Гипотеза флюидного режима, геологического развития и строения Земли
Кузьмин И.А. (kyigan@yandex.ru)
Отсутствие возможности прямого наблюдения глубинных процессов породообразования и рудогенеза приводит к возникновению теорий, основанных на фактах, установленных на поверхности Земли. В реальности мы имеем весьма приблизительные представления о химических процессах, происходящих на уровне литосфера-мантия в условиях повышенных температур и давления, и как следствие о минеральном составе пород нижних горизонтов литосферы. В результате укоренившихся ошибочных представлений до сих пор существует значительный ряд пород и руд дискуссионного генезиса, что затрудняет и тормозит процесс поиска. Существующие воззрения на геологическую историю и строение Земли не могут дать полноценного объяснения значительному ряду установленных фактов, противоречащих общепринятой парадигме. Очевидно, в настоящее время возникла необходимость скорректировать некоторые её положения и по-новому взглянуть на ряд ранее предлагавшихся гипотез непризнанных геологическим сообществом.
Предлагаемая теория изложена в краткой форме и конечно требует дальнейшей доработки и уточнений, тем не менее, позволяет в общих чертах понять суть иного взгляда на ход планетарного развития и процессы рудообразования.
Закономерности породообразования и концентрации рудного вещества в земной коре тесно связаны с процессом глобальной эволюции Земли, носящий необратимый характер. Так анализ временных соотношений петрологических характеристик и геотектонических обстановок показывает, что металлогенические эпохи представляют собой неповторимые моменты в истории нашей планеты.
Начало поэтапного развития литосферы Земли можно продемонстрировать на примере Венеры, находящейся, по-видимому, на доархейском нуклеарном этапе развития.
Венера – наиболее близкая Земле планета по своему внутреннему строению и вещественному составу, что предопределяет идентичность глубинных физико-химических процессов. Мощность венерианской коры не превышает 16-20км, что в совокупности с близким расположением планеты к солнцу и парниковым эффектом, создаваемым высоким содержанием (96%) в атмосфере углекислого газа, дает высокую температуру (около 500оС) на её поверхности. На Земле общее количество СО2 примерно такое же, только здесь углекислый газ связан в карбонатных породах и растворен в глубинных водах океанов. Значительная часть углекислоты расходуется растениями при фотосинтезе для получения аминокислот.
Общее количество азота в атмосфере Венеры примерно в четыре раза больше чем на Земле, но в процентном отношении его содержание составляет всего 3,5%. Если учесть, что на Земле значительная часть азота принимает участие в образовании белковых органических соединений в растениях и у животных, то общее количество элемента будет сопоставимым.
Активные участники гипергенных и метасоматических процессов на Земле – кислород и водород из-за высокой плотности атмосферы Венеры выталкиваются в ионосферу планеты, где уносятся солнечным ветром в космическое пространство.
В небольших количествах (десятые и сотые доли процента) атмосфера Венеры содержит также такие соединения как: водяной пар, хлороводород, фтороводород, сероводород, угарный газ, серный и сернистый газ, аммиак, а также инертные газы – гелий, аргон, неон, криптон. В тысячных долях процента в атмосфере присутствует так же молекулярный кислород. Не трудно заметить, что по составу химических соединений атмосфера Венеры идентична составу выбрасываемых вулканических и фумарольных газов на Земле.
Высокая вулканическая активность на планете способствует образованию значительных масс серной кислоты, которая из-за высокой температуры конденсируется в верхних слоях атмосферы, образуя 20-ти километровый слой облаков. На Земле продукты возгонки газово-жидких флюидов можно наблюдать в районах развития современных вулканов, где часто возникают целые кислотные озера. Так, например, в одном из кратеров вулкана «Малый Семячик» (Камчатка) образовалось озеро диаметром около 500м и глубиной более 100м, заполненное смесью серной и соляной кислот средней концентрации. Одним из вероятных вариантов образования подобных озер может быть взаимодействие сероводорода и раствора хлорноватой кислоты: 3H2S+4HClO3=3H2SO4+4HCl.
На первых этапах геологической истории планеты значительная часть тепла, скорее всего, выделялась в результате распада актиноидов и радиоактивных изотопов различных элементов. Например, принято считать, что на Земле содержание К40 было примерно в 5 раз больше чем сейчас, а доля выделяемого тепла, при его распаде, составляла около 30%. Основная часть (88%) атомов изотопа калия, испуская ;-частицу, превращаются в Са40, что способствует образованию кальцийсодержащих минералов – основных плагиоклазов и некоторых пироксенов, составляющих основу венерианской коры. Поверхность Венеры на 85% покрыта базальтовыми лавами преимущественно толеитовыми и реже известково-щелочными.
Очевидно, что при дальнейшем увеличении мощности коры планеты и снижения интенсивности реакций ядерного распада следует ожидать падение температуры на её поверхности. При падении температуры ниже температуры кипения серной кислоты (около 3000С) начнется выпадение кислотных осадков, что запустит механизм диссоциации минералов у приповерхностных базальтов и туфогенных образованиях с высвобождением большого количества железа (не исключено, что именно этим фактом объясняется моноэлементная железорудная металлогения раннего архея на Земле). Распад породообразующих минералов на ионы и их взаимодействие с углекислым газом при полном отсутствии воды, ведет к деанортизации (альбитизации) и калишпатизации плагиоклазов с выделением карбоната кальция и к образованию карбонатов и кремнезема из пироксенов: CaMg[Si2O6] + 2CO2 = CaMg(CO3)2 + 2SiO2. Полученные ингредиенты (кислые плагиоклазы, кварц) образуют основу для образования плагиогнейсов и плагиогранитов. На Земле у этих пород наблюдаются характерные особенности, доказывающие их образование на месте, например: массивы этих пород отличаются конкордантностью с осями складок вмещающих пород и не имеют подводящих каналов, а также часто имеют переходные разности с вмещающими породами. В дальнейшем палингенно-метасоматические и инфильтрационно-анатектические процессы, при участии солевых возгонов хлоридов и сульфатов щелочных металлов (преимущественно калия), приведут к образованию значительных масс гранитоидного состава. Вероятно, именно эти процессы послужили первопричиной возникновения гранито-гнейсового слоя континентальной коры на Земле.
Взаимодействие кислот с поверхностными породами приведет к их нейтрализации и связыванию углекислого газа, что способствует понижению плотности атмосферы. Нейтрализация кислот (S + 2H2SO4 = 3SO2 + H2O; C + 2H2SO4 = 2SO2 + CO2 + 2H2O; 2Fe+6H2SO4 = Fe2(SO4)3 + 3SO2 +6H2O; NaOH + HCl = NaCl + H2O и т.д.) приведёт к образованию значительного количества воды. В результате выброса огромных масс базальтов и андерплейтинга тугоплавких пород (в том числе вероятно и пиролит-хондритовых) произойдет постепенное наращивание мощности литосферы, что в конечном итоге приведет к ещё большему охлаждению поверхности планеты. В совокупности данные процессы создадут условия для образования первых водных бассейнов, где будут накапливаться смываемые карбонаты. Накоплению мощных карбонатных толщ в значительной степени могут способствовать химические процессы, происходящие в глубинах литосферы. Например, на Земле аналогичное явление можно наблюдать в областях развития белых курильщиков – своеобразных аналогах черных курильщиков. В отличие от черных курильщиков «белые» аналоги располагаются не на стыке двух плит, а в пределах жесткой плиты. Из изливающейся воды, с температурой около 80;С, в осадок выпадают преимущественно кальциевые минералы – кальцит, арагонит, а также бруcит, при этом выделяются метан и водород. В составе воды отмечены небольшие содержания серы и железа. Процесс образования карбонатов с углеводородными газами, скорее всего, является результатом распада карбидов: CaC2 + 2H+ + 2(OH); = Ca(OH)2 + C2H2; в дальнейшем портландит (гашеная известь) поглощая углекислый газ преобразуется в карбонат кальция Ca(OH)2 + СО2 = СаСО3 + H2O.
Бескислородная среда при большом содержании углекислого газа в водах первых бассейнов будет способствовать образованию хорошо растворимого гидрокарбоната железа – Fe(HCO3)2. Впоследствии благодаря выделяемому строматолитами кислороду (общепризнанное мнение) железо выпадет в осадок: 2Fe(HCO3)2+O=Fe2O3+2H2O+4CO2, что приведет к накоплению мощных железорудных слоистых формаций. На Земле такой процесс фиксируется в конце архея – начале протерозоя (3 – 2,6 млрд. лет).
Постоянно увеличивающиеся мощности литосферы и гидросферы будут способствовать удерживанию внутреннего тепла планеты и как следствие увеличению её объёма, что запустит механизм рифтообразования. В зонах спрединга начнет формироваться кора океанического типа (на Земле можно сопоставить с распадом гипотетического суперконтинента Ваальбара около 2,5 млрд. лет). Вероятно, внутренний разогрев планеты приведет к образованию расплавленной оболочки ядра, что в свою очередь запустит механизм ядерного синтеза в ядре планеты и создаст условия для возникновения магнитного поля у Венеры (у Земли дипольное магнитное поле по данным палеомагнитных исследований появилось 2,6 млрд. лет). Магнитное поле будет способствовать сохранению и накоплению паров воды в атмосфере планеты, выбрасываемых вулканами и кислорода.
С этого момента Венера станет полностью узнаваемой с точки зрения существующих познаний о геологическом строении Земли и все происходящие тектонические, химические процессы будут идентичны земным.
В охлажденной литосфере запустится флюидный режим массопереноса, так как агрессивные газово-жидкие возгоны будут конденсироваться в трещинно-пористой среде на значительных глубинах. Вынос кислотных растворов, обогащенных рудными компонентами, на поверхность при последующей нейтрализации и охлаждении вод древних океанов приведет к образованию крупных стратиформных скоплений полиметаллов, золота, урана, марганца и других полезных ископаемых. На Земле такой процесс происходил в раннем протерозое около 2,4 млрд. лет назад.
Постепенное увеличение мощности гидросферы достигло своего апогея в начале кембрийского периода, в результате чего вся поверхность Земли оказалась покрытой водой за исключением островов вулканического происхождения и участков складчатых сооружений. Очевидно, что определённая часть воды на Земле была привнесена астероидами и кометами, о чем говорит наличие тяжелых атомов водорода в некоторых молекулах воды земных океанов. Но все-таки основная часть воды, по крайней мере, на планете Земля является продуктом химических процессов постоянно происходящих в недрах планеты, то есть имеет ювенильное происхождение.
Скорее всего, эндогенное происхождение имеют и соли растворенные в водах океанов. Широко распространенное совместное нахождение солей и магматических пород, а также их тесная взаимосвязь с глубинными разломами не может представлять случайность. Факты нахождения в соляных куполах и диапирах запертых линз углекислого газа, а также обломков ниже лежащих пород свидетельствуют об инъективном характере накопления солей. К противоречивым фактам следует также отнести и гигантские мощности солевых отложений, и отсутствие в них каких либо признаков жизнедеятельности палеоорганизмов. Подобные предположения высказаны в работах Н.А. Кудрявцева, В.Н. Холодова и других геологов. По нашему мнению первоисточником галитовых рассолов являются нейтрализация кислородсодержащих кислот хлора, а впоследствии термическое разложение и обменные реакции солей этих кислот (хлоратов, перхлоратов и гипохлоритов) например: 2HClO;2HCl+O2;; 2NaClO;2NaCl+O2;; 2NaClO3;2NaCl+3O2; 4NaClO3;3NaClO4+NaCl; NaClO4+NH4Cl=NH4ClO4+NaCl; Перхлорат натрия как окислитель может взаимодействовать с углеводородами: NaClO4+CH4;2H2O+CO2+NaCl. В дальнейшем выпадение в осадок из пересыщенных растворов, заполняющих линзовидные полости в осадочных породах, приведет к образованию накоплений каменной соли «осадочного» типа. Нечто подобное можно наблюдать в Мексиканском заливе, где в кратерообразном понижении из донных грунтов вместе с пузырьками метана сочится солевой раствор в пять раз солонее окружающей воды, образуя своеобразное подводное озеро с более высокой плотностью воды.
Другим ярким примером могут служить соляные залежи высохшего озера Карум в Эфиоии. Огромная площадь, покрытая мощным (участками до 2000м) чехлом соли, расположена в северной части Восточно-Африканского рифта в пределах крупной депрессии Данакили. Иногда в соляных полях можно наблюдать окна бурлящей воды (типа родников или воклюзов) образованные восходящими потоками рассолов. В центре соляной пустыни расположен уникальный вулкан Даллол размером около 2х1км и высотой купола всего 41м. Последнее крупное извержение фреатического типа у вулкана произошло в 1926 году, но последующая гидротермальная деятельность практически полностью скрыла все признаки выброса базальтовых пород. В настоящее время в пределах вулкана активны многочисленные горячие источники (~70°С) и небольшие гейзеры из которых изливаются соляные растворы, образующие небольшие сальзы подкрашенные окислами железа, или концентрированная кислота (рН<1), прорезающая в отложениях солей каналы и ванны с узорчатыми берегами. Зоны активного излияния периодически меняют своё положение по площади вулкана, что связано с залечиванием одних подводящих каналов и образованием других при тектонических подвижках. Вокруг вулкана вся площадь покрыта слоями каменной соли, переслаивающимися с пластами глины, ангидрита, гипса и травертина. Миоценовые отложения солей представлены, помимо хлоридов, также и сульфатами натрия, кальция магния и калия. Образованию залежей солей осадочного типа способствуют ливневые дожди, в результате которых происходит размыв солей вулкана и пополнение рассолами источников озера Карум.
Нередко в верхних частях соляных структур, залегающих в карбонатных породах, можно наблюдать гипсовые шляпы, образовавшиеся за счет воздействия растворов серной кислоты на вмещающие породы (CaCO3 + H2SO4 + H2O = CaSO4;2H2O + CO2).
По мнению академиков А.П. Виноградова, В.И. Вернадского и многих других исследователей, состав и концентрация солей в водах мирового океана существенно не менялся на протяжении 2,5 млрд. лет, что свидетельствует о синхронности процессов образования ювенильных вод и возгонов солевых рассолов. По данным глубокого бурения установлено значительное увеличение концентрации солей в подземных водах с глубиной, что также свидетельствует о том, что первичные водоемы изначально были солеными, а источником солей являются глубинные химические процессы.
Приведенные факты позволяют предположить, что мировой океан, скорее всего, является продуктом нейтрализации кислот, поднимающихся с больших глубин, и судя по составу океанических вод преимущественно соляной (точнее хлорсодержащих), серной и угольной (усредненный ионный состав основных компонентов океанических вод, в ‰: Cl--19; Na+-10,6; K+-0,38; SO42--2,7; Mg2+-1,3; Ca2+-0,41; HCO3-0,14).
Возможно, и первый свободный кислород в океанах Земли появился благодаря приведённым выше реакциям нейтрализации кислородсодержащих кислот хлора и разложения их солей.
Регрессивный характер уровня мирового океана, в результате которого в итоге обнажились континенты, очевидно, объясняется цикличным расширением Земли. Расширение земной сферы поддерживает определенный баланс между водной оболочкой и сушей на планете.
Предположения о вероятности расширения планеты высказывались учеными ещё в XVIII веке, а в 1933 г Кристофер Отто Хильгенберг сформулировал гипотезу расширения Земли. С некоторыми исправлениями и дополнениями гипотезу поддерживали российские (В.Ф. Блинов, В.Б. Нейман и др.) и немецкие (К. Фогель, К. Якоб, К. Маэль) ученые. Но более логично геологическое развитие планеты объясняется пульсационной гипотезой, выдвинутой немецким ученым Ротплетцем в 1902 г и впоследствии усовершенствованной в 1940 г В.А. Обручевым. Основная суть гипотезы заключается в том, что фазы сжатия и расширения в истории развития Земли чередуются, но следует заметить, расширение явно преобладает. Во время длительных тектонически-пассивных периодов происходит накопление водных масс с затоплением континентальных низменностей. В зонах субдукции идет медленный процесс поглощения древней океанической коры с выдавливанием полосообразных блоков и линз офиолитовых поясов по листрическим тектоническим зонам континентов. Периоды вспышек магматической активности в недрах Земли сопровождаются фазами расширения земной поверхности, в результате чего материковые плиты расходятся и в зонах спрединга наращивается кора океанического типа с полосовидными знакопеременными магнитными аномалиями. Правда, некоторыми исследователями подобные аномалии объясняются инверсией магнитного поля Земли, но простым экспериментом можно опровергнуть данное утверждение. Если к компасу с зафиксированной магнитной стрелкой поднести другой компас со свободной стрелкой, то ориентировка будет диаметрально противоположной, невзирая на существующее магнитное поле Земли. Вероятно, при первом внедрении расплавов ориентировка магнитных минералов соответствовала силовым линиям магнитного поля Земли, но при последующих излияниях направление кристаллизующихся минералов менялось на противоположное под влиянием местного существующего поля, создаваемого фиксированными минералами ранее раскристаллизовавшихся пород.
Увеличение площади дна океана приводит к появлению крупных участков суши в пределах континентов. Подобный процесс довольно часто фиксируется в историческом прошлом Земли, например в конце кембрийского и в конце ордовикского периодов, на рубеже силура и девона, в раннекаменноугольном периоде, в пермо-триасовое время, а также в конце мезозойской эры. Наиболее значительные проявления фазы расширения Земли соответствуют распаду суперконтинентов (Родиния, Гондвана с Лавразией, Пангея) и массовому вымиранию некоторых видов животного мира.
В настоящее время развитие Земли проходит в относительно спокойном тектоническом режиме. Расширение проявляется лишь на локальных участках земной поверхности и полностью нивелируется субдукционными процессами, в результате чего постоянное увеличение водных масс привело к затоплению окраин континентов, образуя шельфовые зоны. Неравномерный характер процесса наращивания площади земной коры в зонах спрединга приводит к столкновению литосферных плит на противоположных пассивных окраинах с образованием надвигов и складчатых сооружений или зон субдукции (поддвигов).
Общепризнанная концепция рассматривает процесс субдукции как погружение одних блоков земной коры под другие, при этом погружающаяся плита под крутым углом (более 45°) опускается в нижнюю мантию (670 км) где происходит ее плавление. Такой вывод сделан на основе сейсмических данных, согласно которых фокусы землетрясений располагаются с понижением по направлению к континенту. Но возможен и другой вариант интерпретации геофизических данных: послойное проникновение (вклинивание) языков (слэбов) океанической коры в ослабленные зоны литосферы с континентальной корой (рис. 1). Такими ослабленными зонами могут служить астенолинзы или раскристаллизованные продукты их взаимодействия с вмещающими породами (например, серпентиниты). Существование астенолинз в литосфере доказано в пределах ряда горных сооружений по присутствию нескольких волноводов. В переходной зоне Азиатского материка к Тихому океану, по данным Р.З. Тараканова и Н.В. Левого, выделяются четыре обособленных астеносферных слоя на глубинах 65-90, 120-160, 230-300 и 370-430 км. В пределах Западной и Центральной Сибири фиксируется, по крайней мере, три слоя с пониженной скоростью сейсмических волн на глубинах 75-115 км, 140-170 км и 200-260 км. Другими словами существует многоярусная система сообщающихся астенолинз и скорее всего, выполненная не расплавами, а жидкими агрессивными продуктами дегазации нижней мантии с взвесью растворенных вмещающих пород, проще говоря – растворами (истинными и коллоидными). Литификация инъекций таких растворов в верхних горизонтах литосферы приводит к образованию гипабиссальных дайково-жильных комплексов флюидизатов. Следует учитывать, что нередко многокомпонентные флюидные растворы астенолинз в условиях герметичной пористой системы жестко связаны стенками пор и по деформационным характеристикам, а также агрегатному состоянию приближаются к свойствам твердого тела, т.е. становится квазижесткими, что не всегда позволяет фиксировать их геофизическими методами. Образование полостей для растворов астенолинз вероятно происходит благодаря увеличению радиуса земной сферы и изменению кривизны земной поверхности, в результате чего дугообразные литосферные плиты распрямляются и в их подошве возникают скрытые разломные зоны (газоотводящие каналы), а также горизонтальные трещины отслоения, в которых накапливаются агрессивные продукты дегазации нижней мантии (рис. 2).
При проникновении слэбов базальтоидов океанической коры в агрессивную среду астенолинз континентов происходят процессы деанортизации калишпатизации и амфиболизации, таким образом, увеличивая мощность гранитоидной коры. Такой процесс, например, фиксируется в зоне субдукции плиты Наска под Южно-Американскую плиту, где образовалась мощная (около70 км) гранитоидная кора при сохранении мощности базальтоидной части литосферы. Экзотермические реакции, происходящие во фронтальной части слэбов приводят к плавлению (анатексису) вышележащих пород и активизации вулканической деятельности. Очевидно, что такой вариант объясняет «парадоксальную и до сих пор нерешенную» (Н.Л. Добрецов и др.) проблему - высокого теплового потока над зонами субдукции.
Тектоническое скучивание верхних горизонтов (преимущественно осадочных пород) активных окраин континентов приводит к образованию орогенных сооружений (Анды, Кольдильеры и др.). Взаимопроникновение отдельных пластов литосферы, скорее всего, происходит и при коллизии континентов. При этом смещения континентальных плит по плоскости астенолинзы незначительны. Например: нижние части Африканской плиты субдуцируют под Евразийскую, в то время как верхние её пласты фиксируются на вершинах альпийских гор (пик Маттерхорн).
Основным недостатком и одновременно аргументом противников гипотезы расширения Земли всегда являлось отсутствие доказанных физических моделей объясняющих увеличение массы Земли. Однако открытие в середине XX века элементарной частицы – нейтрино позволило немецкому ученому К. Маэлю высказать предположение о том, что ядро Земли способно материализовать нейтринное излучение от солнца и от коллапсирующих звезд, в результате чего происходит увеличение не только объёма вещества Земли, но и массы планеты.
Основанием данного утверждения послужила теория ;-распада, разработанная физиками В. Паули и Э. Ферми согласно которой распад свободного нейтрона приводит к образованию протона, электрона и электронного антинейтрино (n ; p + e- + ;;е). Следовательно, воздействие на нейтроны ядер атомов проникающих потоков нейтрино в центре Земли приводит к образованию протонов и электронов (n + ;e ; p + e-). В настоящее время этот принцип используется в детекторах по фиксации нейтрино, в которых под действием потока нейтрино один из нейтронов ядра 37Cl превращается в протон, что приводит к образованию радиоактивного изотопа 37Ar (;e + 37Cl ; e- + 37Ar; и аналогично ;e + 71Ga ; e- + 71Ge). Результатом таких взаимодействий должно быть образование большого количества водорода и его изотопов, но для осуществления такой схемы необходим источник нейтронов. Ряд исследователей (Ю.М. Фомин; Г.В. Трофимов и многие другие) утверждают, что в центре земного ядра существует нейтронное ядро диаметром около 180м. Если это так, то можно предположить, что бомбардировка различными типами нейтрино (электронное, мюонное и тау-нейтрино, а также их антиподы) нейтронного ядра планеты приводит к синтезу ядер легких элементов, а через длительную цепь сложнейших превращений, возможно и более тяжёлых атомных ядер.
В процессе образования элементов могут принимать участие также и ;-частицы (например: 14N + 4He ; 17O + 1H; 4He + 4He + 4He ; 12C), синтезирующиеся посредством мюонного катализа (2Н + 3Н; = 4Не + 1n + ;-) не требующего многомиллионной температуры, или реакций ядерного распада трансурановых элементов.
В.Н. Ларин предлагает другой вариант расширения земной сферы – за счет разложения гидридов металлов, слагающих внутреннее ядро планеты. Суть теории заключается в том, что, во-первых, при химическом соединении с водородом атомы металлов, теряя электроны с внешней оболочки, значительно уменьшаются в размере; во-вторых, при очень высоком давлении атомы металлов способны накапливать отдельные протоны (ионы водорода) внутри электронной оболочки и при этом уплотнятся на 20-70%, увеличивая свою плотность. В условиях высоких температур и уменьшении давления (во внешнем ядре) гидриды разлагаются на составляющие, и ионы металлов переходят в атомарное состояние, увеличиваясь в объеме без изменения массы. Аналогичный процесс происходит и при выделении водорода из «раствора» в металле (на границе ядро-мантия). В результате разрушения гидридного ядра и разуплотнения вещества происходит увеличение объема планеты.
Если предположить, что данная теория является следствием предыдущей гипотезы, то увеличение массы планеты все же происходит.
В настоящее время познания о внутренних термодинамических условиях Земли, а также о химическом составе и агрегатном состоянии ядра планеты весьма гипотетичны, что не позволяет выстроить физическую модель преобразований, происходящих в ядре и нижней мантии планеты, с достаточной степенью достоверности. Любой новый установленный фактор может опровергнуть общепринятую на данный момент догму, а противоречащие на первый взгляд гипотетические высказывания могут занять ее место (что в истории науки происходило неоднократно). Поэтому, не вдаваясь в дискуссии о правомочности тех или иных гипотез некоторые их постулаты, подкрепленные совпадением гипотетических выводов у разных авторов или установлением фактов, противоречащих признанной теории, и наконец логичной стройностью, временно следует воспринимать как аксиомы. Какие бы пути решения не предлагались бы выдвигаемыми гипотезами главный их вывод сводятся к следующему: ядро Земли как бы «выгорая» увеличивает объём планеты и производит большое количество водорода, периодически образующего мантийные плюмы. Принимая данную аксиому можно объяснить происхождение воды на Земле и углеводородов. По-другому взглянуть на проблемы геотектоники и наконец, разрешить ряд дискуссионных вопросов касающихся генезиса некоторых пород и руд, на чём следует остановиться более подробно.
Выделяемое ядром планеты тепло в значительной степени поглощается в результате процессов ионизации атомов или эндотермических реакций образования химических соединений (например, карбидов, силицидов) в нижней мантии, что приводит к понижению температуры у подошвы литосферы. В литосферных астенолинзах преобладают экзотермические реакции, приводящие к образованию эвтектических смесей и активизации вулканической деятельности на поверхности планеты. Таким образом, осуществляется теплообмен между недрами и поверхностью Земли.
Конвективные течения или мантийные плюмы выносят продукты ядерного синтеза к подошве литосферы, где в условиях пониженных температур происходит их кристаллизация и литификация, таким образом, увеличивая её мощность. Газовые продукты заполняют тектонические полости в литосфере, где синтезируются агрессивные жидкие фазы (например, кислоты) с высокой температурой кипения. При взаимодействии с кислотами часть вещества (минералов) диссоциирует на ионы (растворяется), то есть нарушаются межионные и межатомные связи, что понижает температуру плавления пород. В результате ограниченного участия агрессивных флюидов (кислот и других летучих компонентов) образуются эвтектические смеси с более низкой температурой плавления и происходят реакции обмена, замещения или присоединения ионов. При кристаллизации такого расплава образуются иные минералы и соответственно – породы. Например: сиенитизация габброидов, при которой происходит деанортитизация основных плагиоклазов с образованием щелочных полевых шпатов и амфиболизация пироксенов. По мнению Д.С. Коржинского подобный процесс, в ходе которого трансмагматические растворы вызывают плавление пород, т. е. образование магмы и поэтому не может считаться метасоматозом.
Очевидно, что именно взаимодействие разнообразных по составу агрессивных флюидов с глубинными минеральными парагенезисами приводит к их плавлению и образованию существующего многообразия магматических и магматогенных пород.
При более значимом участии трансмагматических растворов образуются переходные разности магматогенных пород – щелочные базальтоиды, лампрофиры и карбонатиты. В отличие от истинно магматических пород эти породы не слагают массивов и всегда представлены приповерхностными телами в виде даек, трубообразных стволовых структур, реже образуют локальные силы или слагают части кимберлитовых и лампроитовых диатрем. Их химический и минералогический состав отличается крайней невыдержанностью даже в пределах одного тела. В составе пород характерно значительное присутствие низкотемпературных минералов, содержащих летучие компоненты, также характерны фельдшпатиды, карбонаты и гидроокислы (гидраты). Зачастую породы характеризуются наличием кластического ксеногенного материала не подверженного термическому воздействию, что говорит о фреатическом характере выбросов.
При избыточном количестве химически активных возгонов в условиях невысоких температур (<500°С) стирается грань между понятиями расплав и раствор, так как минералы пород практически полностью диссоциируют. Реакции нейтрализации агрессивных флюидов приводит к образованию большого количества воды. Изменение рН приводит к частичной кристаллизации и коагуляции определенных новообразованных минералов за счет чего истинные растворы трансформируются в коллоидные. При таких условиях формируется низкотемпературная ветвь флюидизатов, состоящих в основном из глинистых минералов – кристаллогидратов.
Постепенное увеличение влияния газово-жидких возгонов на породы можно продемонстрировать на примере молодых (около 6 млн. лет) вулканов рифта Грегори, входящего в состав южной части Восточно-Африканской рифтовой системы (Танзания). Здесь можно наблюдать эволюцию магматических расплавов от мелилитит-базальтовых к трахитовым, далее к фонолитовым и наконец, мелилит-комбеит-волластонит-нефелинитовым извержениям. Конечная стадия эволюции представлена излиянием карбонатитовых среднетемпературных (не более 500°С) растворов. Среди вулканических сооружений рифта Грегори отмечены две группы карбонатитов: грегориит-ньеререитовые (натровые) и кальцитовые. В настоящее время активным является только вулкан Олдоиньо-Ленгаи, кратер которого заполнен натровыми карбонатитами. По трещинам карбонатитового панциря постоянно выплескивается темно-серая жидкая грязь с температурой около 500°, образуя небольшие (до 5м) сальзы (орнито), а на склонах вулкана с отрицательным уклоном – сосульки типа сталактитов длинной более 2м. По данным А.Н. Зайцева фумарольные газы представлены в основном СО.2 и H2O (98%), в небольшом количестве присутствуют также H2, H2S, CO, HCl, HF, CH4, в виде ионов в составе карбонатов присутствуют (SO4)2- и (PO4)2-. Первоначальный минеральный состав карбонатитов представлен преимущественно солями фумарольных кислот – карбонатами, хлоридами, фторидами и сульфидами. Впоследствии при взаимодействии пород с фумарольными газами и атмосферной водой кристаллизуются (замещаются) вторичные минералы – кристаллогидраты, гидрокарбонаты, при этом цвет потоков меняется на белый. В небольших количествах в породах присутствуют сульфаты, фосфаты и силикаты (вероятно ксеногенные). Очевидно, что агрессивные газово-жидкие возгоны определяют минеральный состав карбонатитов вулкана.
Единого мнения о происхождении карбонатитов не существует. Не ясен, прежде всего, источник карбонатитовых образований, поэтому генезис карбонатитов является объектом дискуссий. В литературе разными авторами высказываются мнения, как в пользу гидротермально-метасоматических растворов, так и магматического происхождения карбонатитов. Но следует заметить, что без разложения плавятся лишь карбонаты щелочных металлов, а при нагревании карбонатов других металлов происходит их разложение на соответствующий оксид и углекислый газ (CaCO3 ;880° CaO + CO2;). Гидротермальные процессы приводят к образованию натёчных форм (Памуккале, Турция), а при метасоматозе, согласно Д.С. Коржинскому, «растворение старых минералов и образование новых происходит почти одновременно, при этом замещаемые породы все время сохраняют твердое состояние». Образование карбонатитов происходит за счет кристаллизации коллоидных растворов при смене химических и термодинамических параметров во время подъёма с больших глубин. Поэтому правильнее их относить к флюидно-инъективным (дайково-жильные) или флюидно-эксплозивным (Ангаро-Илимский тип) образованиям.
Источником карбонатных растворов могут быть базальтовые и щелочные породы при воздействии на них углекислоты (2Ca[Al2Si2O8] + 4H2O + CO2 = Al4[Si4O10](OH)8 + 2CaCO3; 6CaMg[Si2O6] + 4H2O + 6CO2 = Mg6[Si4O10](OH)8 + 6CaCO3 + 8SiO2); 4Na[AlSiO4] + 2CO2 + 4Н2О = Al4[Si4O10](OH)8 + 2Na2CO3, но при этом образуется значительное количество кремнезема, серпентина или каолина. Такие карбонатиты обычно бедны редкоземельными элементами, но обогащены железом и сопровождаются телами каолинитового и/или монтмориллонитового состава (Ангаро-Илимский тип). Карбонатиты обогащенные редкоземельными элементами и редкими металлами, скорее всего, имеют источник в более глубоких горизонтах литосферы. Наиболее логично предположение, основанное на карбидной теории.
При формировании нижних горизонтов твердой литосферы все элементы стремятся образовать такие минеральные соединения, которые будут устойчивы в конкретных термодинамических и химических условиях. Так для нижних горизонтов литосферы, где температура по оценкам специалистов достигает 2000-25000С, характерно образование наиболее тугоплавких минералов. Из породообразующих минералов в приповерхностных условиях наиболее тугоплавким является форстерит (tпл;1900С), но наиболее высокой температурой плавления обладают карбиды (t0пл – 2000;-4000;С) некоторые из которых (муассанит, хамрабаевит, хаксонит, когенит и др.) в качестве акцессориев часто присутствуют в породах глубинного присхождения – гипербазитах, кимберлитах, карбонатитах, а также хромититовых рудах и бокситоносных образованиях. Например, в глубинных ультрабазитах содержание карбидов иногда достигает 2%. Следовательно, можно предположить, что нижние горизонты литосферы сильно обогащены карбидами и другими тугоплавкими минеральными соединениями, не встречающимися в приповерхностных условиях, а подошва такой литосферы под континентами, скорее всего, опускается до глубин значительно ниже 400 км. Эксфильтрационные газово-жидкие возгоны в трещинно-пористой среде тектонических нарушений и зон повышенной проницаемости литосферы приводят к диссоциации данных минеральных соединений и их переносу в верхние горизонты в виде газов, растворов или взвесей, где происходит образование иных минеральных форм (силикаты, карбонаты и т.п.).
Большинство карбидов весьма неустойчивы в условиях верхних горизонтов литосферы и поэтому очевидно крайне редко встречаются на поверхности Земли. Так карбиды активных металлов (металлы главных подгрупп I, II и III групп периодической системы Менделеева) легко разлагаются водой с образованием смеси углеводородов и гидрооксидов металлов. Например: Al4C3 + 12H2O = 4Al(OH)3 + 3CH4; Mg2C3 + 4H2O = 2Mg(OH)2 + C3H4; CaC2 + 2H2O = Ca(OH)2 + C2H2. При поглощении углекислого газа портландитом образуется кальцит (Ca(OH)2 + CO2 = CaCO3+ H2O). Карбид натрия (Na4C) в разбавленных кислотах разлагается с образованием метана.
При гидролизе карбидов редкоземельных металлов и карбидов актиноидов образуются жидкие и твердые углеводороды. Карбиды железа (Fe3C5, Fe4C, Fe5C2, и др.) растворяются в разбавленных кислотах также с выделением смеси жидких и твердых углеводородов с водородом или свободного углерода с водородом. Свободный углерод при взаимодействии с горячей серной кислотой образует сернистый и углекислый газы, а также воду: C + H2SO4 = 2SO2 + CO2 + H2O.
Нельзя исключать и другие варианты, способные приводить к конечному аналогичному результату.
Одними из вероятных компонентов литосферной мантии могут быть некоторые оксиды, например кальция (СаО) или магния (MgO) с температурой плавления превышающей 2800°С. Оксид кальция при взаимодействии с ионами воды выделяет огромное количество теплоты, способной переплавить значительный объём вышележащих пород с более низкой температурой плавления (CaO + H2O = Ca(OH)2 +Q).
Подобные экзотермические реакции, по-видимому, и приводят на первом этапе к активизации магматической деятельности, а затем к внедрению лампрофир-карбонатитовых флюидизатных комплексов. Данное предположение подтверждаются характерными закономерностями – появление карбонатитов на конечной стадии базальтоидного вулканизма и размещение в пределах локальных поднятий, расположенных в зонах крупных тектонических нарушений (флексуры, рифты и т.д.).
Предположение о существовании глубинных горизонтов обогащенных карбидами объясняет наличие капельножидкой нефти и углеводородных газов в кимберлитах и бокситах, присутствие нанокристаллов алмаза в нефти (Мексиканский залив), а также обогащение флюидизатов редкоземельными металлами и другими редкими элементами.
Вероятно, благодаря диссоциации тугоплавких минералов (карбидов, силицидов, окислов и др.) образуются и крупные скопления углеводородов, а так же происходит образование карбонатитовых растворов или накопление мощных карбонатных толщ на дне океанов. Гипотезу неорганического генезиса углеводородов при взаимодействии глубинных карбидов металлов с водой или кислотами, в результате чего образуется смесь углеводородов, впервые предложил в 1877г Д.И. Менделеев. Позднее теория была признана несостоятельной, так как противоречила имевшимся на тот момент представлениям о внутренних процессах Земли.
Главную роль в процессе массопереноса и концентрации полезных компонентов в литосфере играют жидкие агрессивные (кислотные и щелочные), водные и газовые (CO2; SO2 и др.) флюиды, которые синтезируются и конденсируются из продуктов дегазации астеносферного субстрата непосредственно в трещинно-пористой среде глубинных разломных зон относительно холодной литосферы (~5000С). Их взаимодействие с глубинными вмещающими породами приводит к гидролизу исходных породообразующих минералов с образованием пересыщенных растворов.
Например: в оливиновых породах характерно образование серпентина и магнезита – 4Mg2SiO4 + 2H2 +2CO2 + 4OH = Mg6[Si4O10](OH)8 + 2MgCO3, фельдшпатоидные и слюдисто-полевошпатовые породы образуют большие массы каолинитовых глин с кремнистыми образованиями – 4Na[AlSiO4]+2H2+2CO2+4ОН=Al4[Si4O10](OH)8 + 2Na2CO3; 4K[AlSi3O8] + 2H2 + CO2 + 4OH = Al4[Si4O10](OH)8 + K2CO3 + 8SiO2; при гидролизе пироксенов образуются карбонаты – 6CaMg[Si2O6] + 2H2 + 6CO2 + 4OH = Mg6[Si4O10](OH)8 + 6CaCO3 + 8SiO2; при разложении перидотитовых пород может выделяться метан – 2Mg2SiO4 + Mg2[Si2O6] + 4CO + 12H2 = Mg6[Si4O10](OH)8 + 4CH4. При определенных условиях на этом этапе процесса могут образоваться хлориты, мелилиты.
Важным условием осуществления таких химических преобразований является предварительный распад исходных минералов на ионы под воздействием кислот. Необходимость данного условия объясняется, прежде всего, высокой устойчивостью алюмокремнекислородного (или кремнекислородного) радикала – [AlmSin-mO2n]-m к воздействию воды и гидротермальное воздействие в чистом виде приводит лишь к выщелачиванию или к цеолитизации полевых шпатов и фельдшпатоидов. Например, при эксфильтрации гидротермальных вод через толщи полевошпатовых песчаников или туфогенно-осадочных образований образуются месторождения аутигенных цеолитов. Другим примером воздействия воды на минералы является гидратация – реакция присоединения воды с образованием глинистых минералов группы монтмориллонита ((Al,Mg)2[Si4O10](OH)2;nH2O), галлуазита (Al4[Si4O10](OH)8;4H2O), гидрослюд и др.
Экспериментальными лабораторными исследованиями установлено, что вода является наименее активным агентом химического разложения минералов и при воздействии даже на легкорастворимые силикаты (слюды, фельдшпатоиды и др.) ни железа, ни алюминия из минералов вода не извлекает []. Возможность частичного растворения минералов при взаимодействии с водой сильно зависит от степени ее кислотности. Разложение минералов материнских пород в латеритных профилях, вероятно, происходит за счет воздействия гуминовых кислот, подкисленных гидротермальных источников или кислотных осадков образующихся при вулканических извержениях, в результате чего происходит фракционирование первичной породы на собственно латериты и кремнистый литомарж. При этом мощность латеритных профилей обычно не превышает первых десятков метров.
Таким образом, вода является одним из главных реагентов поверхностных процессов выветривания, но образования значительной мощности и состоящие из безводных минералов содержащих гидроксильную группу чаще не являются продуктами поверхностного гипергенеза. Очевидно, что данные породы представляют собой инъективные производные глубинной химической переработки гранито-гнейсовых пород и базальтов. Данное утверждение подтверждается и формой тел некоторых бокситовых месторождений это и крутопадающие жилообразные тела протяженностью около 200м (Североуральская группа месторождений) и диатремы аналогичные кимберлитовым трубкам глубиной более 1000м, выполненные лимонитизированными гибсит-каолиновыми и гидрослюдисто-монтмориллонитовыми глинами (Чадобецкая группа месторождений).
На поверхности Земли аналогичные процессы можно наблюдать в районах активной вулканической деятельности, где на наружных склонах вулканических конусов или в полосе, окружающей основание конусов, происходят выбросы фумарольных газов и грязево-жидких потоков с образованием небольших сальз. Из фумарол помимо соляной и серной кислоты выделяются сернистая, борная, плавиковая, тиоизоциановая и другие кислоты. Силикатные минералы в породах диссоциируют, металлы и щелочи частично или полностью переходят в раствор. Состав грязевых потоков изменчив и зависит от характера и количества вулканических эманаций, от показателя рН воздействующих растворов, а также от состава и растворимости пород, сквозь которые они просачивались[56]. Так, например, источники, содержащие значительные количества растворенного кремнезема, образуют отложения в виде кремниевого туфа, а содержащие растворенный карбонат кальция, обычно отлагают его в форме известкового туфа (травертина). Если кислотность растворов составляет 5 – 6 моль/л, кремнезем выносится и остается красно-бурая смесь лимонита и глинистых минералов, которая чрезвычайно похожа на обычные латериты, образующиеся при тропическом (?) выветривании. При рН=3 выносится железо и основания, в результате чего образуется белая порода, состоящая из каолинитовой глины и опала
В Условиях литосферы в замкнутых системах минерал-растворитель с увеличением концентрации вещества в растворе значение рН значительно повышается и происходит постепенная нейтрализация кислот вплоть до полного исчезновения водородных ионов. При достижении определенной величины рН и понижении температуры раствора начинается процесс коагуляции соответствующих составляющих из раствора в осадок. Например, наиболее интенсивно коагуляция Al2O3 происходит при значении рН = 4,8-5,0.
Аналогичный процесс происходит и при воздействии агрессивных флюидов на перидотитовые породы. В водном растворе кислоты диссоциируют с образованием катиона водорода (H+) и анионы кислотного остатка (SO42-; CO3-; Cl-), вода образует гидрокисльную группу (OH-).Результатом взаимодействия с минералами перидотитов (оливин, пироксены) ионизированного раствора является образование серпентина (Mg6[Si4O10](OH)8), магнезита (MgCO3), эпсонита (MgSO4;7H2O), галита (NaCl), кальцита (CaCO3) и кварца(SiO2). В результате плотностной дифференциации растворенных пород происходит концентрация хрома, высвобождающегося из пироксенов. В качестве наглядного примера образования такого набора минеральных ингредиентов можно привести Агардагский гипербазитовый массив (Зап. Тува), где рудоносными являются субвертикальные магнезит-серпентиновые жилы мощностью до 20м и трубообразные тела импрегнированные прожилками кальцита. Зоны развития рудоносных серпентинитов жильного типа насыщены песчаными инъективными образованиями типа даек. В юго-восточном обрамлении массива расположено горько-соленое озеро, окружающая площадь которого в весеннее время покрывается слоем (~10-15см) эпсонит-галитовых солей.
Инъективный характер рудоносных серпентинитов, вероятно, объясняется сжатием первичного трещинно-жильного коллектора, возникающего при неотектонических подвижках. Подтверждением процесса выдавливания дифференцированной гелеподобной массы является наличие характерных нодулярных руд (сферические рудные обособления размером до 3 см в серпентиновом матриксе), образующихся благодаря процессу холодной ликвации и ксенообломков перидотитов закатанных в слоистую скорлуповидную оболочку серпентинового состава. Нередко наблюдаются рудные брекчии, в которых цементом хромититовых обломков служит магнезит-серпентиновая масса, что говорит о многоактности процесса выдавливания вещества.
Вблизи контактов с более молодыми интрузивными породами (граниты, габбро-долериты) в жильных серпентинитах происходит частичная (внутренние части псевдоморфоз по энстатиту сложены серпентином, а по периферии они замещаются каймой регенерированного оливина) или полная десерпентинизация (очевидно в зависимости от длительности термального воздействия) с образованием вторичных дунитов. Таким образом, рудные тела оказываются в дунитах.
Нельзя не отметить ряд любопытных фактов, которые вероятно помогут объяснить принцип образования других флюидизатных образований: 1. Рудоносные инъективные серпентиниты по химическому и по минеральному составу близки к кимберлитам: хлорит-карбонатно-серпентиновая основная масса с набором вторичных и ксеногенных минералов – форстерит, магнетит, флогопит, а также высокохромистые гранат и хромшпинелид. Известны находки карбидов и высокобарического коэсита 2. В работе В.А. Симонова с соавторами приведены данные об обнаружении в рудных телах Кемпирсайского массива захороненных газов – H2, CH4, CO и N2; 3. Сведения о находках алмазов в хромититовых рудах и во вмещающих их серпентиновых метасоматитах приведены в работах В.Н. Лодочникова и В.А. Обручева. Китайскими исследователями приводятся данные об обнаружении алмазов в хромититовых рудах массива Luobush в Тибете, а так же в рудах массива Рай-Из (Полярный Урал), где из пробы весом 1,5т извлечено более тысячи алмазных зерен размером 0,2-0,4мм. Приведенные факты позволяют предположить, что в платформенных условиях, при наличии герметичного чехла сдерживающего большие объемы газов, аналогичные процессы приводят к образованию трубок «взрыва» и в данном случае инъективные хромитоносные серпентиниты являются своего рода эмбрионами кимберлитовых пород. Ведь, по сути, кимберлитовые образования являются продуктом либо химической и механической переработки карбонатитовым раствором вмещающих перидотитовых пород, либо результатом смешивания карбонатитового и серпентинового растворов. В приповерхностных обводненных горизонтах гидратация серпентинитов приводит к образованию глинистых минералов группы монтмориллонита. Данные исследований внутренней морфологии природных кристаллов алмаза, проводившихся многими исследователями и различными методами, позволяют сделать вывод о длительном процессе роста кристаллов в флюидно-твердой среде (не в расплаве), с пульсирующими, ритмично повторяющимися режимами термодинамических и химических параметров.
Экспериментально установлено, что рост кристаллов алмаза на затравках возможен при относительно низких температурах и давлении, но до последнего времени не ясным оставался процесс образования самих затравок. В настоящее время опытным путем доказана возможность образования нанокристаллов алмаза посредством кавитации (Д. А. Ярмаркин и др.).
Механизм кавитационного образования алмаза основан на быстром движении газово-жидких флюидов по узкому каналу с полостью переменного сечения. В широкой части полости канала давление уменьшается, что приводит к разделению флюида на жидкую и газовую фазу в виде газовых пузырьков. Когда жидкость переходит к суживающемуся сечению канала, давление резко увеличивается и пузырьки разрушаются. При схлопывании пузырьков, которые заполнены углеродсодержащим газом или тонкодисперсным углеродным веществом (например, фуллеренами), возникают локальные области сверхвысоких давлений и температуры (T ~ 1000-15000 K, P ~ 1000 МПа) являющиеся достаточными для синтеза наноразмерных алмазов.
В настоящее время кубические фазы углерода - фуллерены обнаружены в различных геологических объектах. Они установлены в шунгитах, антраксолитах, углях, карбонатно-глинистых морских осадках, хондритах и звездной пыли. Поэтому возможно предположить их участие в процессах алмазообразования, поскольку из экспериментальных работ известно, что образование алмаза из фуллеренов происходит значительно легче, чем из графита.
Большие скопления газово-жидких флюидов в полостях приближенных к поверхности литосферы при горизонтальном сжатии нередко образуют фреатические выбросы (взрывы), образуя многокольцевые отрицательные структуры схожие с метеоритными кратерами(?) или кратерами грязевых вулканоидов (например, близ о. Миван, Исландия). Конвергентность признаков эндогенных структур вулканогенного или флюидизатного происхождения и кратеров, образованных падением метеоритов часто приводит к неверной трактовке их генезиса.
Наиболее известным примером генезиса дискуссионного характера может служить Попигайская депрессионная структура, расположенная на границе Красноярского края и Якутии. Структура, выделенная в начале 50-х годов, изначально трактовалась как сложный вулкано-тектонический грабен на своде кайнозойского поднятия. В начале 70-х годов группой геологов ВСЕГЕИ под руководством В.Л. Масайтиса была выдвинута гипотеза о метеоритно-взрывном генезисе котловины. Безусловно, наличие некоторых признаков не противоречат обоим мнениям, но в тоже время ряд других установленных фактов вынуждает усомниться в правильности предлагаемых решений и позволяет говорить об особом виде эндогенной активности, связанной с накоплением газово-жидких флюидов и последующей серией камуфлетных взрывов. Ниже в тезисной форме приведем доводы в пользу эндогенного характера образования подобных структур.
В тектоническом плане Попигайская структура расположена в области сочленения двух надпорядковых структур Сибирской платформы – Анабарской антеклизы и Лено-Анабарского прогиба и локализуется в зоне пересечения древних глубинных разломов (в зоне повышенной проницаемости литосферы). Попигайская структура приурочена к области древнего поднятия, существовавшего еще в палеозое и эродированного в период куполообразного воздымания, предшествующего образованию Попигайского кальдерообразного обрушения (характерный признак флюидизатных процессов).
Большинством исследователей возраст образования «кальдеры» признается палеогеновым, но процесс формирования структуры, скорее всего, был более длительным и начался еще, видимо, в конце юрского периода. Это подтверждается присутствием горизонтов вулканогенно-осадочных пород в юрско-меловых отложениях, которые встречаются в виде глыб в мегабрекчии (размеры перемещенных блоков пород составляют от 10 до 100м). По возрасту начальный этап формирования структуры совпадает с началом процесса коллизионного сжатия и последующего эшелонированного надвигания на восточную окраину Сибирской платформы Верхоянского терригенного комплекса с образованием в дальнейшем складчатого сооружения, а также Предверхоянского и Лено-Анабарского прогибов. Можно предположить, что этот процесс спровоцировал вклинивание слэба в астенолинзу платформы с активизацией экзотермических реакций и выдавливание газово-жидких возгонов по листрическому нарушению или по контакту складчатого фундамента и пород чехла платформы на поверхность. Наличие зоны интенсивно насыщенной трубочными телами экслозивных брекчий кимберлитового, щелочно-ультраосновного, щелочно-базальтоидного и карбонатитового состава возрастом от юры до палеогена включительно, протягивающейся от юго-восточного края Попигайской котловины в юг-юго-восточном направлении (параллельно Верхояно-Колымскому складчатому сооружению) косвенно подтверждает такое предположение.
В радиусе около 40км от Попигайской структуры выявлено несколько трубок и даек выполненных породами схожими с тагамитами (андезито-дациты по определению Л.И. Шахотько). На расстоянии до 100км от центра кратера установлены «останцы аллогенной брекчии» размером от первых сотен метров до 10 км2 (следует заметить, что наибольшее их количество выявлено именно на восточном обрамлении котловины), образовавшихся, по мнению В.Л. Масайтиса, в результате разноса материала воздушными потоками при взрыве и интерпретируемых как «зона дальних выбросов». Но такие «останцы» можно трактовать и как глубинные выбросы газово-жидких флюидов с обломочным материалом аналогичные Патомскому «кратеру». Приведенные доводы позволяют трактовать «зону дальних выбросов» как область пониженной проницаемости с постепенно затухающей интенсивностью флюидизатных возгонов от центра зоны высокой проницаемости (область пересечения глубинных разломов).
Образование аллогенных крупно-глыбовых (0,5 – 10м) и мегабрекчий в пределах кратера, скорее всего можно объяснить обрушением свода купольного поднятия при выходе на поверхность газово-жидких продуктов (особенно мономиктовых), а в некоторых случаях результатом процессов приведших к образованию Патомского феномена. Цементом аллогенных брекчий чаще служат мелкообломочные (5 – 10см) песчано-глинистые образования (коптокластиты по В.Л. Масайтису), которые нередко образуют покровы на поверхности и линзы в зювитах. По внешнему облику и составу глинистых минералов (карбонат, хлорит, слюды, каолин, минералы группы монтмориллонита, цеолиты) данные породы идентичны образованиям грязевых вулканоидов Таманского полуострова. Наиболее развитые в котловине зювиты (витрокластические, литовитрокластические и грановитрокластические), сплошным чехлом заполняющие котловину, больше соответствуют понятиям «туф» и «туффизит», так как нередко можно наблюдать конусовидные постройки, рассеченные маломощными дайково-жильными телами брекчиевых зювитов (туффизитов).
Вещественный состав криптовулканитов (импактитов) – зювитов и тагамитов Попигайской структуры весьма близок к среднему составу пород цоколя, отличаясь (особенно тагамиты) повышенными содержаниями MgO (до 3,83%) и К2О (до 3,0%), но пониженными содержаниями глинозема, окиси натрия и окисленного железа, что говорит о привносе определенных элементов глубинными растворами.
Участие в образовании попигайских криптовулканитов газовых флюидов подтверждается рядом характерных признаков, таких как округлая форма значительной части обломков, приобретенная в результате обработки их газово-твердой взвесью; широкое распространение газовых включений в стеклах криптовулканитов и их состав (Н2 – до 23%, СО – до 18%, СnHm – до 22%, а также существенное количество газов группы азота и переменное количество СО2 при полном отсутствии свободного кислорода), сближающий их с породами образующимися при газово-флюидной мобилизации (туффизиты, кимберлиты и др.). Для попигайских пород характерно также широкое развитие глинистых минералов (монтмориллонита, хлорита, каолинита, гидрослюды), пирита, цеолитов и карбоната, являющихся специфической особенностью флюидизационных образований. Флюидно-эксплозивная природа Попигайской структуры подтверждается и наличием горизонта низкого электрического сопротивления, установленного по данным МТЗ на глубинах от 7 до 23км, который объясняется как остаточный коллектор жидких флюидов.
Кроме того, присутствие обломков стекла в тагамитах и зювитах позволяет говорить о многоактном характере выбросов (взрывов).
Сложное строение дна кальдерообразного прогиба (наличие кольцевого вала и центрального поднятия, сложенных цокольными породами) не характерно для кратеров образованных приповерхностным взрывом или ударом твердого тела. До сих пор отсутствуют расчетные схемы механизма образования «метеоритных» кратеров (в том числе и лунных) сложной морфологии (наличие кольцевых возвышенностей в пределах кратера) и не объяснены причины такого усложнения, а центральные горки истинных метеоритных кратеров представлены дезинтегрированным материалом выбросов (следствие упругой отдачи) и имеют небольшие размеры(обычно сопоставимые с размерами упавшего метеорита). В то же время кратеры с кольцевыми валами (рис.) можно наблюдать в современных грязевых вулканах (например, в Исландии) или в современных вулкано-тектонических депрессиях, названных Смитом и Бейли возрожденными кальдерами (resurgent calderas) типа Валлис (рис.). В данном случае легко объясняется образование кольцевых валообразных кольцевых поднятий в пределах кратеров: сначала образуется купол под воздействием давления газово-жидких возгонов, затем после выброса газов в эпицентре формируется кальдерообразное понижение (первичный кратер), в пределах которого при новой активизации образуется новый купол меньшего диаметра. Очередное падение давления приводит к преобразованию центрального купола в кольцевой вал. Неоднократное повторение процесса приводит к образованию кратеров с многокольцевой морфологией дна. Из сказанного видно, что взрывная деятельность в пределах Попигайской котловины проявлялась неоднократно, а наполненность кальдеры эксплозивным материалом говорит о камуфлетном характере взрывов (взрыв на рыхление), в то время как при падении метеоритов больше характерен взрыв на выброс.
Признаки ударного метаморфизма так же не могут быть доказательством метеоритного падения, так как нередко описываются в эндогенных образованиях связанных с фреатическими выбросами (взрывами). Например, алмазоносные флюидно-эксплозивные образования Пермского Приуралья содержат кварц (главная ксеногенная составляющая) с деформационными планарными элементами и веерной трещиноватостью. В этих же породах установлены и сферулы (или сфериты) самородных металлов и сульфидов, а так же высокобарический коэсит.Сферические магнетитовые образования известны в карбонатитовых трубках Ангаро-Илимского типа (рис.).
Конуса разрушения описаны разными авторами во многих породах подвергшихся импульсивному сжатию в зонах разломов.
Большинством исследователей принято считать надежным отличительным признаком импактного алмаза отсутствие примеси азота в структурах кристаллов. Последними исследованиями (Лупашко Т.Н. и др.) получены данные, свидетельствующие «о присутствии атомов азота в структурных позициях импактного алмаза Попигайской структуры». Нельзя забывать и о том, что безазотные и малоазотные алмазы преобладают в некоторых трубках Африки, а так же известны в трубках Якутской и Архангельской провинций.
Существует еще значительный ряд второстепенных фактов, не согласующихся с метеоритной гипотезой таких как: унаследованность внутрикратерных нарушений с ранее существовавшими тектоническими зонами за пределами котловины (отмечено В.Л. Масайтисом); широкое развитие гидротермальной минерализации (жилки сульфидов и карбонатов, жеоды кварца и цеолитов, образование мелких агрегатов слюды по трещинам и конкреций халцедона и опала); находки кристаллов алмаза октаэдрического габитуса в пределах котловины; наличие агрегатов тонкодисперсного алмаза, лонсдейлита, графита и карбидов; присутствие лонсдейлита за пределами котловины (в основном восточнее от структуры вплоть до Эбеляхской россыпи); ураганные содержания лонсдейлита (сотни карат/т) в архейских гнейсах на некоторых участках (Гончаров М.М.); насыщенность пород пузырьками газов (пемзовидные «импактиты»); отсутствие обломков метеорита, как в котловине, так и за ее пределами; Находки импактных алмазов в районах, где отсутствуют какие либо кратеры (например, Средний Урал).
Данные космических исследований позволяют утверждать, что Попигайская кольцевая структура является членом семейства глубинных кольцевых структур, окружающих Анабарскую антеклизу, но не выходящих на поверхность (Маракушев).
В пределах кальдеры установлены многочисленные проявления битуминозных пород, что предусматривает активность глубинных химических процессов.В реках кальдеры установлены непромышленные россыпи золота, коренные источники которого не установлены.
Приведенные данные позволяют исключить Попигайскую структуру из числа «астроблем».
Не вписывается данная структура и под определение вулкано-тектонической депрессии, так как в ее пределах отсутствуют магматические эффузивные породы. Туфообразные зювиты и инъективные тагамиты (интрузивный характер залегания тел), хоть и содержат в цементе стекло (иногда до 90%), нельзя отнести к магматическим породам так как, во-первых, отсутствуют признаки термального воздействия у ксенообломков, среди которых присутствуют обломки угля и карбонатов; во-вторых, в производственных отчетах фигурируют понятия «псевдотахилиты» и «тахилиты» при описании стекла, а это значит, что в первом случае это тонко перетертый материал (милонитизированный) образовавшийся без плавления, во втором случае не исключается его химическое происхождение, так как тахилиты легко растворяются в кислотах. (Примером вулкано-тектонической структуры является Узонско-Гейзерная депрессия на Камчатке) Экспериментально подтверждено образование стекла путем аморфизации кристаллических пород посредством воздействия на них потока ионизированных газов или жидкостей.Многие минералы (алюмосиликаты щелочных металлов, основные плагиоклазы, минералы группы оливина, некоторые хлориты и гранаты и др. минералы) при растворении в кислотах (в основном H2SO4 и HCl) выделяют студенистый или порошкообразный SiO2 и, вероятно, способствуют образованию хысынитов (Е. Г. Песков) сложенных стекловидными частицами (шарики и пластинки).
К тому же в отчете В.Л. Масайтиса описаны алмазы в срастании с халцедоном. Кроме того, по структурно-текстурным особенностям данные породы (криптовулканиты) идентичны некоторым разновидностям кимберлитов.
Таким образом, напрашивается вывод, что Попигайская котловина является долго развивающейся структурой (с конца мела по неоген включительно) и представляет собой продукт особой эндогенной активности, связанной с накоплением газово-жидких (возможно легковоспламеняющихся) флюидов и последующей серией камуфлетных взрывов и фреатических выбросов.
По схожему сценарию (в определенной степени) происходило образование уникальной структуры – Чадобецкого поднятия, расположенного в юго-западной части Сибирской платформы (Ангаро-Тунгусское междуречье). В пределах поднятия широкое развитие имеют брекчиевые флюидно-эксплозивные образования (флюидизаты) различного химического состава и возраста (от триаса до неогена), сформировавшихся в широком диапазоне температур. Некоторые исследователи (Мальков В. А.) данную структуру также относят к числу «астроблем».
В тектоническом плане структура расположена в зоне пересечения двух региональных разломных зон северо-восточного и северо-западного простирания (в зоне повышенной проницаемости литосферы).
В структурном отношении поднятие представляет собой куполовидную горст-антиклиналь эллипсообразной формы размером 45x35 км с просевшей верхней частью купола и выполненной мезозойско-кайнозойскими песчано-глинистыми осадками. Эпицентр поднятия осложнен центральным куполом, имеющим два более мелких купола: северный - Териновский (16x19 км) и южный - Чуктуконский (5x6 км). В ядерной части куполов вскрываются карбонатно-терригенные отложения венд-рифейского возраста, на периферии – карбонатные отложения нижнего кембрия. Центральные части обоих куполов осложнены вытянутыми котловинами просадочного характера, выполненными кайнозойскими бокситоносными отложениями.
Котловина Теринского купола в плане имеет размеры около 3,7х1,8км, при глубине варьирующей в пределах от 40 до 90м. Две скважины в пределах котловины, достигнув глубины 576м и 465м, так и не вышли из рыхлых образований. По геофизическим данным глубина трубообразных воронок превышает 1500м. Предшествующие исследователи трактуют данные структуры как карстовые образования, однако имеющиеся факты позволяют утверждать, что в данном случае мы имеем дело с подводящими каналами грязевых вулканоидов. В целом котловина является крупным месторождением комплексных руд – титанистого железо-алюминиевого сырья с запасами около 100 млн.т. Помимо перечисленных полезных компонентов глинистые продукты глубинных гипергеннных процессов, выполняющих котловину обогащены редкими металлами (V, Gа, Gе, Nb, Sс, Та, Zr) и фосфором имеющими перспективы их попутного извлечения.
Котловина Чуктуконского купола имеет меньшие размеры и в большей степени ниобий-редкоземельную направленность оруденения глубинных гипергенных образований. Из попутных компонентов, заслуживающих внимания, присутствуют: марганец, железо, титан, ванадий, скандий, галлий, цирконий иттрий, молибден, а также фосфор, торий и уран.
Источником глубинных гипергенных образований, обогащенных редкими металлами и лантаноидами, скорее всего, являются породы фундамента платформы, что подтверждается данными бурения скважин в пределах Юрубчено-Тохомского нефтегазоконденсатного месторождения, которое расположено западней от Чадобецкого поднятия. Здесь на глубине 1.8 – 2.0 км вскрыт кристаллический фундамент, представленный гранитами, в разной степени разгнейсованными и прорванными телами долеритов, а также плагиогнейсами и гранодиоритами. Отличительными особенностями гранодиоритов (SiO2 – 65.7 - 69.0%) являются высокие содержания легких и тяжелых лантаноидов, а так же повышенные концентрации Sc, Ti, Zr, Nb, Hf, Ta, Th, U, Y. Переход к более кремнекислым (SiO2 – 72.0%-74,5%) составам (трондьемиты, высококалиевые лейкограниты) сопровождается снижением содержаний легких и средних РЗЭ при заметном росте концентраций Nb.
Кроме двух выше упомянутых бокситоносных месторождений в пределах Чадобецкого поднятия установлен ряд мелких месторождений и проявлений дайково-жильного и диатремового («карстовые воронки») типа.
Интрузивные магматические породы в пределах Чадобецкого поднятия отнесены к чадобецкому комплексу щелочно-ультраосновных пород мезозойского возраста, в составе которого В.Л. Чубугиной установлены: пироксеновые слюдистые перидотиты, мелилит-нефелиновые перидотиты, монтичеллитовые альнеиты, ийолит-мельтейгиты, мончикиты, сельвсбергиты, щелочные сиениты, а также карбонатиты и слюдистые кимберлиты.
Образование структуры Чадобецкого поднятия, скорее всего, началось в конце пермского периода с внедрения мантийного диапира. В результате сформировался купол пронизанный дайками, штоками и небольшими силами щелочных перидотитов, что подтверждают радиоизотопные датировки калий-аргоновым методом по флогопиту пород первой фазы комплекса, варьирующие в пределах 299 – 255 млн. лет (Л.Г. Анучин). Последующие сопутствующие агрессивные возгоны, перерабатывая породы первой фазы комплекса и породы фундамента платформы, способствовали образованию мелких тел (дайки, диатремы) лампрофиров и карбонатитовых штокверков.
Трубки (диатремы), выполненные кимберлитовыми глинистыми (преимущественно хлорит-карбонат-серпентин-монтмориллонитовыми) брекчиями с низкой алмазоносностью, а так же небольшие (не более 2х1,4 км) штокообразные тела карбонатитов относятся к завершающей фазе комплекса и располагаются преимущественно в центральной части Чадобецкого поднятия в пределах Теринского и Чуктуконского куполов. По петрохимическим и минералогическим особенностям кимберлиатам Чадобецкого поднятия трудно найти сопоставимые аналоги из известных полей. Для них характерны относительно низкие содержания окиси магния – 9,5-16%. С классическими кимберлитами их сближает только содержания кремнезема (28-36%), алюминия (6-7%) и суммарного железа. С лампроитами они близки по содержанию окислов титана (2,5-4,5%) и калия (2-6%), а также по высоким содержаниям редкоземельных элементов, актиноидов и соотношению K2O/Na2O>3. Для пород поднятия характерны высокие содержания Р2О5 – до 2%. В некоторых трубках (Фигурная, Малая) наблюдаются высокие содержания СаО (до 19%) и СО2 (до 21,5%), что сближает их с карбонатитовыми кимберлитами по определению Б.А. Малькова. Возраст карбонатит-кимберлитового комплекса следует считать послетриасовым (J1?), что подтверждают имеющиеся датировки В.Г Домышева абсолютного возраста пород – 178млн. лет. Кроме того, кимберлиты нередко содержат ксенолиты триасовых долеритов.
Следующая активизация эндогенных процессов произошла на рубеже мела и палеогена, и проявилась на поверхности поднятия в виде холодной ветви флюидизатов. В результате глубинного гипергенеза пород фундамента платформы и выноса его продуктов образовались диатремы («карстовые воронки») выполненные глинистым материалом преимущественно гиббсит-каолинитового состава, а также дайки силлы и покровы мимикрирующие под коры выветривания. Для бокситов характерны такие признаки флюидизатного происхождения как: приуроченность бокситовых месторождений к тектонически ослабленным зонам в пределах локальных положительных структур; воронкообразная форма тел с нептуническими (слепыми) ответвлениями; многоярусность бокситовых залежей, переслаивающихся с углистыми породами; карбонатность основной массы бокситов; повышенное содержание редких элементов (в том числе редкоземельных и актиноидов); присутствие прожилков битумов и каплевидной нефти; брекчиевая текстура с обломками пород вмещающей рамы; присутствие глубинных минералов – муассонита и когенита. Характерной особенностью формирования полей флюидизатов является также образование кальдер проседания в центральной части купольных поднятий.
Высокие содержания железа (иногда Fе2O3 > 70%) в бокситах и каолиновых глинах, а также присутствие углеводородов и карбида железа (Fе3С) позволяет утверждать, что данные образования сформировались в результате разложения карбидов (в основном железа и алюминия) при воздействии водных растворов кислот. Образующийся при гидролизе карбидов гидроксид железа (Fe(OH)3), весьма неустойчив и при дальнейшей дегидратации обычно преобразуется в наиболее химически устойчивые минералы железа – гематит и маггемит, а также нередко изоморфно входит в состав гиббсита Al(OH)3, образуя железистые бокситы и ферриаллитные глины.
Активная деятельность грязевых вулканоидов с излиянием коллоидных растворов продолжалась вплоть до неогена. Заключительный этап флюидизатных процессов интенсивно проявлен на северо-западном крыле Чадобецкого поднятия, где выявлена просадочная депрессия размером около 3х6км и глубиной около 60м, выполненная мел-палеогеновыми глинами с маломощными (до 0,5м) горизонтами (силлами) бокситов.Характерной особенностью является наличие крупных тел кварцитов по периметру депрессии. Магнитное поле депрессии характеризуется наличием большого количества локальных (от 30 до500 м) положительных магнитных аномалий грубоизометричной или овальной формы интенсивностью до 2000 Нтл, и нередко имеющих отрицательное сопровождение. Магнитные аномалии обычно сопровождаются повышенными значениями радиоактивности (в основном 30-40 мкр/ч, с редкими пиками до 120 мкр/ч, при общем фоне – 7-14 мкр/ч).
Породы аномалий секут мел-палеогеновые глины и имеют вертикальные и субвертикальные контакты. Образования представлены полимиктовым песчано-глинистым материалом с редкими ксенолитами битуминозных песчаников, известняков, бокситов и кимберлитоподобных пород. Для пород характерна мелкая (2-4мм) вкрапленность бесформенных стяжений магнетита, нередко встречаются окатыши стекла основного состава. Химический состав пород аномалий весьма изменчив: SiO2 – 25-40%, TiO2 – 9-13%, Al2O3 – 8-18%, Fe2O3 – 15-35%, FeO – 0,25-3%; MnO – 0,2-1,5%, MgO – 1,5-7,5%, CaO – 1-4,5%, Na2O – 0,1-0,3%, K2O – 0,1-0,5%, P2O5 – 1-3%.
В незначительном объёме флюидизатные процессы продолжаются на поднятии и в настоящее время в виде проявлений минеральной грязи. Одно из проявлений установлено на правом берегу р. Чадобец, в 2,7км выше устья р. Пуня. Здесь в пойме реки наблюдается участок размером около 1га покрытый черным пахучим, вязким илом, сквозь который пробиваются многочисленные струйки горько-соленой газированной воды с запахом сероводорода и суммарным дебитом – 8-10л/сек (порсугель). Минерализация вод составляет – 14г/л, состав газов представлен: N – 79,20%; CO2 – 20,7%; CН4 – 0,1% Ar – 1,762%; He – 0,085%.
Таким образом, флюидизаты Чадобецкого поднятия представлены почти всеми разновидностями (отсутствуют высокотемпературные туффизиты) флюидно-эксплозивных и флюидно-инъективных образований.
Общность процессов приведших к образованию Попигайской и Чадобецкой структур подчеркивается и рядом других фактов перечисленных ниже.
Сейсморазведочными работами по опорному профилю «Алтай-Северная Земля и профилю-рассечке, проходящему через поднятие (интерпретация А.В. Мигурского и др.), на глубинах 11 – 22 км на границе фундамента и осадочного чехла зафиксирована «полупрозрачная» зона, которая может быть интерпретирована как остаточный коллектор флюидных растворов.
В аллювии реки протекающей по северо-западному крылу Теринского купола установлено 10 пластинчатых зерен алмаза размером 0,1-0,5мм гексагональной формы (Крюков, 1984ф).
Различия в строении структур обусловлено, прежде всего, разной мощностью осадочного чехла и разным температурным режимом формирования флюидизатов. Высокая температура на начальном этапе в недрах Попигайской структуры не позволила образоваться жидким агрессивным флюидам, способствующим диссоциации первичных минералов (участвовали только газовые возгоны), в результате чего образовались только туффизиты, а малая мощность осадочного чехла определила площадной характер выбросов и небольшую амплитуду палеоподнятия.
Положительные структуры с депрессионными кальдерами в эпицентре - весьма распространенное явление в пределах юго-западной части Сибирской платформы.
Таким примером может служить Хушмуканская кольцевая структура в Тычанском алмазоносном районе, образовавшаяся на рубеже девон-нижний карбон. Поднятие имеет диаметр порядка 80-90 км и по всему периметру окружено алмазоносными коллекторами девон-нижнекаменоугольного возраста бассейнового происхождения. Эпицентр Хушмуканской структуры представляет собой кальдерообразную область проседания, диаметром около 50 км, имеет ступенчато-клавишное строение с погружением к центру и заполнена континентальными угленосно-терригенными породами верхнего карбона и перми, туфогенными отложения триаса, а также бассейновыми осадками юры и неогена общей мощностью до 150 м. По периметру кальдеры широко развиты дайки, штоки и мощные (до 200 м) силлы долеритов триасового возраста. В центре “кальдеры” расположено небольшое Хушмуканское инверсионное поднятие диаметром 15-20 км.
Образование подобных структур является, скорее всего, следствием высокого давления на флюидонасыщенные среды (астенолинзы) при тектонических подвижках в глубоких горизонтах литосферы.
Проявления газово-флюидных процессов совпадают с переменными моментами тектоно-магматических циклов, разделяющих эпохи растяжения (покоя) и сжатия, и поэтому, видимо, тесно связаны с периодами активизации субдукционных, коллизионных и рифтогенных процессов на прилегающих к платформенным областям территориях. Очевидно, вышеперечисленные процессы создают условия сжатия литосферной плиты платформы, что приводит к возникновению повышенного давления во флюидных камерах и бурной дегазации, с последующим проникновением продуктов дегазации в осадочные толщи земной коры и образованием положительных структур. Данная закономерность отчетливо проявлена на Сибирской платформе: каждый период активизации флюидно-эксплозивных процессов на платформе сопровождался региональными тектоническими движениями на прилегающих территориях. Например, На рубеже рифей-венд субдукционные процессы на западной окраине платформы сопровождаются образованием Чапинского кимберлит-лампроитового поля на Енисейском кряже
В позднеордовикское время коллизионные процессы (закрытие палеоазиатского бассейна) сопровождают проявления лампрофирового и карбонатитового магматизма – на Енисейском кряже. В это же время зафиксированы первые проявления кимберлитового магматизма в Якутской провинции (трубки Амакинская, 325 лет Якутии и др.).
Раннегерцинская активизация тектоно-магматических процессов (заложение рифтовой системы в фундаменте Западно-Сибирской плиты) на площади Западной Сибири сопровождается самой продуктивной эпохой кимберлитообразования на всей Сибирской платформе.
Рифтогенез в пределах Северного Ледовитого океана, очевидно, способствовал образованию полей лампроитов в пределах Горного Таймыра в мезозойской эпохе.
Образованию Попигайской структуры, вероятно, способствовал поддвиг северо-восточной окраины Сибирской платформы, в результате которого образовались складчато-глыбовые сооружения Верхоянского хребта в начале кайнозойской эры. В это же время происходит активизация флюидно-эксплозивных бокситоносных процессов в Нижнем Приангарье.
Существование флюидонасыщенных сред подтверждено при бурении Кольской сверхглубокой скважины, где по разрезу на больших глубинах были встречены коллекторы трещинно-жильного типа, насыщенные высококонцентрированным раствором [110]. Установлено, что заполнение трещинно-пористой среды жидким флюидом приводит к росту электропроводности, а концентрация растворенных веществ во флюиде влияют на сопротивление и скорость распространения сейсмических волн.
Гипотезу интрателлурических растворов выдвинул еще в начале прошлого века П. Термье. Этой теме посвящены научные работы Д.С. Коржинского, Ф.А. Летникова и многих других геологов-исследователей. Процесс образования кимберлитовых трубок впервые в 1979г предложил связать с «флюидным диапиризмом» А.М. Портнов [75].
В настоящее время теория трансмагматических растворов, по сути, является новым направлением в геологии, изучающим флюидный режим коры и мантии Земли, а также петрологические, геохимические и металлогенические следствия проникновения в земную кору глубинных растворов.
В последнее десятилетие в публикациях многих исследователей приводятся данные, характеризующие горные породы и образуемые ими тела, в формировании которых главную роль выполняли восходящие флюидные потоки. Именно эти породы являются недостающим звеном в процессе породообразования. Этой проблеме посвящены работы В.А. Коротеева, Л.В. Махлаева и И.И. Голубевой, И.И. Чайковского, А.Я. Рыбальченко, А.П. Казак, К.Э. Якобсон, М.Н. Афанасова и многих других исследователей, которые предлагают выделение данных образований в отдельный тип горных пород наравне с магматитами, седиментитами и метаморфитами.
В основе флюидизатной концепции первичного рудообразования лежат представления о дегазации астеносферного субстрата и выносе в верхние горизонты литосферы огромных масс вещества. На современном этапе геологического развития Земли в результате дегазации образуются черные курильщики в океанических рифтах, в прогибах океанического дна она проявляется виде отложений гидрата метана, в зонах субдукции астеносферные флюиды выбрасываются в составе кратерных газов и фумарол, а в активизированных краевых частях платформ и межкратонных мобильных зонах – из грязевых вулканов. Проявлением флюидизатных процессов на древних платформах являются трубообразные тела, заполненные брекчированным материалом кимберлитового, лампроитового, лампрофирового, щелочно-базальтоидного или карбонатитового состава, а также, вероятно, и бокситов выполняющих «карстовые» полости. Скорее всего, с этим процессом связано образование хромититовых руд в гипербазитах офиолитовых поясов.
Очевидно, что только благодаря агрессивным флюидным потокам происходит первичная концентрация тех или иных рудных компонентов в глубинных промежуточных камерах литосферы. Вынос в приповерхностные горизонты Земли осуществляется в основном либо магматическими расплавами, образовавшимися в результате экзотермических реакций, либо непосредственно эксплозивными инъекциями относительно холодных гелеобразных или глинистых растворов (флюидизатов) во время тектонической активизации.
В первом случае ярким примером может служить Норильская группа месторождений сульфидных руд, где в погребенной рифтовой зоне, в которой очевидно в свое время процветали «черные курильщики», внедрение мезозойских пикродолеритов привело к образованию богатых шлирово-гнездовых руд уже магматического генезиса. По такому принципу, скорее всего, образовалось большинство месторождений магматического генезиса.
Флюидизатные металлоносные образования чаще выходят на дневную поверхность и мимикрируют под коры выветривания. Этим способом массопереноса образовались некоторые месторождения золота (м-е Олимпиадинское на Енисейском кряже), алмазоносные кимберлиты и вишериты (Зап. Урал), бокситоносные и редкометально-редкоземельные диатремовые (ошибочно трактующиеся как «карстовые») месторождения на Чадобецком поднятии (Сибирская платформа), железорудные карбонатиты Ангаро-Илимского типа и многие другие полезные ископаемые.
Не выходящие на дневную поверхность флюидизатные образования образуют жильные рудоносные системы или зоны импрегнации трассирующие тектонические нарушения и трактуются исследователями как метасоматические образования. Примером такого варианта рудообразования могут служить некоторые месторождения хромитовых руд ( Агардагский гипербазитовый массив, Ю-Зап. Тува).
Таким образом, скорее всего восходящие флюидные потоки являются основным фактором концентрации и переноса таких рудных компонентов как фосфат-редкоземльно-ниобиевых руд (ФРН), железо-алюминиевого сырья (ЖАС), алмазов, хромитов, золота и многих других редких металлов.. В диссертации на соискание ученой степени доктора г.-м.н. Л.Г. Марченко обоснована флюидогенная модель формирования высокоуглеродистых образований антраксолит-шунгитового ряда и установлена их роль в формировании терригенно-углеродистых формаций с золото-платиноидно-сульфидно-углеродитым оруденением.
В настоящее время для данных пород отсутствует общепринятая классификационная схема, и нет единой терминологии, поэтому в работах разных авторов данные породы названы флюидизатами, флюидно-эксплозивными образованиями, флюидитами, флюидизитами, флюидолитами, псевдоконгломератами, грязебрекчиями, аргиллизитами, коптокластитами, зювитами и туффизитами.
Флюидизаты, по своей сути, в одном случае это дериваты глубинных плутонических расплавов то есть газово-жидкие продукты последних стадий магматической дифференциации, при которых происходит отделение газовых возгонов и образование агрессивных жидкостей (кислот, щелочей, воды) способных растворять определенную часть вмещающих пород рамы, и перемещенные в виде пересыщенных растворов в приповерхностные горизонты, где происходит их литификация. В другом случае – это продукты литификации трансмагматических газово-жидких возгонов, источником которых являются астеносферные линзы или субстрат нижней мантии.
По составу породообразующих окислов флюидизаты могут быть и кислыми (даже ультракислыми, например – кварцевые жилы) и основными и ультраосновными, а также «гиперультраосновными» (например, бокситы). Для флюидизатов характерны и широкие вариации по содержанию окислов щелочных металлов, а также магния, железа, алюминия и др. Химический состав флюидизатов в значительной степени зависит от химсостава материнской интрузии, пород вмещающей рамы и выводящего канала.
Вещественный состав наиболее глубинных флюидизатов зависит от состава вмещающих пород, в которых находится полость с агрессивным жидким флюидом, то есть от глубины ее расположения. Наиболее глубинные (перидотитовый слой) флюидные системы образуют кимберлитовый ряд флюидизатов: безпироксеновые (оливиновые), диопсидовые, монтичеллитовые, карбонатитовые кимберлиты и др. Менее глубинные системы (расположенные на границе перидотитового слоя и базальтового) образуют лампроитовый ряд – оливиновые, оливин-лейцитовые, диопсид-санидин-флогопитовые, диопсид-лейцит-флогопитовые, лейцит-рихтеритовые и другие разновидности. Коровые флюидные системы (базальтовый – гранито-гнейсовый слои) образуют лампрофировый ряд флюидизатов: минетты, альнеиты, камптониты, мончикиты и др.
Между разновидностями глубинных флюидизатов существуют переходные разности, которые часто трудно отнести конкретно к какому-либо ряду (например, мелилитовые «кимберлиты»; слюдяные «кимберлиты»; монтичеллитовые альнеиты, ингилиты, тукаланиты и т.д.). Нередко в одной диатреме, выполненной в основном классическими кимберлитами, более поздние фазы внедрения представлены другими рядами и разновидностями флюидизатов (щелочные базальтоиды, карбонатиты и др.).
В общем, для флюидизатов глубинного формирования, в направлении уменьшения глубинности, характерно: повышение содержания кремнезема и щелочности калиевого типа; увеличение роли алюмосиликатов (флогопит, лейцит, нефелин, санидин, мелилит, авгит); понижение содержания хрома и магния у минералов-спутников (пироп, хромшпинелид) или их полное отсутствие; а также понижение среднестатистической алмазоносности пород и более мелкая размерность кристаллов (часто при значительно б;льших содержаниях). Для флюидизатов лампроитового и лампрофирового рядов характерно также преобладание кристаллов триоктаэдрического и ромбододекаэдрического габитуса, а у пород кимберлитового ряда – октаэдрического, нередко с лонсдэлеитовыми центрами.
Малоглубинные флюидизаты (аргиллизиты, гидротермалиты, грязебрекчии, бокситы, ферриалиты, глинисто-песчанистые дайки и трубки, псевдоконгломераты и т.д.) формируются в верхней части гранито-гнейсового слоя литосферы и осадочном чехле и чаще представлены флюидно-инъективными дайково-жильными телами или силлами, иногда образуют покровы. Данные образования часто ошибочно относят к осадочным породам или к корам выветривания и даже к ледниковым отложениям. В работе Епифанова В.А. предложена Напорно-флюидная модель формирования отложений «ледникового типа». Отмечено, что в результате выброса напорных газово-водных флюидов создаются формы рельефа подобные ледниковым и флювиогляциальным отложениям как по форме, так и по составу. Данный процесс назван автором «блоуаутингом». Для многих россыпей различных полезных ископаемых (например, алмазов, золота) является актуальной «проблема коренных источников», которые так и не были обнаружены даже при многолетних детальных поисках. Очевидно, что образование таких «россыпей» также связано с вертикальной транспортировкой материала из земных глубин.
Наглядным примером ошибочных взглядов на происхождение рыхлых образований может служить месторождение Бакванги (Центральная Африка, Конго), которое долгое время трактовалось геологами как карстовая воронка, выполненная смесью из песка и глины, содержащая до 74% SiO2, с небольшим количеством кимберлитового компонента, но с большими концентрациями алмазов. Позднее кимберлитовые породы были обнаружены на глубине в придонной части воронки, где их поперечное сечение было значительно меньше сечения грибообразной шапки песчано-глинистых образований.
Другой пример: при проведении поисковых работ на рудное золото в пределах северо-западного складчатого обрамления Сибирской платформы (Енисейский кряж) в керновых пробах одной из скважин, вошедшей в «карстовую» полость, были обнаружены мелкие (до 1 мм) кристаллы алмазов кубооктаэдрического габитуса с содержанием 2-3 кристалла на 5-ти литровую пробу. При первичном анализе, обнаруженные алмазы отнесли к разряду техногенного заражения, а ожелезненный песчано-глинистый материал, содержащий алмазы, условно был отнесен к палеоген-неогеновым осадочным образованиям.
В дальнейшем проведенные сотрудниками Сыктывкарского Института геологии Коми НЦ УрО РАН (руководитель д.г.-м.н. В.И. Силаев) комплексные минералого-геохимические исследования енисейских алмазов и обломков пород из алмазоносного интервала привели к выводу о естественном происхождении енисейских кубоктаэдрических алмазов, а выявленные алмазоносные песчано-глинистые образования, очевидно, являются продуктами флюидизатных процессов генетически близких с такими туффизитоподобными образованиями как уральские вишериты и Озерновские «метасоматические аргиллизиты» на Камчатке.
Аналогичная ситуация сложилась и при поисках коренных месторождений золота.
Долгое время поиск коренных месторождений золота ограничивался преимущественно выявлением кварцевых жил, расположенных в пределах влияния крупных массивов кислых пород. В то же время существовала проблема поиска коренных источников золота в некоторых районах с богатыми россыпями металла, но практически полном его отсутствии в кварцевых жилах.
Позднее было замечено, что коренными источниками богатых россыпей служили не столько многочисленные кварцевые жилы, являвшиеся предметом поиска и постоянного изучения на протяжении более 100 лет, сколько вмещающие породы, ранее остававшиеся без внимания. Установлено, что максимальной золотоносностью (в среднем 4-10 г/т, редко до 125 г/т) обладают сильно рассланцованные обуглероженные и сульфидизированные по трещиноватости горные породы (кварц-хлорит-серицитовые метапелиты), образующие штокверковые минерализованные участки или зоны импрегнации в пределах крупных дизъюнктивных дислокаций. При этом золотосульфидная минерализация часто не проявляет никакой видимой связи с кислым магматизмом. В настоящее время подобные образования выделили в самостоятельную золоторудную формацию низкотемпературных (150-300°С) метасоматитов.
Но если вникнуть в суть химического процесса, приводящего к образованию данных пород и установить первопричину их рудоносности, то возникает определенное несоответствие с общепринятой терминологией.
В частности, метасоматоз это «изменение минерального и химического состава горных пород при их взаимодействии с химически активным раствором, при котором растворение старых минералов и образование новых происходит почти одновременно, так что в течение процесса замещаемые породы сохраняют твердое состояние» (Геологический словарь). Безусловно, образование рудовмещающих метасоматитов действительно может быть связано с эксфильтрацией ювенильных химически активных растворов и их воздействием на породы вмещающей рамы. Но углерод, сульфиды и золото, глинистые минералы, частично кварц (маршаллиты), а также углеводородные соединения, бесспорно, являются привнесенными компонентами и поэтому представляют собой продукты флюидно-инъективного процесса. По сути золотосульфидное оруденение метасоматитов является аналогом кварц-золото-сульфидного формационного типа, только имеющее не жильный, а штокверковый характер инъекций.
Метасоматиты (березиты, листвениты, пропилиты, высокоуглеродистые образования), сопровождающие оруденение, являются лишь поисковым признаком, флюидно-инъективный генезис которого подтверждается характерными факторами:
- приуроченностью к надвигам и разломам взбросо-надвигового характера, а также к зонам повышенной проницаемости;
- наличием интенсивных радиоактивных аномалий K-U-Th природы над метасоматитами;
- наличием брекчированных участков пород с более высокими содержаниями металла;
- обрамлением магнитными аномалиями;
- обуглероживанием измененных пород.
Весомым доводом в пользу флюидно-инъективного генезиса являются также форма и характер залегания золотоносных образований. В качестве наглядного примера можно привести месторождение «Базисное» (Енисейский кряж), где тела золотоносных метасоматитов образуют серию кольцевых полос с конусным залеганием (рис.). Подобную форму иногда образуют кимберлитовые породы, которые считают эмбрионом кимберлитовой трубки.
Сопутствующими золоту компонентами являются сурьма, мышьяк, серебро, свинец и в меньшей степени – кобальт, никель, вольфрам, цинк, плптиноиды и др. Нередко бывает наоборот, золото является сопутствующим компонентом в месторождениях вышеперечисленных элементов.
Ниже приведем выдержки из отчетов и научных работ разных авторов, которые характеризуют флюидно-инъективные и флюидно-эксплозивные золоторудные месторождения, ранее относимые к метасоматическим, гидротермальным и образованиям кор выветривания.
Золоторудное месторождение «Олимпиада» (Енисейский кряж), ранее рассматривалось в качестве эталона месторождений, претерпевших глубокие гипергенные преобразования (до 300м). Золотоносные коры выветривания Олимпиадинского месторождения составляли основу золотодобывающей промышленности региона. Продуктивные рыхлые образования аргиллизитовой формации обычно вытянуты вдоль разломов и представлены глинистыми минералами (каолинит, монтмориллонит, хлориты и др.) нередко сопровождающихся телами маршаллитов (рис.).
Позднее добыча проводилась из коренных пород представленных метасоматитами березит-лиственнитового состава, а также скарноидами, джаспероидами, высокоуглеродистыми образованиями.
Месторождение «Олимпиада», по данным сотрудников ВСЕГЕИ (Афанасов М.Н. и др., 2012 г.) характеризуется наличием следующих особенностей: «месторождение приурочено к глубинным разломам; в рудах присутствует углеродистое вещество - до 1,6%; корневые зоны месторождения сложены гидротермалитами березит-лиственнитового состава; верхняя часть (до глубины 400м) представляет собой ореол аргиллизации с отчетливо выраженной боковой зональностью. Рудообразование сопровождается щелочным метасоматозом при соотношении K2O:Na2O как 13:1. Золото в рудах постоянно ассоциирует с сурьмой, мышьяком (до промышленных концентраций), ртутью, вольфрамом. Характерна примесь самородных металлов, графита и карбидов (муассанит) - индикаторов восстановительных условий минералообразования. Месторождение амагматично. Формирование месторождения завершилось десятки тысяч лет назад».
В отчете о научно-исследовательской работе в пределах Олимпиадинского рудного поля, проведенной сотрудниками СФУ (Сазонов А.М. и др., 2013 г) отмечена ведущая роль флюидов в формировании оруденения и приуроченность рудного поля к тектонической зоне с многоэтапным развитием структур крупных сдвигов, зон рассланцевания, брекчирования и милонитизации.
«Олимпиадинское рудное поле расположено в подвижной тектонической зоне, сложенной метаморфитами терригенно-карбонатных и углеродисто-пелитовых отложений кординской свиты. С северо-запада и юго-востока тектоническая зона ограничена интрузиями гранитоидов.
Структура Олимпиадинского рудного поля определяется развитием северо-восточных надвиговых систем, связанными с ними складчатыми формами, которые осложняются серией хрупко-пластических нарушений субширотного, северо-восточного и северо-западного простирания. Пликативные структуры рудного поля представлены наклонными или лежачими антиформами или покровами, разделенными одноименными зонами вязкопластического течения навдигового типа. Сместители надвигов с участками милонитизации, являлись проводниками рудоносных растворов, поступавших из зоны гранитизации»
«Золото месторождения высокопробное, очень часто содержит в качестве примеси ртуть, наиболее высокие концентрации которой (6,5-11,8 %) установлены в рудах зоны сбросо-сдвига»
«В карбонатно-кварцевых рудах восточного фланга месторождения присутствуют битумоиды (метановые, нафтеновые, ароматические УВ, смолы, асфальтены). Содержание битумоидов колеблется от ед. выделений до 0,06 % (редко более). Примечательно то, что смолистый битумоид встречен в кварцевых жилах с пирротиновыми гнездами. Породы углеродистой пачки характеризуются знаковыми выделениями легкого битумоида, законсервированного в трещинках кливажа. Обычно битумоиды концентрируют сульфиды, благородные металлы и металлоорганические соединения рудогенных элементов»
«Формирование основных продуктивых минеральных ассоциаций золотого оруденения Олимпиадинского рудного поля (золото-арсенопиритовая, золото-полисульфидная и бертьерит-антимонитовая) охватывет интервал времени 714-640 млн. лет, что отвечает проявлению в структурах Енисейского кряжа щелочно-базитового, щелочного и щелочно-гранитного магматизма»
«Проведенные исследования показали, что формирование золотого оруденения Олимпиадинского рудного поля связано с функционированием своеобразной полихронной мантийно-коровой рудообразующей системой с полигенными источниками рудного вещества и флюидов»
Исследование широкой группы колчеданно-полиметаллических и барит-полиметаллических месторождений северо-западной части Рудного Алтая и Восточного Казахстана (Гаськов И. В., 2002 г.) позволило сделать принципиальный вывод «об образовании их в условиях небольших глубин и слабо литифицированных осадков. Главными факторами рудоотложения были вскипание горячих гидротермальных растворов при входе в область низких давлений и резкое снижение температур. Формирование псевдостратифицированных залежей происходило в горизонтах высокопроницаемых пород и в областях межслоевого флюидоразрыва слабо литифицированных осадочных пород, образующихся при вскипании горячих гидротермальных растворов. Температуры рудообразования составляли 150-350°С. Главные рудные минералы имеют устойчивый изотопный состав сульфидной серы, близкий к метеоритному, что свидетельствует о стабильном существенно ювенильном источнике серы при формировании этих месторождений. Изотопный состав галенита разных месторождений показывает его мантийно-коровую природу».
Одним из объектов исследований автора являлось Орловское месторождение.
Орловское колчеданно-полиметаллическое месторождение, расположенное в Семипалатинской области Восточного Казахстана, приурочено к вулканогенно-осадочным образованиям среднего и верхнего девона. Основные рудные тела — межпластовые залежи размером по простиранию и падению от первых метров до 80 м. Главные рудные минералы: пирит, халькопирит, сфалерит и галенит; второстепенные — блёклая руда, магнетит, арсенопирит, золото, серебро, селен и другие. Отношение сплошных и вкрапленных руд 1:1.
Примечательным фактом на месторождении является наличие секущих брекчий мощностью до первых метров, в которых остроугольные обломки размером 1-5 см представлены сплошной сульфидной рудой, а цементом служит молочно-белый мелкокристаллический кварц.
Метасоматиты сопровождаются не только металлоносными рудами, но иногда и алмазами. Так в пределах Верхне-Арзыбейского месторождения серебра (Вост. Саян) в рудоносных метасоматитах (березиты) вдоль контакта с флюорит-кварцевой жилой геологами ЦКЛ ГГП «Березовгеология» выявлены единичные знаки алмазов октаэдрического, тетраэдрического габитуса. Последующими работами (Домаренко В.А. и др., 1993 г.) находки алмазов были не только подтверждены, но и сделаны новые находки алмазов.
Озерновские «метасоматические смектитовые аргиллизиты», содержащие кубооктаэдрические алмазы (0,6-0,7 мм), на Камчатке описаны А.Г. Дёминым, где «установленная алмазоносность определенных вольфрам-содержащих аргиллизитов, генетически связанных с неогеновым эпитермальным серебро-теллур-золотым оруденением…». «Непосредственным природным концентратором озерновских алмазов является монокарбид вольфрама, образующий глобулярные стяжения (миллиметровая фракция) и уплощенные трапециевидные «бляжки» размером в сечении 0,5-0,7 ; 1-2 см». «…концентрирование алмазов в карбид-вольфрамовых образцах тяжелой фракции дает не менее 18,335 карата (3,667 г) на пробу весом 0,72 кг…».
На юго-востоке о. Октябрьской Революции (Архипелаг Северная Земля) впервые установлены (В.Г. Кузьмин, В.Ф. Проскурнин, 1987-1989 гг.) «…золотосодержащие полисульфидно-железорудные с редкими землями и платиноидами масштабные рудопроявления, приуроченные к эруптивным брекчиям жерловых фаций и трубкам взрывов». Содержания золота до 3 г/т выявлены в образованиях «железной шляпы».
Киргитейская флюидизированная зона (Енисейский кряж) является уникальным наглядным пособием формирования низкотемпературных флюидно-эксплозивных и флюидно-инъективных образований. В пределах зоны двумя узкими параллельными полосами располагается несколько месторождений и проявлений бокситов, талька, кварцитов и маршаллитов, а также магнезитов и доломитов.
Удоронго-Киргитейская группа бокситовых объектов образует цепочку в Ишимбинской тектонической зоне протяженностью около 50 км. Всего здесь разведаны 5 месторождений среднего и малого масштаба и оценены 14 проявлений. Стратиграфический разрез зоны представлен слабо метаморфизованными терригенными и терригенно-карбонатными породами рифея, а также рыхлыми покровными отложениями палеогена и неогена.
Наиболее представительное Киргитейское месторождение бокситов контактирует с крупными месторождениями талька, кварцитов и маршаллитов.
Тела кондиционных бокситов залегают в конусовидных и воронкообразных котловинах, идентичных кимберлитовым диатремам (рис), сложенных пестроцветными глинами преимущественно каолинитового, гиббсит-каолинитового состава и часто переслаиваются с алюмо-железистыми породами (с содержанием трехокиси железа 25-40%) или бурыми железняками (более 40% железа). Глубина бокситоносных образований варьирует от 100 до 300 м. В составе руд доминируют гиббсит (45-65%, иногда до 80) и гематит с гидрогематитом (от 5 до 30%), а также каолинит (1-30%) и кварц (до 5%). В качестве примесей присутствуют гетит и гидрогетит, магнетит, хлорит, гидрослюды, корунд, минералы титана (анатаз, рутил, сфен, лейкоксен) и турмалин.
Нередко в доломитах, подстилающих боксит-лимонитовые залежи, скважинами вскрываются линзовидные тела магнезитов.
Диатремы бокситоносных образований сформировались, скорее всего, на рубеже мел-палеогена, за счет разрушения которых образовались покровные глинистые отложения мурожнинской свиты (Pg1-2mr).
В приконтактовых зонах бокситоносных образований локализованы семь крутопадающих талькитовых тел, образующих крупное одноименное месторождение талька.
По вещественному составу выделяются следующие типы тальковых руд: тальково-доломитовые, тальково-магнезитовые, тальково-хлоритовые, тальково-кварцитовые.
Для образования талькитов необходимо присутствие пород, содержащих в достаточных количествах магний и кремний. Такие условия существуют в зоне контактов доломитов с магматическими породами, но в киргитейской зоне и ее ближайшем окружении в приповерхностных горизонтах, какие либо магматические образования отсутствуют. Следовательно, в данном случае растворы для талькитов, скорее всего, формировались на глубине и продукты их литификации являются флюидно-инъективными образованиями.
На северном фланге Киргитейского месторождения талька находится одноименное месторождение маршаллитов, образовавшихся за счет выветривания верхних частей крутопадающих тел кварцитов. Мелкие тела пылевидного кварца мощностью до 10 м встречаются и в талькитах.
Принято считать, что происхождение кварцитов (вторичных) происходит за счет гидротермально-метасоматического замещения доломитов кремнеземом. Однако известно, что кремнезем выделяется при воздействии кислотами на некоторые силикаты:
CaMg[Si2O6] + 2CO2 = CaMg(CO3)2 + 2SiO2,
4K[AlSi3O8] + 2H2 + CO2 + 4OH = Al4[Si4O10](OH)8 + K2CO3 + 8SiO2
Таким образом, вероятный способ образования талька, магнезита и кварцитов в данных условиях следует считать глубинный гипергенез основных или ультраосновных пород с последующим выносом в приповерхностные горизонты.
Западней от бокситоносной группы месторождений и проявлений размещается Киргитейская группа магнезитовых месторождений в виде аналогичной параллельной лентовидной полосы, протянувшейся от истоков р. Удоронги до низовья р. Киргитей.
Киргитейская группа магнезитовых месторождений состоит из шести участков – Нижне-Киргитейский, Екатерининский, Мариинский, Голубой, Буровой и Верхне-Киргитейский, два из которых - Екатерининский и Голубой, разрабатываются, а Нижне-Киргитейский участок учтен в нераспределенном фонде. Кроме того к настоящему времени в этой полосе известно ещё около десятка проявлений магнезитовых руд. Штокообразные и жилообразные тела магнезитов изучены до глубины 350 м, при этом не обнаружено никаких признаков выклинивания.
Магнезиты имеют мономинеральный состав, белую, серую, иногда розоватую окраску, средне-крупнокристаллическую структуру, массивную полосчатую или пятнистую текстуру. В магнезитах присутствует примесь графит-хлоритового вещества, доломита, талька, кварца, пилолита, периклаза, реже пирита. Часто в магнезитах встречаются выделения гиганто-зернистого доломита, образующего прослои, линзы, гнезда. По трещинам нередко наблюдаются жилки серпентина.
Структурно-геологическая позиция Киргитейской группы месторождений магнезитов характеризуется строгой приуроченностью магнезитовых тел к доломитам аладьинской свиты (RF2al), залегающих в целом моноклинально с падением пород на восток под углами 60-85° и прослеживающихся в плане вдоль правобережья р. Киргитей в виде узкой (100-300 м) субмеридиональной прерывистой полосы протяженностью около 50-ти км. На поверхности она образует разрозненные линейные выходы длиной 0,2-1,0 км, редко до 3,0 км.
Аладьинская свита развита только в восточной части листа О-46-XVII, в пределах Ишимбинской тектонической зоны. Породы свиты имеют выдержанный состав, представленный мраморизованными сероцветными доломитами, среди которых изредка встречаются маломощные (первые метры) линзовидные прослои известняков, доломитовых мергелей и автолитовых брекчий. Преобладающим минералом является ромбоэдрический доломит размером от 0,01 до 0,5 мм. В интерстициях присутствуют кальцит (1-7%), кварц (до 1%), углеродистое вещество. В породах встречаются также тальк (редкие прожилки до 1 см или гнезда до 12 см), и вкрапленность флюорита, сидерита, пирита.
Широкий диапазон изменчивости содержаний компонентов-примесей (MgO, CaO, SiO2, Al2O3, Fe2O3) в доломитах свиты по простиранию заставляет усомниться в осадочном происхождении этих пород.
Контакты свиты с двумя вмещающими сланцевыми толщами – тектонические, по которым часто наблюдается развитие бокситоносного «карста».
Если предположить, что источником магния для образования магнезитов послужили осадочные доломиты, с содержанием окиси магния не более 22%, то в таком случае потребовалось бы переработать доломитов по объему в два с лишним раза больше, чем сформированные магнезитовые залежи с содержанием окиси магния около 47%. Исходя из сказанного источником магнезиальных растворов, по всей вероятности, могли служить только глубинные интрузии основного состава.
Приведенные особенности пород доломит-магнезитовых залежей позволяют предполагать флюидно-инъективное происхождение, как магнезитов, так и доломитов, отнесенных к аладьинской свите и, по сути, являются магниевыми карбонатитами.
Ориентировочную схему образования этих минеральных ассоциаций можно представить следующими формулами:
CaMg[Si2O6] + 2CO2 = CaMg(CO3)2 + 2SiO2
2Mg2[Si2O6] + H2CO3 = Mg3[Si4O10](OH)2 + MgCO3
Подытоживая изложенный материал, следует заметить, что и коры выветривания, и метасоматические образования формируются в статичной обстановке, первые на поверхности под воздействием климатических и атмосферных факторов, вторые – в трещинно-пористых породах под воздействием инъекций агрессивных флюидов, пропитывающих материнские толщи. В случае, описанном выше очевиден факт выноса коллоидных гелеобразных растворов с глубин, при коагуляции которых сформировались месторождения данных полезных ископаемых. Поэтому эти образования следует относить к низкотемпературной ветви флюидизатов (флюидолитов).
Флюидизаты (флюидолиты, согласно петрографическому кодексу) по характеру формирования можно разделить на флюидно-эксплозивные и флюидно-инъективные. По температурным условиям образования подразделяются на:
Высокотемпературные (600°-900°С) или чисто газовые – туффизиты, образованные в условиях высоких температур, при которых жидкие фазы флюидов находятся в газообразном состоянии. Цементом грубообломочного материала служат микрочастицы пепла, шлака и вулканического стекла. К этой группе, очевидно, следует относить витрокластические зювиты и тагамиты.
Среднетемпературные (300° – 600°С) образованные газово-жидкими флюидами – кимберлиты, лампроиты, лампрофиры и карбонатиты
Низкотемпературные флюидизаты (150° - 300°С) представлены флюидно-инъективными породами, которые принято относить к метасоматическим образованиям, это серпентиниты, талькиты, каолинолиты, кварциты, маршаллиты и др. кремнистые образования (халцедон, опал), высокоуглеродистые породы (антраксолиты, шунгиты и др.), а также штокверковыми – березиты, листвениты, пропилиты. Вероятно, к флюидно-эксплозивным флюидизатам этой температурной группы следует отнести брекчиевые и конгломератовидные гиббсит-каолинитовые бокситы (бокситоносный карст).
Холодная ветвь флюидизатов часто ошибочно интерпретируется как продукты кор выветривания и включает следующие образования (<100°С) – глинистые бокситы, ферриалиты, аргиллизиты, продукты грязевого вулканизма (грязебрекчии),и асфальтены.
Дайково-жильные, штокверковые (флюидно-инъективные) образования – серпентиновые, карбонатные, флюоритовые и кварцевые жилы, а также ряд других жильных и прожилково-вкрапленных образований в осадочных и метаморфических породах.
P.S. Работа не закончена, в дальнейшем возможно будут дополнения, исправления и т.д. Заинтересовавшихся прошу присылать вопросы, пожелания и советы.
Кузьмин И.А.