Савченко И.Ф., Мельников А.В., Гиренко И.В. О ВОЗМОЖНОСТИ

О ВОЗМОЖНОСТИ СОВМЕЩЕННОГО
ГЛУБИННОГО РУДОГЕНЕЗА И
ГЕНЕРАЦИИ УГЛЕВОДОРОДОВ В
ДЖЕЛТУЛАКСКОЙ ШОВНОЙ ЗОНЕ
МОНГОЛО-ОХОТСКОГО ОРОГЕННОГО
ПОЯСА
Савченко И.Ф., Мельников А.В., Гиренко И.В.
Институт геологии и природопользования ДВО РАН,
Благовещенск, [email protected]
Джелтулакская шовная зона образовалась в результате
коллизии Селенгино-Станового и Джугджуро-Станового
супертеррейнов (ССС и ДСС). Коллизии предшествовало
формирование в структурах ССС и ДСС активных
континентальных окраин (АКО), под которые пододвигалась
океаническая кора Джелтулакского залива Монголо-Охотского
океана. Ширина залива перед коллизией по Кузьмину и др.
равнялась 300 км. Сам процесс закрытия Джектулакского
«миниокеана» происходил по в интервале 176-110 млн. лет
назад в несколько этапов, причем окончательное закрытие
произошло в интервале 140-136 млн. лет назад. В последующий
этап (134-110 млн. лет) проявлялся постколлизионный
магматизм, продолжала формироваться складчатость, что
приводило к эксгумации глубинных магматических комплексов.
В модели формирования Монголо-Охотского орогенного пояса
коллизия суперконтинентов началась в западной его части в
позднем карбоне и последовательно продвигалась к востоку
вплоть до середины юры. В этот период формируются террейны
аккреционного клина (хр. Джагды, Восточное Забайкалье).
Условные обозначения:
1-океанические
бассейны; 2-суша; 3континентальные
впадины; 4-мелководные
морские отложения и
подводные террасы; 5оси спрединга; 6- зоны
субдукции; ХБМХингано-Буреинский
массив; ХМ- Ханкайский
массив.
Рис. 1. Реконструкция Монголо-Охотского складчатого пояса для
ранне-мезозойского времени (Зоненшайн, Кузьмин, Натапов,
1990 А).
Рис.2. Реконструкция Монголо-Охотского складчатого пояса
для юрского периода (Зоненшайн, Кузьмин, Натапов, 1991 А).
Время закрытия Монголо-Охотского бассейна. Обозначения на
рис. 1.
Рис. 3. Амурская литосферная плита (АЛП) – структурная часть
Монголо-охотского складчатого пояса.
1-древние платформы. СевероАзиатский кратон (ДССДжугджуро-Становый
супертеррейн, ЕЗ-ЕнисейЗабайкальский террейн; 2раннепалеозойские орогенные
пояса: АР-Аргунский, БХ-БуреяХанкайский; террейны:
ОЛОльдойский, ГЖ-Гонжинский,
ГР-Гарьский, ММ-Мамынский,
ТУР-Туранский, МХ-МалоХинганский; 3-ЮжноМонгольский-Хинганский
позднепалеозойский орогенный
пояс (НС-Нора-Сухотинский
террейн); 4-Монголо-Охотский
юрский-раннемеловой
орогенный пояс (террейны: ЯТД
–ЯнканоТукуринграДжагдинский, УБУнья-Бомский, ГЛ-Галамский, УЛУльбанский, НЛ-Ниланский); 5Джелтулакская шовная зона
(Гилюйский трог); 6-разломы; 7графитоносные районы; 8проявления графита
Рис. 4. Геолого-структурная схема Верхнего Приамурья (по Л.М. Парфенову и
др., 2003 с дополнениями авторов
Джелтулакская шовная зона является структурой Монголо-Охотского
орогенного пояса, она изобилует эксгумированными метаморфическими
комплексами, механизм инверсий которых из глубин связан с
коллизионной геодинамикой. Ферштатер и Краснобаев утверждают, что
конвергентное взаимодействие плит сопровождается явлениями обдукции,
субдукции, коллизии, развитием ультрамафитовых аллохтонов, т.е.
фрагментов океанической литосферы, перемещенной в структуры
континентальной коры в виде расслоенных ультрабазит-базитовых массивов.
Ультрабазит-базитовые интрузивы глубинного метаморфизма часто
обогащены благородными и цветными металлами, металлами
платиновой группы( МПГ). С породами Джелтулакского метаморфического
комплекса связаны рудопроявления графита различного возраста (ранний
архей, ранний протерозой).
Степановым и Мельниковым для Верхнего Приамурья составлен кадастр из
142 месторождений и проявлений никеля, содержащие также Au, Ag, МПГ, Cu,
Zn и другие металлы. В структуре аккреционного клина Джагды расположен
Унья-Бомский золотоносный район, питающий источник которого относится к
глубинным. Авторы утверждают, что этот район генетически однотипный с
Кербинской металлогенической зоной и принадлежит к формации больших
глубин. Сам процесс золотого оруденения авторы связывают с региональным
метаморфизмом на границе палеозоя и мезозоя, т.е. к началу коллизионных
событий между ССС и ДСС и формированию Джелтулакской шовной зоны.
Коллизионные процессы включают субдукционное и коллизионное
поглощение океанической литосферы, развитие аллохтонов,
поэтому вполне допустимо предположение об участии газов
метаморфизма отложений ОВ осадков океанической коры в
генерации нефти и газа и в глубинном рудогенезе. В этой связи
необходимо рассмотреть совместный глубинный рудогенез в базитультробазитовых комплексах и глубинную генерацию нефти и газа
при образовании графитоносных пород.
Образование руд благородных, цветных металлов, МПГ и других элементов в
базит-ультрабазитовых комплексах многие исследователи связывают с
воздействием на металлы газов глубинной природы в условиях
породообразования при высоких температурах и давлениях, характерных для
больших глубин. Так, Бучко И.В. считает, что ультрабазит- базиты
Веселкинского массива образовались при давлении около 10кбар и t = 132013500С при концентрации Н2О – 2%. Возраст массива И.В. Бучко по U-Pb
определен в 150-200 млн. лет. Массив интересен палладиевым и платиновым
орудинением с содержанием Pt до 5,73 г/т. Здесь из флюидов учтена роль H2O .
снижающая начальную температуру кристаллизации примерно на 250 0С и
давление на 13 кбар.
В структурах аккреционного клина хребта Джагды расположен Унья-Бомский
золотоносный район с богатыми россыпями золота, который является
классическим примером золоторудной минерализации с примесью платиноидов
в черносланцевых толщах, метаморфизованных в зеленые сланцы при
отсутствии магматических пород. Неронский и Громаковский приводят
результаты измерения состава газово-жидких включений кварцевых
золоторудных жил для их альпийского типа и выделенных Степановым
предрудной, ранней и главной продуктивной стадий формирования оруденения.
В газах декрепитации кварца преобладают N2, CO и CO2. В кварцевых жилах
массовая доля воды достигает 0,706 %. Динамика содержания газово-жидких
включений в выделенных типах и стадиях формирования кварцевых
золотоносных жил позволяет сделать заключение об активном участии этих
газов в процесс рудогенеза.
Интересные результаты термодинамического и геодинамического
моделирования сульфидно-магматического рудогенеза в зонах аккреции
приводят Симакин и Закревская. Для термодинамических расчетов в состав
флюидов включены CO2, CO, SO2, COS, CS2, O2. Расчеты авторов показали, что
при Р = 7 кбар и t = 1000-1100 0С высокая летучесть серы и сероводорода ведет
к образованию сульфидов. Флюид с высоким содержанием восстановленных
газов будет хорошим растворителем для никеля и элементов платиновой
группы. Высокую медно-никелевую металлоносность месторождения Шануч
(Камчатка) они связывают с наличием восстановленных газов.
Необходимо отметить, что все исследователи признают влияние глубинных
газов на рудообразование, но о природе этих газов известно мало. В [11]
Симакин и Закревская допускают влияние океанических карбонатов на
генерацию CO и CO2, но в тоже время считают массу современных
органических осадков ничтожной и не влияющей на флюиды субдукции.
Однако Астахов и Колесник [1] в южной части Беренгова моря оценивают
содержание Сорг в осадках до 2,4 %, что близко к содержанию ОВ в осадках
Черного моря.
Участие ОВ осадков Джелтулакского «миниокеана» мы считаем реальным.
Плотность запасов Сорг по Дамбукинскому рудопроявлению графита равна
32,6 т/м2, что соответствует генерации из ОВ осадков 26,4 т/м2 протонефти,
21,8 т/м2 первичного газа. Подобных рудопроявлений в шовной зоне более 30,
которые размещены в 4 графитовых районах. Приведенная плотность
генерированных протонефти и первичного газа превышает коммерческие
требования для глубокозалегающих месторождений.
Среди неконденсируемых газов над каждым 1 м2 поглощенной коры
генерируется СО2 – 6070 м3; Н2 – 4100 м3; H2S – 75.9 кг (50 м3); летучих
фенолов – 8,2 кг; N2 – 200 м3; NH3 – 250 м3 (155 кг); HCN – 17,5 кг (23 м3).
При фильтрации из глубин они способны участвовать в рудогенезе.
Укажем, что 17,5 кг HCN достаточно для выщелачивания 70 кг золота.
Пирогенетической воды (7100 кг), выделяемой при разложении сланца,
достаточно для формирования очень слабых цианидных растворов.
Несомненна рудогенная роль CO в формировании карбонилов никеля,
меди, МПГ. Отметим, что 875 м3 СО способен образовать 1667 кг Ni(CO)4,
который при разложении выделит 573 кг Ni. Процессы рудогенеза
усиливаются присутствием других «обязательных газов»: CO2, NH3, H2, H2S,
летучих активных фенолов.
Еще раз обратим внимание на то, что приведенные величины потока
флюидов рассчитаны на 1 м2 субдуцированной кровли.
Химическая активность составных частей газов термической
деструкции ОВ океанических осадков далее не может игнорироваться
при моделировании рудогенеза. Поэтому вполне закономерна
постановка вопроса о реинтерпретации ранее произведенных
выводов о глубинных генерации нефти и рудогенезе с учетом
возможности влияния газов глубинного метаморфизма органического
вещества.
БЛАГОДАРЮ
ЗА
ВНИМАНИЕ