Теории образования Земли, глубинное строение ее внутренних оболочек и другие вопросы мироздания > О волновой природе напряжений и деформаций и механизме концентрации пи в земной коре
О волновой природе напряжений и деформаций и механизме концентрации пи
Устьянцев Валерий Николаевич:
Гидросиликатная оболочка глины
«Гидросиликатная оболочка глины заполняется молекулами воды, способствуя ее первоначальному набуханию и гибридизации атома кислорода в составе связанной воды, что приводит к образованию слоя гидратной воды (которую также называют прочно связанной, координационно-связанной и представляющую собой структуру на основе молекул воды, скрепленных водородными связями со сниженной полярностью). Далее, за счет вновь поступающих порций воды, происходит формирование оболочки из молекул воды, скрепленных водородными связями, но обладающих меньшей прочностью, чем гидратная вода. Она придает глинистой пасте свойства геля, поэтому была названа – гелевой. В технической литературе ее характеризуют качественно и называют – рыхлосвязанная вода (структура на основе молекул воды, скрепленных полярными водородными связями). Степень гидратации гидросиликатной оболочки глинистой частицы зависит от состава и структуры элементарных частиц глины, термодинамических условий существования глинистых отложений, а также от качества внутреннего наполнителя полимерного гидрата кремнезема. Это связано со свойствами пространственного заполнителя полимерного гидрата кремния, а также прохождения в гидросиликатной оболочке глины явления синерезис (старения). Синерезис приводит к дегидратации гидросиликатной оболочки. В соответствии с этим по глубине залегания, по времени формирования и условиям существования глины свойства глинистых отложений будут в значительной степени различаться по влажности и другим свойствам. Наличие у глины воды до состояния гидратного полимера обеспечивает ей состояние твердого тела. Поведение глинистых отложений в твердом состоянии будет определяться величиной горного давления. До некоторой, критической величины давления, гидратная вода будет обеспечивать глине свойства твердого тела, т.е. вещества атомного строения. При превышении величины давления более 100 - 200 МПа гидратная вода начнет приобретать металлические свойства. Подобные значения величины горного давления достигаются, например, на глубине 4800 м при средней плотности пород 2,3 г/см3. Несомненным будет то факт, что подобные величины давлений должны реализовываться и при геотектонических процессах.
Смачиваемость зависит от минерального состава внутрипоровой поверхности. На смачиваемость влияют уровень карбонатности и наличие глинистых минералов. По данным лабораторных испытаний образцы с высокой степенью (выше 38%) карбонатности более гидрофобны, и наоборот, образцы с низкой карбонатностью более гидрофильны. Высокое объемное содержание глины в гидрофильной породе также приводит к изменению смачиваемости. При этом адсорбция асфальтенов на глине в 4,5 раза меньше, чем на известняках. Но из-за большой удельной поверхности глины могут адсорбировать много асфальтенов. Для терригенных коллекторов гидрофобизация поверхности возрастает с появлением карбонатного цемента. В известняках, кроме обычной адсорбции молекул поверхностно-активных углеводородов, возможно их хемосорбция, которая сопровождается образованием на поверхности новых соединений, например, нафтенов кальция. Для коллекторов, содержащих газоконденсат, частичная гидрофобизация поверхности вероятна вследствие их «высушивания», выпадения конденсата в пористой среде при изменении первоначальных термодинамических условий в залежи. Степень адсорбции углеводородов зависит от типа глинистых минералов, дисперсности, состава тяжелых фракций нефти, уровня водонасыщенности, типа обменного катиона и типа растворителя (т.е. от состава сырой нефти). Изначально глины в нормальных условиях гидрофильны. В результате адсорбции тяжелых фракций нефти (смолы и асфальтены), они гидрофобизуются. В результате чего образуется глинисто-органический комплекс, гидрофобный и очень устойчивый. Таким образом, поверхность стабилизируется относительно диспергирования и миграции. Это явление приводит к изменению смачиваемости и сопровождается снижением набухания, снижению адсорбции поверхностно-активных веществ при обработке пласта, способности к катионному обмену и сокращению площади поверхности. На адсорбцию углеводородов на глинистых минералах влияет:
1. Тип глинистого минерала в составе породы и его количество. Монтмориллонит и вермикулит, обладающие высокой способностью к катионному обмену, будут мешать распространению закачки с использованием активных химических добавок.
Присутствие в составе породы каолинита и тиллита снижают проницаемость вследствие низкой катионной активности и формы частиц, т.к. возникает диспергирование и миграция частиц;
2. Состав тяжелой фракции нефти, которая имеет большой молекулярный вес за счет наличия смол и асфальтенов. Взаимодействие с глинистыми частицами будет зависеть от диполярных видов ионов в асфальтенах и смолах и от крупной конденсационной структуры ароматического кольца. За укрепление адсорбционной связи между минералами и нефтью отвечает электронное взаимодействие с кислородом на поверхности;
3. Уровень водонасыщенности. Адсорбция на глинистых минералах снижается с ростом водонасыщенности, но не прекращается полностью. Если керн сухой, то адсорбция протекает быстрее. Адcорбция в данном случае протекает согласно изотерм Ленгмюра адсорбции первого типа. Но адсорбция асфальтенов в присутствии воды не стабилизирует глины;
4. Тип обменного катиона. Двухвалентные катионы вызывают большую адсорбционную активность по отношению к углеводородам;
5. Тип растворителя. Такие растворители, которые могут ионизировать асфальтены, как ниторобензин, вызывают большую адсорбцию, чем ароматические растворители схожие по характеру с асфальтенами. Следовательно, также важна природа пластовой (сырой) нефти, действующей как текущий растворитель для тяжелых фракций.
Таким образом, при взаимодействии глинистых минералов с тяжелыми фракциями нефти, поверхность покрывается адсорбированной углеводородной пленкой, причем это покрытие неравномерное. Данный слой стабилизирует поверхность, в результате которой снижается адсорбционная активность по отношению к воде, то есть поверхность становится устойчивой к воде, снижается набухание, способность к катионному обмену, снижается дисперсия (разрушение породы) и миграция частиц, адсорбция ПАВ.
На терригенных образцах Ново-Уренгойского газоконденсатного месторождения исследовалась способность образцов керна, с данным комплексом глинистых минералов, адсорбировать индивидуальные УВ различного строения, такие как гексан, гептан, декан, изооктан, циклогексан, а также продукты переработки нефти. Адсорбция УВ зависит от их структуры. Из УВ с прямой углеродной цепью больше адсорбируются те, у кого длина углеродной цепи больше. Изомеризация соответствующего алкана приводит к уменьшению его доли в адсорбционном слое. Циклизация дополнительно снижает количество адсорбированных УВ. Причем, наименьшей адсорбционной способностью обладает циклогексан, наибольшей - декан. Значительно больше адсорбируются породой продукты переработки нефти, но зависимость от содержания глинистых минералов-алюмосиликатов и их емкости катионного обмена остается той же, что и для индивидуальных УВ» [Г.С. Симонян].
Устьянцев Валерий Николаевич:
Исследования А. Портнова, 1999
«Кимберлитовые трубки "прокалывают" именно мощную 40-километровую земную кору платформ, а не гораздо более тонкую 10-километровую кору океанического дна или переходной зоны - на границе континентов с океанами, там, где на глубинных разломах расположились сотни дымящихся вулканов и лава свободно изливается на поверхность».
Обширный аналитический и экспериментальный материал позволил построить новую модель образования кимберлитовых трубок и алмазов. Она объясняет многие геологические загадки, связанные с этими сверхглубинными образованиями. В основе модели - обширная информация о газовом, преимущественно водородно-метановом "выдохе" мантии, а возможно, и ядра Земли.
Кимберлитовые трубки - это следы "прокола" литосферы огромными газовыми пузырями, поднимающимися из мантии.
Такой пузырь, стремящийся вырваться на поверхность Земли, пробивает себе тонкий. "Игольный" выход сквозь твердые кристаллические породы фундамента платформы, а уже затем в мягких осадочных породах формируется расширение - "бокал".
Глубинный газ раздвигает их страшным давлением в десятки тысяч атмосфер, передающимся из мантии в верхнюю часть земной коры.
Приуроченность кимберлитов именно к платформам объясняется тем, что они почти газонепроницаемы. Поэтому под ними скапливаются рассеянные в породах мельчайшие пузырьки газа, которые соединяются в крупные пузыри водородно-метанового состава. При определенном критическом объеме такой пузырь начинает постепенно "всплывать", то есть внедряться в структуру платформы и подниматься к поверхности планеты. Платформы похожи на блюдца, плавающие в аквариуме, со дна которого поднимаются пузырьки воздуха. Пузырьки обтекают "блюдце", но часть газа скапливается под его дном.
Газ поднимается из мантии, об этом свидетельствует тот факт, что гелий здесь резко обогащен легким глубинным изотопом гелия. Но в подземных газах платформ такого гелия в тысячу раз меньше, чем в газах вулканов. Следовательно, платформы - плотная "заглушка" для газов мантии. В большие пузыри рассеянный мантийный газ собирается из-за мощного воздействия так называемых горячих точек (об их существовании геологи узнали сравнительно недавно).
Когда под платформами сформируются крупные газовые пузыри, в силу вступает закон Архимеда. Плотность газовой смеси (водород-метан) даже при давлении мантии будет меньше плотности воды. А вот плотность самой мантии превышает плотность воды более чем в три раза. Значит, подъемная сила пузыря объемом в 1 кубический километр составит 2,5 миллиарда тонн! И к тому же этот газ раскален до 600-8000 С. Тот факт, что кимберлитовые трубки на глубине сужены в тонкую ножку, говорит о том, что вся огромная подъемная сила газа была приложена к очень малой площади. При этом десятки километров горных пород были словно проколоты гигантской иглой. Так образовался тонкий канал длиной 100-150 километров. Газовый пузырь выжимался по нему вверх, пока не внедрился в мягкие породы осадочного чехла платформы. Всплывая вверх, газовый пузырь создает в своей хвостовой части зону низкого давления. Перекристаллизованные под действием газа мантийные породы дробятся и устремляются в эту зону, с тонкой пробкой. Газ тащит за собой породы мантии (флюиды).
В бесчисленных учебниках приведены диаграммы равновесия алмаз-графит и написано, что алмаз возникает из графита. Но почему-то никто не задался вопросом: откуда же в мантии графит?. Ведь он там нестабилен, и его называют "запрещенным" минералом для условий мантии. Иное дело карбиды. Они здесь устойчивы: карбиды железа, фосфора, кремния, азота, водорода.
Карбид водорода - это газ, обычный метан, он подвижен и легко концентрируется в глубинном флюиде. В свое время геологи не придали значения замечательному открытию советского физика Б. Дерягина, который еще в 1969 году синтезировал алмаз из метана и, что очень важно, при давлении даже ниже атмосферного. Это открытие уже тогда должно было бы в корне изменить существовавшие представления об алмазе как о минерале, кристаллизующемся обязательно из расплавов и при высоких давлениях. Данные Б. Дерягина позволили мне рассмотреть возможность кристаллизации алмаза из флюида, газовой смеси в системе С-Н-О.
Оказывается, что в таком флюиде кислород при сверхвысоком давлении мантии теряет свои окислительные свойства и не окисляет даже водород. Но при подъеме газа вверх, при образовании кимберлитовой трубки, давление падает. Достаточно уменьшить давление в 10 раз - от 50 до 5 килобар, чтобы активность кислорода возросла в миллион раз. И тогда он мгновенно соединяется с водородом и метаном. Проще говоря, газ самовоспламеняется - в подземной трубе вспыхивает яростный огонь.
Последствия такого подземного "пожара" зависят от соотношения углерода, водорода и кислорода во флюиде. Если кислорода не слишком много, он вырвет из молекулы метана (СН4) лишь водород. Возникшие при этом пары воды будут поглощены минеральной пылью и образуют серпентинит - характернейший минерал кимберлитов. Углерод, оставшись "одиноким", при давлении в тысячи атмосфер и температуре около 10000 С замкнется ненасыщенными валентными связями "сам на себя" и образует гигантскую молекулу чистого углерода - алмаз! На практике такая благоприятная комбинация компонентов в газовой смеси встречается редко: лишь пять процентов кимберлитовых трубок бывают алмазоносными. Чаще случается так, что кислорода или слишком много для образования алмаза, или недостаточно. В первом случае углерод сгорит и превратится в газы - оксиды: СО или СО2. Тогда возникают безрудные кимберлиты. Они отличаются повышенной магнитностью, потому что в них появился оксид железа - магнетит. Кислорода было много, и он "вырвал" железо из состава силикатов. При дефиците кислорода или метана возникнут лишь пары воды, и они будут поглощены серпентинитом. Выходит, что алмаз возникает как продукт самопроизвольного подземного горения углеродистого флюида. Горение метана увеличивает активность кислорода и отражается на изотопном составе углерода и азота, входящих в состав алмазов, поскольку в окислительной среде концентрируются тяжелые изотопы. Растущие кристаллы алмаза захватывают из газа многочисленные включения пыли - мельчайшие зерна минералов окружающих пород. Возраст этих минеральных включений иногда совпадает с геологическим возрастом кимберлитовых трубок, но чаще включения оказываются гораздо более древними. Так, например, в алмазах знаменитой трубки "Кимберли" (Южная Африка), внедрившейся в окружающие породы 85 миллионов лет назад, возраст включений гранатов-пиропов (определен самарий-неодимиевым методом) - 3200 миллионов лет. В якутской трубке "Удачная", прорвавшей окружающие ее породы 425 миллионов лет назад, возраст включений минерала клинопироксена (определен калий-аргоновым методом) - 1149 миллионов лет. По таким данным геологи обычно делают вывод, что алмазы кристаллизовались в мантии, может быть, миллиарды лет назад, а затем взрывом их выбросило к поверхности Земли. По моему мнению, включения в алмазах были захвачены растущими кристаллами из "пыли" окружающего их газового потока. В последние годы тонкие методы анализа позволили выявить среди включений в алмазах самородные металлы - железо, никель, хром, серебро, а также сульфиды никеля и железа. Как они попали в алмазы ? По моему мнению, все эти металлы восстановлены из минералов глубинных пород - силикатов с повышенным содержанием железа, никеля, серебра и оксидов с высоким содержанием хрома - такими мощными восстановителями, как водород и СО, а глубинный сероводород превратил некоторые из этих металлов в сульфиды.
Алмазная "броня" сохранила эту неустойчивую сульфидно-металлическую пыль в кристаллах. Загадкой для геологов длительное время оставались резкие "сухие" контакты кимберлитовых трубок с окружающими породами. Геологи знают, что вокруг массивов магматических пород всех типов возникают мощные зоны контактовых изменений за счет перекристаллизации и изменения вмещающих пород. А вот на контакте с кимберлитами изменения осадочных пород ничтожны. Оказывается, изменения есть, и очень значительные, но они носят необычный характер. Вокруг трубок возникают мощнейшие - до полукилометра - ореолы концентрации мелких зерен люминесцирующих минералов. Содержание зерен апатита и циркона - минералов, ярко светящихся в ультрафиолетовых лучах, в десятки и даже сотни раз здесь увеличивается. Причем апатит светится не обычным желтым, а голубоватым светом, что характерно именно для апатита кимберлитов. Эти люминесцентные ореолы объясняются мощной "продувкой" окружающих пород глубинным мантийным газом с восстановительными свойствами и такими характерными элементами кимберлитов, как европий, церий, цирконий.
Рождение алмазов не где-то в неведомых "каменных пещерах", как думали раньше, а в самих кимберлитовых трубках, в процессе их формирования, объясняет почти идеальную сохранность алмазных кристаллов, которые находят рядом с кимберлитовой галькой, состоящей из окатанных, оббитых и лишенных граней глубинных минералов, действительно извлеченных из мантии.
На кристаллизацию алмазов из газа указывает также постоянное присутствие в них азота, а иногда - бора. В силикатном расплаве мантии практически нет ни азота, ни бора, но во флюиде эти элементы концентрируются, поскольку образуют газообразные соединения с водородом. В какие-то времена во флюиде, видимо, накапливался и радон. Именно радон, сильнейший альфа-излучатель, мог создать загадочные, необычайно красивые зеленые алмазы. Их окраска, безусловно, связана с воздействием альфа-частиц. Мантийный газ "зависал" в верхних слоях земной коры, поэтому никому из геологов не посчастливилось найти вулкан посреди платформы, разбрасывающий вокруг себя кристаллы алмазов. Найденные кимберлитовые трубки вскрываются лишь процессами эрозии. Для разведчика это означает, что существует множество "слепых" кимберлитовых трубок, не выходящих на поверхность. Об их присутствии можно узнать по обнаруженным локальным магнитным аномалиям, верхняя кромка которых располагается на глубине в сотни, а если повезет - то в десятки метров»
Устьянцев Валерий Николаевич:
«Гранаты подразделяются на три группы:
1. С невысоким содержанием магния (18,9 мас.% МgО), повышенным железа (8,7 мас.% FеО) и невысоким кальция (3,3 мас.% СаО).
2. С высоким содержанием магния (22,2-22,5 мас.% Мg0), более низким железа (6,9-5,2 мас.% FеО) и более высоким кальция (3,6-4,5 мас.% СаО).
3. С промежуточными содержаниями магния (20,6-22,4 мас.% Мg0), железа (4,9-6,8 мас.% FеО) и повышенным кальция (5,5-5,6 мас.% СаО).
Гранаты с углеводородными включениями по химическому составу близки к гранатам нодулей вебстеритов и лерцолитов, а также к гранатам из включений в алмазе из трубки Мир (Соболев, 1974). Низкая железистость гранатов с углеводородными включениями (f < 10%) сближает их с гранатами из включеЭнциклопедический словарь Брокгауза и Ефрона ний в алмаз, а низкое содержание Fе3+ свидетельствует о восстановительной среде кристаллизации.
Гранаты имеют гроссуляр (1,3-13,0) - альмандин (7,0-18,5) - пироповый (71,6-80,0) состав и содержат многочисленные углеводородные включения с максимальным размером до 200 мкм.
Среди включений широко развиты первичные полифазные включения органического вещества, люминесцирующие при облучении монохроматическим светом с λО=488 нм (спектры люминесценции получены Е.В. Гусевой на спектрометре ДФС-24 с аргоновым лазером). Один из полученных спектров сходен со спектром нефти месторождения Н. Сартыш: максимум его люминесценции находится в области 530,5 нм.
По фазовому составу среди органических включений выделяются:
1. Газовая фаза (5-30%)+ желто-бурая углеводородная жидкость (70-95%)+бесцветные органические фазы (менее 1%). При нагреве в сингенетичной группе включений <газовая> фаза растворяется в желтой жидкости при 320 и 3080 С, твердая фаза медленно растворяется в жидкости. Полной гомогенизации включений достичь не удается, при температурах около 3500 С они вскрываются.
2. Один или несколько <газовых> пузырьков (до 70%)+желто-бурая жидкость. Пузырек <газа> часто располагается в пределах вакуоли, не касаясь стенок последней, иногда деформирован, что свидетельствует о большой вязкости желто-бурой жидкости.
В гранатах с флюидными включениями широко развиты взорвавшиеся включения, свидетельствующие о спаде давления при выносе гранатов со значительных глубин. Среди минералов, включенных в гранат, определены: рутил (0,8 и 0,7 мас.% FеО, 0,5-0,6 мас.% Сг203), доломит (3,6 мас.% FеО ), практически чистый диопсид (0,1 мас.% Сг2O3, 1,2 мас.% Na2О, Са/Са+Мg=48,5%) и оливин с повышенным содержанием никеля.
Оливин характеризуется очень низким содержанием железа (5,2 мас.% FeO) и необычно высоким содержанием никеля (3,1 мас.% NiO). Обычно в оливинах из включений в алмазе примесь никеля не превышает 0,4 мас.% NiO» (Гаранин и др., 1991).
«В гранатах установлены закономерно ориентированные включения диопсида, возникновение которых связывается нами с распадом высокобарного твердого раствора пироп-диопсид. В углеводородных включениях в гранате содержатся полициклические ароматические углеводороды, ПАУ, сходные с другими данными по ПАУ в гранатах, но отличающиеся более низким содержанием. В веществе, экстрагированном хлороформом с последующим испарением растворителя, методом ИК-спектроскопии на приборе IR-435 фирмы <Шимадзу> (Япония) обнаружены полосы поглощения: СН2- и СН3-групп, цепочки (СН2) n-групп, полосы сложноэфирной группировки и карбоновое поглощение. д.г-м.н. Гаранин В.К.».
По Бородину Ю.В. и Хамидуллаеву Н.Ф., «большинство алмазоносных проявлений в Средней Азии связывается с лампроитами, то-есть с ультра-калиевыми (окислы калия-2-6%), базальтоидными породами, содержащими высокие концентрации окислов магния - 6-24%, титана-2-5%, фосфор- 1,5-4,0%.» Лампроиты практически не отличаются от кимберлитов, по всем параметрам, в том числе и по содержанию алмазов» (В.А. Милашев 1988)»
Устьянцев Валерий Николаевич:
Металлогения зеленокаменных поясов различных генетических типов и их металлогения. «Важнейшими рудоносными структурами раннего докембрия, играющими ведущую роль в добыче многих видов минерального сырья, являются зеленокаменные пояса. К ним приурочены протяженные металлогенические зоны с крупными рудными узлами, в которых сосредоточены уникальные месторождения железистых кварцитов, золота, медно-никелевых и колчеданных руд, значительные запасы редких металлов, хромитов, титана, марганца и других полезных ископаемых. Зеленокаменные пояса периодически зарождались на протяжении всего раннего докембрия (более 2 млрд. лет), в течение которого сменилось несколько поколений этих структур и произошла их закономерная, направленная эволюция (морфологическая, структурно-вещественная, геохимическая, металлогеническая), связанная с эволюцией земной коры и мантии. Большинство зеленокаменных поясов характеризуется значительным сходством вулканических и осадочных литофаций, условий метаморфизма, интрузивных образований и деформаций.Эти общие черты важны для выделения зеленокаменных поясов в качестве специфических структур раннего докембрия. Однако при изучении генезиса и металлогенической специализации поясов решающее значение приобретают различия в их строении и составе структурно-вещественных комплексов. Имеющиеся данные свидетельствуют о существовании таких различий как между структурами разного возраста, так и между отдельными регионами, о разнообразии геологического строения и условий формирования зеленокаменных поясов. Таким образом, все многообразие строения и развития зеленокаменных поясов не может быть объяснено в рамках единой модели и сведено к одному генетическому типу. Зеленокаменные пояса характеризуются широким спектром рудных формаций, возникавших в определенных геодинамических обстановках на разных стадиях развития, в связи с конкретными структурно-формационными комплексами.
Различные комбинации осадочных, магматических, тектонических и метаморфических процессов определяют специфику и разнообразие месторождений, обнаруживающих отчетливую хронологическую изменчивость. С течением времени в процессы концентрирования (образования месторождений) вовлекались новые рудные элементы, усложнялся состав руд, появлялись новые типы месторождений, возрастала роль корового источника полезных компонентов. Основными факторами, обусловившими металлогенические особенности зеленокаменных поясов разных генетических типов, их металлогеническую специализацию и продуктивность являются:
- геодинамические режимы формирования структур, определившие их геологическое строение и развитие, формационный состав, интенсивность тектонических деформаций, магматизма и метаморфизма;
- тепловой режим и степень деплетированности мантии, влиявшие на металлогеническую специализацию исходных мантийных магм;
- состав и мощность земной коры (океанической и континентальной), определявшие особенности фракционирования рудных компонентов;
- длительность функционирования зон спрединга и субдукции («конвеерного механизма» поставки рудных и флюидных компонентов), способствовавших накоплению рудных элементов в зеленокаменных поясах.
Формирование зеленокаменных поясов 3,9-3,3 млрд. лет, происходило на коре базитового состава в режиме плюм-тектоники и привело к образованию протоконтинентов – гранит-зеленокаменных областей и первичному накоплению в зеленокаменных толщах рудных концентраций, коррелировавшихся с мантийными. Источником рудных компонентов служила недеплетированная или слабо деплетированная мантия. Пояса этого типа отличаются низкой продуктивностью и рассредоточенным оруденением.
Большая часть рудных проявлений (медно-никелевых, колчеданных, медно-молибденовых и др.) не имеет практического значения или относится к категории экзотических (месторождения изумрудов Каапваальского кратона), а металлогеническую специализацию и перспективность зеленокаменных поясов определяют в основном месторождения железистых кварцитов, золота и барита.
Наиболее интенсивным и экстенсивным эндогенным оруденением характеризуются зеленокаменные пояса пермобильного типа (3,3 – 2,6 млрд. лет) - зоны океанического спрединга и субдукции океанической коры у окраин протоконтинентов. Основным источником рудных компонентов оставалась мантия при подчиненном значении первичнокорового источника. Слабая деплетированность позднеархейской мантии, мощная океаническая кора, обогащенная рудообразующими компонентами и длительная ее субдукция обеспечили высокую рудоносность поясов пермобильного типа, а возросшая мощность континентальной литосферы способствовала дифференциации магматических расплавов в промежуточных очагах, фракционированию, ремобилизации и концентрации рудных элементов. Металлогенические особенности поясов этого типа определяются в первую очередь приуроченностью к ним крупных и уникальных месторождений золота, железистых кварцитов, сульфидных медно-никелевых и колчеданных руд, группирующиеся в крупные рудные узлы, зоны, пояса. Важное промышленное значение могут иметь также месторождения хромитов, марганца, редких металлов, изумрудов, высокоглиноземистого сырья, талька, магнезита, асбеста и др.
Зеленокаменные пояса (2,6-1,6 млрд. лет) отличаются наиболее разнообразной рудной минерализацией и присутствием полигенных и полихронных месторождений с комплексным составом руд - коллизионные интракратонные (полного и неполного циклов развития) и аккреционные окраинные структуры, металлогения которых имеет свои особенности.
Источник рудных компонентов на разных стадиях развития поясов имел мантийное, нижне- и верхнекоровое происхождение. Более деплетированная раннепротерозойская мантия и меньшая степень ее плавления, меньшая продолжительность спрединга и субдукции обусловили меньшее поступление рудных компонентов из мантии, а интенсивные деформации, гранитоидный магматизм, метаморфизм и экзогенные процессы способствовали ремобилизации и переотложению внутрикоровых их концентраций. Важное значение имеют месторождения железистых кварцитов, комплексных благороднометальных и сульфидных медно-никелевых руд с минералами платиновой группы, весь набор колчеданных месторождений, часто с Au и Ag, меньшее – золоторудные, шунгитовые, порфировые медно-молибденовые, хромитовые, титаномагнетитовые, марганцевые, вольфрамовые и редкометальные месторождения.
Наиболее продуктивными являются интракратонные структуры бассейнового типа (с неполным циклом развития), в которых локализованы уникальные по запасам железорудные месторождения железо-кремнисто-сланцевой формации, крупные месторождения шунгита, комплексные золото-платиноидные и благороднометально-уран-ванадий-редкометальные месторождения в черносланцевых толщах.
Набор промышленно важных ископаемых в коллизионных структурах полного цикла развития достаточно разнообразен, но главная роль принадлежит сульфидным медно-никелевым с платиноидами месторождениям и сопутствующему титаномагнетитовому и хромитовому оруденению.
Аккреционные пояса окраинного типа характеризуются в основном колчеданной, золоторудной и железомарганцевой специализацией.
Таким образом, тип зеленокаменных поясов определяет возможность образования в них определенного набора месторождений. Реализация этой возможности зависит от индивидуальных особенностей строения и развития структур.
Реальная рудоносность и вероятность выявления месторождений зависит от степени сохранности рудных концентраций в процессе их последующих преобразований – метаморфизма, тектонических деформаций, денудации. (по материалам Всероссийской конференции Петрозаводск, 11–13 ноября 2009) В.Я., Корсаков А.К. Геодинамические обстановки формирования зеленокаменных поясов. М.: МГГРУ, 2003. 186 с).
Устьянцев Валерий Николаевич:
Геохимические особенности поведения золота в природных рудообразующих системах
В геологии, особенно при решении проблем рудообразования, отсутствуют однозначные понятия видения процесса. С.Т. Бадалов (2005)
Распределение золота в земной коре составляет 0,004 г/т. Золото относится к числу элементов — моноизотопов, которые представлены в природных условиях своими единственными изотопами.
С.Т. Бадалов отмечает, что «золото в зависимости от проявления своих геохимических свойств в различных природных системах, способно создавать и фактически создает свои очень крупные и уникальные по масштабам локальные концентрации с кондиционными запасами в тысячи и даже десятки тысяч тонн. … Образование столь крупных концентраций золота при условии, что его содержание в подстилающих и вмещающих породах составляет миллиграммы на тонну, обусловлено его многими геохимическими особенностями. Следует оговорить, что подобные концентрации золота могли возникнуть и фактически возникали не за счет его привноса извне в готовом виде из неведомого источника, каким в геологии считаются глубинные части Земли, вплоть до ее верхней мантии».
Формы нахождения золота в условиях его рассеяния, остаются еще мало изученными (по степеням его окисления, которых у золота более десяти, как со знаком плюс, так и со знаком миную). Разнообразны формы его нахождения в водной среде — от ионной — Au1, и др.,коллоидной, хлоридной, анионной, катионной, металлоорганической, атомарной. Спутниками в процессах миграции являются: Fe2 , SiO2 ,К, Cl, Ag, Pb, Cu, Zn, Mn и др. эл. При различных полиморфных превращениях воды (при +40 С, 180 С 400 С и 600 С, в обычных условиях могут резко изменятся и формы нахождения в ней золота, ну а на больших глубинах земных недр, происходят процессы преобразования как самой воды, так и всех элементов растворенных в ней.
Геохимические особенности поведения золота в некоторых природных системах:
-сидерофильная система- главные минералы — кислородные соединения железа (гематит и магнетит). Проявляется тяготение золота в гранитах к биотиту (железосодержащий минерал). Только после разложения биотита, золото может в дальнейшем участвовать в процессах рассеяния и концентрации (С. Нурата, Сентябский интрузивный массив, м-е. Кальмакыр — магнетит с пиритом).
- халькофильная система, золото имеет единичные соединения с сурьмой (ауростибнит) и висмутом (мальдонит), при их отсутствии в рудном процессе, золото вместе с серебром, тяготеют к теллуру, селену, мышьяку и сере, образуя с ними минеральные соединения. (м-е. Кальмакыр в халькопирите, м-е. Мурунтау, Кокпатас, золото в арсенопирите и пирите). Кварцевые жилы с золотом, носят секущий характер.
- литофильная гехимическая система, характеризуется избытком в ней кислорода, золото — в гидроксильной форме- Au(OH). Месторождения возникают лишь на тех глубинах, где литофильная вода может перейти в обычную. Так, пара пирит — магнетит, в которой золото оказывается одновременно как в пирите в своих халькофильных формах нахождения, так и в магнетите, но уже в связи с сидерофильностью.
- биофильная геохимическая система, возникла в архее, золото находится в халькофильных минералах. «...месторождения возникают при наличии растительности, а главное — привноса в водные бассейны из окружающих пород и месторождений достаточного количества золота, необходимого для образования его концентраций.» (С.Т. Бадалов, 2005). Месторождение Мурунтау — самородное золото, золото в пирите и арсенопирите, органическое вещество не сохранилось.
- нейтральная геохимическая система, анионы-осадители - отсутствуют, золото — самородное, тесно связано с серебром, которое определяет его пробность. Экспериментально доказано, что мельчайшие частицы золота, состоящие из нескольких тысяч атомов, ведут себя подобно жидкостям, а не твердым телам.
Кварцево-золоторудные линзообразные обособления (м-е. Мурунтау, количество — более 40), в которых золото представлено более крупными своими выделениями, чем в своих первичных рудах.
«... свободный кремнезем, особенно его металлоидные формы, с которыми почти постоянно ассоциирует золото, сравнительно легко растворяется из пород и мигрирует в щелочных условиях вместе с золотом, находящимся в этих породах. В результате золотосодержащие кварцевые тела возникают только в тех местах, которые были обогащены золотом в своих сравнительно легкорастворимых формах. В иных случаях кварцевых обособлениях золото находится в минимально-возможных количествах. Естественно, что в подобных случаях не следует искать иных источников образования концентраций золота в связи с кварцем, особенно глубинных, вплоть до мантийных источников. Источником, как правило, либо сами вмещающие их потенциально обогащенные золотом породы, либо подстилающие золотосодержащие породы». (С.Т. Бадалов). Серебро обособляется, что приводит к повышению пробности золота.
Во всех процессах протекающих в земной коре и мантии, активное участие принимает вода во всех ее формах нахождения в системе Земли. Безводные процессы преобразования пород и минералов в них сводятся к перекристаллизации. Вода является универсальным растворителем вещества системы. При каждом полиморфном превращении воды, коренным образом и меняются и ее свойства. Золото подвергается процессам перемещений через растворимость в воде.
Золото в форме Au(OH)3 образуется и может существовать относительно более щелочных условиях условиях, чем Au(OH) Процесс зависит от восстановительно-окислительного потенциала системы, например, система: кора — мантия. Сам процесс преобразования гидроксила (ОН) протекает по следующей (по С.М. Бадалову, 2005) схеме: 2(ОН) – Н2О + 2е. В результате возникает нейтральная молекула воды, а также ионизированная форма кислорода О2 в качестве активного окислителя и два отрицательно заряженных электрона — (2е-).
Гидрофильная форма золота является промежуточной между его рассеянным состоянием в породах и образованием концентраций, особенно в разнообразных рудных месторождениях, где присутствуют халькофильные минеральные формы меди, цинка, свинца и др. с которыми ассоциирует золото. Золото тяготеет к концентрациям вольфрама в форме шеелита (кварц-шеелит-золоторудная формация).
В месторождениях золото будет в большей степени концентрироваться (тяготеть) к магнетитовым рудам в связи с наличием в них железа в 2-х и 3-х валентных состояний, что способствует золоту с его 1, 2 и 3-х валентностью входить в структуру магнетита, тогда как гематит с его только 3-х валентной формой не благоприятен для вхождения в него золота.
Экспериментально доказано, что мельчайшие частицы золота, состоящие из нескольких тысяч атомов, ведут себя подобно жидкостям, а не твердым телам.
Спутниками в процессах миграции золота, в условиях земной коры, являются: Fe2 , SiO2 ,К, Cl, Ag, Pb, Cu, Zn, Mn и др. элементы. Отметим что, расчеты сделанные А. Б. Роновым и Д.А. Ярошевским показывают, что «для литофильных элементов, в дифференциацию должны быть вовлечены вещества с глубины: для кремния 60 км; алюминия 140 км; кальция 50 км; натрия 180 км; для калия 1300 км».
«...с гнейсами связывается оруденение золото-платиновой группы, а с кварцитами, ассоциируют руды золото кварц-сульфидной платино -содержащей формации, интрузивные комплексы этого этапа представлены перидотит-габбро-норитовой серией с медно-никелевым и платинометальным оруденением».
С Fe2 связывается: «...происхождение экзогенных месторождений золота, урана, меди и полиметаллических руд раннего протерозоя определяющую роль определяли эволюция океанов и климаты Земли», а также «алмазоносные кимберлиты, лапроиты и щелочно-ультраосновные комплексы палеоокеоанов».
«Пироксенитовый компонент в источнике магмы сибирских траппов, не содержащий сульфидов и оливина в рестите, сыграл решающую роль в происхождении никеля, меди, элементов платиновой группы и низких содержаний серы в родоначальных трапповых магмах, а также исключил возможность раннего рассеяния этих элементов посредством фракционирования сульфидного расплава Норильское месторождение)».
Гранитоидые тела обогащаются золотом в период своего формирования, в силу своей комплементарности к магтетиту SiO2 , K, N, (РЗЭ) и (РАЭ).
Навигация
Перейти к полной версии