Глава 3. Аномальные геохимические поля

3.1. ОСНОВНЫЕ понятия

общепринятом понимании геохимический ореол - это уча­сток, обогащенный или обедненный химическим элемен­том относительно кларковых содержаний в результате его привноса, выно­са или перераспределения под воздействием разнообразных процессов дифференциации вещества земной коры. Совокупность пространственно сближенных или совмещенных геохимических ореолов, формирование ко­торых обусловлено конкретным геологическим событием, образует аномаль­ное геохимическое поле (АГП). По площадным параметрам выделяются АГП ранга рудной области (РО), рудного района (РР), рудного узла (РУ), рудного поля (РП), рудного месторождения (РМ) или рудного тела (РТ).

В зависимости от масштаба процесса рудоконцентрации АГП могут иметь зональную или неупорядоченную структуру. Зональность структуры АГП в самом общем случае проявляется в закономерном соотношении зон привноса и выноса элементов, участвующих в конкретном геологическом процессе. Масштабность рудоконцентрации проявляется в формировании многоуровневых мозаично-зональных аномальных геохимических систем (АГС), представляющих собой закономерно локализованные в пространстве и времени АГП от ранга РР, РУ до РМ и РТ включительно. Каждому члену (АГП) таких сложно построенных АГС соответствует конкретный этап геоло­гического развития территории.

Вещественно-минеральным выражением АГП и АГС являются рудоген- ные (рудно-магматические) системы (PC). Главным условием длительного функционирования PC, а следовательно и образования месторождений, яв­ляется поэтапный подвод к ним из внешнего источника вещества и энер­гии (Летников, 1994; Питулько, Крицук, 1990; Овчинников, 1988; и др.), со- масштабных рангу образующихся PC. Наиболее распространенным источ­ником вещества являются гидротермальные растворы - важнейший и не­пременный агент формирования многих генетических групп месторождений полезных ископаемых. Помимо собственно гидротермальных месторожде­ний они в значительной степени участвуют в образовании скарновых (Жари­ков, 1968), карбонатитовых (Гинзбург, Эпштейн, 1968; Карбонатиты, 1969), грейзеновых (Щерба, 1968), метаморфогенных (Синяков, 1987) и пегмати­товых (Бетехтин, 1951) месторождений. В этой связи с некоторой долей ус­ловности PC, завершающиеся образованием перечисленных выше типов месторождений, можно рассматривать как гидротермапьно-метасоматичес- кие системы (ГМС). Вслед за Г. Л. Поспеловым (1973), Е. В. Плющевым и В. В. Шатовым (1985) под ГМС понимаются целостные совокупности зон проявления статистически устойчивых ассоциаций гидротермапитов, сфор­мированных в результате поэтапного воздействия на первичные горные по­роды постмагматических, интрателлурических (по Л. В. Овчинникову), мета­морфических, диагенетических, преимущественно водных флюидов. Каждый этап развития многоуровневой ГМС обусловлен определенным геологичес­ким событием и представляет собой ограниченный физико-химическими условиями и линейными параметрами процесс формирования гидротермапь- но-метасоматических пород. По аналогии с АГП нами выделяются ГМС ран­га РР, РУ, РП, РМ и РТ. В принятых определениях PC, ГМС адекватны соот­ветствующим АГП или АГС.

Системный анализ значительной по объему информации (сотни АГП) позволил выделить общие геохимические закономерности объемно-зональ­ного строения ГМС, специализированных на широкий круг полезных ископа­емых (Au, Ag, Pb, Zn, Си, Mo, W, Sb, Bi, As). Общие свойства продуктивных ГМС проявляются в закономерной позиции генетически родственных орео­лов привноса-выноса центробежных и центростремительных элементов. От центра к периферии соответствующих АГП выделяются три зоны (Соколов, 1990а,б):

• ядерная зона - область концентрации центростремительных и декон- центрации центробежных элементов;

• зона обмена, характеризующаяся диаметрально противоположным спектром;

• фланговая зона концентрации - область повышенных содержаний цен­тростремительных элементов при субфоновых центробежных.

Состав центростремительных элементов в зональных АГП отражает метаплогеническую специализацию соответствующих ГМС. Спектр центро­бежных элементов вне зависимости от ранга и специализации АГП универ­сален {Са, Mg, Fe, Ni, Со, Мп, Cr, V(Ba, Ti, Sc, Sr)}, что предопределяет возможность широкого использования установленной закономерности в поисковом процессе.

Наиболее надежно объемная зональность АГП устанавливается с ис­пользованием коэффициента центробежных элементов (Кцб) вида CrxVx Со х Ni * Мп, положительные ореолы которого фиксируют зону обмена, от­рицательные - ядерную зону (Соколов, 19906; Соколов, 1994).

При прогнозной оценке территорий с установленной метаплогеничес- кой специализацией весьма эффективно применение более сложных муль­типликативных показателей - коэффициентов интенсивности (Ки), числи­тель которых комплектуется типоморфными центростремительными элемен­тами (рудного комплекса), знаменатель - центробежными элементами.

Результаты исследований аномальных геохимических полей со струк­турных позиций свидетельствуют о решающем значении объемно-геохими­ческой зональности при оценке масштаба разнообразных рудных объектов на всех стадиях поисков (Питулько, Крицук, 1990; Соколов, 1994; Григоров, 1990).

Отмеченные выше закономерности объемно-зонального строения АГП в вещественно-минеральном выражении проявляются в смене от центра (ядерная зона) к периферии (зона обмена) кварц-светлослюдистых (вторич­ные кварциты, березиты, грейзены, аргиллизиты), реже полевошпатовых метасоматитов (альбититы, калишпатолиты), проявлениями преимущественно темноцветных метасоматических ассоциаций (пропилиты, скарны, турмали- ниты и др.). В иерархическом ряду от ГМС старшего ранга к младшим чле­нам системы увеличивается степень замещения исходных пород от слабоп- роявленной (по Е. В. Плющеву - региональные метасоматические форма­ции) до сильно и полнопроявленной (локальные метасоматические форма­ции). При этом по мере увеличения дезинтеграции породообразующих ми­нералов происходит поэтапная мобилизация центробежных элементов из образующейся ядерной зоны с последующим их перераспределением в пе­риферические части системы (зону обмена), где они фиксируются в ново­образованных минералах (хлорите, эпидоте, актинолите, пироксене, биоти­те, пирите и др.).

3.2. СТРУКТУРЫ АНОМАЛЬНЫХ ГЕОХИМИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ

Геохимическое изучение ГМС старших рангов (РР, РУ, РП) рассматри­ваемого района проводилось с использованием первичных данных (резуль­татов анализов проб) литохимических съемок по потокам рассеяния масш­таба 1:50000 - 1:200000 (В. В. Домчак, 1981 г.; В. Е. Стриха, 1995 г.), ранга РМ - по вторичным ореолам рассеяния масштаба 1:10000 - 1:25000 (В. В. Домчак, 1983 г.; А. В. Ложников, 1989 г.), РТ - с использованием де­тальных работ по первичным ореолам (А. В. Ложников, 1989 г.).

По данным региональных геохимических работ, на изученной террито­рии наиболее контрастные и значительные по площади распределения ано­мальные потоки рассеяния образуют Au, Mo, Pb, Zn, Си. Более локальные и слабоконтрастные потоки характерны для Bi, Sn, W, Ва. В целом качествен­ный состав и пространственное распределение аномалий вышеуказанных центростремительных элементов соответствуют металлогенической специ­ализации района. Слабоконтрастные потоки рассеяния центробежных эле­ментов преимущественно локализуются в периферических частях (зона об­мена) комплексных аномалий центростремительных элементов (ядерная зона), отчетливо фиксируя известные и прогнозируемые продуктивные ГМС ранга РР, РУ упорядоченного строения (табл. 13). Аналогичные состав и стро­ение установлены при изучении вторичных и первичных ореолов для про­дуктивных АГП младших рангов. В этой связи выявление структур на всех рассматриваемых уровнях организации вещества возможно с использова­нием единых мультипликативных орелов вида Au * Ад * Pb * Zn * Mo, Au * Ад х Pb х Zn х Мо/ Cr x v x Ni x Co x Mn.

таблица 13