, т.е. имели один тип флюидных систем при различных уровнях их окисленности. Из палеозойских пород по этому параметру близки базиты и гипербазиты, но от них резко отличаются граниты. Следовательно, если для архея и протерозоя характерен единый тип флюидов для всех магматических систем одной геологической эпохи, то в палеозое намечается различие между базитами и гипербазитами и особенно - между ними и гранитами. Исходя из коровой природы гранитов и глубин генерации базит-гипербазитовых расплавов, можно утверждать, что в палеозое (а для некоторых регионов и раньше) произошло разделение мантийных и коровых флюидных систем, и магматические очаги в мантии и коре возникали и эволюционировали автономно.
Из сопоставления видно однонаправленное возрастание отношения H/C во флюидах, т.е. с течением геологического времени истощались верхние части литосферы по углероду и "углеродный фронт" отступал в глубь мантии. Сказанное хорошо иллюстрируется данными по Прибайкалью, где сопоставление архейских, протерозойских и кайнозойских базальтов указывает на возрастание отношения H/C с 3 в архее до 12 и 18 в более поздние геологические периоды. При этом низкое отношение H/C (6.5) в лерцолитах из кайнозойских базальтов Байкальского рифта однозначно указывает на их древний возраст.
Механизм этого явления заключается в том, что с ростом Т, Р и снижением углерод способен входить в силикатные анионы с образованием смешанных сополимеров типа (Si,C)O42- (28). С увеличением полимеризации силикатов и уменьшением Р и Т на фоне роста снижается количество углерода в силикатах, который переходит в самостоятельную фазу (графит, алмаз), карбиды или же во флюид. Отсюда следует, что если взять за основу базит-гипербазитовый состав протокоры, то можно предположить, что ранние этапы развития Земли характеризовались интенсивным выносом углерода из литосферы в земную кору и на ее поверхность, а накопление углерода в экзосфере (по терминологии В.И. Вернадского) явилось благоприятным фактором зарождения и развития здесь жизни. Исходя из этого, можно полагать, что подобная эволюция флюидного режима характерна для планет земного типа и процесс интенсивного выноса углерода в экзосферу, типичный для раннеархейского этапа развития Земли, мы сейчас наблюдаем на Венере. Учет этого явления может служить основанием для прогнозирования процесса появления биосистем на планетах подобного типа.
Нарастание в интервале архей - палеозой процесса выноса водорода из недр планеты в верхние горизонты литосферы, с чем связаны явления формирования земной коры, также приводило к обеднению пород верхней мантии соединениями углерода. Иными словами, восходящие водородные (и возникающие на их основе водные) флюидные потоки как бы "вымывали" углерод из глубинных горных пород, перемещая его в самые верхние оболочки литосферы. В силу проявления такой тенденции в осадочном чехле планеты и покрывающих ее водных бассейнах возрастала общая концентрация углерода, что приводило к формированию разнообразных соединений - от карбонатных толщ до скопления угля и углеводородов. Таким путем была сформирована внешняя углеродная оболочка Земли. Ей комплиментарна нижняя часть коры и верхней мантии, истощенной по углероду, ниже которой снова начинается зона высокоуглеродистых магм и пород, зачастую отвечающих астеносферному слою.
Некоторые физико-химические особенности глубинных флюидов.
Для суждения о состоянии глубинных флюидов и их свойствах в различных силикатных матрицах на сегодняшний день экспериментальных данных недостаточно. Дополнительный материал был получен за счет изучения микровключений в алмазах и других глубинных минералах. Эксперименты при высоких Р и Т обычно проводились в условиях, когда Робщ"Рфл, что отвечает условиям исключительно высокой флюидизации перидотитового субстрата в верхней мантии (2). Особый интерес представляют эксперименты в надкритической области, где фазовая граница исчезает и водно-солевой флюид постепенно переходит в водно-силикатный расплав (3), опять же когда Рфл=Робщ. О режимах перераспределения компонентов между твердой породой перидотитового состава, выплавляющимся из нее расплавом и флюидом в условиях, когда Робщ>Рфл можно лишь догадываться. Тем не менее, судя по экспериментальным данным, в тех случаях, когда Робщ=Рфл при высоких Рфл"30 кбар устанавливалась аномально высокая валовая растворимость силикатных компонентов в водном флюиде, а флюида - в силикатных расплавах (33). Иными словами, в литосфере уже с глубины 70-80 км в условиях высокой флюидизации исходной перидотитовой матрицы формируются аномально массоемкие водно-силикатно-солевые флюидные системы и столь же аномально флюидизированные водно-силикатные расплавы. Естественно, что такие флюиды и расплавы будут концентрировать в себе не только петрогенные, но и рудные компоненты. С учетом Р-Т условий их формирования энергоемкость таких систем должна быть исключительно высока. А если учесть уникальные экспериментальные данные Э.С. Персикова (30), установившего, что с ростом Р вязкость мантийных расплавов экспоненциально уменьшается, то мы приходим к выводу об исключительно высокой мобильности глубинных мантийных расплавов, сопоставимых по вязкости с флюидами. Как известно движущей силой переноса магм и флюидов из глубин к поверхности Земли являются градиенты давлений. Поскольку разломы или ослабленные тектонические зоны, по которым флюиды и расплавы внедряются в верхние горизонты земной коры, могут длительно существовать только в твердых породах, то нижней границей разломообразования будет являться верхняя кромка астеносферного слоя, ибо в условиях вязкого течения астеносферного слоя разломообразование невозможно.
Судя по рис. 1 даже в океанической литосфере на границе с астеносферой (40-50 км) Р=13.2-20 кбар. Для зрелой архейской литосферы на глубинах ~ 180-200 км оно достигает 59-66 кбар. И если разлом достигнет этих глубин, то движущая сила переноса магм и флюидов будет огромной, что позволит и магмам и флюидным системам за десятки минут или несколько часов достигать приповерхностных частей литосферы. Доказательством этому является наличие алмазов в кимберлитовых трубках. Действительно, если бы кимберлитовая магма с алмазами медленно подымалась к дневной поверхности, то алмаз бы безусловно перешел в графит. И именно громадный Р-градиент и высокая флюидизация исходного расплава обеспечивает скоростной режим подъема кимберлитовой магмы к поверхности Земли. В равной мере это относится и к флюидным системам. Именно за счет скоростного подъема глубинные флюидные системы литосферы доставляют почти без изменения к поверхности Земли заключенные в них флюидные, петрогенные и рудные компоненты.
В данной проблеме никак нельзя обойти вопрос о механизмах переноса флюидов и флюидизированных расплавов по разрезу литосферы. Наличие в приповерхностных условиях тел кимберлитов, карбонатитов, пикритов и лампроитов указывает на то, что эти расплавы проникали с глубин 140-180 км и в этом случае приходится признать наличие в литосфере тектонически ослабленных зон достигающих таких глубин. При этом следует учесть, что тектонические напряжения планетарного масштаба взламывают литосферу на такую глубину (хотя по сравнению с радиусом Земли она ничтожно мала), формируют лишь протяженные ослабленные тектонические зоны, в которые под громадным давлением устремляются флюидизированные расплавы. Поскольку при этом происходит снижение Р, то может иметь место декомпрессионное вскипание расплавов, что в еще большей мере повысит их внутреннее давление, увеличит их динамическое давление на породы, что будет способствовать расширению свободного объема тектонически ослабленной зоны и переходу ее в сплошную систему транзитного переноса (по терминологии Г.Л. Поспелова). Таким образом тектонические напряжения взламывают литосферу, а в дальнейшем глубинные расплавы за счет громадного внутреннего динамического давления не дают таким ослабленным зонам замкнуться, обеспечивая их магмовыводящую способность на каком-то временном интервале. Огромный запас энергии заключенный в таких магмах приводит к формированию трубок взрыва в приповерхностных условиях и быстрому остыванию кимберлита, что опять же способствует сохранности алмаза.
В определенной мере рассмотренный механизм переноса реален и для глубинных флюидных систем. Несколько иной механизм глубинного массопереноса устанавливается для долгоживущих зон глубинных разломов. Для любой зоны глубинного разлома устанавливается двухъярусное строение (13, 9, 23).
1. Верхняя часть, где развиты хрупкие деформации, характеризуется низкими значениями Т и Р, ниже уровня фации зеленых сланцев. Самое главное то, что здесь прилагаемые напряжения реализуются в развитии хрупких деформаций, процессы метаморфизма пород проявлены очень слабо, явлений объемного рассланцевания и формирования бластомилонитов не устанавливается. Здесь миграция флюидов происходит по системе пор и трещин, выполнение которых и создает единую флюидную систему.
2. Глубинная часть зоны такого разлома характеризуется преобладанием пластических деформаций, отвечающих по Р-Т условиям амфиболитовой и более высоким стадиям метаморфизма пород. Как известно, в зоне пластических деформаций наличие пор и трещин весьма гипотетично. Поэтому возникает далеко не тривиальный вопрос: как флюид преодолевает зону пластических деформаций, где трещины как таковые отсутствуют. Одним из результатов проявления стресса в условиях, когда Т>400-450╟С является реализация процесса метаморфической дифференциации пород - формирование тонкосланцеватой структуры бластомилонитов. Именно это обстоятельство и играет решающую роль в транзитном массопереносе в зонах глубинных разломов.
Проведенные нами эксперимента привели к открытию принципиально нового механизма флюидного массопереноса через толщи пород литосферы - перенос флюидов вдоль плоскостей рассланцованных пород. Оказалось, что по массоемкости этот механизм на несколько порядков превосходит объемный флюидный перенос по зонам трещиноватости и заключается в скольжении пленок флюида вдоль плоскостей рассланцевания почти на субмолекулярном уровне. Исходя из этого стало очевидным, что зоны бластомилонитов являются путями универсального и интенсивного массопереноса петрогенных, флюидных и рудных компонентов по разрезу литосферы. Причем, чем выше зрелость тектонита (степень его рассланцевания), тем значительнее его "массопроводность", ибо чем больше плоскостей рассланцевания в единице объема, тем выше его способность к переносу вещества.
Такой подход позволил объяснить роль глубинных разломов в транзитном переносе флюидных и других компонентов из мантии к верхним горизонтам земной коры. Этот механизм является универсальным и реализуется по всему разрезу литосферы и лишь в самых верхних частях разломов, где пластические деформации сменяются хрупкими происходит смена механизмов флюидного переноса, где флюиды от пленочных переходят к существенно объемным, мигрируя по системам крупных пор и трещин. Соответственно этому и изменяются механизмы взаимодействия их с породами и формы отложения минералов.
В условиях воздействия глубинных существенно водородных высокоэнергетических флюидов на породы литосферы возможно возникновение линейных зон проплавления пород, которые могут также играть роль флюидопроводников (31). Этот механизм реален и для всех протяженных градиентных магматических систем вплоть до приповерхностных условий, что соответствует представлениям Д.С. Коржинского (12) о "сквозьмагматических растворах" или "трансмагматических флюидах" в понимании Ю.А. Кузнецова и Э.П. Изоха (14).
Возможность интенсивного переноса Н2О через расплав в виде потока флюидов была доказана нами экспериментально (17), где движущей силой переноса является градиент давлений (?P) между нижней и верхней частями магматической колонны (рис. 4, 5).
Рассматривая физико-химические свойства главных компонентов глубинного флюида необходимо разделить их на 3 группы.
1. Элементы с большим сродством к химическим элементам - это О, B и F. Оба последних элемента хорошо осаждаются как в алюмосиликатной среде (турмалин, топаз, криолит, F-содержащие слюды и т.д.), так и карбонатной среде (флюорит, селлаит, минералы бороносных скарнов). С другой стороны, в мантии, в перидотитовом субстрате возможность образования самостоятельных минералов B и F ничтожно мала, что и предопределяет их преимущественное накопление во флюидах. При поступлении глубинных F и B-содержащих флюидов в верхние горизонты земной коры их связывание в минералы неизбежно, конечно в том случае, если критические концентрации этих элементов будут достаточны для отложения минералов.
2. Элементы с низким химическим сродством N, Cl, S (15). Азот и хлор в глубинных условиях верхней мантии не образуют скоплений собственных минералов, а только рассеиваются в других минералах, преимущественно в амфиболах слюдах в виде Cl-аниона или NH3+, который в слюдах может замещать K+. В силу низкого химического сродства N и Cl преимущественно накапливаются во флюидах и здесь их роль в мобилизации и переносе вещества возрастает многократно, определяя во многом физико-химические свойства флюидных систем. И если Cl образует в некоторых случаях скопления собственных минералов, например Cl-скаполиты, то для N степень его концентрирования ничтожно мала и в силу именно этого обстоятельства он и накапливался в атмосфере Земли во все геологические эпохи.
В отличие от N и Cl сера хотя и обладает более низким химическим сродством по сравнению с кислородом, фтором и бором (15), тем не менее в восстановительных условиях на базе аниона S2- по всему разрезу литосферы происходит образование сульфидов тех металлов, у которых химическое сродство к кислороду меньше, чем даже у водорода, поэтому они связываются с серой при низкой фугитивности кислорода свойственной физико-химическим условиям верхней мантии и реализуемым также в условиях земной коры. Сульфиды образуются по всему разрезу литосферы и бывают включены в алмазы из кимберлитов, но все равно основная масса сульфидов образуется в самых верхних горизонтах земной коры в восстановительных условиях, на базе H2S и широкого спектра более сложных сернистых соединений. В окислительных обстановках в приповерхностных условиях господствуют сульфаты Ca, Mg, Ba, Sr, а в зонах окисления сульфидных месторождений халькофильных и сидерофильных элементов.
3. Особое положение занимают два господствующих в эндогенных флюидных системах элемента - водород и углерод. Водород имеет более низкое сродство к кислороду, чем все остальные петрогенные элементы, но более высокое, чем халькофильные элементы (15), что и обеспечивает их концентрацию в собственно гидротермальных растворах, возникающих после того как все петрогенные элементы связались с кислородом в составе породообразующих полимеров и минералов, а H2 связывается с "реликтовым" кислородом флюидно-силикатных систем. Если учесть, что кислород отщепляется при полимеризации кремнекислотных тетраэдров, то поэтому в высокополимеризованных дифференцированных комплексах концентрация H2O максимальна (18). В восстановительных условиях, при низкой фугитивности кислорода водород или остается в виде протона, или молекулы Н2, или же соединяясь с C, N, F, Cl. В случае высокой концентрации С образуется CH4 и его гомологи. В приповерхностных условиях водород преимущественно связывается с кислородом в H2O за исключением восстановительных обстановок, особенно в зонах диагенеза и катагенеза.
В зависимости от физико-химических условий различна и судьба углерода. Поскольку С4+ является кристаллохимическим аналогом Si4+, то с ростом Т и Р углерод все больше изоморфно входит в силикатные анионы, образуя сополимеры кремнезема с углеродом типа (Si, C)O44- и (Si, C)O32-. Замечательной особенностью этого сополимера является то, что с ростом Т и Р сродство углерода к кислороду возрастает, а кремнезема к кислороду снижается. В силу этого обстоятельства именно в наиболее глубинных ультраосновных породах в минералах содержание С в силикатах максимально и минимально в каркасных алюмосиликатах и кварце (28). Суть этого явления заключается в том, что со снижением Т и Р в силикатах связь Si-O упрочняется, а С-О уменьшается, что приводит к выходу С из сополимера в свободное состояние. В восстановительных условиях он может образовывать алмаз или графит, карбиды, гидриды, CH4 и его производные, СО и т.д. В окислительных это СО2, на базе которой могут формироваться карбонатитовые магмы и углекислые флюидные системы. Таким образом, не только глубинность процесса, но и состав силикатной матрицы и даже ее предыстория во многом влияют на количество углерода, поступающего в флюидные системы и форму его нахождения в них.
Поскольку глубинные магматические породы на 70-80% по объему состоят из кислорода, то по сути дела все породы литосферы, особенно обогащенные элементами переменной валентности (Fe, Mn, Cr, Al и т.д.) являются универсальным кислородным буфером для восходящих из нижней мантии или ядра собственно водородных флюидных потоков. Взаимодействие Н2 с горными породами приводит к восстановлению в первую очередь элементов с самым низким сродством к кислороду Fe и Mn и образованию H2O (Fe2O3+H2R2FeO+H2O и т.д.) (18). Увеличение РН2 и рост Т могут привести к восстановлению Al3+RAl2+; Cr3+RCr2+; Si4+RSi3+; Si2+; S0 и т.д., что опять же будет сопровождаться отщеплением О2- и образованием Н2О. Таким образом, в головной части восходящей водородной колонны будет идти процесс генерации Н2О, более подробно этот вопрос был нами рассмотрен ранее (24).
Исходя из представлений о различных глубинах залегания питающего флюидные системы астеносферного слоя, нами развивался тезис и о разной энергоемкости флюидов, определяемый глубинами их генерации. Вместе с тем, немаловажное значение имеет и состав флюидов, ибо термодинамические свойства индивидуальных газов, а тем более соединений на их основе различны. Для того чтобы сопоставить между собой газы и их соединения был применен такой методический прием. Была рассчитана дельта функции энтальпии для компонентов флюида при условии его подъема к поверхности литосферы с глубины 200 км (25). Все флюидные компоненты по способности к переносу тепловой энергии разделились на несколько групп (рис. 6).
1. Низкоэнергетичные - SiCl4, SiF4, O2, Ar, F2, CO2, HF, SO3. От 1 до 5 кДж/г.
2. Среднеэнергетичные - SO2, N2, H2S, Cl2, H2O, CO. От 5 до 10 кДж/г.
3. Высокоэнергетичные - NH3, HCl, CH4. От 10 до 15 кДж/г.
4. Сверхвысокоэнергетичные - Н2. От 35 до 45 кДж/г.
Таким образом, как глубинный теплоноситель водород вне конкуренции. Если же учесть, что его реакции взаимодействия с минералами горных пород являются экзотермическими (24), то уникальность водорода в качестве главного "топлива" для эндогенных процессов в литосфере является универсальной.
Некоторые проблемы рудоносности флюидных систем.
Металлогенический анализ литосферных плит и блоков с разными уровнями зрелости подстилающей их литосферы привел к ряду эмпирических зависимостей, сведенных нами ранее в табл. 1. Из приведенных данных очевидна взаимосвязь магматизма, метаморфизма, гранитизации и регионального метасоматоза со степенью зрелости литосферы и типами проявленных в конкретных обстановках рудных формаций.
В обобщенном виде ситуация отражена на рис. 7, где очевидна одна главная зависимость: чем глубже размещаются рудоносные флюидные системы, тем более они обогащаются элементами с высоким сродством к кислороду и фтору.
Суть выявленной зависимости заключается в том, что по мере роста Т и Р и снижения парциального давления кислорода, во флюид из базитовой или ультраосновной матрицы будут переходить элементы со все большим сродством к кислороду и фтору.
Рассмотрим эти ситуации.
1. Незрелая океаническая истощенная литосфера, изначально обедненная многими некогерентными компонентами. Разломы могут проникать на глубину 40-50 км, флюиды выносят преимущественно S, халькофильные и благородные элементы с очень низким сродством к кислороду (15).
2. Рост зрелости литосферы; образование гранитогнейсового слоя. Разломы могут проникать до глубины 80-100 км. Во флюидах и флюидно-магматических системах в земную кору поступают S, Ni, Co, Cu, Mo, Zn, Pb. Все эти элементы характеризуются низким сродством к кислороду, ниже, чем у водорода (15).
3. Зрелая литосфера с хорошо развитым гранитогнейсовым слоем. Разломы проникают до глубины 120-140 км. Флюиды выносят S, F, Cl, Sn, W, Zn, As, Mn, Fe. Эти рудные элементы характеризуются более высоким сродством к кислороду.
4. Наиболее зрелая литосфера с мощным гранитогнейсовым слоем. Разломы могут проникать до глубины 160-180 и более километров. Флюиды выносят Zr, Ta, Nb, TR, Be, U, Th, Y, F, B. Это элементы с очень высоким сродством к кислороду и фтору.
Несомненно, что эта идеальная схема может видоизменяться в зависимости от конкретных условий; особенно для шовных зон, когда в формировании рудоносных флюидных систем участвуют флюиды из астеносфер двух соседствующих блоков. В еще большей мере эта закономерность в отдельных фрагментах может нарушаться, если под воздействием этих флюидов в коре возникнут очаги плавления, от которых будут уже отделяться в разной мере трансформированные флюидные системы.
В равной мере как мы говорим о генетической связи рудоносных флюидных мезосистем с определенными магматическими комплексами, "отмирающими" в земной коре, то точно также мы вправе говорить и о приуроченности гипер- и гипосистем к определенным уровням литосферы. И если мезосистемы приурочены к автономным вулканическим и магматическим аппаратам, то сами эти магматические камеры являются продуктами воздействия высокоэнергетических флюидных гипер- и гипосистем на породы земной коры, когда рудоносность самих магматических систем и связанных с ними флюидов является в определенной мере вторичной, частично трансформированной на уровне формирования магматической камеры и обусловленной режимом ее становления. Но в любом случае, первичная рудно-геохимическая специализация исходных гиперсистем остается отраженной в составе иерархически соподчиненных ей флюидных систем более низких порядков.
Это становится очевидным при сопоставлении минимальных и максимальных содержаний редких элементов в кимберлитах (4, 7) и редкометальных гранитах (10) (рис. 8, 9). Уникальная корреляция почти по всем редким элементам и близость средних содержаний однозначно указывает на родство флюидных систем кимберлитов и редкометальных гранитов. В данном случае флюидные высокоэнергетичные системы, отделившиеся от кимберлитовой астеносферы, сформировали в гранитоидной магме небольшие по размерам очаги плавления обогатив их привнесенными из глубин редкими элементами. Небольшие размеры очагов выплавления гранитоидной магмы предопределили концентрирование редких элементов и летучих в небольших объемах гранитоидной магмы, что и обусловило в итоге близость геохимических характеристик кимберлитов и редкометальных гранитов.
Многие исследователи неоднократно подчеркивали роль глубинных разломов в кристаллическом основании платформ в формировании в осадочном чехле месторождений углеводородов (32). Крайние точки зрения на генезис нефти и газа отдают предпочтение органогенной или неорганической гипотезам. Судя по всему истина лежит посредине. Судя по данным полученным при разведке месторождений углеводородов на юге Сибирской платформы (8) Не и Н поступают в терригенную толщу из фундамента, а концентрация Н2 максимальна в самом нижнем рифей-вендском комплексе, вверх по разрезу она снижается.
В данном случае очевидна роль глубинного водорода в формировании скоплений углеводородов, а само их накопление в значительных масштабах возможно лишь при сочетании экзогенных и эндогенных факторов. В этом и проявляется синергетический эффект образования таких своеобразных систем, когда каждый из отдельных факторов (экзогенный или эндогенный) не может привести к ожидаемому результату без воздействия другого или других факторов.
На Сибирской платформе была установлена приуроченность скоплений урана и других металлов к нефтяным залежам, источником которых являются восстановленные флюиды зон глубинных разломов в фундаменте и сопряженные с ними зоны разуплотнения в чехле (29). В данном случае явление синергизма заключается в том, что обогащенная органикой высокоуглеродистая система в осадочной толще не окисляется, а трансформируется в скопление углеводородов за счет восстановительного, существенно водородного, флюидного потока из мантии. В свою очередь, восстановительная углеродистая среда в осадочной толще предохраняет мантийный поток от окисления и обеспечивает длительное функционирование совокупной восстановительной флюидной системы, когда сложение органического углерода из осадочных пород и мантийного водорода приводят к образованию скоплений углеводородов. В данном случае, каждая из систем, взятых отдельно, при тех же физико-химических условиях углеводородных скоплений не генерировала бы. В равной мере описанная ситуация характерна и при образовании стратиформных месторождений Au, Cu, U и полиметаллов на мелководных обогащенных органикой геохимических барьерах. И если богатые органикой осадочные толщи изначально обогащаются рудными металлами, то скопления их в виде месторождений реализуются только в тех случаях, когда область осадконакопления располагается под зоной влияния глубинного разлома, по которому поступают восстановленные и частично металлоносные глубинные флюиды. Сложение этих двух рудоносных систем бывает в итоге очень продуктивным (Джезказган, Каратау, Миссисипи, Мурунтау и т.д.).
Таким образом, из рассмотренных данных очевидно, что большинство рудных месторождений, порожденных флюидами сначала возникают в неявной форме в объеме породивших их флюидных систем. Дальнейшая судьба таких потенциально рудоносных систем может быть различной, но главным условиям образования скоплений рудного вещества является одно - рудные месторождения могут формироваться только в неравновесных условиях верхних горизонтов земной коры (27). А поскольку с глубиной степень равновесности систем возрастает, то вероятность образования рудных месторождений на больших глубинах стремится к нулю. В этом плане бурение сверхглубоких скважин с целью открытия новых гигантских месторождений является очень дорогостоящей глупостью.
Автор благодарен С.О. Балышеву за помощь в подготовке рукописи к печати.
Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных
исследований, грант 99-05-64169.
Литература.
1. Вернадский В.И. Очерки геохимии. Избранные сочинения. Т. 1. М.: Изд. АН СССР, 1954.
2. Горбачев Н.С. Флюидно-магматическое взаимодействие в сульфидно-силикатных системах. М.: Наука, 1989. 126 с.
3. Горбачев Н.С., Каширцева Г.А. Экспериментальное изучение системы флюид-базальтовый расплав. // Очерки физико-химической петрологии. М.: Наука, 1991. С. 16-23.
4. Джеймс А., Луис Дж., Смит К. Кимберлиты и лампроиты Западной Австралии. М.: Мир, 1989. 312 с.
5. Добрецов Н.Л. Введение в глобальную петрологию. Новосибирск: Наука, 1980. 199 с.
6. Дорогокупец П.И., Карпов И.К. Термодинамика минералов и минеральных равновесий. Новосибирск: Наука, 1984. 185 с.
7. Доусон Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них. М.: Мир, 1983.
8. Исаев В.П., Королев В.И., Костюченкова Е.П. Геохимические методы поисков залежей нефти и газа на юге Сибирской платформы. Иркутск: Госуниверситет, 1986. 224 с.
9. Казанский В.И. Рудоносные тектонические структуры активизированных областей. М.: Недра, 1972.
10. Козлов В.Д., Дудкинский Д.В., Элиасс Ю.К. Геохимия и рудоносность гранитоидов Центральной Чукотки. М.: Наука, 1995. 201 с.
11. Кононов В.И. Геохимия термальных вод областей активного вулканизма. Автореферат докторской диссертации. М.: Геологический институт АН СССР, 1983.
12. Коржинский Д.С. Гранитизация как магматическое замещение. Изв. АН СССР, сер. геологическая, 1952, ╧2. С. 56-69.
13. Крейтер В.М. Структуры рудных полей и месторождений. М.: Госгеолтехиздат, 1956. 276 с.
14. Кузнецов Ю.А., Изох Э.П. Геологические свидетельства интрателлурических потоков тепла и вещества.// Проблемы петрологии и генетической минералогии. Т.1. М.: Наука, 1969. С. 7-20.
15. Летников Ф.А. Изобарные потенциалы образования минералов и применение их в геохимии. М.: Недра, 1965. 118 с.
16. Летников Ф.А., Шкарупа Т.А. Методическое руководство по хроматографическому анализу воды и газов в горных породах и минералах. Иркутск: Институт земной коры СО АН СССР, 1977. 25 с.
17. Летников Ф.А., Медведев В.Я., Иванова Л.А. Взаимодействие гранитного расплава с карбонатами и силикатами. Новосибирск: Наука, 1978. 112 с.
18. Летников Ф.А., Жатнуев Н.С., Лашкевич В.В. Флюидный режим термоградиентных систем. Новосибирск: Наука, 1985. 116 с.
19. Летников Ф.А., Гантимурова Т.П. К проблеме информативности флюидных компонентов, заключенных в горных породах и минералах. // Петрология флюидно-силикатных систем. Новосибирск: Наука, 1987. С. 4-22.
20. Летников Ф.А., Леви К.Г. Зрелость литосферы и природа астеносферного слоя. // Докл. АН СССР, 1985. Т. 280, ╧5. С. 1201-1203.
21. Летников Ф.А. Зрелость литосферных блоков и проблемы эндогенного рудообразования. // Глубинные условия эндогенного рудообразования. М.: Наука, 1986. С. 16-24.
22. Летников Ф.А., Феоктистов Г.Д., Вилор Н.В. и др. Петрология и флюидный режим континентальной литосферы. Новосибирск: Наука, 1978. 112 с.
23. Летников Ф.А., Казанский В.И. К проблеме вертикальной зональности и рудоносности глубинных разломов докембрия. // Геология рудных месторождений, 1991. ╧2. С. 15-24.
24. Летников Ф.А. Синергетика геологических систем. Новосибирск: Наука, 1992. 228 с.
25. Летников Ф.А., Дорогокупец П.И., Лашкевич В.В. Энергетические параметры флюидных систем континентальной и океанической литосферы. // Петрология, 1994. Т.2, ╧6. С. 563-569.
26. Летников Ф.А., Иванова Л.А., Кузнецов К.Е. К проблеме состояния статических и динамических флюидно-магматических систем. // Эксперимент в минералогии. Черноголовка: ИЭМ РАН, 1993. Т.1. С. 41-50.
27. Летников Ф.А. Процессы самоорганизации при формировании магматогенных и гидротермальных рудных месторождений. // Геология рудных месторождений, 1997. Т.38, ╧4. С. 307-322.
28. Нарсеев В.А., Летников Ф.А. Об эволюции расплавов и гидротерм на различных уровнях вулкано-плутонических систем. // Вулкано-плутонические формации и их рудоносность. М.: Наука, 1969. С. 187-193.
29. Писоцкий Б.И., Готтих Р.П., Тихомиров Н.Л. Связь ураноносности осадочного чехла с тектоническим строением фундамента Сибирской платформы. // Докл.АН СССР, 1987. Т.292, ╧4. С. 965-968.
30. Персиков Э.С. Вязкость магматических расплавов. М.: Наука, 1984. 160 с.
31. Поспелов Г.Л. Парадоксы, геолого-физическая сущность и механизмы метасоматоза. Новосибирск: Наука, 1973. 355 с.
32. Смирнов В.И., Гинзбург Н.И., Григорьев В.М., Яковлев Г.Ф. Курс рудных месторождений. М.: Недра, 1981. 347 с.
33. Сурков В.С., Трофимук А.А., Жеро О.Г. Метанокомплексы и глубинная структура земной коры земной коры Западно-Сибирской плиты. М.: Недра, 1986. 193с.
34. Gorbachev N.S. Intern. Geol. Rev. 1990. V.32. N.8. P. 749-831.
35. Ryabchikov I.D., Schreyer W., Abraham K. // Contr. Mineral. Petrol. 1982. V.79. N.1. P. 80-84.
36. Windley B.F., Devis F.B. Volcano spacings and lithospheric. // Earth Planet. Sci. Lett. 1978. V.38. P. 291-297.
|