Повна версія

Головна arrow Географія arrow Геологія. Прогнозування та пошук родовищ корисних копалин

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   ЗМІСТ   >>

МОДЕЛІ ФОРМУВАННЯ ГЕОХІМІЧНИХ ПОЛІВ

Геохімічні поля проявляються у всіх типах рудних об'єктів від мінерагенічних зон до рудних полів і родовищ різного мінерального складу і формаційної приналежності. Вони виникають в процесі функціонування магми-флюідодінаміческіх рудообразующих систем в різних структурах земної кори. Аномально геохимическое поле формується в період максимального надходження в геологічну структуру зовнішньої енергії, що створює гідротермальних рудообразующего підсистему. При неодноразовому надходженні флюїдів відбувається об'ємне розростання виникають геохімічних ореолів і більш дискретне їх "скучіваніе-стягування" з утворенням в подальшому вкраплено- прожілкових большеоб'емная бідних руд. Потім вони перероджуються в штокверкового-жильні рудні освіти. Надходить енергія в зони формування геохімічних полів забезпечується нагрітими флюїдами - продуктами магмо- флюідодінаміческіх глибинних систем в умовах періодично-ритмічного розвитку всередині планетного тектонічного процесу.

Уздовж висхідних гілок конвективного термофлюідной системи відбувається взаємодія ювенільних гарячих глибинних і місцевих холодних розчинів, їх змішання і розпад з мінералоотложеніем і виникненням геохімічних полів з вкраплень продуктивної мінералізацією. Виникаючі кислотні розчини забезпечували формування метасоматитів, а потім і продуктивної мінералізації. Зональність температурного поля визначає характер розміщення гідротермальної мінералізації і відбивається на структурі аномального геохімічного поля (рис. 105-108). Отже, для освіти багатого зруденіння необхідні довгоживучі дренирующие зони, проникність яких для магми і флюїдів підтримується періодично-ритмічними тектонічними переміщеннями.

В.Г.Ворошіловим [2077 р] запропонований комплекс методів дослідження ендогенних геохімічних полів. Він включає R-факторний, дискримінантний, регресійний методи, метод нейронних мереж, кластер-аналіз змінних. Додаткову інформацію для побудови геохімічних моделей рудообразующих систем дають матеріали геохимической зональності рудних полів і родовищ, а також коефіцієнти диференціації хімічних елементів в гідротермальних процесі.

Ці дані є основою для прогнозування і пошуків прихованого зруденіння в рудних полях, родовищах різного геолого-промислового і формаційного типу.

2.3.7. Фізико-хімічні моделі рудообразующих систем

Розробка узагальнюючих гсолого-гснстічсскіх моделей типових родовищ корисних копалин утворюється на кількісному фізико-хімічному моделюванні окремих рудообразующих процесів. Реставрація физикохимических, динамічних моделей процесів мінералоутворення пов'язана перш за все з енергетичними характеристиками флюїду, з джерелами його генерації, з тривалістю його існування, з вмістом елементів у флюїди і його зміну в часі. Розглядається термодинаміка відділення флюидной фази при затвердінні магми і формуванні гідротермальної системи. Формуванню рудних родовищ сприяють гомодромний тип диференціації магми, в якому під час кристалізації розплаву знижуються температури ліквідусу і солідусу через накопичення лугів і летючих компонентів. Насичення розплаву летючими компонентами пов'язано з відтискуванням в рідину зростаючими кристалами розчинених в магмі газів. Це збільшує тиск в системі. Після початку кристалізації магми парціальний тиск летючих перевищує тиск насичення, що призводить до відокремлення летких. Термодинаміка ретроградного кипіння магми в камері описується рівнянням P g - P (Zf-AP r + 2α / r p ) 1 / j , де P g - сумарне парціальний тиск летючих в магмі; Zf - координата фронту гетерогенної зони в розплаві; ϭ - поверхневий натяг в магмі; г р - початковий радіус стійкого газового бульбашки в магмі [В.Н. Шарапов та ін., 1987 г.].

Початкове зміст летючої фази в розплаві визначають за формулою

де р - щільність магми; g - прискорення сили тяжіння; С20 - початковий зміст летючих в розплаві; p g - коефіцієнт розподілу летючого між розплавом і твердою фазою; Fj E - перетин рідкої фази в кінці зони затвердіння; Z p - координата початку кипіння; К, - коефіцієнт пропорційності;] - показник ступеня в рівнянні розчинності летючого в розплаві.

Розрахунки показали, що при становленні металоносних магматичних комплексів спостерігається послідовність відділення летючих компонентів від інтрузій: 1) початковий етап - обмежене відділення або його немає; 2) відділення летючих і освіту рудно-метасоматичні зональності; 3) загасання флюідоотделенія. Розрахунки дають підставу вважати про обмеження розмірів і часу кипіння в інтрузіях. Тому для скарнових родовищ заліза, поліметалів, золота розміри високотемпературної зони (880-360 ° С) досягають вертикальної протяжності всього 500-1500 м.

Н.С. Жатнуевим [1998 р] розглянута модель формування парових зон в гідротермальних системах і зв'язку з ними процесів рудогенеза. Він істотно удосконалив ранню схему Г.Л. Поспєлова [1973р.]. За Г.Л. Поспєлову модель гідротермальної системи включає в себе осередкову водно-газову зону, кореневу зону стягування гидротерм, стволовую зону проточного режиму, зону розсіяного висхідного флюїду і зону розсіювання термогідроколонни в вадозних водах.

У загальному вигляді гідротермальних система може представляти ряд конвективних комірок, не обов'язково з центральним висхідним потоком флюїдів, ускладнених фазовими переходами флюїду на різних рівнях глубинности. Фазові переходи є причиною кислотно-лужний диференціації флюїду. Вона перманентно виникає і зникає разом з паровими зонами. З пульсаціями парових зон пов'язано і пульсаційне гидротермальное мінералообразованіе. Все це обумовлено гравітаційно-конвективним рухом розігрітого флюїду. Геохімічні бар'єри, супутні паровим зонам, сприяли найбільш інтенсивному минералообразования. Високі концентрації солей сприяють видаленню парової зони в область високого тиску. Тобто геохімічний бар'єр, що виникає на межі рідина-пар, може функціонувати не тільки в приповерхневих умовах, але і на глибинах, в умовах високих температур, аж до температур солідусу кислих розплавів. Спадні потоки холодних вод, потрапляючи в осередки високотемпературних гідротермальних систем, нагріваються і знову рухаються вгору. Як показали експерименти Н.С. Жатнуева по вилуговування вулканічних стекол, золото і срібло на фоновому рівні мобілізується гідротермами в кількості до 50% від їх вихідного змісту. Отже, вулканічні породи можуть бути джерелом рудного речовини. Періодичне стиснення і розширення парових резервуарів є причинами періодичної зміни кислотного (в зоні конденсації парового флюїду) і лужної (в зоні кипіння біля основи парової зони) на нейтральний режим флюїдів.

Д. Уайтом з колегами [White Е.А., 1971 p] була запропонована модель пародінаміческіх систем. У 1979 році І.М. Китай розвинув уявлення про двухфазности гидротерм в рудообразующих системах.

Поруч дослідників В.В. Алексєєвим, О.В. Бризгалін, Г.П. Зарайський, Г.Р. Колоніна, Г.Б. Наумовим, Р.П. Рафапьскім і ін. Розробляються физикохимические основи гидротермального рудоутворення. Такі моделі включають оцінку умов формування руд, околорудних метасоматитов і транспорт рудних компонентів водними розчинами. Створюються нові методи розрахунку на ЕОМ (наприклад "Селектор" І.К. Карпова) і виконується моделювання процесів гідротермального рудоутворення шляхом термодинамічної аналізу рівноваг в моногокомпонентних і багатофазних системах.

Фізико-хімічна поведінка платини і паладію в процесі кристалізації залізо-мідно-нікелевих сульфидсодержащих розплавів розглянуто А.В. Перегоедовой [1999 р]. Експерименти показали, що в температурному інтервалі 900-840 ° С в рівновазі з високотемпературними розчинами присутній сульфідні розплав. Початкове співвідношення Cu / (Fe + Ni + Cu) в кристалізується системі впливає на коефіцієнти розподілу головних металів і платинових елементів. При кристалізації максимально Медист розплавів платина виділяється у вигляді сульфіду CuzPt 2 S 4 а також спільно з паладієм розподіляється між моно- сульфідним твердим розчином і залишковим розплавом, з коефіцієнтом розподілу 0,4.

 
<<   ЗМІСТ   >>