Модели формирования геохимических полей

Геохимические поля проявляются во всех типах рудных объектов от минерагенических зон до рудных полей и месторождений разного минерального состава и формационной принадлежности. Они возникают в процессе функционирования магмо-флюидодинамических рудообразующих систем в различных структурах земной коры. Аномально геохимическое поле формируется в период максимального поступления в геологическую структуру внешней энергии, создающей гидротермальную рудообразующую подсистему. При неоднократном поступлении флюидов происходит объемное разрастание возникающих геохимических ореолов и более дискретное их «скучивание-стягивание» с образованием в дальнейшем вкрапленопрожилковых большеобъемных бедных руд. Затем они перерождаются в штокверково-жильные рудные образования. Поступающая энергия в зоны формирования геохимических полей обеспечивается нагретыми флюидами — продуктами магмофлюидодинамических глубинных систем в условиях периодически-ритмического развития внутри планетного тектонического процесса.

Вдоль восходящих ветвей конвективной термофлюидной системы происходит взаимодействие ювенильных горячих глубинных и местных холодных растворов, их смешение и распад с минералоотложением и возникновением геохимических полей с вкрапленной продуктивной минерализацией. Возникавшие кислотные растворы обеспечивали формирование метасоматитов, а затем и продуктивной минерализации. Зональность температурного поля определяет характер размещения гидротермальной минерализации и отражается на структуре аномального геохимического поля (рис. 105−108). Следовательно, для образования богатого оруденения необходимы долгоживущие дренирующие зоны, проницаемость которых для магм и флюидов поддерживается периодически-ритмическими тектоническими подвижками.

В.Г.Ворошиловым [2077 г.] предложен комплекс методов исследования эндогенных геохимических полей. Он включает R-факторный, дискриминантный, регрессионный методы, метод нейронных сетей, кластер-анализ переменных. Дополнительную информацию для построения геохимических моделей рудообразующих систем дают материалы геохимической зональности рудных полей и месторождений, а также коэффициенты дифференциации химических элементов в гидротермальном процессе.

Эти данные служат основой для прогнозирования и поисков скрытого оруденения в рудных полях, месторождениях различного геолого-промышленного и формационного типа.

2.3.7. Физико-химические модели рудообразующих систем

Разработка обобщающих гсолого-гснстичсских моделей типовых месторождений полезных ископаемых образуется на количественном физико-химическом моделировании отдельных рудообразующих процессов. Реставрация физикохимических, динамических моделей процессов минералообразования связана прежде всего с энергетическими характеристиками флюида, с источниками его генерации, с длительностью его существования, с содержанием элементов во флюиде и его изменении во времени. Рассматривается термодинамика отделения флюидной фазы при затвердевании магм и формировании гидротермальной системы. Формированию рудных месторождений благоприятствуют гомодромный тип дифференциации магм, в котором по мере кристаллизации расплава снижаются температуры ликвидуса и солидуса из-за накопления щелочей и летучих компонентов. Насыщение расплава летучими компонентами связано с оттеснением в жидкость растущими кристаллами растворенных в магме газов. Это увеличивает давление в системе. После начала кристаллизации магмы парциальное давление летучих превышает давление насыщения, что приводит к отделению летучих. Термодинамика ретроградного кипения магм в камере описывается уравнением P_g — P (Zf-AP_r+2?/r_p)^1/j, где P_g — суммарное парциальное давление летучих в магме; Zf — координата фронта гетерогенной зоны в расплаве;? — поверхностное натяжение в магме; г_р — начальный радиус устойчивого газового пузырька в магме [В.Н. Шарапов и др., 1987 г.].

Начальное содержание летучей фазы в расплаве определяют по формуле.

где р — плотность магмы; g — ускорение силы тяжести; С20 — начальное содержание летучих в расплаве; p_g — коэффициент распределения летучего между расплавом и твердой фазой; Fj_E — сечение жидкой фазы в конце зоны затвердевания; Z_p — координата начала кипения; К, — коэффициент пропорциональности;] - показатель степени в уравнении растворимости летучего в расплаве.

Расчеты показали, что при становлении металлоносных магматических комплексов наблюдается последовательность отделения летучих компонентов от интрузий: 1) начальный этап — ограниченное отделение или его нет; 2) отделение летучих и образование рудно-метасоматической зональности; 3) затухание флюидоотделения. Расчеты дают основание полагать об ограничениях размеров и времени кипения в интрузиях. Поэтому для скарновых месторождений железа, полиметаллов, золота размеры высокотемпературной зоны (880−360°С) достигают вертикальной протяженности всего 500−1500 м.

Н.С. Жатнуевым [1998 г.] рассмотрена модель формирования паровых зон в гидротермальных системах и связи с ними процессов рудогенеза. Он существенно усовершенствовал раннюю схему Г. Л. Поспелова [1973г.]. По Г. Л. Поспелову модель гидротермальной системы включает в себя очаговую водно-газовую зону, корневую зону стягивания гидротерм, стволовую зону проточного режима, зону рассеянного восходящего флюида и зону рассеяния термогидроколонны в вадозных водах.

В общем виде гидротермальная система может представлять ряд конвективных ячей, не обязательно с центральным восходящим потоком флюидов, осложненных фазовыми переходами флюида на различных уровнях глубинности. Фазовые переходы являются причиной кислотно-щелочной дифференциации флюида. Она перманентно возникает и исчезает вместе с паровыми зонами. С пульсациями паровых зон связано и пульсационное гидротермальное минералообразование. Все это обусловлено гравитационно-конвективным движением разогретого флюида. Геохимические барьеры, сопутствующие паровым зонам, способствовали наиболее интенсивному минералообразованию. Высокие концентрации солей способствуют удалению паровой зоны в область высоких давлений. То есть геохимический барьер, возникающий на границе жидкость-пар, может функционировать не только в приповерхностных условиях, но и на глубинах, в условиях высоких температур, вплоть до температур солидуса кислых расплавов. Нисходящие потоки холодных вод, попадая в очаги высокотемпературных гидротермальных систем, нагреваются и снова движутся вверх. Как показали эксперименты Н. С. Жатнуева по выщелачиванию вулканических стекол, золото и серебро на фоновом уровне мобилизуется гидротермами в количестве до 50% от их исходного содержания. Следовательно, вулканические породы могут являться источником рудного вещества. Периодическое сжатие и расширение паровых резервуаров являются причинами периодической смены кислотного (в зоне конденсации парового флюида) и щелочного (в зоне кипения у основания паровой зоны) на нейтральный режим флюидов.

Д. Уайтом с коллегами [White е.а., 1971 г.] была предложена модель пародинамических систем. В 1979 году И. Н. Китай развил представление о двухфазности гидротерм в рудообразующих системах.

Рядом исследователей В. В. Алексеевым, О. В. Брызгалиным, Г. П. Зарайским, Г. Р. Колониным, Г. Б. Наумовым, Р. П. Рафапьским и др. разрабатываются физикохимические основы гидротермального рудообразования. Такие модели включают оценку условий формирования руд, околорудных метасоматитов и транспорт рудных компонентов водными растворами. Создаются новые методы расчета на ЭВМ (например «Селектор» И.К. Карпова) и выполняется моделирование процессов гидротермального рудообразования путем термодинамического анализа равновесий в моногокомпонентных и многофазных системах.

Физико-химическое поведение платины и палладия в процессе кристаллизации железо-медно-никелевых сульфидсодержащих расплавов рассмотрено А. В. Перегоедовой [1999 г.]. Эксперименты показали, что в температурном интервале 900−840° С в равновесии с высокотемпературными растворами присутствует сульфидный расплав. Исходное соотношение Cu/(Fe+Ni+Cu) в кристаллизующейся системе влияет на коэффициенты распределения главных металлов и платиновых элементов. При кристаллизации максимально медистых расплавов платина выделяется в виде сульфида CuzPt₂S₄ а также совместно с палладием распределяется между моносульфидным твердым раствором и остаточным расплавом, с коэффициентом распределения 0,4.