Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Метаморфизм и рудообразование в глубинных зонах земной коры

ВАК РФ 04.00.02, Геохимия

Автореферат диссертации по теме "Метаморфизм и рудообразование в глубинных зонах земной коры"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И ГЕОХРОНОЛОГИИ ДОКЕМБРИЯ

На правах рукописи

КРЕМЕНЕЦКИЙ Александр Александрович

МЕТАМОРФИЗМ И РУДООБРАЗОВАНИЕ В ГЛУБИННЫХ ЗОНАХ ЗЕМНОЙ КОРЫ

(по данным глубоких и сверхглубоких скважин)

Специальности: 04.00.02-геохимия; 04.00.08-петрография, вулканология

ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук в форме научного доклада

САНКТ-ПЕТЕРБУРГ-1992

Работа выполнена в Институте минералогии, геохимии и кристаллохимии редких элементов (ИМГРЭ)

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук Лутц Б.Г. (ИФЗ) доктор геолого-минералогических наук Петров Б.В. (ВСЕЛИ) доктор геолого-минералогических наук Рудник В. А. (ИЩО

Ведущая организация:

Московский государственный Университет

Защита состоится 19 февраля 1992 г. в 14 чао. на заседании специализированного совета Д.003.72.01 при Институте геологии и геохронологии докембрия по адресу: 199034 Санкт-Петербург, набережная Макарова, дои 2

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института Автореферат разослан 9 января 1992 г.

Ученый секретарь специализированного совета.

кандидат геолого-минералогических наук

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность проблемы.Глубинные породы - это образования, слагающие глубинные зоны континентальной коры и в большинстве случаев недоступные для непосредственного наблвдения и изучения. В пределах древних щитов они выходят на дневную поверхность, но, во-первых, площадь этих выходов сравнительно невелика, во-вторых, они здесь залегают при Р-Т условиях, отличных от тех, которые господствует на глубинах 10-20 км. По указанным причинам данные о химическом и минеральном составах глубинных зон даже верхней коры не полны и порой противоречивы, т.к. эти сведения являются результатом интерпретации геофизических данных (магнитные характеристики, плотность, скоростные свойства и т.д.). Но дане если глубинные породы доступны для изучения, их первичная природа расшифровывается с большим трудом из-за неоднократного метаморфизма и наложенных метасоматических процессов. До сих пор во многих случаях невыясненной остается природа геофизических полей и границ; не всегда ясно, обусловлено ли изменение скоростных характеристик по разрезу коры изменениями химического состава пород или их физическим состоянием. Это в итоге привело к резкому несоответствию между общепринятой геологической интерпретацией прогнозных сейсыо-плотностных разрезов глубоких (1С), сверхглубоких (СГС) скважин и их реальной природой.

В последние года на одно из ведущих мест по научной и практической значимости вышла проблема взаимодействия вода(флюид) -порода. В нашей стране решению этой проблемы посвящены работы

A.И.Гертанова, А.В.Копелиовича, Л.И.Перельмана, С.Р.Крайнова,

B.И.Ферронского и др., в которых рассматриваются вопросы генезиса пластовых вод, их транспорта, взаимодействия с вмещающими породами, участия в формировании рудных залежей и преобразования последних.

Бурение сверхглубоких скважин в основных рудных и нефтегазоносных районах впервые представило геологам и геофизикам доступ к третьей эмпирической координате - глубине, а также возможность исследовать систему "флюид-порода" in situ . Эти новые возможности в сочетании с уже известными достижениями в области теоретической и экспериментальной петрологии (Д.С.Кораянский, Н.Г.Судо-виков, В.С.Соболев, Н.И.Хитаров, В.А.Еаряков, Н.Л.Добрецов, A.A. Маракушев, В.А.Глебовицкий, К.А.Шуркин, Г.Виннлер, У.Файф, А.и С. Энгели и др.) позволили подойти к решению ряда дискуссионных проблем метаморфического породо- и рудообразования. Одним из спорных вопросов остается установление связи процессов метаморфизма с эн-

- г -

догенным рудообразованием. Сторонники метаморфогенной концепции (Я.Н.Белевцев, В.А.Буряк, В.Г.Гарьковец и др.) утверждают, что энергетические и металлогенерирулцие ресурсы метаморфизма вполне достаточны для мобилизации, транспорта и формирования редкометаль-ных пегматитов, золото-сульфидных, кварц-шеелитовых, железорудных и других типов месторождений. Однако, на пути безоговорочного принятия этой концепции стоит ряд неразрешенных до сих пор противоречий; например, почему при региональном развитии метаморфических процессов локализация вышеперечисленных типов месторождений контролируется либо возрастными, либо магматическими, либо тектоническими факторами; почему реализация однородных условий метаморфизма на значительных площадях не сопровождается сопутствующим повсеместным оруденением и, наконец, каковы факторы, приводящие к генерации металлоносных метаморфогенных растворов, а также к их последующему рассеиванию или концентрировании? Очевидно, что решение перечисленных вопросов требует более глубокого понимания специфики протекания метаморфических процессов в глубинных зонах коры.

Пели и задачи исследования. Главными целями исследования являются:

1) выяснение геолого-геохимических условий протекания метаморфических процессов в ходе эволюции нижних частей различных геологических структур верхней коры и на этой основе обоснование модели формирования глубинных структурно-вещеотвенных неоднородноо-тей и связанного с ними гидротермально-метаморфогенного рудообра-зования;

2) использование выявленных закономерностей для разработки критериев геологической интерпретации геофизических полей и границ, а также геолого-геохимических методов прогноза и поисков глубокозалегающих и перекрытых месторождений полезных ископаемых.

Достижение намеченных целей оказалось возможным благодаря участию автора в реализации национальной программы "Изучение недр Земли и сверхглубокое бурение". При изучении керна ГС, СГС и окружающей поверхности предпочтение отдано геолого-геохимическим методам, позволяющим получить разноуровенную информацию от формальной фиксации геохимических неоднородностей до их генетической интерпретации. В соответствии с указанными целями и методами решались следующие задачи:

а) провести геолого-геохимическое изучение разрезов ИЗ и СГС и окружающей поверхности; выявить закономерности строения, соста-

ва и эволюции глубинных зон рудных и нефтегазоносных структур;

б) установить характер перераспределения химических элементов при прогрессивном метаморфизме в условиях открытых и закрытых геологических систем и приближенно-количественно оценить масштабы этого явления;

в) выявить специфику протекания процессов гидратации и дегидратации в ходе развития глубоких чаотей различных геологических структур, охарактеризовать явления, выступающие следствием этих процессов, и оценить их значимость для рудообразования и нефтелокализации;

г) определить степень влияния химического состава и физического состояния глубинных пород на геофизические поля и границы, фиксируемые наземными и каротажными измерениями;

д) обосновать комплекс геолого-геохимических критериев прогноза и поисков погребенных полезных ископаемых и геологической интерпретации геофизических полей и границ; провести проверку эффективности выработанных критериев.

Предметом исследований явились разрезы шести ГС и СГС, пробуренных в соответствии о заданиями ОНТП 0.50.01 в Печенгском, Му-рунтауском, Криворожском и Тырныаузском рудных районах, а также на Куринской и Западно-Кубанской нефтегазоносных площадках. В качестве материала для сравнения были изучены зонально-метаморфические комплексы Балтийского, Украинского и Алданского щитов, Воронежского кристаллического массива, Ю-3 Прибайкалья и йшо-Чуй-ского хребта в процессе совместных работ с И.П.Лебедевым, Р.Я. Белевцевыы, Н.К.Дмитренко, К.Б.Кепежинскасом, А.И.Ивлиевым и B.C. Шкодзинским.

Научная новизна результатов и защищаемые положения. На основании данных, полученных в глубоких и сверхглубоких скважинах, разработан принципиально новый подход к решению вопроса о роли метаморфизма в процессах глубинного петрогенезиса и связанных с ними гидротермально-метаморфогенного оруденения, нестандартной нефтелокализации, формировании геофизических неоднородноетей верхней коры. Суть этого подхода состоит в выявлении ранее неизвестных особенностей протекания метаморфических процессов в глубоких частях коры; в итоге показано, что впервые установленная в Кольской скважине СГ-3 дегидратация осадочно-вулканогенннх пород в гидродинамически замкнутой системе приводит к образовании разуплотненных зон и генерации направленных потоков металлоносных растворов; гидратация погребенных вулканитов за счет нисходящей фильтрации подземных вод из перекрывающего осадочного чехла

обеспечивает появление вторичной пустотности (коллекторов) и миграцию в них углеводородов; десульфидизация черносланцевых толщ в результате пирит-пирротинового превращения, связанная с ростом температуры в восстановительной среде, обеспечивает формирование регионального серосодержащего геохимического осадителя для алло-генных металлоносных растворов.

Полученные автором геолого-геохимические доказательства дегидратации глубинных пород в гидродинамически закрытой системе послужили основанием открытия Я 0Т-П966 "Явление образования горизонтов и зон гидрогенного разуплотнения осадочных и метаморфических пород" 146], разработанного совместно с Л.В.Боревским, Г.С.Вартаняном, З.А.Кривошеевой и Г.В.Куликовым (положительное решение ЕНИИГПЭ от 23.12.91).

Применение оригинальной методики геолого-геохимического изучения керна СГС £4,5,39] позволило получить данные о закономерностях распределения химических элементов в различных структурно-вещественных блоках верхней коры и разработать петрологичёс-кую основу для экстраполяции их на нижнюю часть коры. Впервые для процессов гидротермально-метаморфического оруденения установлена зависимость между исходными серо- и водосодержанием протоли-тов, их геохимическим типом и объемом, с одной стороны, и минера-лого-геохимической специализацией и прогнозными ресурсами оруденения - с другой. При интерпретации геофизических неоднородностей верхней коры, наряду с известным влиянием на них вещественного состава глубинных пород, вскрыты механизмы формирования аномальных состояний в коре, связанных с особенностями протекания метаморфических процесоов в палеорифтовых структурах,черносланцевых толщах и кровле погребенного фундамента.

Полученные результаты позволили сформулировать следующие защищаемые положения.

1) Прогрессивный зональный метаморфизм вулканогенно-осадоч-ных толщ сопровождается дифференцированным перераспределением элементов-примесей, группирующихся в условно подвижные и условно инертные ассоциации. В геологически открытых системах минерализованные синметаморфогенные флгады рассеиваются в периферических метаморфических зонах, обеспечивая заметное (2-5 раз) увеличение в них исходного геохимического фона, но не формирование промышленного оруденения.

2) В геологически закрытых системах (палеорифтах, поднадви-говых зонах и т.п.) часть синметаморфогенных флюидов, отделяемых

при дегидратации погребенных толщ, сохраняется на месте. Возни -кавдее при повышении температуры избыточное флюидное давление препятствует уплотнении протолитов, сопровождается образованием в них мякрогидроразрывов и генерирует направленные потоки металлоносных растворов. Ресурсы синметаморфогенного оруденения оценивается исходным водосодержанием протолитов и их объемом; пространственное положение разуплотненных и связанных с ними минерализованных зон определяется геостатическим давлением и площадью слабопроницаемых покрышек.

3) Важная рудосозидающая роль метаморфизма состоит в формировании физико-химических барьеров, на которых происходит локализация промышленного оруденения. Механизм возникновения барьеров

в черносланцевых толщах реализуется за счет метаморфических дегидратации силикатов и десульфидизации пирита (ниже уровня палео-изотермы 320°), а его эффективность определяется исходным содержанием воды, железа и серы в протолите. Синметаморфогенный поро-вый флюид, обогащенный н," и в присутствии С0рГ , представляет собой эффективный геохимический осадитель (барьер) для аллогенных металлоносных растворов.

4) Регрессивный метаморфизм погребенного фундамента межгорных и др. впадин обеспечивается трещинно-поровыми водами перекрывающего осадочного чехла. Связывание этой воды глубинными "сухими" породам! стимулирует нисходящую или боковую ее фильтрацию

и сопровождается неравномерным распределением объемного эффекта гидратируемых пород. В результате образуются горизонты и зоны вторичной трещиноватости (коллекторы) и осуществляется транспортировка (и накопление) по этим зонам углеводородно- и металлоносных растворов.

5) Конвергентная природа геофизических полей и границ, присущая глубинным зонам верхней коры, на основе вышеизложенных положений получает следующее однозначное толкование: гидратация или дегидратация в рифтогенных и погребенных структурах способствует образованию и длительному существованию протяженных субгоризонтальных зон пониженных скоростей упругих волн (коровые поровые волноводы); эффект пирит-шрротинового превращения при метаморфизме черносланцевых толщ обуславливает широкое развитие слабомагнитных полей и аномалий, а последующие ультраметаморфизм и метаооматоз - локальное понижение плотности.

Практическая ценность. Геолого-геохимические следствия изученных явлений и закономерностей протекания метаморфических про-

цессов в глубинных зонах верхней коры позволили внести коррективы в известные геолого-генетические концепции генерации, транспорта и локализации металл о- и нефтеносных флюидов и на этой основе предложить комплекс оригинальных геолого-геохимических методов прогноза и поисков рудного и углеводородного сырья [6]. При атом способ поисков эндогенных рудных месторождений защищен в 1981 г. авторским свидетельством Л 842684 1243, а на "Способ определения нижней границы залегания золоторудных объектов" получен патент на изобретение Я 4882109/25-94931 157]. Кроме того, опираясь на результаты экспериментальных термобарогеохимических (совместно с Ф.Г.Рейфом), теплофизических (совместно с Ю.А.Поповым, В.В.Бере-зиным и др.), петрофизических,в т.ч. при высоких давлениях (совместно с А.П.Трофимовым, Г.А.Вфимовой и др.) и других видов исследований керна ГС и СГС разработаны критерии геологиче$5й интерпретации геофизических неоднородностей, а также способы оперативного и долговременного прогноза годзабойного пространства.Экономическая эффективность последних определяется сокращением сроков простоя ГС и СГС при ликвидации аварий. По результатам геолого-геохимических исследований 9-ти СГС и ГС автором составлен Атлас "I'odels and cross-sections of the earth's crust" 171.

Вышеперечисленные методические разработки используются в практике геолого-разведочных работ ПГО "Севкавгеология" на Сев. Кавказе (Ктитеберлинское месторождение вольфрама) и ПГО "Самар-кандгеология" в Центральных Кызылкумах (Мурунтауское золоторудное поле), а также в ПГО "Недра" , осуществляющего глубокое и сверхглубокое бурение в СССР.

Апробация работа. Основные положения диссертации докладывались и обсуждались на петрологической и геофизической секциях 27-ой сессии Международного Геологического конгресса (Москва, 1984, 127,291; два доклада 148,491 опубликованы также в трудах советских геологов на 28 сессии MIK (Вашингтон, 1989), на Международном геофизическом симпозиуме (Москва, 1989) и Международном семинаре по сверхглубокому бурению и глубинным геофизическим исследованиям (Ярославль, 1988), на Всесоюзных совещаниях по метасоматозу (Ленинград, 1975) и по петрографии (Новосибирск, 1986), по физическим свойствам горных.' пород при высоких температурах и давлениях (Ереван, 1985), по глубинному строению земной коры (Ялта, 1989; Москва, 1980-1989; Ленинград, 1991), по проблемам регионального магматизма и метаморфогенного рудообразования (Апатиты, 1980; Иркутск, 1981; Киев, 1982; Винница, 1984), на конференциях по минералогии (Звенигород) и нефтелокализации в

кристаллическом фундаменте (Альметьевск). Кроме того, доклада по теме диссертации сделаны в ИГиГ УНЦ (Свердловск), в ИГБФ СО АН СССР (Улан-Уда), Ш КФ АН СССР (Апатиты), ИГЕМ АН СССР (Москва), ИПК Мингео СССР (Москва), "Химгеонеруд" (Казань), а также на НТС ПГО "Севкавгеология", ИГО "Недра", ПО "Азнефть", ПО "Татни-пинефть", ПП) "Самаркавдгеология" и др.

Публикации. По теме диссертации опубликовано семь монографий (в т.ч. пять с соавторами) и более 50 статей и тезисов докладов, в том числе семь - в зарубежных изданиях.

Исходный материал и личный вклад автора в решение проблемы. В основу выполненного исследования положены материалы, полученные автором в процессе разработки четырех плановых тем сектора геохимии глубинных зон земной коры-ИМГРЭ во исполнение 13 заданий ОНТП ГКНТСМ СССР и Мингео СССР 0.50.01 (1979-1990 гг.), а также исследований, проводимых в рамках хозяйственных договоров (ПГО "Недра", ПО "Татнипинефть", ПГО "Кызылкумгеология", САИГИМС, В1У) и договоров о творческом содружестве (ПГО "Аэрогеология", Ш БФ СО АН СССР, ЕНИИГеоинформсистем, ВСЕПШГВО, НПО "Рудгеофизика"). Лично автором сформулированы научные задачи, разработаны методические подходы к их репению; с разной степенью детальности задокументированы и геологически изучены более 46 п.км керна глубоких и сверхглубоких скважин (в т.ч. разрезов на поверхности) и около 60 п.км при изучении зонально-метаморфических комплексов Северного Прила-дожья; измерено 870 пространственных ориентировок трещин, жил и других элементов залегания в коренных обнажениях и по неориентированному керну ГС и СГС, просмотрено более 7000 прозрачных и 1000 полированных шлифов, выполнено 650 измерений петрофизических характеристик керна, в т.ч. при высоких давлениях (совместно с Г.А. Щимовой), произведено и обработано (в т.ч. с помощью ЭВМ) 890 полных химических анализов пород и 126 - минералов; 12000 определений рудных, редких, редкоземельных, радиоактивных и рассеянных элементов, а также 57 изотопно-геохимических датировок возраста пород и определений их первичной природы; произведено и обработано 187 гидрогеохимических анализов подземных вод и водных вытяжек, а также 28 термобарогеохимических экспериментов; обоснованы прогнозные и поисковые критерии на слепое и перекрытое оруденение и способы интерпретации глубинных геофизических неоднородностей.

С 1979 г. все полевые работы проводились совместно с И.В.Ла-пидусом и Л.К.Белозерцовой. В разные годы в полевых и камераль-

ных работах принимали участие А.В.Лапидус, С.Н.Вороновекий, Д.В. Овчинникова, В.И.Афанасова, Д.К.Щербачев, Н.И.Удод, Г.П.Кременец-кая, Т.Е.Теремецкая, М.В.Торикова, Ф.М.Левитова, А.П.Трофимов, В.Ш.Скрябин, И.П.Лебедев, которые, кроме того, выполнили большой объем петрографических, минераграфических, структурно-геохимических, петрофизических и геохимических исследований керна ГС и СГС (все случаи использования этих данных указаны в подтабличных подписях и тексте монографий). Неоценимую помощь в работе оказали геологи, обеспечивающие изучение керна непосредственно на глубоких и сверхглубоких скважинах: М.С.Русанов, Ю.П.Смирнов, А.В.Ве-лиев, Н.Т.Ахвердиев, С.С.Чабанов, Г.В.Касавченко, Ю.Н.Шашорин, М.И.Прокудина, Р.О.Микконен, Г.К.Будков, В.М.Донской, Н.С.Курлов, Г.И.Шамрай.

Часть совместных исследований, а также обсуждение различных аспектов и результатов работы осуществлялись совместно с коллегами ряда академических и отраслевых институтов, также занятых изучением ГС и СГС: Л.В.Боревским, В.И.Казанским, Э.Б.Наливкиной, А.С.Остроумовой, Г.Г.Дук, Н.М.Заири, О.В.Русиновой, В.Д.Нартикое-вым, Р.Н.Абдуллаевым, С.Ю.Милановским, Ю.И.Кузнецовым, Л.А.Певзне-ром, И.Н.Головановым, А.Д.Джураевым, Е.И.Баш,А.К.Алексеевой. Весьма полезными оказались советы и обсуждение дискуссионных положений с В.В.Белоусовым, В.А.Глебовицким, Н.Л.Добрецовым, А.А.Мара-кушевым, С.Н.Ивановым, К.Б.Кепежинскасом, В.С.Шкодзинским, В.И. Кицулом, А.И.Кривцовым, В.В.Ревердатто, Р.Я.Белевцевым, Н.Б.Дорт-ман, М.И.Ворожбитовым, В.Р.Ветриным, Л.С.Бородиным, З.А.Кривонее-вой, Ф.Г.Рейфом, В.С.Поповым. На всех этапах работы автор пользовался вниманием и поддержкой член-корр. АН СССР Л.Н.Овчинникова. Всем этим товарищам автор выражает свою искреннюю и глубокую благодарность.

ПЕРБОЕ ЗАДИЩАЕМОЕ ШЛОШМЕ

Прогрессивный зональный метаморфизм вулканогенно-осадочных толщ сопровождается дифференцированным перераспределением элементов-примесей, группирующихся в условно подвижные и условно инертные ассоциации. В геологически открытых системах минерализованные синметаморфогенные флюиды рассеиваются в периферических метаморфических зонах, обеспечивая заметное (2^5 раз)увеличение в них.исходного геохимического фона, но не формирование промышленного ору-денения.

Существующие представления о геохимическом режиме и масштабах миграции химических компонентов при метаморфизме можно объединить

в три направления. Первое отстаивает классическую концепцию об изохимическом характере процесса (за исключением Н20 и СС^.не отрицая возможности незначительных перемещений компонентов между соседними зернами в пределах одного слоя. Второе направление допускает миграцию некоторых химических компонентов между соседними и более удаленными слоями (имепцими в т.ч. различный состав), но обязательно ограничивает это перемещение замкнутым объемом метаморфизуемой толщи. Сторонники третьего направления постулируют аллохимический характер метаморфизма, в т.ч. за счет высокотемпературных глубинных растворов подкорового происхождения.

Эмпирическое решение проблемы обычно проводится путем сравнения химических данных в рядах последовательно метаморфизованных протолитов, однако, зачастую без учета требований, обеспечивающих минимально допустимую достоверность опыта. К ним относятся, во-первых, доказательство постоянства исходного химического состава протолита во всех зонах метаморфического ряда, во-вторых, обоснование аналитической и статистической надежности геохимической информации, включая сравнительный анализ выявленных тенденций для различных метаморфических комплексов и, в-третьих, фильтрация геохимических выборок от послеметаморфических изменений, приводящих к избирательному привносу-выносу химически активных компонентов, например, при диафторезе, грейзенизации, окварцевании и т.д.

Принимая во внимание эти ограничения, мы считаем, что относительно корректные данные о подвижности химических компонентов при метаморфизме и факторах, обуславливающих синметаморфогенное рудо-образование, могут быть получены при сравнительном петролого-гео-химическом изучении древних зонально-метаморфизованных комплексов и их молодых дометаморфических эквивалентов.

Выполненное автором I 1,2,3,17,21,25 ] исследование проводилось на шести зонально-метаморфических комплексах в пределах Балтийского и Украинского щитов, Воронежского кристаллического массива, а также Хамар-Дабанского и Южно-Чуйского хребтов. Принципиальные черты геологического строения и метаморфизма изученных комплексов описаны в работах Д.А.Великославинского, А.А.Предовского и др., Г.М.Друговой, В.А.Глебовицкого, С.Б.Лобач-Жученко, Ю.А.На-гайцева (Северное Приладожье, Карелия), В.Г.Загородного и др., А.А.Предовского, Г.Г.Дук, А.А.Глаголева (Печенгский район СЗ Кольского п-ва), И.П.Лебедева (ЕВ Воронежского кристаллического массива), Р.Я.Белевцева (центральная часть Украинского щита), A.A. Шафеева, Б.В.Петрова, В.А.Макрыгиной (ЮЗ Прибайкалье), А.С.Митро-

польского, К.Б.Кепежинскаса (Ежно-Чуйский хребет); сравнительное I изучение супракрустальных комплексов, метаморфизованных в условиях умеренно- и вноокобарных гранулитовнх фаций, - соответственно на примере Лапландского пояса (совместно с А.И.Ивлиевым) и Алданского щита (совместно с В.С.Шкодзянским). Вулканогенные и осадочные комплексы вышеперечисленных регионов имеют протерозойский возраст и относятся к андалузит-силлиманитовому типу прогрессивного зонального метаморфизма (рис.I); исключение составляют локальные зоны повышенного давления в Шно-Чуйском хребте. В ука-

Рис.1 Р-Т диаграмма прогрессивного метаморфизма пелитов исследованных зональных комплексов: I - Шно-Чуйскгй хребет; 2 - Печентская структура; 3 - хр.Хаьгар-Дабан; 4 - Воронежский кристаллический массив; 5 - Северное Приладожье; 6 - Украинский пит; 7 - Алданский щит; 8 - Лапландский пояс; 9 - нонвариантные точки. Цифры в кружках соответствуют номерам диаграмм состав-парагенезис на рис.3.

занных районах составлялись детальные геологические разрезы мета-пелитовых и метабазитовых толщ и осуществлялись корреляция и опробование соответствующих разрезов при прослеживании их через различные зоны метаморфизма. Когда это было возможно, через все зоны метаморфизма прослеживался один и тот же пласт. Массовое геохимическое опробование включало отбор не менее 30-50 точечно-ско-лковых проб каждого протолита в каждой зоне метаморфизма с обязательным петрографическим изучением каждой пробы. В высокотемпературных зонах метаморфизма, характеризующихся широким развитием мигматизации, составлялись еще более детальные разрезы, а опробование и последующая обработка геохимической информации проводились пропорционально мощности составных частей мигматита по схеме:па-леосома = неосома + (лейкосома + меланосома).

В целом было отобрано и изучено около 6 тысяч проб, в т.ч. 4 тысячи метапелитов и 2 тысячи метабазитов. В группу нормальных метапелитов (вслед за К.Б.Кепежинскасом) включались только те сланцы и гнейсы, в химических анализах которых после пересчета на сухое вещество содержание зю2 оставалось в пределах 57-67 при содержании СаО меньше 3 мае. Я; в группу метабазитов - порода с зю2 - 48-52 мае.!?. Элементы, ограничивающие рамки указанных петрохимических групп, из дальнейшего рассмотрения исключались. Первично-осадочная природа метатерригенных образований устанавливалась на основании анализа условий их залегания (слоистое строение серий, ритмичность, выдержанность состава и мощности слоев по латерали), структурно-текстурных признаков (микрослоистость, бла-стопсаммитовые структуры и т.п.), морфологии реликтовых обломков кварца и плагиоклаза.

качестве меры, характеризующей степень перераспределения исходных концентраций элементов-примесей при метаморфизме, использовался коэффициент относительного накопления [2,5], позволяющий проводить сравнительный анализ геохимических трендов, выявленных в различных регионах, вне зависимости от вариаций местного геохимического фона. Проверка статистической однородности выборок по зонам и сравнение средних проводилось с помощью штатных параметрических критериев и линейного корреляционного анализа.

Ниже приводится обобщенная схема эволщии минерального и химического состава глинистых пород (бедных СаО и богатых К^О) и ассоциирующих флшдов в ходе седиментации, диагенеза и прогрессивного метаморфизма. Они характеризуются высоким исходным водосодержани-

ем (£Н20+ = 6,0-12,0$), фиксированным в глинистых минералах и в

межгранулярном флюиде. В ходе седиментации осаждаемое вещество стремится к химическому равновесию с водой путем растворения и новообразованием минеральных компонентов. Образующиеся в итоге глинистые илы отличаются высокой начальной пористостью (70-80?). Поры заполнены пресной или морской водой. При уплотнении осадка пористость его последовательно уменьшается (до 10-15^), а поровнй раствор, частично сохраняясь в закрытых порах, отжимается в тре-щинно-поровне пластовые вода. Благодаря фильтрационному эффекту они меняют свой солевой состав - обогащаются различными элементами-примесями. Кроме того, характер и степень этих изменений определяются Т и Р, регулирующими растворимость химических компонентов.

Изучение гидрогеохимического режима системы "фдшд-порода" на дометаморфической стадии (седиментация, диагенез) проведена автором (совместно с М.В.Ториковой) на примере осадочных толщ и ассоциирующих с ниш пластовых вод Припятского и Западно-Кубанского прогибов по разрезам глубоких разведочных скважин и Кубанской скв. СГ-7 до глубины 4-5 км. Уникальной особенностью этих объектов является наличие в разрезах нескольких экранов-водоупо-ров, как бы квантующих процесс дегидратации осадков на изолированные друг от друга интервалы по температуре: 15, 28, 58, 80 и >ЮО°С. Экстрагируемая при дегидратации вода частично сохраняется в закрытых порах, а частично переходит в пластовые воды, ассоциирующие с исходной породой. Эмпирически установлены следующие закономерности.

В верхней зоне этой системы (от поверхности до первого водо-упора) при континентальном режиме циркулирующие в осадке пресные воды имеют гидрокарбонатно-натриевый состав, низкую (1-10 г/л)минерализацию и активную динамику водообмена. В результате из осадка удаляются легкорастворимые соединения, а ассоциирующая вода почти не минерализуется и крайне редко захороняется. В условиях морского режима сульфатно-хлоридно-натриевые воды характериауюся более высокой (35-50 г/л) исходной минерализацией и замедленным водообменом, препятствующим удалению легкорастворимых соединений из осадков вследствие быстрого насыщения поровых вод компонентами породы.

В средних зонах оистемы "Флюид-порода" анионный состав вода меняется по схеме: НСОд —»-С0д —(для континентальных условий) ИЛИ (С1- БОд - Ее - !.!е ) (С1 -304 -Ме — На ) (С1 -БОд -Не ) (для морских).

В глубинных частях осадочных толщ (глубина 4-5 км) трещинно--поровое пространство пород заполнено хлоридно-кальциево-натрие-выми рассолами с минерализацией от 50 до 600 г/л. С ростом температуры концентрации поровых растворов увеличивается, а их состав меняется по схеме: (сх -ка - Са) —*■ (С1 - Са -на ) ( сх- Са -Из ) -г (С1 - "с - Са); обогащение растворов Са,г.с и рудными компонентами происходит согласно химической активности и растворимости последних (табл. I). Катионный состав порового раствора зависит от исходной концентрации компонентов и определяется длительностью существования раствора и изменениями Р-Т условий. Кроме того, минерализация поровых растворов зависит от присутствия в формирующейся осадочной толще соленосных отложений и колеблется в среднем от 400 г/л (при наличии соленосных отложений) до 200 г/л - без них.

Диагенические преобразования осадков, выражающиеся в их уплотнении и цементации (фактор давления).завершается максимальным удалением ив системы химически не связанной воды, сокращением первичной пористости (до 5-10$) и переходом части сорбированных ионов металлов в оотаточные поровые растворы (т.н. "истощенные" прото-литы). При повышении температуры взаимодействие высоконатриевых поровых растворов, например, с богатыми ^0 минералами глин, ведет к относительному выравниванию их составов и, следовательно, постепенному обогащению натрием протолитов. Таким образом, вполне подвижное поведение щелочей при метаморфизме (например, спилити-зация и т.п.) может обеспечиваться ресурсами поровых растворов, захороненных в этих комплексах.

Последующие метагенез и прогрессивный метаморфизм истощенных протолитов (фактор температуры) сопровождаются последовательным выделением химически связанной воды из решетки силикатов (в среднем 2% по массе воды) и образованием более плотных минералов.Так, по мере увеличения температуры в интервале от фации зеленых сланцев (Т = 350°С) до амфиболитовой фации (Т = 650°С) минеральные преобразования идут по схеме Гр —»-Ст —Анд —►Сил, средние содержания каждого из которых в породе не превышает 5-10 ой.%. Общее количество ассоциирующихся с ними слвд изменяется незначительно и составляет в среднем 30-45 об.% (рис. 2). В итоге это является решающим фактором для сохранения в метапелитах исходных концентраций элементов-примесей вплоть до амфиболитовой фации (изохими-ческая стадия метаморфизма).

С дальнейшим ростом температуры (амфибожговая и гранулито-вая фации) слвды (главные концентраторы редких щелочных металлов:

Таблица 1

Средний состав поверхностных вод н эволюция химического состава поровых растворов с ростом температуры

Тип виды Морская Поровая

Температура.'С 25 25 80 100 > 100

Солевой со* НСО,-На а-БО.-Ка- а-Из-Са С1-Са-Ма С1—Са-Мв

Став М1

Минерализа- 1 35 350 400 450

ция, г/л

Мл, МП! 6,3 11000 95000 60000 35000

К 2.3 390 5500 16 500 15000

М8 4.1 1300 6000 17000 >17000

Са 13.0 410 50000 100000 80000

51 6.5 3 Нсопр. Не опр. Неопр.

IV 0,67 Не обн. 750 12300 То же

А1 0.01 0,001 11с опр. Не опр.

1Л 0,003 0,17 30 60 90

|!Ь 0,001 0.12 10 25 60

С1 0,00002 0,0003 1 2 2

Си 0,001 0,00025 3 1.7 0,5

гл 0,02 0,003 100 167 1.2

РЬ Не опр. 11с опр. 5 5.5 3.4

51 0,07 0,0075 760 2000 2600

ббьеын. У. МстаНаэиты

Би. Гр Ст-Анд Сил-Щ Сил-КЛШ Гр-Кд Мигматиты

Рис. 2 Изменения средних содержаний породообразующих минералов при прогрессивном метаморфизме базнтов Печснгской структуры н пелитов Северного Прнладожья

до 2000 г/т ы , до 800 г/т нь и до 500 г/т сз ) разлагаются на КПШ (до 100 г/т ы , до 600 г/т иь , до 150 г/т Сз ) и пироксены (до 20 г/т ы , до 400 г/т къ , до 5 г/т сз ), тго неизбежно приводит к выносу части редких щелочных металлов из высокотемпературных зон. Кроме того, ряд элементов-примесей выносится из системы из-за сокращения изоморфной емкости сквозных минералов (например, биотита) после их перекристаллизации в Р-Т условиях Гр--Кд зоны (автометасоматическая стадия метаморфизма).

Анализ эволщии составов породообразующих минералов и слагаемых тли парагенезисов при зональном метаморфизме пелитов и бази-тов с помощью диаграмм А1 - г.:е - Ре (рис.3), а также статистические оценки распределения петрогенных элементов, включая и ка2о Га2о при последовательном сравнении зон метаморфизма (1500 проб) согласуются с изохимической моделью.

Принципиально иной характер проявляют элементы-примеси: например, для метапелитов отчетливо выявлено три статистических тренда распределения их относительных содержаний при сравнении низко-, средне- и высокотемпературных зон зонально-метаморфических комплексов: I) незначимые изменения для къ , Ва, Ве.Са , Се , Бп, гг, къ, р, Си, гп, Аг, ръ, г.о, тз., Сг, со, ш. , а также элементы редкоземельной группы, околокларковые концентрации которых определялись методом ИНАА; 2) значимое уменьшение (так называемый вынос из высокотемпературных зон) для ы, в, Эс, гп, V, Мп ; 3) значимое накопление Эг в средне- и высокотемпературных зонах.

Геохимическое изучение ассоциирующих с пелитами базитов из тех же зонально-метаморфических комплексов, включая разрезы из гранулитовой фации умеренных и высоких давлений, также выявило в целом изохишческий режим в отношении всех петрогенных окислов и различный характер поведения элементов-примесей: 1)в низко- и среднетемпературных зонах для большинства элементов устанавливаются незначительные изменения их исходных концентраций; 2) в высокотемпературных зонах, начиная с амфиболитовой фации, последовательное уменьшение исходных содержаний Бг, в, Эо, (¡е, бп, зг, Си, гп, Мо, Тд., Сг, Со, ш. .

На этом основании комплекс исследованных элементов-примесей подразделяется наш на две группы: условно-инертные и условно-подвижные. Первые характеризуются статистически незначимыми изменениями исходных концентраций как во всем об"еме зонально-метаморфического комплекса, так и в отдельной зоне. Эти элементы, а также рассчитанные на их основе индикаторные отношения рекомендуются для реконструкции протоприроды и корреляции древних супракрусталь-

Рис. В Диаграммы состав-парагенезис зонально-метаиорфизованных пелитов. 1-6 -проекции химических составов пород: I - Южио-Чуйского хребта, 2 - хр. Хаиар-Дабан, 3 - ВКМ, 4 - Северного Приладожья, 5 - Украинского щита, 6 - Лапландского пояса

них комплексов вне зависимости от степени их метаморфизма. Практическое внедрение методики оконтуривания слепых рудных амфиболи-товых залежей с использованием уоловно инертных элементов реализовано автором 15] на Ктитебердинском месторождении вольфрама (Сев.Кавказ).

Условно-подвижные элементы характеризуется статистически значимым перераспределением их исходных концентраций внутри зонально-метаморфического комплекса. Это обусловлено извлечением этих элементов из твердых фаз и накоплением их в сосуществующем поровом флшде с ростом температуры. В результате синметаморфизо-ванный флгад удаляется из высокотемпературных зон и разгружается на геохимических барьерах в средне-, низкотемпературных зонах. Так, например, К, иъ , тг концентрируются преимущественно в основ ных породах, а На, ы, 5п в породах, бедных СаО и богатых К20.

Принципиальная схема перераспределения условно подвижных элементов-примесей при диагенезе, метагенезе и прогрессивном зональном метаморфизме пелитов показана на рис.4.Отделение флшда

здесь происходит в две фазы: первая - на дометаморфическом этапе при диагенезе и раннем метагенезе; вторая - обычно после перерыва, при прогрессивном метаморфизме. Вследствие этого объем флюида, отделяющегося от истощенного протолита, на 50-60$ меньше такового от его исходного осадка; естественно, иным составом характеризуется и минерализация растворов второй фазы.

В геологически открытых системах слабоминерализованные син-метаморфогенные флюиды продвигаются в направлении понижения температуры в виде рассредоточенных потоков, формируя области рассеянной минерализации с ограниченными суммарными запасами полезных компонентов.

В качестве реального рудосозидапцего механизма в геологичес-

I ¿Ялас™

—I_I_I_I_I_I_1_

¿и /> (тЫСия- Сил-Г? Гин

■Щ -МШ

ии л /лми- 'нелиглп

ном зональном метаморфизме пелитов

ки открытых системах предпочтительно рассматривать зоны ультраметаморфизма. Здесь элементы-примеси, унаследованные твердой фазой, могут экстрагироваться анаяактическими выплавками при условии, что соответствующий коэффициент распределения между расплавом и материалом субстрата существенно больше единицы. Однако, из-за различной степени водонасыщенности анатектических выплавок степень экстрагирования редких металлов в различных фациальных сериях будет неодинаковой, что, по-видимому, может объяснить преимущественную приуроченность, например, редкометальных пегматитов к Анд-Сил типу метаморфизма. Выполненный автором [21 сравнительный геохимический анализ различных фаций ультраметаморфических и интрузивно-магматических гранитоидов, развитых в исследованных районах и связанных постепенными переходами между собой и вметающими их сланце-гнейсовыми комплексами, показал, что преобладающее количество проанализированных элементов наследуется как анатекти-ческими ( ЕЪ , Ва, Ве, В, йа, Ха, Си, гп, А£, РЪ, Мо, ТЗ., Со, ш), так и реоморфическими ( еъ , ва, Ве, В, Эс, йа, Эп, Ьа, и., Мп,ш) автохтонными гранитоидными расплавами из метаморфических пород.

При последующей дифференциации водно-гранитных систем отчет-, ливо проявлено статистически значимое увеличение содержаний лито-фильных (в т.ч. редких) элементов с максимальным накоплением их ( ы, ЕЪ.Ве, Эп, нъ ) в остаточных расплавах, представленных постскладчатыми альбит-сподуменовыми (с колумбит-танталитом, бериллом) и микроклин-альбитовыми (со сподуменом и колумбитом) пегматитами. Механизм формирования высоководных металлоносных остаточных очагов путем центростремительной кристаллизации ординарных гранитных расплавов выявлен автором (совместно с Ф.Г.Рейфом) притермобаро-геохимическом изучении Эльджуртинского массива, вскрытого глубокими скважинами на глубину 4,6 км [521.

ВТОРОЕ ЗАВДЩШОЕ ПОЛОЖЕНИЕ

В геологически закрытых системах (палеорифтах, паднадвиговых зонах и т.п.) часть синметаморфогенных флюидов, отделяемых при дегидратации погребенных толщ, сохраняется на месте. Возникающее при повышении температуры избыточное флюидное давление препятствует уплотнению протолитов, сопровождается образованием в них мик-рогидроразрывов и генерирует направленные потоки металлоносных растворов. Ресурсы синметаморфогенного оруденения оцениваются исходным водосодержанием протолитов и их объемом; пространственное положение разуплотненных и связанных с ними минерализованных зон определяется геостатическим давлением и площадью слабопроницаемых покрышек.

Особые условия метаморфизма создаются в геологически закрытых

системах. Выражается это резким ростом флшдного давления при повышении температуры в гидродинамически замкнутых условиях. С позиции этого явления, получившего название буферно-автоклавного эффекта, Н.Л.Добрецов и др. (1974) объясняли в свое время природу гетеробарической зональности в одновозрастных толщах. Одним из возможных следствий указанного эффекта предполагается отсутствие уплотнения метаморфизу ешлс волос одержали х протолитов, т.к. выделяющийся при дегидратации флгад консервируется здесь же в замкнутых микропространствах, высвобождающихся за счет уменьшения удельного объема метаморфизуемых исходных пород. Косвенным указанием на возможность реализации этого процесса в глубоких частях коры служат зоны резкого понижения скорости упругих волн и повышенной электропроводимости-, фиксируемые обычно на глубине 5-15 км под докембрийскими зеленокаменннми и супракрустальныш поясами ( Koslar et а1ч 1978; Ycnn~ ,1979; Н.Е.Галдин, 1981).

Типичными примерами таких структур являются Печенгско-Вар-зугский пояс на Кольском п-ве и Криворожско-Кременчутский - в центральной части Украинского щита. Задолго до бурения сверхглубоких скважин геологическое строение этих структур экстраполировалось на глубину как синклинальное (В.Г.Загородный и др., 1964; Я.Н.Белевцев и др., 1980). В период выбора точек заложения сверхглубоких скважин мнения исследователей разделились: геологи продолжали настаивать на синклинальном строении этих структур; геофизики (Н.П.Бурьян и др., 1985) выдвинули альтернативную моноклинальную модель, по которой слабометаморфизованные комплексы (включая продуктивные толщи) клиновидно "погружены" под одновозрастные супракрустальные образования. По разному оценивались мощность протерозойских отложений, слагающих Печенгско-Варзугский и Криво-рожско-Крененчугский пояса, а также строение и состав подстилающего фундамента. При этом так называемая обратная метаморфическая зональность (в Криворожском районе) связывались со спецификой про явления палеотемпературных градиентов, а признаки разновозраст-ности крыльев так называемых синклинориев объяснялись недостоверностью К-Аг датировок.

Комплексное геолого-геохимическое изучение разрезов соответственно Кольской и Криворожской сверхглубоких скважин позволило внести принципиальные коррективы в имеющиеся представления об их глубинном строении и предложить единую для них модель, согласно которой Печенгско-Варзугский и Криворожско-Кременчутский пояса сформированы в процессе раннепротерозойского внутриконтиненталь-ного рифтогенеза. Оба пояса трассируют долгоживущие трансконти-

нентальнне тектонические зоны, в истории развития которых автором [4,5,30] выделяются три главных этапа.

Предрифтовый этап завершает архейский платформенный этап и включает две стадии: первая - линейные растяжения фундамента с дифференциальным вертикальным перемещением архейских блоков; завершается эрозией приподнятых блоков (СВ блок Печенгский и восточный блок Криворожской структур) и заполнением погруженных частей фундамента троговыми терригенныш отложениями (свита талья в ЮЗ обрамлении Печенгской структуры и ингуло-ингулецкая серия в западном обрамлении Криворожской структуры). Вторая стадия - сжатие (с частичным реоморфизмом) архейских блоков фундамента, складчатостью и прогрессивным метаморфизмом троговых зон в условиях эш-дот-ам$иОолитовой и амфиболитовой фаций с кульминацией возраста в 2,3 млн.лет.

Рифтовый этап характеризуется более активным растяжением фундамента и раннепротерозойских складчатых зон. При этом часть архейских блоков погружается на глубину более 10 ки с последовательным развитием на них рифтово-континентальной и рифтово-океаничес-кой стадий. В первую стадию погруженные блоки перекрывались продуктами андезитобазальтового вулканизма (Печенгская структура) с последующим развитием карбонатно-аркозовых или аркозотфиллит-джес-пелитовых толщ. Метаморфизм не выше зеленосланцевой фации с кульминацией K-Ar возраста в 2,1 млрд.лет (для Печенгской структуры) и 1,9 млрд.лет (для Криворожской структуры). Вторая стадия (рифто-во-океаническая) масштабно проявилась только в Печенгско-Варзуг-ском поясе. Фиксируется значительными (более 4000 м) объемами пик-рит-базальтового вулканизма; метаморфизм последних не выше зелено-сланцевой фации с кульминацией К-Аг возраста в 1,8 млрд.лет.

Послерифтовый этап выразился образованием взбросо-надвиговых перемещений, приведших в конечном итоге к тектоническому сочленению раннепротерозойских супракрустальных троговых структур (таль-инская свита, ингуло-ингулецкая серия) с более поздними рифтоген-ными (печенгская и криворожская) структурами.

АнализуР,Т-условий вертикальной и латеральной метаморфической зональности Печенгской структуры посвящен ряд фундаментальных исследований (В.Г.Загородный и др., 1964; Г.Г.Дук, 1977; А.А.Глаголев и др., 1984 и др.), поэтому, не останавливаясь на обсуждении известных схем, акцентрируем внимание лишь на специфике проявления прогрессивного метаморфизма в различных блоках описываемой структуры. В частности, автором установлено, что последовательное развитие Печенгской рифтогенной структуры привело сначала к пере-

крытию и полной изоляции погруженных блоков архейского фундамента продуктами рифтово-контикентального авдезито-базальтового вулканизма, а после перерыва( 0,2млрД. лет) - к перекрытию и полной изоляции выше указанных андезито-базальтов рифтово-океаническими покровами пикрит-базальтов. В результате описываемый участок земной коры испытал три разновременных этапа метаморфизма: дорифтовый (2,7 млрд.лет) - гранулитовая и амфиболитовая фации в породах архейского фундамента и два синрифтовых: ранний и поздний. Ранний синрифтовый метаморфизм (2,1 млрд.лет) привел к зеленокаменному изменению рифтово-континентальных андезитобазальтов, а поздний синрифтовый (1,8 млрд.лет) охватил весь печенгский разрез, при этом он был прогрессивным для перекрытых и изолированных андезитобазальтов и регрессивным для подстилающего фундамента. В итоге образовалась отчетливо наблюдаемая в разрезе Кольской скв.СГ-3 полихронная метаморфическая зональность: зеленосланцевая фвция в верхней части разреза (0-4,5 км) —»- эпидог-амфиболитовая в средней части (4,9-9 км) -» эпидот-амфиболитовая и амфиболитовая в нижней части (9-12 км).

Выполненный автором Г4,5] комплекс геолого-геохимических и петрофизических исследований керна 12-ти километрового разреза и адекватных пород с поверхности позволил установить следующее;

Прогрессивная метаморфическая зональность отчетливо фиксируется сверху вниз по разрезу уменьшением химически связанной воды (от 4-6$ до 2-1$), но не сопровождается уплотнением протолитов. Напротив, на границе зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой $аций отмечается резкое увеличение пористости и изменение основных петрофизических характеристик (табл.2). Так, в верхней части печелг-ского комплекса (гл.0-4,5 км) среднее значение общей пористости (п0(}) составляет 0,89$ и характеризуется примерно равным отношением пЭф/пзк = 0,9; в нижележащем интервале (гл.4,5-6,8 км) общая пористость возрастает в 2,5 раза (пос5 = 2,28$), главным образом, за счет закрытой пористости (пзк = 1,65; пэф/пзк = 0,38).

На границе зеленосланцевой и эшдот-аадиболитовой фаций резко меняется и гидрогеологическая обстановка. До глубины 4,5 км свободные слабо минерализованные подземные вода развиты спорадически и только в узких зонах тектонических нарушений, а ниже внедрение в ствол скважины подземных вод отмечается почти постоянно. Интервалы водопритоков достигают 500 м и более. Наиболее мощные зоны водопритоков фиксируются в кровле разуплотненной зоны, где вынос хлора с буровым раствором составил 30-40 кг/с. Ин-

Та (¡лица 2

Изменения средних петрофизнческнх характеристик основных метаморфических порох а разрезе Кольской саерхглубохой скаажииы

Интсрмл мубик, N Содержа- н,0+- n Объем«»« 10* кг/м* Скорость лрододмы! упруги« boj4 (по каротажу). Vp. «м/с Фагтор анизотропии скорости, \ Коэффициент лроняваекости. ид

0—4500 4500—6842 3,33 1,05 2,97 2,91 6,17 (6,89)* 4,76 (5,74) 0.97 ■ 0.90 3,5 10-* 7.0 10-«

* В скобки лавм матенвв скороста V „. измеренные ка образцах кераа прв л taxi. соответствующих глубинам залегания пород в palpe»

тенсивность водопритоков в разрезе сквахины СГ-3 обратно пропорциональна содержанию химически связанной води (Н20+ + Ппп),что указывает на источник формирования свободных подземных вод. Водоносные зоны фиксируются также по изменению величины рН, которая указывает на щелочной характер флшда и восстановительные условия среды. Ниже 10,5 км количество водопритоков резко сокращается.

Свободные воды, распространенные в толще глубокометаморфи-зованных пород, имеют в основном хлоридро-кальциево-натриевый и хлоридно-кальциевый состав и более высокую минерализацию (1.1=200— -300 кг/м3) в зоне разуплотнения, характеризуясь повышенным содержанием и В г*. Это, а также данные изотопного анализа гидроксильной группы новообразованного мусковита (б Б =-ЗС$о и

Л = + ) указывают на принадлежность подземных вод к ме-таморфогенному флюиду, имеющих первично морское происхождение.

Согласно геологическим данным, прогрессивный метаморфизм раннепротерозойских вулканитов печенгского палеорифта начался при температуре 400°С с последующим ее повышением до 550°С в условиях закрытой системы; Ртв при этом составляло не более 80120 Мпа. Из диаграммы (рис.5) следует, что повышение температуры на 150°С в квазиизохррических условиях должно приводить к дегидратации высоководных амфиболов и одновременному повышению РфдДо 300-350 МПа. Развивающееся Рфд превышает не только литостатичес-кое давление перекрывающих толеитов (Р?в = 80-120 Мпа), но и предел прочности пород метаморфизуемой толщи на разрыв (п-10 МПа), что в условиях закрытой (или частично закрытой) системы должно приводить к резкому увеличению пористости и заполнению ее выделяющимся флюидом. Возникающая при гидроразрывах пустотность развивается сначала в виде межкристальных и внутрикристальных мик-ротрешин, заполненных избыточным флюидом (ПдК), и лишь в дальней-

шем, при дислокациях, вскрывается с образованием открытой пористости (Пдф) и микротрещиноватости.

Таким образом, в результате проведенных исследований было экспериментально установлено и теоретически обосновано неизвестное ранее явление образования зон гидрогенно-геохимического разуплотнения в метаморфических породах земной коры 146].

Явления гидроразрыва, приводящие к образованию мелкой трещи-новатости и аномально высокой пористости, зафиксированы также

при изучении разрезов глубинных осадочных толщ верхнепротерозойского, палеозойского и мезозойского возраста (З.А.Кривошеева и др.). Здесь в зонах катагенеза под действием повышающихся температуры и давления зоны гидрогенного разуплотнения образуются в интервалах глубин, определяемых положением современных изотерм 60-70 и 80-90°С при давлениях от 10 до 70 Мпа. Мощность указанных зон разуплотнения колеблется от 50 до 300 м и отчетливо фиксируется областью пониженных (на 0,51,0 км/с) скоростей упругих волн относительно выше- и нижезалегаю-щих пород.

Условия закрытых систем вносят существенные изменения в геохимическую схему дегидратации: повышение температуры в гидродинамически замкнутом объеме способствует эффективному концентрированию экстрагируемых металлов во флшде. Эффективность данного процесса находится в прямой зависимости от исходного водосодержания метаморфизуемых пород. Теоретически возможны три варианта протекания реакций дегидратации в условиях закрытой системы:

т ■ и >1

т

/1

2 12! Ч - /1 / 1 / 1

1 1

т /! 1 1 1 1 1

з 1 1 1

Ряс. 5 Температурные пределы устойчивости форротрсмолита в присутствии водного флюида

2) Уф^.У^

3)

где

- избыточный

Уфд - объем выделившегося флюида, а - » тв объем после перекристаллизации силикатной части. В первом варианте процесс будет проходить практически без прироста закрытой пористости или с незначительным ее увеличением за счет твердофазо-вых переходов. Во втором варианте объем выделившегося флюида будет полностью компенсироваться объемом, высвобождаемым при перекристаллизации силикатной части. Третий вариант должен приводить

в действие механизм гидрогенно-геохимического разуплотнения. При этом, если давление избыточного флюида (Р^ ) меньше предела прочности метаыорфизуемых пород, этот процесс реализуется только значительным увеличением закрытой пористости и захоронением флш-да на месте. Если же Р^ превышает прочность пород, то неизбежно их разрушение, сопровождаемое удалением чаоти металлоносного флюида из системы.

Вышеизложенное доказывается спецификой геохимической зональности разреза Кольской скв. СГ-3 и вместе с тем позволяет дать непротиворечивую интерпретацию аномалии золота, впервые зафиксированной В.Д.Нартикоевым и др. (1985) на глубинах 9,5-10,6 км. Выполненное автором [6] геохимическое исследование выявило, что экстрагированные при метаморфизме условно-подвижные элементы образуют в разрезе по крайней мере три типа зональности. Первый тип ( Au, Ag, Си)имеет отчетливую комплементарную схему между гонами выноса (отрицательные аномалии на гл.4884-6842 м), транзита (гл. 6843-9456 м) и накопления (положительные аномалии на гл.9456--10600 м (рис.6). Пространственно зона выноса совпадает с кровлей разуплотненной зоны в разрезе нижнепротерозойского печенгского комплекса, а зона накопления ограничивается снизу подошвой разуплотненной зоны уже в архейском фундаменте. Зона накопления имеет почти километровую мощность (гл.9456-10601 м), включает различные по составу и возрасту метаморфические толщи и связанные с ними мигматитовые и интрузивные комплексы. Аномально высокие значения золота (до 6,7 г/т), серебра (до 250 г/г), висмута (до 10 г/т) и мышьяка (до 300 г/т) сосредоточены в нескольких интервалах (мощностью 40-230 м) на фоне относительно повышенных средних содержаний этих элементов [6,48].

Второй тип геохимической зональности характерен для меда (рис.6). В распределении Си наряду с вышеописанным типом зональности (в надрудной зоне содержание Си до 260 г/т, в рудной, зоне -до 690 г/т) выявлены два дополнительных подтипа положительных аномалий. Первый из них,наиболее интенсивный,связан с телаш ба-зит-гипербазитов, секущих как порода печенгского комплекса (рудоносное тело на глубине 1548-1650 м с содержанием Си 3700 г/т), так и образования архейского фундамента (гл.8246-8255, 8407-8408 м и др.). Этот тип аномалий сопрововдается повышенными содержаниями № , реже Со (до 2900 и 230 г/т соответственно). Второй подтип аномалий меди наблюдается в связи с зонами диафтореза в архейском фундаменте. В наиболее мощной из них (гл. 7130-7400 м) содержание Си достигает 150 г/т и сопрововдается накоплением Li.Pb,

Со, реже 1г) .

Третий тип зональности характерен для ртути (рис.6). Повышенные содержания Нд встречены в трех интервалах: I) в зоне экзогенной трещиноватости (верхняя часть разреза) с притоками метеоритных вод и в метаосадках (гл. 0-2800 м)-от 0,4 до 0,6 г/т; 2) в верхней части зоны разуплотнения с притоками метаморфогенных

МтгЛАКЯхал ¿/ГШ/

л^згтянх /// Л////М г л*«/* ллемент/

К» С1

СШЛ,№>,«А/ л, «„л Нвь »//Л/1 г/я ¡г-3 / я! т 1Я / г ' /глг / ///»(« (11

Зш гсмгрйциа ыгтимс/- е ?гге*яегг рл**/*

лере/мса

I I I

I I I

щ

Рис в Модель глубинного гидротермальио-метаморфогеиного рудооЛраэовани* по данным Кольской скв. СГ-3

вод (гл.5700-6842 м) - от 0,3 до 0,6 г/т; 3) в надрудной зоне без связи с водопритоками (гл.8600-9400 м) - от 0,3 до I г/т. Такое распределение показывает, что аномалии Нд возникали на различных этапах эволюции структуры и, следовательно, не могут служить поисковым признаком наличия или отсутствия золотого оруде-нения.

Таким образом, в разрезе Кольской сверхглубокой выявлена гетерогенная геохимическая зональность, при этом Си-М минерализация и сопутствующие Со, Сг и V связаны с внедрением до- и синрифтовых базит-гипербазитовых интрузий в архейский фундамент (2,7-1,9 млн.лет); Аи-оруденение и сопутствующие аномалии Ад,(И, Си и 11 - с рифтогенным прогрессивным метаморфизмом в закрытых условиях и соответственно с зонами разуплотненных глубинныхпород и, наконец, повышение концентрации Нд , И и ТЬ - с процессами региональной грейзенизации и локального даафтореза фундамента (1,7-1,2 млн.лет).

Сопоставляя фактический объем ПдК в разуплотненной зоне (2-3$) с расчетным объемом выделившейся при дегидратации свободной воды (7%), можно предположить, что около 50$ метаморфоген-

ного флюида законсервировалось здесь же на глубине внутри разуплотненной толщи, где сохранилось до настоящего времени благодаря низкой проницаемости (табл.2) метаморфических пород, а вторая половина была вынесена за пределы метаморфизуемой толщи.

Количественная оценка объемного баланса перераспределения рудных и редких элементов при метаморфизме глубинной части пе-ченгского комплекса показывает, что вынос выделяемыми при дегидратации растворами элементов достигает десятков и сотен миллионов тонн, в том числе (в т.): германий - 2-6"ГО6, литий - 2,5-7,2 •Ю7, скандий - 2,6"Ю7, олово - 0,5-1,0'Ю7, иттербий - 0,3-1,3' •ГО7, молибден - 0,5-0,6'Ю7, стронций - 2,7-2,9*Ю8, цирконий -- 1,0-1,4*10®, кобальт - 1,8-2.0*108, никель - 1,3-2,2*ГО8,цинк--3,9-9'Ю8 и медь - 0,6-1,2*10 . Данный механизм может рассматриваться и в качестве эффективного источника гидротермально-ме-таморфогенного оруденения редких и рудных элементов, зафиксированного в интервале 9,4-10,6 км в разрезе Кольской сверхглубокой скв. СГ-3 (рис.7). Гидротермальное оруденение приурочено к подошве зоны гидрогенно-геохимического разуплотнения, которая, как было показано нами ранее £44], развивается перпендикулярно геостатическому давлению, т.е. в горизонтальном направлении. Это определяет и субгоризонтальное положение зоны золотого оруденения.

Следствия, сопровождающие реализацию явления гидрогенно-гео-химического разуплотнения в ходе развития печенгского палеорифта, позволяют наметить ряд критериев для выявления золотого оруденения на поверхности.

- Обязательное развитие зон регрессивного метаморфизма в блоках архейского фундамента, подстилающего Печенгскую структуру.

- Наличие в подстилающих блоках архейского фундамента лайковых комплексов, коыагматичных печенгским вулканитам, трассирующим максимально проницаемые тектонические зоны. В данном случае периоду гидрогенно-геохимического разуплотнения предшествует базальтовый вулканизм (заполярнинская толща толеитовых лав) с комагматич-ными дайками того же состава в архейском фундаменте.

- Гидротермальное оруденение, вскрытое в скв.СГ-3, развито в подошве зоны разуплотнения и концентрируется преимущественно в двух типах пород: двуслхщяных гнейсах и амфиболитах, что указывает на важную роль литологического контроля в локализации золотого оруденения.

- Постпеченгская активизация .привела к вертикальным перемещениям отдельных блоков архейского фундамента и внутриформационным че-

! 1/

ЕШЬ

ЕЭ,

¡33* Е 5 У 2! 1 1

ЕЗ, ю ^ « 1 ; ^ « . з * ¡5 ? 1 2 а « а „ « •

а, 3 й' «» 3 * 8-е- е ч*1 1 ■ о = 2

ЕЗ/ * з г.*»•

ЕЭ/ г. 5" з *; 1 £

ЕШ, 8 3 8 1 1 5 I 1

5 5 3-й 1 г 5 " г », „ 1 х Г ^ 1

ЕЭ// 8 5 -1 ггв-згз г;

сь [ ь 'гг.! и а 11 с 5 з г | 8 а ^ 5 | ; I

5 ; * а « г., I 1 п ы 2 х 1 х о

I Г Р •>

5 М

¿Из

Г4-..¿ял

I 3$

1?

а

з П

! м I °

шуйчато-надвиговым перемещениям внутри Печенгской структуры.Вследствие этого зона гидрогенного разуплотнения (с оруденением в ее подошве) в восточном обрамлении Печенгской структуры была приподнята и после глубокой эрозии, включающей всю протерозойскую структуру и часть подстилающего ее фундамента, могла оказаться близко к поверхности.

С точки зрения перечисленных выше критериев наиболее благоприятным районом для обнаружения оруденения являются блоки архей-

ского фундамента, примыкающие непосредственно к Печенгской структуре с востока и запада, где оно может быть вскрыто на глубине не более 1-2 км.

ТРЕТЬЕ ЗАЩИЩАЕМОЕ ПОЛОЖЕНИЕ

Важная рудосозидавдая роль метаморфизма состоит в формировании физико-химических барьеров, на которых происходит локализация промышленного оруденения. Механизм возникновения барьеров в черносланцевых толщах реализуется за счет метаморфической дегидратации силикатов и десульфидизации пирита (ниже уровня палео-изотермы 320°), а его эффективность определяется исходным содержанием вода, железа и серы в протолите. Синметаморфогенный поро-вый флюид, обогащенный н2з в присутствии С „ , представляет собой эффективный геохимический осадитель ^ • (барьер) для ал-логенных металлоносных растворов.

Рудосозидащая роль прогрессивного метаморфизма особенно популярна среди геологов, изучающих т.н. "золотоносные черносланце-вые толщи" (В.А.Бурях, В.Г.Гарьковец, В.Ф.Проценко и др.).Золоторудные месторождения здесь приурочены к поясам утлеродсодержащих метатерригенных пород областей палеозойской складчатости. Специфическими особенностями этого типа месторождений являются крупные масштабы рассеянной рудной минерализации,ассоциированной с зонами метасоматической проработки рудовмещаших толщ й преобладание согласных или комбинированных (согласных и секущих) рудных залежей. За рубежом подобные месторождения известны с прошлого века; в наиболее крупном из них (рудное поле Бендиго в Австралии) запасы золота достигают 695,5 т. Близкие к описанному типу месторождения известны также в каледонидах Великобритании, Новой Шотландии, Аппалачей и Восточной Австралии (Тасмании); в СССР - это месторождения на Енисейском кряже, на юге Алданского щита и в Центральных Кызылкумах. Рудовмещающие породы этих месторождений представлены чередованием метапесчаников с углистыми метапелитами. Метасоматические изменения сопровождаются осветлением исходных пород и выражены новообразованием кварца, альбита и серицита. Суммарное содержание оульфидов в рудных зонах не превышает 1-15%; обычно это пирит и арсенопирит, реже пирротин, халькопирит, сфалерит и галенит. Присутствуют также шеелит и минералы висмута. Среднее содержание золота в рудах колеблется от 10 до 30 г/т.Самородное золото (размером более I мм) локализуется в секущих и линейных кварцевожильных штокверках; тоюсодисперсное золото - в стратиформных золото-сульфидных залежах.

Однако, ни пространственно-временная, ни тем более генетическая связь золотого оруденения с метаморфическими или магматичес-

кими процессами до сиг пор не установлены. Это определяет противоречивость представлений о генезисе подобных месторождений. Одни исследователи, учитывая приуроченность рудных залежей к определенным стратиграфическим горизонтам, считает, что источником золота и его спутников являются специализированные на эти металлы осадочные образования (дельтовый комплекс фаций и т.п.), другие предполагают мобилизацию и переотложение первичного рассеянного золота при прогрессивном региональном метаморфизме осадочных пород.Третья группа исследователей, принимая во внимание птокверковую форму и геохимическую специфику золоторудных залежей (повышенные содержания вольфрама и других литофильных элементов), доказывают гидротермальную природу металлоносных растворов.

Решение этой проблемы имеет принципиальное значение, ибо в зависимости от механизмов рудогенерации и рудолокализации зависит стратегия и тактика прогноза, поисков и редведки месторождений, связанных с этим рудноформационным типом. При этом одним из спорных вопросов является проблема ресурсов серы и железа, обеспечивающих образование значительных объемов золотосульфидных руд, а также роль среды минералообразования и характер метасоматических преобразований.

Бурение в Центральных Кызылкумах Мурунтауской глубокой скв. СГ-Ю (проектная глубина 7000 м; фактическая - 3166 м) и трех скважин-спутников в разных участках рудного поля (скв.МС-1 до глубины 1827 м, МС-2 - 2217 м и МС-3-1250 м) позволило впервые в мировой практике изучить интегральный глубинный разрез золотоносной черно-оланцевой толщи с видимой мощностью около 5000 м. Этот разрез полностью пересекает рудовмещающую толщу, последовательно вскрывая надрудное ("зеленый"бесапан), собственно рудное ("пестрый" бесапан) и подрудное ("серый" бесапан) пространство.

Систематическое минералого-геохимическое изучение рудовмещаю-шях пород исследуемого глубинного разреза проводилось автором [61 путем отбора проб с шагом 5-10 м, характеризующих все разновидности пород слоя: матрицу (метапелит, метаалевролит, метапесчаник),ее производные (метасоматиты, диафториты, тектониты и т.п.) и жильные образования (до-, син- и пострудные). В каждом шлифе осуществлялись диагностика породообразующих и рудных минералов, характер их взаимоотношений и приближенно-количественная оценка содержаний.По типоморфным особенностям рудных минералов (микротвердость, отражательная способность, параметры элементарной ячейки, содержание элементов-примесей, присутствие включений, сростков, реакционных вза-

имоотношений и т.п.) выделены ассоциации синметаморфогенного (до-рудного) и собственного рудного этапов.

Состав первой ассоциации: пирит I (¿пирротин I) + марка зитч-+ халькопирит + ильменит (+ ильменорутил + рутил) + магнетит; рудный этап отражен во вмещающих породах в виде новообразованной ассоциации: арсенопирит + пирит П + пирротин П + самородное золото и минералы висмута.

Ниже приводятся установленные автором 16,53,55] изменения строения и состава рудовмещапцих толщ с глубиной.

1.В верхней части разреза примерно до гл.2000 м во всех разновидностях вмещающих пород (в ряду метапелит-метаалевролит-ме-тапесчаник) отмечается преобладание реликтовых обломочных структур. Спорадически в основной ткани метаалеролитов фиксируются реликтовые лейсты кластогенного плагиоклаза, указывающие, по-видимому, на наличие примеси туфогенного материала и, следовательно, на участие вулканизма при осадконакоплении. Анализ содержаний и типов распределений редкоземельных элементов (РЗЭ) в главных типах метаосадочных пород глубинного разреза указывает на близость последних к распределениям РЗЭ в андезитах и базальтах и, таким образом, косвенно подтверждает влияние вулканизма на осадконакоп-ление; последнее, кроме того, подтверждается прямыми находками реликтов туфогенного материала в метатерригенных толщах. Впервые выполненные для метаалевролитов глубинного разреза рудного поля оценки первичного отношения Эг/^зг (рис.8) показали, что на этапе осадконакопления протолитов равное значение имели два источника - коровый (0,7155) и мантийный (0,7035), что может рассматриваться как указание на значительную роль эндогенного фактора (вулканизма).

2. Вниз по разрезу количество слюдистых минералов (в соответ ствующих типах пород) в целом почти не меняется, однако, в верхней части разреза (до глубины 600 и) развит исключительно серицит (+ мусковит) обычно в ассоциации с хлоритом. Ниже появляется мелкочешуйчатый биотит, размер чешуек которого последовательно увеличивается с глубиной, вплоть до перекристаллизации в крупные пор-фиробласты с ярко-коричневой окраской. Новообразование биотита сопровождается усилением микроплойчатости и удалением из исходных слвд углеродистого вещества, которое обособляется здесь же вдоль трещин кливажа или удаляется из пород вовсе. В интервале 1600-3125 ы в разрезе появляются маломощные (до 15 м) прослои карбо-натсодержащих метапесчаников, при этом выше отметки 2550 м состав

"ir/'V

Рис. 3 Рубядий-стронциевые кзохрокы вмещающнк пород рудного пола по разрезам ска. МС-1 н МС-2

I—J — метаалсвролвты из интервалов по разрезу с». МС-1: / — надрудного гл. 50—250 м; 1 — рудного гл. 50—250 м; 3 — подрудного гл. 1600—1827 м; 4 — мстаеомзти-чсски-нзменеиные метаалсвролити из рудного интервала по разрезу саа. МС-2 гл. I 220— I960 м

последних определяется ассоциацией кварц +■ кальцит + полевой шпат + слвда, а ниже 2550м в них развит амфибол актинолит-тремолитово-го ряда, иногда в ассоциации с равновесными клиноцоизитом и диоп-сидом. Наблюдае!,гая сверху вниз по разрезу последовательная стена индекс-минералов (хлорит —биотит актинолит) отражает усиление с глубиной степени регионального метаморфизма, качественная оценка температуры которого может быть выражена соответствующими ступенями: 250° — 350° 450°.

Усиление метаморфизма сопровождается появлением в основной ткани пород линзовидных плагиоклаз-кварцевых обособлений с моно-слвдистыми оторочками. Общее количество синметаморфогенных поле-вошпат-кварцевых жил и прожилков растет сверху вниз по разрезу от 0,5 до 3%.

3. Структурно-геохимический анализ условий формирования пространственной ориентировки жильных образований в рудовмещающей черносланцевой толще проводился по оригинальной методике £241, в т.ч. адаптированной к неориентированному керну Г61 и позволил среди наблюдаемого многообразия жил выделить несколько систем (от древних к молодым), отвечающих главным стадиям жильного мине-нералообразования: синметаыорфогенные (Кв-1; Кв-2) — рудные гидротермальные (Кв-3; Кв-4; Апи; Пи) —>- пострудные (Ка; Кв-5).Син-метаморфогенные согласные (Кв—I) и кососекущяе кварцевые (Кв—2) жилы так же, как и вмещащие их метатерригенные породы, практи-

ческй безрудны, т.е. относятся к дорудному этапу. В центральной части рудного поля отмеченные в этих жилах повышенные концентрации Аи, но,Си и Б1 обусловлены наложенным характером последних по микро- и кржптотрещиноватости синметаморфогенных кварцев. Последнее отчетливо фиксируется появлением в Кв-1 и Кв-2 дополнительных температурных максимумов за счет вторичных газово-кидких включений, резко обедненных Н20, С02 и СН4 и адекватных по РТХ--признакам крутопадапцим рудным килам стадий Кв-3 и Али.

Наложенный гидротермальный характер оруденения на чернослан-цевые толщи ясно доказывается и выполненным наш балансом распределения основных рудных компонентов в пределах одного из рудных тел, представленного линейным штокверком. Расчеты показывают,что количество полезного компонента в I м3 околожильных метасомати-тов соизмеримо с количествами, сосредоточенными только в одном прожилке Кв-3 (мощностью 0,5-1,5 см), пересекающем этот условный кубических метр вмещающих пород. Это позволяет заключать, что как дорудные , так и синрудные метасоматически изменения вмещающих пород являются сопутствующими, а не рудообразуодими. Максимальное накопление золота связано с наложением нескольких стадий гидротермальной деятельности и формированием полистадийных жил.

4. При изучении в глубинном разрезе рудного поля распределения дорудных сульфидных минералов автором [6,53,551 установлено явление пирит-пирротинового (Ш-Прт) превращения, имеющее региональный характер и являющееся следствием прогрессивного метаморфизма вулканогенно-терригенных толщ. Выявлено также, что золото-сульфидное оруденение распространено выше границы Пи-Прт превращения; ниже этой границы фиксируются повышенные значения магнитного поля (рис.9).

Ниже приводятся доказательства этого явления и рассматриваются сопровождающие его следствия.

В верхней части разреза среди рудных акцессорных минералов выделяются реликтовые обломочные (ильменит, рутил, магнетит) и аутигенно-метаморфические (пирит I и марказит). Отличительной особенностью последних является послойная ориентировка линзовид-ных выделений, состоящих из агрегата ксеноморфных зерен. По данным микрозондового анализа пирит имеет состав Ре0 84б1 б6 и низкое содержание элементов-примесей со, г*, си, ля - гчс"2 -г.» 1сБлизкий состав имеют аутигенные пирит и марказит из осадочного разреза Кубанской сверхглубокой скважины (до гл. 4000 м), где они развиты исключительно в углеводородсодержащих

СГ-Ю МС-1 НС-2

Рис.9. Разрез Мурунтауского рудного поля.

1-фон(Аи ¿0,005г/т);

2-околорудные ореолы:

3-рудные залежи;

4-изограда Пи-Прт превращения;

5-подрудная зона магнитных аномалий.

глинах и алевролитах, образуя либо псевдоморфозы по органическим остаткам, либо концентрически-зональные оолиты.

В разных частях Мурунтауского рудного поля ниже глубины 4001800 м (рис.9) пирит I сначала частично, а затем полностью преобразуется в пирротин по схеме: пирит I —»• монокл.+гексаг.пирротин I —»■моноклинный пирротин П. Преобразование пирита I начинается с периферических зон появлением мелких зерен монокл.+гексаг. пирро-тиновСГ'е7з8;Ред310) ¡последущее разрастание последнего приводит к полному исчезновению пирита. Ниже по разрезу пирит I исчезает и на его месте образуются агрегаты, состоящие из моноклинного пирротина П и гексагонального I, причем последний присутствует лишь в виде редких реликтов среди моноклинного. Пирротин так же, как и пирит из верхней зоны, повсеместно ассоциирует с ильменитом, замещая последний.

Пространственное положение границы Пи-Прт превращения в разрезе Мурунтауского рудного шля совпадает по глубине с положением биотитовой изограды, что свидетельствует о температурной природе этого превращения. Появление в нижних частях разреза магнетита совпадает с границей амфиболитовой фации (50С-5П0°С), свидетельствуя о последующем температурном минеральном превращении: пирротин —*■ магнетит.

Из приведенных фактических данных вытекают два важнейших следствия.

I. Реакция преобразования пирита в пирротин при прогрес-

сивном метаморфизме, рассчитанная ваий по данный микрозондового анализа: 1,ЗРе0 В4а1>66< ге, >09а1 <22 + о^зв^

130 г 100 г 30 г

сопровождается выделением избыточной серы, которая, нитрируя с синметаморфогенными флюидами, может накапливаться выше границы Ш-Прт перехода. 2. Резкая разница в магнитных свойствах пирита, моноклинного пирротина и магнетита определяет разную интенсивность магнитного поля выше и ниже описываемой границы.

На основании вышеприведенных данных разработана следующая геолого-генетическая модель формирования золотого оруденения при метаморфизме углеродасто-терригенных толщ.

Ооадконакоплеиие. Из состава протолитов следует, что в процессе литогенеза участвовали все три главных компонента - терри-генный, хемогенный и вулканогенный;в конкретном случае доминировали терригенный и вулканогенно-терригенный, содержащие С0рГ> Преобладающие в осадках минералы имели реликтово-обломочную природу (и были в значительной мере гидратированы); незначительная часть являлась аутигенной: карбонатные, кремнистые и сульфидные соединения, при формировании которых существенную роль могли иг-• рать флюиды и газы, сопровождающие вулканическую деятельность, При этом особую роль играет формирование аутигенного пирита за счет различных источников: сера в виде зо2,н23>С1:3 из вулканических фуыарол и экогаляций, а железо (Ре2о3,Ре3о4 и т.п.)как продукт химической трансформации реликтовых железосодержащих минералов (ильменита, магнетита, титаномагнетита и т.п.). В условиях слабокислотной (возможно за счет привносимых н2з, зо3 ) и восстановительной (С0рГ>) среды между вышеуказанными компонентами возможны следующие реакции с образованием пирита: Ре203 + 4Н25 = 2Ре32 + ЗН20 + Н2 Ре^О^ + 6Н2Б = 3?еВ2 + 4Н20 + 2Н2

Количество новообразованного пирита регулировалось фугитивностью серы и активностью железа, поэтому при среднем содержании(Ре203+ РеО) в безрудных черносланцевых толщах (3-4}5) нормативное количество пирита достигало 1-25?.

Сравнение раочета потенциальных ресурсов золота в аутигенном пирите и фактических разведанных запаоов золота свидетельствует о том, что аутогенные пириты не могли служить источником золота и других полезных иокопаемых. Однако, этот пирит вместе с другими железосодержащими минералами мог представлять собой основной источник железа и серы для последующего формирования промышленных

рудных скоплений, что подтверждается балансом потенциальных ресурсов железа и серы в исходном объеме черносланцевых толщ и их доли в фактических разведанных запасах. При этом необходимо подчеркнуть, что основной объем первично рассеянного золота и его спутников могли быть сорбированы углеродисто-пелитовой фракцией осадочных пород.

Региональный метаморфизм. Обусловлен нарастанием с глубиной температуры и фиксируется отчетливой метаморфической зональностью (сверху вниз): Хл-Ср Ср-Би —»- Акт-Би, свидетельствущей об усилении реакций дегидратации с глубиной. Локальные повышения палео-геотермического градиента ( ^ 100°С/км) обусловлены наложенным плутонометаморфизмом. Распределение элементов-примесей в породах указанных зон доказывает незначительные изменения первичных концентраций в них большинства элементов, в том числе Au,As,Ag,7/ и других рудогенных компонентов (происходит лишь повышение регионального геохимического фона в 2-5 раз) и, следовательно, невозможность формирования промышленных скоплений только за счет мобилизации рудных компонентов из нижележащих частей метаморфической колонны и концентрации их в верхних частях.

В соответствии с наблюдаемой метаморфической зональностью алюмо-силикатных минералов количество выделяемого при дегидратации флюида и степень его минерализации должны увеличиваться с глубиной. В нижних частях разреза в зоне максимальных температур (и, соответственно, флюидного давления) поровый флшд мог частично мигрировать вверх, насыщая вышележащее трещинно-поровое пространство- содержащейся в нем минерализацией. При этом особо важную роль играли рудные акцессорные минералы вмещающих толщ. На низких ступенях метаморфизма (добиотитовая зона) в относительно "сухих" породах происходит изохимическая перекристаллизация аутигенного пирита при практически полном сохранении реликтово-обломочных магнетита, гематита, ильменита, титаномагнетита (изохимическая зона рудных минералов).

При увеличении температуры метаморфизма (биотитовая и более высокие фации) начинается дегидратация слюдистых минералов и де-сульфидизация пирита: 1*6.32 —Pes + s , приводящая к образованию в конечном итоге гексагонального пирротина. Частичная диссоциация воды делает возможным возникновение газовой фазы H2s , которая реагирует с безсульфидными железосодержащими минералами:

РеО'ТЮ2+ H2S — Pes + Ti02+ (Н20 si" Н2 + 1/202)

Fe203 + 2H2S + О — 2FeS + (4H20i= 4H2 + 20^

с образованней дополнительных порций пирротина и новообразованием рутила (анатаза). Поэтому при поотоянном содержании в породахРеСН-Рв2®з количество пирротина в этой зоне в среднем вдвое превышает количество исходного пирита. н2з, н2о , а также СН4, образуемый в присутствии графита (С + 2Н2 СН4), частично отгоняется из рассматриваемой зоны. В результате здесь, благодаря удаление относительно подвижных кислотных компонентов и относительному накопление кислорода, остаточный поровый флюид приобретает щелочные свойства при повышении еь . Отгоняемые вверх етолотно-восстанови-тельные флюиды накапливаются в треданно-поровом пространстве сла-бометаморфизованных зон. Таким образом, в верхней части ыетамор-физуеыых углеродисто-терригенных толщ формируется граница, разделяющая контрастные по рН и еь порово-флшдные среды, представляющие собой эффективный геохимический барьер. При этом масштабы последующего сульфидного оруденения определяются ресурсами серы (Н2з ) выше указанной границы.

В самых нижних частях разреза, то есть метаморфизованных при максимальных температурах ( > 500°С), нарастают интенсивность реакций дегидратации силикатов и,соответственно, активность кислорода. В этих условиях пирротин начинает превращаться в магнетит, например, по реакции:ЗРео +го2+зн2 —Ре3о4 + зн2з ( . Наряду с сероводородом здесь могут образовываться и другие газовые фазы, например, СН4 и С02 • В результате удаления

части этих газов из системы остаточный поровый флюид в наиболее высокотемпературной зоне приобретает щелочные свойства с высоким еь , а отгоняемые кислотные компоненты (н2з , СН4, С02 и т.п.) частично нейтрализуют поровый флюид среднетемпературной зоны; привнос в эту зону серы приводит к практически полной моноклинизации гексагонального пирротина. Избыточные'-'.кислотные компоненты мигрируют вверх в слабометаморфизованную зону, усиливая кислотные свойства ранее образованного здесь флшда и повышая в нем концентрацию серы.

Таким образом, при прогрессивном метаморфизме черносланцевых толщ формируется следующая вертикальная зональность по рН и еь по-рового флюида (сверху вниз): Ср-Хл зона - кислый с низким ей; Ср--Еи - близнейтрально-слабощелочной с относительно повышенным рН; Акт-Би, РО-Пл - щелочной с высоким еь . Зональность в вертикальной колонне порового флшда сама по себе не способна ни в одной из своих зон концентрировать рудные компоненты. Взаимодействие порового флюида в вышеперечисленных зонах с твердыми фазами пород

может приводить к частичному насыщению последних металлами из флю-

ида (преимущественно в верхних частях разреза), однако, в целом система "метаморфический флюид-порода" имеет динамическое равновесие в каждой зоне и, таким образом, не приводит к концентрированию компонентов в количестве, достаточном для образования месторождения.

Ультраметаморфизм и гидротермальная деятельность. Рассмотренная выше метаморфическая зональность является внешней мегазоной ультраметаморфических преобразований сиалического структурно-вещественного комплекса, подстилающего рудовмещапяие черносланцевые толщи. Естественным завершением ультраметаморфического процесса является образование очагов остаточных расплавов, характеризующихся повышенным исходным водосодержанием и концентрацией литофильных элементов ( и, Бп, Та, 1ГЬ, р и т.п.) в сосуществующем с расплавом флюиде. В орогенный этап эти очаги продвигаются вверх и внедряются в черносланцевую толщу в виде гранитных расплавов. Отделяющиеся от них минерализованные гидротермальные растворы (с повышенной кислотностью) вступают во взаимодействие с различным зонами выше рассмотренной колонны метаморфических межпоровых флюидов и могут экстрагировать из них (и вмещающих их порот) халькофильные и си-дерофилыше рудные компоненты. В результате формируется смешанный гидротермально-метаморфический флюид, содержащий, практически,весь набор типоморфннх элементов, характерных для золоторудных месторождений в черносланцевых толщах. По мере понижения температуры изменения рН и еь данной минералообразующей среды реалинуется следующий обобщенный ряд рудных минеральных парагенезисов: шеелит (вольфрамит), минералы группы тантала-ниобия (в том числе в виде микропримесей), пирротин 2, халькопирит, сфалерит + золото самородное -»-пирит 3, арсенопирит, самородное золото 2 ¿висмутин —»-халькопирит 2, галенит, сульфосоли свинца, висмута, сурьмы, серебра; серебро самородное.

В реальных условиях обычно реализуются два варианта образования промышленного золотого оруденения. Ниже геохимического барьера взаимодействие кислых металлоносных гидротерм со слабощелочным поровым флюидом способствует быстрой кристаллизации сульфидов с последующей сорбцией на них самородного золота (линейные золото-кварцевые штокверки). При попадании этих же гидротерм в зону геохимического барьера с кислотным режимом поровых флюидов и высокой активностью серы образование сульфидов идет метасоматическим путем; в итоге формируются стратиформные сульфидные залежи о субдисперсным золотом.

Представленная модель позволяет по-новому подойти к решению

проблемы генезиса золотого оруденения в черносланцевых толщах, признавая, в частности, одинаково важную рудосозидупцую роль метаморфизма (формирование Ре и г -содержащего геохимического барьера выше границы Пи-Прт превращения) и алогенных металлоносных гидротерм в связи с локальными зонами ультраметаморфизма.

Отметим еще одно важное следствие выявленной рудолокализупцэй роли явления Пи-Прт превращения - это возможность количественной оценки прогнозных ресурсов золото-сульфидного типа оруденения. Выполненные нами расчеты показывают, что при содержании в метаморфи-зованной толще пирротина I в количестве ¿0,25% выделяемой серы недостаточно даже для формирования малосульфидного (около 3%)оруденения. Для этого требуется 4'106т серы, выделяемой при разложении 1,0-1,555 пирита в пирротин I. Образование же богатого золото-сульфидного оруденения (сумма сульфидов более 10%) требует на порядок больше серы (205-210*106т), что может быть обеспечено либо аномальными скоплениями аутогенного пирита. (что маловероятно).либо высвобождением серы из больших объемов толщ (при нормальном содержании пирита) и концентрированием ее в малых объемах,например, под экранами (своды антиклинальных складок и т.п.).

ЧЕТВЕРТОЕ ЗАВЩАШОЕ ШЛОШИЕ

Регрессивный метаморфизм погребенного фундамента межгорных и др.впадин обеспечивается трещинно-поровыми водами перекрывающего осадочного чехла. Связывание этой воды глубинными "сухими" породами стимулирует нисходящую или боковую ее фильтрацию и сопровождается неравномерным распределением объемного эффекта гидратируемых пород. В результате образуются горизонты и зоны вторичной трещин-новатости (коллекторы) и осуществляется транспортировка (и накопление) по этим зонам углеводородно- и металлоносных растворов.

Процессы регрессивного метаморфизма вулканогенных пород широко проявлены в фанерозойских складчатых поясах и океанических рифтах. Выражены они гидратацией, сопровождаемой спилитизацией и про-пилитизацией исходных магматических пород с резким увеличением в последних химически связанной воды (до 1%) и уменьшением Са/ма-отношения. При этом в качестве источника метаморфизующих растворов обычно рассматривается либо морские воды (гальмиродиз при подводных извержениях), либо подкоровые флюида (А.А.Маракушев и др.).

Не отрицая их роль,рассмотрим иной механизм гидратации глубо-копогребенных вулканитов за счет боковой и нисходящей фильтрации подземных вод из перекрывающего эти вулканиты осадочного чехла. Реальная возможность геолого-геохимического изучения этого процесса стала возможной благодаря бурению сверхглубоких скважин: Саат-

линской в Куринской межгорной впадине (до гл. 8324 м), Уренгойской на севере Тюменской обл. (до гл.7100 м) и самой глубоководной скв. 504 В (вблизи Костариканского рифта в Тихом океане до гл. 1300 м). Шесте с тем, сверхглубокое бурение неожиданно стимулировало интерес к метаморфическим процессам в связи с поисками нефтегазовых коллекторов в глубоких .частях корн. В последние годы крупные промышленные месторождения нефти и газа выявлены в кристаллическом фундаменте древних и молодых платформ, межгорных впадин и других погребенных структурах континентальной коры. При этом в роли коллекторов выступают зоны регрессивного метаморфизма либо архейских гранулитовых комплексов, либо мезозойских базальтов. Так, например, в 1971-75 гг. на территории Среднекурянской впадины было открыто месторождение нового для Азербайджана типа - Мурадхан-лы, основные запасы нефти которого сосредоточены в кровле вулканогенных коллекторов, а также в перекрывающих их миоценовых и прилегающих с запада эоценовых осадочных отложениях. Открытие этого месторождения существенно расширяет перспективы нефтегазоносности глубоких горизонтов Куринской депрессии.

С помощью Саатлинской сверхглубокой впервые в мире получен глубинный разрез межгорной впадины и её погребенного 'фундамента Ао глубины 8324 м. Сверху вниз по разрезу вскрыты: кайнозойские мо-лассовые отложения (гл. 0-2830 м), позднемеловые известняки (гл. 2830-3540 м), раннемеловые базальтоиды (гл. 3540-5150 м) и юрские вулканиты, подразделенные на три толщи - базальтовую (гл. 51506100 м), андезитобазальтовую (гл. 6100-7000 м) и андезит-дацито-вую (гл. 7000-8324 м).

На основе выполненных автором С 6, 50 1 геолого-геохимического и изотопно-геохимического изучения вулканиты и интрузивные образования вскрытой части фундамента Куринской депрессии расчленены на три комагматичных комплекса: I) палеогеновые андезитобазальты, образующие, силлы в карбонатной толще, и комагматичные им дайки диабазов и диабазовых порфиритов в I базальтовой толще; возраст пород комплекса -67+6 млн.лет; 2) базальты I базальтовой толщи и комагматичные им интрузивные тела основных пород, развитые во П базальтовой, андезитобазальтовой и андезит-дацитовой толщах; возраст пород комплекса - ПО + 7 млн.лет; 3) эффузивные породы П базальтовой и андезитобазальтовой толщ и комагматичные им субвулканические образования среднего состава, развитые в андезит-дацитовой толще; возраст пород комплекса - 150 + 10 млн.лет (рис.10).

Анализ петрохимической эволюции мезозойских вулканитов с уче-

Рис. 10 РубидиВ-стронциевые кзохрокы андезитобазальтов из разреза Саатлин-свой сав. СГ-1

/—I базальтовая толща (гл. 3540—5150 м); J — андезитобкзал.товаа толща (гл. 6100—7000 м>

том данных по геохимической идентификации палеогеодинамических ежимов (тренды распределения РЗЭ, значения первичных отношений 7Sr/ 86 Sr и т.д.) показал, что погребенный фундамент межгорных впадин имеет сложное строение; в конкретном случае Саатлинская сверхглубокая вскрыла мезозойский рифт, развитый на домезозойском срединном массиве. Согласно геофизическим данным, кровля последнего фиксируется на глубине 9,5 км. В истории геологического развития этого рифта наш t 6 3 выделены следующие этапы: дорифтовый этап ( pz-t) - растяжение и дифференцированные перемещения блоков древнего фундамента; раннерифтовый этап ( 3 ) - автономное развитие рифта на срединном массиве и заложение подвижных поясов Большого и Малого Кавказа в обрамлении массива; пострифтовый этап - консолидация слагающих его пород и дифференцированные вертикальные перемещения срединного массива, приводящие к развитию на его месте крупной депрессии (межгорной впадины). Последняя сложена мощными молассовыми отложениями кайнозойского возраста и характеризуется образованием "продуктивных" нефтегазоносных горизонтов.

В результате комплексных геолого-геофизических исследований в глубинном разрезе Куринской депрессии выявлены две зоны с аномальными физическими свойствами пород (пониженные значения скорости продольных упругих волн и твердофазной плотности сочетаются с повышенными значениями эффективной пористости): в кровле вулканитов мезозойского фундамента (гл. 3540-4060 ы) и вдоль контакта разнородных юрских вулканогенных толщ (гл.7100-7400 м). Третья зона предполагается в кровле домезозойского фундамента (гл.8500-9500м). Первые две зоны характеризуются значительной мощностью (ЗСКМ20м), наличием водоносных горизонтов и повышенной флюидопроницаемостью. В отдельных случаях эти зоны - кровля мезозойских вулканитов на

Мурадханлинской площади - вмещают промышленные залежи нефти и газа. Выполненное автором [44,6] детальное изучение-зон разуплотнения в кровле погребенного мезозойского фундамента на Саатлинской и Мурадханлинской площадях показало, что в целом для разуплотненной кровли погребенных вулканитов можно наметить следующие тенденции изменения с глубиной физического состоягош исходных вулканитов: сокращение объема макро- и микротрещиноватости(от 50 до 20 тр/м),а также уменьшение количества незаполненных миндалин (7-1$) и эффек тивной пористости (6,9-2,0$) сопровождается выполнением пустотного пространства пород нарастающей с глубиной вторичной минерализа цией. Широкое развитие в верхней части разреза водосодержащих цеолитов, хлоритов, пренита и минералов группы эпидота однозначно указывает на имевший место процесс гидратации исходных "сухих" базальтов. Интенсивность гидратации иллюстрируется характером распределения в исследуемом разрезе химически связанной вода: 6-7 мас.$ в верхней части зоны разуплотнения (гл.3960-4060 м) и 2-3 мас.$ - в зоне неразуплотненных пород (гл.4060-5000 м). Сопоставив средние значения содержаний химически связанной воды в гидра-тированннх базальтах Саатлинской сверхглубокой (Н20+ =4,5 мас.$) и например, "сухих" кайнозойских базальтах Камчатки, можно ориентировочно оценить массы воды, необходимые для гидратации I км3по-род в I-4'Ю^т. Такое количество может быть получено, например, в ходе уплотнения 100-метровой толщи осадков при условии начального и конечного их водосодержаний 50$ и 10$ соответственно.

Из вышеприведенного описания Куринской депрессии следует,что она имеет двучленное строение (осадочный чехол и подстилающая их толща вулканитов) и наличие перерыва между излиянием лав и осад-конакоплением. В зависимости от длительности перерыва, разделяюще го вулканизм и осадконакопление, кровля вулканогенного комплекса в разной степени подвергалась выветриванию с развитием в ней экзогенной трещинбватости. Последовательное отложение на разуплотненных вулканитах морских осадков обусловливает возможность проник новения в вулканита нисходящего потока воды путем ее гравитационного просачивания по зонам экзогенной трещиноватости.

Процесс гидратации, обеспечивающий перемещение подземных вод из осадочного чехла в подстилающие вулканиты, впервые был изучен наш совместно с Л.В.Боревским [44]. Рассмотрим доказательства этого явления. По разрезу Саатлинской скв.СГ-I сверху вниз наблюдается отчетливая метаморфическая зональность, заключающаяся в последовательной смене с глубиной следующих фаций: цеолитовой

("3540-4600 м), пренит-пумпеллиитовой (4600-6800 м) и зеленослан-цевой (6800-8324 м). При этом в породах наблюдается последователь ное уменьшение содержаний Н20+(в мае.?): до 7,0 и 2,5 соответственно.

Гидратация пород обусловливает следующие преобразования вулканитов: в первую очередь - девитрафикацию стекла с развитием хлорита, цеолита и др.; во вторую очередь - деанортизацию вкрапленников плагиоклаза с развитием водосодержащих минералов - цеолитов, эпидота и в меньшей степени пренита, пумпеллиита. В третью очередь эти процессы приводят к замещению вкрапленников клинопи-роксена, а также микролитов плагиоклаза и пироксена, развитых в основной массе пород. Сопровождающие гидратацию процессы спилити-зации и пропилитизации вулканогенных пород выражены резким увеличением содержания химически связанной воды и уменьшением Са- на отношения. Установленные В.И.Ферронским и др. (1985) соответствие изотопного состава углерода новообразованных карбонатов в разрезе погребенного фундамента вулканитов (б*3с= -2+1&») составу перекрывающих их морских известняков ( 6 *3С= -Ъ+2 %<,) , а также после довательные изменения с глубиной изотопного состава водорода в гидроксильных группах вторичных минералов вулканитов (от -65$» до -30?»6й)ш кислорода невообразованных карбонатов (от 25 до 12%о6

0) позволяют в качестве наиболее вероятного источника воды, расходуемой на гидратацию вулканитов, рассматривать лежащие выше отложения осадочного чехла.

Вторичные минералы псевдоморфно замещают первично-магматичес кие ассоциации, а также заполняют развитые в породах трещины и пустоты, уменьшая тем самым высокую исходную пористость разуплотненных пород. Однако, вследствие резко неоднородного соотношения между вкрапленниками, обломками и основной массой в исходных вулканитах и разнообразия их морфогенетических типов (лавы, класто-лавы, туфы), сопровождающее гидратацию увеличение объема пород ("разбухание"), происходит неравномерно и сопровождается возникновением вторичной трещиноватости. Последняя уверенно фиксируется измерениями эффективной пористости, значения которой максимальны (10-14?) в кровле сильно гидратированного фундамента (цеолитовая фация) и последовательно убывают (до 1-2?) с глубиной.

Применительно к условиям центральной части Куринской депрессии следует отметить два обстоятельства, заметно увеличивающих скорость гидратации пород и, следовательно, обеспечивающих эффективность боковой и нисходящей фильтрации подземных вод: I) аномаль

ная охлажденность разреза Саатлинокой сверхглубокой по сравнению с соседними районами Куринской депрессии. Кондуктивная составляющая теплового потока увеличивается с глубиной в 2 раза (от 24 до 50 и Вт . u ~ 2 да глубине 6000 м) и, таким образом, свидетельствует о наличии в районе бурения Саатлинской скв. СГ-I актив ного конвективного потока, направленного вниз; 2) тенденция уменьшения с глубиной приведенного пластового давления (градиент оценивается в 70 МПа/км), что также способствует увеличению скорости нисходящего потока вода.

Наличие такого механизма, как нисходящая фильтрация (рис.11), должно обеспечивать направленный перенос сверху вниз растворенных в подземных водах химических элементов. Для проверки этого следствия нами [61 были выполнены: анализ распределения микроэлементов в породах осадочного чехла (гл.0-3540 м) и подстилающих их ба-зальтоидах верхней части (гл.3540-5000 м) разреза Саатлинской скв. СГ-I и сравнение геохимических особенностей разуплотненных (гл. 4060-5000 м) пород. Одинаковый петрохимический состав разуплотненных и неразуплотненных пород обеспечивает корректность сопоставления содержания микроэлементов. В результате выявлены следующие закономерности: I) породы осадочного чехла по сравнению с базаль-тоидами в 2-5' раз обогащены не только литофильными элементами (содержание К в них достигает 2 мае.%, Li - 40 г/т, ггъ - 75г/т, Р - 1400 г/т),но и сг(130 г/т) и другими несвойственными для тер-ригенных комплексов аллогенными элементами; 2> в разуплотненной кровле базальтоидов (гл.3540-4100 м) по сравнению с лежащими ниже плотными их аналогами (гл.4100-5100 м) перечисленные bi.Rb и ? содержатся в относительно повышенных количествах. При этом некоторые из них, например, ы и F накапливаются явно в зоне разуплотнения путем образования труднорастворимых соединений. Остальные элементы (к, rt>, в, Сг и даже Аи), наоборот, концентрируются ниже зоны разуплотнения, в уплотненных породах, a J - в сосуществующих с ними подземных водах (рис.11), образуя, как и для Кольской сверхглубокой, зону осаждения. Нисходящие потоки могут и должны переносить сверху вниз не только растворенные микроэлементы, но и углеводороды. Реализация этого механизма в условиях Куринской депрессии, т.е. нисходящая фильтрация подземных вод из среднеплиоценовой "продуктивной" толщи сначала в карбонатные породы, а затем и в подстилающую их разуплотненную кровлю меловых базальтов, может обеспечить значительное скопление углеводородов в вулканитах.

0oào-

СГ-Г Ло/н/сгтгатл. HjO лишпдяи /" Ка,г/т UK, "h SiO;,'»

. / б г0 n г i s го îd% v n m us nos' cmi s frojuy a: es & w м m

В качестве примера, подтверждающего реальность рассматриваемого механизма, снова обратимся к площади Мурадханлы, расположенной в 30 км к западу от Саатлинской сверхглубокой (рис.12). Здесь в зоне разуплотнения так же, как и в разрезе Саатлинской скв. СГ-1, осаждаются Li и F ; кроме того, концентрируются К, В. Ниже зоны разуплотнения, как и в разрезе Саатлинской скв.СГ-1, фиксируется

зона осаждения ш>, ып и Au, а также ръ и as. Имещие место различия распределения микроэлементов в разрезах сравниваемых площадей связаны с неоднородным исходным составом вулканитов (базальты в Саатлинской сверхглубокой и андезитобазальты, трахибазальты -на площади Мурадханлы). Таким образом, для площади Мурадханлы также устанавливается нисходящий поток подземных вод, способный переносить из лежащих выше осадочных пород в разуплотненную кровлю вулканитов не только растворенные микроэлементы, но и углеводороды.

Анализ распределения залежей нефти по разрезу Мурадханлинской площади показывает, что эоценовые отложения могут рассматриваться как самые древние "нефтенакопители" вне зависимости от генезиса-углеводородов. Последующая олигоцен-неогеновая тектоническая активизация привела к значительному изменению структурного плана депрессии (частичная инверсия режима формирования прогибов и поднятий) и, как следствие, к перераспределению нефти из эоценовых неф-

Мури/Ьимлы

Нижнсм/ритни* ¿лиди»//

ПЕЗ/О/Еи

Г,,г 12 Сяематический геологический разрез юго-востока Куринской депрессии (по данным Саатлинсао! ска. СГ-1 к разведочного бурсниа)

1-3 - молаесовые отложенна: / — грубообломонные, 1 — пеетано-глиннстые. 3 — карбонатио-гл инистые; 4 — известняки; 3 — вулканогенные породы: б — домсзо-зойский фундамент; 7 — прогнозируемые коллекторы нефти и газа; АР — : нефти и газа- Я — установленные, Р — предполагаемые; 10 — разломы'

ти из эоденовых нефтенакоггителей за счет латеральной и/ или вертикальной миграции. Поэтому потенциально перспективными являются структуры с мощными эоценовыми отложениями (например, Евлах-Агджа-бединский прогиб); здесь нисходящая и латеральная фильтрация могут обеспечить формирование переотложенных залежей нефти (типа Мурад-ханлинского месторождения), а на структурах, где эоценовые отложения отсутствуют (Саатлы-Геокчайское поднятие), эти процессы приво-вяд к транспортировке из осадочного чехла в подстилающий фундамент лишь микроэлементов.

Из приведенных данных следует обоснование важного в практическом отношении вывода, что в пределах Куринской депрессии практически вся поверхность кровли погребенных мезозойских вулканитов может представлять собой эффективный коллектор для накопления в нем нефти (рис.12). Подтверждение этого вывода последующими работами позволит существенно расширить перспективы нефтегазоносности глубинных зон Среднекуринской впадины.

ПЯТОЕ ЗАПЩШОЕ ПОЛОНЕНИЕ

Конвергентная природа геофизических полей и границ,присущая глубинным зонам верхней коры, на основе вышеизложенных положений получает следующее однозначное толкование: гидратация или дегидратация врифтогенных и погребенных струтурах способствует образованию и длительному существованию протяженных субгоризонтальных зон пониженных скоростей упругих волн (коровые поровые волноводы); эффект пирит-пирротинового превращения при метаморфизме чернослан-цевых толщ обуславливает широкое развитие слабомагнятных полей и аномалий, а последующие ультраметаморфизм и метасоматоз - локальное понижение плотности.

Метаморфические процессы, наряду с рассмотренной выше их

ролью в глубинном петрогенезисе и рудообразовании (дегидратация в открытых и закрытых системах, гидратация глубинных пород метеорными, водами и десульфидизация в восстановительных средах).оказывает существенное влияние и на формирование глубинных неоднород-ностей верхней коры, фиксируемых геофизическими методами. Это представляет особый интерес, т.к. одной из задач, стоящих перед ГС и СГС, является изучение особенностей вещественного состава и физического состояния глубинных пород из разрезов, вскрывающих гравитационные максимумы (Саатлинская скв.) и минимумы (Тырныауз-ская и Мурунтауская скв.), магнитные аномалии (Криворожская скв.) и, наконец, различного рода сейсмические границы, включая так называемую поверхность Конрада (Кольская скв.). Перечисленные геофизические аномалии и границы, как известно, могут иметь конвергентную природу и, как следствие, получать неоднозначную, а зачастую и ошибочную геологическую интерпретацию. Так, все вышеперечисленные рудные и нефтегазоносные районы были предварительно изучены методами глубинного сейсмического зондирования и по их данным составлены прогнозные геологические разрезы. Однако, ни одна из скважин не подтвердила ожидаемое геологическое строение. Так, Кольская скв. СГ-3 вместо "базальтового" слоя вскрыла архейские гранито-гнейсы, а Саатлинская скв. СГ-1 - антидромную

толщу мезозойских вулканитов; Криворожская скв. СГ-8 вместо ниж-не-протерозойских железистых кварцитов вошла в архейский гранито-идный фундамент, Тырныаузская скв. вместо подошвы гранитного интрузива на гл.4000 м достигла лишь его центральной части.

Причина этого несоответствия состоит в том, что фиксируемые на различных глубинах континентальной коры горизонты и зоны увеличения (или уменьшения) скоростей продольных упругих волн отражают не столько неоднородности вещественного состава пород, сколько изменения их физического состояния. Выявленное несоответствие, в свою очередь, ставит под сомнение ряд положений ведущих геотектонических концепций строения и эволюции коры, базирующихся исключительно на данных магнитометрии, гравиметрии и сейсмики.Ниже рассмотрим ряд геологических следствий, сопровождающих метаморфические процессы в глубинных зонах земной коры в ходе развития рифтогенных и складчатых структур.

Чтобы исключить влияние на керн технологенного разуплотнения

(разрушение пород при бурении, декомпрессия их при подъеме с боль ешх глубин и релаксация на поверхности) и тем самым ошибки в оцен ках природной (истинной) открытой пористости, автором 15,6] было

эыполнено специальное изучение фильтрационно-емкостных свойств глубинных пород из различных частей разреза Кольской скв.СГ-3. !сследование проводилось на сериях образцов керна с естественным >трывом и разной высотой столбиков (3,6,10 и 20 см); каждая серия >тбиралась из различных по составу пород, развитых в одном интер-:але глубин. Из каждого столбика керна вырезалось по две пластины • с края и из центра: одна бралась параллельно оси керна ( ||к). 1торая - перпендикулярно (1 к).

Сравнительный анализ значений Пдф,характеризующий краевые и ;ентральные части различных по длине столбиков керна, показывает, :то устойчиво минимальная пористость свойственна пластинкам, вшга-енным из центров наиболее длинных (20 см) образцов керна в направ ении, перпендикулярном их оси, и, следовательно, характеризует риродную, т.е. истинную П^. Тенденции приращения эффективной по-истости (Пдф) по мере уменьшения длины керна выявляют относитель-ую устойчивость истинных значений Пэф в центральных частях столиков, сложенных амфиболитом (от 20 до 5 см), и гораздо меньшую -гнейсах (от 20 до 12 см). Краевые части этих же серий образцов тличаготся резким увеличением П^, достигающим максимальных значе-ий в так называемых "пятаках" (столбики естественного отрыва с исотой 2-3 см), что, несомненно, является показателем техногенной эристости (Пт). Затем по данным определения объемной плотности />т) и удельного веса (р№) для одних и тех же образцов рассчитывать общая пористость Поб = (I -У3Т//'М)' 100, а закрытая ПдК = Поб - П^, - Пдф. В катом образце измерялись также теплофизические, )гнит!ше и акустические характеристики, в т.ч. при высоких Р и Т.

Анализ этих данных по разрезу Кольской сверхглубокой, напри-¡р, в однородных по химическому составу основных породах, пока-гвает, что зона пониженных скоростей упругих волн (гл.4,5-6,8 км), [терпретировавшаяся до бурения как "гранитный" олой, сложена мета-1зитами нижней части Печенгской структуры. Последние метаморфизо-1ны в условиях эпидот-амфиболитовой фации, но имеют аномально вы-«ие значения объемной плотности (/>т) за счет высоких значений к (1,5-2,0^) и Пэф (2,2-5,0$); здесь же фиксируются директивные кстуры, повышенная трещиноватость (соответственно кавернометрия) притоки высокоминерализованшх подземных вод. Образование этой ны (коровый поровый волновод) связывается наш с явлением гидро-нно-геохимического разуплотнения■ вследствие метаморфической де-дратации водосодержащих протолитов в гидродинамически закрытой стеме [4,44,46]. Сущность этого явления доказывается во втором

положении настоящей диссертации. Ниже рассмотрим некоторые следствия этого явления, позволящие понять механизм субгоризонтальных тектонических нарушений и природу глубинных сейсмических неоднородное тей верхней коры.

Полагая, что исходное пространственное положение трещин гидроразрыва должно определяться положением эллипсоида деформаций в момент образования этих трещин, т.е. во вреда рифтогенного прогрессивного метаморфизма можно считать, что возникающие при этом микротрещаны и трещины отрыва ориентировались перпендикулярно направлению минимального главного напряжения. В глубоких частях коры, где горизонтальные напряжения превышают литостатическую нагрузку, субгоризонтальные микротрещины могут оставаться открытыми в течение длительного геологического времени. Именно это обсто .ятельство и привело к наблюдаемому региональному рассланцеванию пород, как следствие, к анизотропии упругих и теплофизических свойств пород на глубинах ниже 4,5 км. В дальнейшем давление флюида стало равным давлению нагрузки. В этих условиях, по расчетам Н.Прайса, прочность пород становится равной прочности при одноосном сжатии, что, в свою очередь, делает возможным сдвиги блоков фундамента в субгоризонтальном направлении при сравнительно слабых дифференциальных напряжениях. Сдвиговые деформации сопровождались явлениями дислокационного метаморфизма, причем только в тех зонах, где развиты захороненные метаморфогенные водоносные горизонты.

Существование зон гидрогенно-химического разуплотнения на разных этажах современного глубинного разреза верхней коры вызывает инверсию скоростей упругих волн. При этом важно отметить, что ориентировка трещин гидроразрыва, новообразованной сланцеватости и зон дробления, катаклаза и иилонитизации не зависит от положения в разрезе стратиграфических границ и более ранних фронтов метаморфизма, поэтому различная ориентировка указанных линейных неоднородностей относительно друг друга создает сложную картину сочетания наклонных и горизонтальных сейсмических границ в верхней части кристаллического фундамента.

Сказанное позволяет по-новому объяснить геологическую природу глубинных сейсмических границ, вскрытых Кольской сверхглубокой. По данным выполненного исследования, преобладающая часть наклонных сейсмических границ - от поверхности до 7 км -определяется стратиграфическими контактами протерозойской ос ад очно-вулканогенной структуры и согласными разрывными нарушениями. На глубине 4,5 км субгоризонтальная сейсмическая граница фиксиру-

ет кровлю зоны гидрогенно-химического разуплотнения в основных метаморфических породах с пониженной скоростью v (поровый коровий волновод), а ниже 7 км пологие сейсмические границы, связанные с этим же явлением, фиксируют субгоризонтальные тектонические зоны в химически однородных плагиогнейсах архейского фундамента-

Позднее на эти зоны как на наиболее ослабленные и насыщенные захороненным флюидом наложилось рассланцевание, охватившее низы третьей вулканогенной, всю вышерасположенную осадочную и верхи второй вулканогенной толщ. Наличие в Ю-3 обрамлении Печенгской структуры надвиговых зон, закартированных ещё в 1927 г. финским геологом Г.Вяйрюненом, позволяет считать, что современное чешуй-чато-надвиговое строение этой структуры является прямым следствием субгоризонтального пологонаклонного перемещения отдельных блоков по зонам гидрогенно-химического разуплотнения.

Автором [61 был также проведен сравнительный анализ петрофи-зических характеристик пород, метаыорфизованных в условиях открытой и закрытой систем. Исследовались пары образцов керна близкого химического состава ( s102=47-49^), характеризующие переход от фаций зеленых сланцев в эпидот-амфиболитовую из трех стратиграфических горизонтов глубинного разреза печенгской структуры: верхний (мощность 3217 м), средний (718 м) и нижний (3108 м). Образцы из среднего и нижнего горизонтов демонстрируют смену фаций в условиях закрытой системы, а породы верхнего горизонта (из разреза Кольской скв.СГ-3 и с поверхности) - открытой системы. В породах, ме-таморфизованных в открытых условиях, рост плотности твердой фазы (Ут) сопровождается значительным приращением скорости Vp, тогда как в закрытых условиях наблюдается обратная тенденция (рис.13).

Выявленное различие предлагается нами для реконструкции пале-огеодинамических условий формирования докембрийских палеорифтов и зеленокаменных поясов. В случае прямой зависимости между V и рт метаморфическая система развивалась в -открытых условиях (и, следовательно, под палеорифтовой структурой сохраняется неискаженная сейсмостратиграфия). При обратной зависимости между V и/>т, т.е. в закрытых условиях, образование под данной структурой зоны инверсии скорости сопровождается появлением наложенных горизонтальных границ на первичные сейсмостратиграфические границы (рис.13).

С целью прогнозирования разуплотненных зон на большие глубины наш было проведено измерение скоростей при высоких Р и Т на образцах керна, характеризующих открытые и закрытые условия метаморфизма. В открытых условиях переход зеленосланцевой фации в

эпидот-амфиболитовую сопровождается увеличением скорости V на 0,5 км/с, что обусловлено "штатным" уплотнением исходных пород. Б закрытых условиях этот же переход сопровождается обратным эффектом, т.е. уменьшением скорости Тр на 0,5-1 км/с. Эта аномалия обусловлена сохранением в породах большой доли закрытой пористости, заполненной флюидом. Как явствует из экстраполяционного графика [6,51], такая пористость может сохранться до 10 кбар, т.е. на глубинах до 30 км.

Как было показано нами выше (2-ое и 3-е положения настоящей диссертации),благоприятной для образования зон дегидра- и гидра-генного метаморфического разуплотнения глубинных пород (коровые поровые волноводы) является кровля разновозрастных погребенных структур. В частности, геолого-геофизическое изучение Саатлинской скв. СГ-1 до гл.8324 м отчетливо фиксирует наличие такой зоны(мощностью около 0,5 км) в кровле погребенного мезозойского фундамента (рис.12). Экстраполяция геолого-геохимических особенностей стрс ения последнего (антидромный характер вулканизма), а также данных трансформаций гравитационного поля (Б.Э.Хесин) и околоскважинного сейсмического профилирования (М.М.Раджабав) указывает возможное« вскрытия второто корового волновода, приуроченного к кровле доме-

6

эозойского сиалического основания Куринской депрессии. В разуплотненных породах этой зоны (гл.8,5-9,5 км) можно ожидать накопление углеводородов (с учетом Р,Т-условий - газа или газоконденсата) за счет боковой миграции из глубокопогруженннх толщ осадочного чехла, прилегающего с востока Нижнекуринской впадины (рис.12).

Прогрессивный этап регионального метаморфизма терригенных черносланцевых толщ, как было показано в 4-ом положении настоящей диссертации, сопровождается формированием магнитного поля, интенсивность которого определяется количеством новообразованных моноклинного пирротина и магнетита. Нике границы пирит-пирротинового превращения значения остаточной ( ее ) и индуцированной ( J ) намагниченности возрастают на 1-3 порядка (табл.3).

Таблица 3

Изменения концентраций золота,магнитных характеристик в зоне пирит-пирротинового превращения по разрезу Мурунтауского рудного

поля

Скважины Зона устойчивости Глубина, Сульфиды,? Намагниченное ть Аи,г/т Число проб

2сфд Прт" остаточная с эв ЛО-6 ед.СГС индуцированная у лег' ед.СГС 5

СГ-10 Пи 0-445 5,3 0,1 23,3 3,1 0,017 159

Прт 446-3200 4,3 3.6 1657.2 3986.0 О.ОСЙ 1162

МС-1 Пи 0-710 4,34 1,22 207,9 1116,0 2,000 180

Прт 711-1827 5,3 3,9 879,0 2066,0 0,006 375

Особенно наглядно граница пирит-пирротинового превращения фиксируется по данным магнитного каротажа в разведочных скваетнах (рис.й). Золотое оруденение приурочено к зоне минимальных значений остаточной намагниченности, развитой выше границы пирит-пирротино-нового превращения, тогда как ниже этой границы остаточная намагниченность увеличена вдвое и растет с глубиной до аномальных значений аз = 1080.10"® ед.СГС. Аналогичную картину фиксируют значения вертикальной составляющей магнитного поля (ъ а); выше границы пирит-пирротинового перехода - это 50 гамм, а ниже - + 100-200 (до 400) гамм. Экстраполируя эти данные на поверхность, здесь можно ожидать вариации 2 а в пределах 40-100 гамм, что в общем виде корреспондируется с предельными значениями магнитного поля (л Т) по данным наземной магнитометрии - 50-40 гамм. Последнее особенно важно при поисковых работах на золото в черносланцевых толщах, пере-

€

§

6 I

I |

ПМШ

П»; ;!, ;!

•И I' I I I-

11ЩГ

|1111111Х1111

и

В!

Ш

я "" •'У ' ■I"

л гча

ТТ

лг

1»Ц ч

сл го

Рис.14 Распределение содержаний золота и остаточной намагниченности в разрезе Мурунтауского месторождения (по А.И.Образцову и А.К.Алексеевой).

крытых осадочным чехлом, ибо по интенсивности магнитного поля можно судить о глубине залегания границы пирит-пирротинового превращения и соответственно о прогнозной мощности развитых выше этой границы золото-сульфидных залежей.

Измерения упруго-плотностных и фильтрационно-емкостных характеристик метатерригенных пород из разрезов глубоких скважин, вскрывших в Мурунтауском рудном поле дорудную метаморфическую и пред-рудную метасоматическув зональности [6], показали, что при прогрессивном региональном метаморфизме преобладающих в разрезе метаале-вролитов происходит закономерное уменьшение значений пористости (и соответственно объемной плотности) и рост минеральной плотности (рис.15). В метаалевролитах, испытавших площадной полевошпат-квар-цевнй метасоматоз, снижение пористости до минимальных значений, наоборот, сопровождается синхронным уменьшением минеральной плотности (см.рис. 15). Этот факт позволяет легко объяснить ошибочность представлений о связи гравитационных минималий с гранитным интрузиями, якобы залегающими на небольших глубинах в районе рудного поля. Вскрытый скв.МС-2 разрез однозначно свидетельствует , что значительные мощности "роговиков" вполне могут обеспечить требуемый этими аномалиями дефицит плотности масс.

/>,. </см3

Fue. 15 Тенденции изменение пористости (Л^,) н плотности (р„ г/см') при прогрессивном метаморфизме н площадном метасоматозе вмещающих пород рудного пола I — cía. СГ-10. 2 — сав МС-1: 3 — cae. МС-2. . — метаалевролиты, 6 — мстасо-матнчесеи-изменгнные метаалевролити ("роговиии"); 0,2-0.3 ам — глубины отбора проб

Вместе с тем, метаморфические толщи приобретают повышенную хрупкость, что способствует преимущественному развитию трещинова-тости и соответственно локализации золото-кварцевых штокверков именно в зонах предрудного метасоматического изменения.

Полученные автором новые фактические данные по влиянию метаморфических процессов на формирование глубинных геофизических неоднородное тей в верхней коре были экстраполированы до поверхности Мохо.и на этой основе предлагаются оригинальная петролого-геохими-ческая модель строения континентальной коры и прогнозные оценки температурного режима и физического состояния глубинных пород на границах К^ и К2 15,6,511, хорошо хорреспондируемые с сейсмической и структурной моделями соответственно Н.И.Павленковой, В.Н.Николаевского и др..

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Работа базируется на оригинальных геолого-геохимических, гидрогеохимических и петрофизических данных, полученных автором и его коллегами при изучении практически всех глубоких и сверхглубоких скважин, бурение которых осуществляется в различных районах СССР с 1970 г. по программе "Изучение недр Земли и сверхглубокое бурение".

Полученные новые данные о геологическом строении верхней коры до глубины 4-12 км, а также об особенностях состава, строения и эволщии глубинных пород и ассоциирующих подземных водах, были увязаны с геологическим строением поверхности и взаимно откорректированы.

Применение единой методической (в т.ч. аналитической) и методологической систем исследований, а также преимущественная ориентировка их на решение задач, объединяемых единой проблемой метамор-фогенного породо- и рудообразования, позволили обнаружить или доказать реальность следующих новых и малоизученных явлений формирование металлоносных метаморфогенных флюидов вследствие гидрогенно-геохимического разуплотнения глубинных пород, диафторические преобразования глубинных пород вследствие боковой и нисходящей фильтрации подземных вод из осадочного чехла, образование метаморфоген-ных геохимических барьеров вследствие дегидратации силикатов и пи-рит-пирротинового превращения в восстановительных условиях. В работе дается также оценка масштабности этих явлений и их геологичес -кой значимости.

Приводимые доказательства того, что все эти, вроде бы не связанные друг с другом, явления имеют единую причину, т.е.метаморфическое преобразование пород, позволило разработать внутренне согла-

сованную геолого-генетическую модель саморазвития метамор^югенного породо- и рудообразования, которая не противоречит основным положениям общепринятой концепции, но существенно дополняет и уточняет её.

Модель опирается на эмпирически установленные закономерности поведения воды и химических элементов при диагенезе, метагенезе и прогрессивном зональном метаморфизме в условиях открытых и закрытых систем. Это дает основание искать причины рудоносности или безрудности метаморфических толщ, а также механизмы образования связанных с ними геофизических аномалий в специфике условий метаморфизма протолитов. Предлагаемая модель позволяет дифференциро. -вать метаморфические комплексы на потенциально рудогенерирующие и рудолокализупцие, количественно оценивать потенциальные ресурсы тех и других соответственно в отношении металлоносных растворов или их геохимических осадителей и, наконец, однозначно толковать природу связанных с этими процессами геофизических пол-ей, границ и аномалеобразующях источников.

Вместе с тем, установленные явления и закономерности глубинного петрогенезиса и рудообразования открывают новые перспективы развития научных и практических направлений: разработку концепции гетерогенности и гетерохронности формирования горизонтов и зон разуплотнения в глубинных .зонах коры (в т.ч. с целью использования последних для захоронения радиоактивных отходов ); разработку пет-ромагнитной модели эволюции черносланцевых толщ (в т.ч. с целью совершенствования дистанционных методов поисков золоторудных объектов на перекрытых территориях); разработку динамической модели "флвяд-порода" в палео- и современных системах для различных уровней глубинности коры и многие другие.

Принятые сокращения.

Аб - альбит; Акт - актинолит; Анд - андалузит; Апи - арсено-пирит; Би - биотит; В1ТЛ - высокоглиноземистые минералы; Гип - гиперстен; Гр - гранат; Ка - кальцит; Кв - кварц; Кд - кордиерит; Ки - кианит; КПШ - калиевый полевой шпат; МПи - моноклинный пироксен; Мкр - микроклин; Му - мусковит; Ор - ортоклаз; Олг - олиго -клаз; Пи - пирит; Пл - плагиоклаз; Пр - пренит; Прт - пирротин; Пум - пумпеллиит; ПШ - полевые шпаты; РО - роговая обманка; Сил -силлиманит; Ср - серицит; Ст - ставролит; Сфд - сульфиды; Хл -хлорит; Хлд - хлоритоид; Эп - эпидот.

СПИСОК ОПУБЛИКОВАННЫХ РАБОТ

По теме диссертации, представленной в форме научного доклада, автором опубликовано более 50 работ. Основные из них перечислены ниже.

МОНОГРАФИИ

1. Метаморфизм основных пород докембрия и генезис амфиболитов. М., Наука, 1979, 112 с.

2. Геохимия машатизма. М., Наука, 1982 , 224 с. (соавтор Н.К.Дмитренко).

3. Геохимия лития, рубидия и цезия. М., Недра, 1980, 233 с. (соавторы Н.А.Солодов, Л.С.Балашов).

4. Кольская сверхглубокая. М., Недра, 1984, 490 с. (соавторы Л.Н.Овчинников, В.И.Казанский и др.). В 1988 г. переведена на английский ЯЗЫК издательством Springer Verlag (ФРГ).

5. Геохимия глубинных пород. М., Наука, 1986, 262 с. (соавтор Л.Н.Овчинников).

6. Геолого-геохимические методы глубинного прогноза полезных ископаемых (по данным сверхглубокого бурения). М., Наука, 1990, 223 с. (соавторы А.В.Ланидус, В.Ю.Скрябин).

7» Models and cross-sections of the earth's crust(based on superdeep drilling data of the USSR), Ii., IMGBE, 1991, 164 p.

СТАТЬИ И ТЕЗИСЫ ДОКЛАДОВ

8. Последовательность метаморфических процессов в основных породах юго-западного обрамления Печенгской структуры. - Советская геология, 1971, * 8, с.68-67 (соавторы Е.Н.Граменицкий, З.Т.Катаева и др.).

9. Геохимические критерии природы докембрийских амфвболятов,-Геохимия, 1972, Л II, с.1358-1371 (соавторы Ю.А.Балашов, В.М. Швец).

10. К-Аг возраст метаморфических пород юго-западного обрамления Печенгской структуры (Кольский п-ов).-ДАН СССР, 1974,

т.216, * 2, с. 397-400 (соавторы С.Н.Вороновский, Л.Н.Овчинников).

11. Геологическое строение и медно-никелевая минерализация юго-западного обрамления Печенгской структуры.-Сов.геология, 1975, * 4, с.59-69 (соавторы В.Ю.Скрябия, Н.А.Шко).

12. О природе высоких давлений и значениях геотермических градиентов в геологической истории докембрийских щитов. - ДАН СССР, 1975, т.223, № 2, с. 434-437 (соавтор Э.Н.Лишневский).

13. Структурно-геохимический анализ условий формирования

околопвгматитовых метасоматитов одного из месторождений Сибири.-Геология и разведка месторождений, 1976, № 6, с.44-58 (соавторы Л.Н.Овчинников, В.Ю.Скрябин).

14. Структурно-геохимическое изучение редкометальных околопегматитовых метасоматитов. - Метасоматизм и рудообразоваяие, 1976, с.42-51 (соавторы Л.Н.Овчинников, В.Ю.Скрябин).

15. Редкометальное пегматитообразование в зонах регионального метаморфизма. - В сб.: Проблемы мэтаморфогенного рудообразова-ния, Киев, 1979, с. 70-71 (соавтор Л.Н.Овчинников).

16. Минералого-геохимическая эволюция протосостава метатер-ригенных отложений при прогрессивном метаморфизме андалузит-сил-лиманитового типа. - В сб.: Метаморфизм раннего докембрия, 1979, с.96-97 (соавтор И.П.Лебедев).

17. Геохимия редких щелочных металлов в процессе регионального метаморфизма. - Геохимия, 1979, № 10, с.1467-1487 (соавтор Л.К.Самодурова).

18. Температурные условия формирования фтор-редкометального оруденения в вулканогенно-осадочных породах. - В сб.: Термобаро-геохимия и рудогенез, 1980, с.31-34 (соавторы И.В.Лапидус, H.A. Юшко).

19. Геохимический режим прогрессивного регионального метаморфизма. - В сб.: Вопросы метаморфизма докембрия. Апатиты, 1980, с.15-22 (соавторы Л.Н.Овчинников, Л.К.Самодурова и др.).

20. Структурно-геохимический анализ условий формирования эндогенных рудных месторождений. - В сб.: Рудная геохимия и геология магматогенных месторождений. М., Наука, 1980, с. 33-43 (соавторы Л.Н.Овчинников, В.Ю.Скрябин).

21. Микрокомпоненты в метапелитах зонального метаморфического комплекса Южно-Чуйского хребта. - Геохимия, 1980, Jfc I, с.99-108 (соавтор К.Б.Кепекинскас).

22. Редкометальное пегматитообразование в зонах регионального метаморфизма. - В сб.: Метаморфогенное рудообразование низкотемпературных фаций и ультраметаморфизма. М., Наука, 1981,

с.189-199 (соавтор Л.Н.Овчинников).

23. Мобилизация рассеянных металлов при метаморфизме по геохимическим данным. - В сб.: Металлогения докембрия. Иркутск,1981, с.168-170 (соавтор Л.Н.Овчинников).

24. Способ поисков эндогенных рудных месторождений. - Авторское свидетельство № 842684 (СССР), 1981, Б.И., Jf 24 (соавторы Л.Н.Овчинников, В.Ю.Скрябин).

25. Геохимия и рудогенез различных типов метаморфической зональности. В сб.: Региональный метаморфизм и метаморфогенное ру-дообразование. Винница, 1982, с.П-17 (соавторы И.В.Лапидус, Л.К. Самодурова).

26. Модель химического состава первичной коры континентов.-ДАН СССР, 1983, т.270, ¡i 6, с.1462-1467 (соавтор Л.Н.Овчинников).

27. Природа глубинных неоднородностей фундамента ВосточноЕвропейской платформы. - Тезисы 27-го МГК, секц.8, 1984, т.94, с.122 (соавтор Л.В.Боревский).

28. Модель состава протоконтинентальной коры, ее эволюция и металлогенические следствия. В сб.: Региональный метаморфизм и метаморфогенное рудообразование, 4 Всес.совещание. Винница, 1984, с.24-29 (соавтор Л.Н.Овчинников).

29. Строенеие, состав и развитие континентальной коры в ар-хее. - В кн.: Тезисы 27-го МГК, т.4, секц. 09, 1984, с.364-365 (соавтор Л.Н.Овчинников).

30. Петролого-геохимическая модель формирования рифтогенных структур докембрия (на примере северо-запада Кольского полуострова). - В сб.: Эндогенные режимы формирования земной коры и рудообразования в раннем докембрии. М., Наука, 1985, с.32-59 (соавтор Л.Н.Овчинников).

31. Heat generation model for continental oruat from the data on deep borecole on Kola peninaula. - General Assembly of IASPEI, Tokyo,I9B5; Abstracts,vol.I(sim.I-6) p.314

(соавтор С.Ю.Милановский).

32. Модель теплогенерации континентальной коры по данным сверхглубокого бурения на Кольском полуострове. - В кн.: Тез. докл.Меддунар.симпоз."Геотермические исследования и использование термальных вод в народном хозяйстве". Тбилиси; Мецниереба, 1985, с.II (соавтор С.Ю.Милановский).

33. Геологическая роль подземных вод при прогрессивном метаморфизме в условиях открытых и закрытых систем. - В сб.: Подземные воды и эволюция литосферы. М., Наука, 1985, т.2, с.8-13 (соавтор Л.В.Боревский).

34. Рудообразущая роль метаморфогенных гидротерм. - В сб.: Подземные воды и эволюция литосферы. М., Наука, 1985, т.2, с.179-182 (соавтор Л.В.Боревский).

35. Геологическая природа сейсмических границ по данным изучения керна сверхглубоких скважин при высоких Р и Т - В сб.: УП Всесоюзное совещание по физическим свойствам горных пород при высоких Р и Т. 1£ввая, 1985, с. 25-26 (соавторы М.П.Воларович,

Г.А.Ефимова и др.).

36. The precambrian continental cruat its structure, composition and évolution as revealed by deep drilling in the USSR. -Precambrian Research, 1986, v.33, p.11-43

(соавтор Л.Н.Овчинников).

37. Глубинное строение Печенгского района по материалам сверхглубокого бурения. - В сб.: Глубинные условия эндогенного рудообразования. М., Наука, 1986, с.219-234 (соавторы В.И.Казанский, Ю.И.Кузпецов и др.).

38. Протокора континентов - состав и возможные пути формирования. - В сб.: Магматические и метаморфические формации в истории Земли. Новосибирск, Наука, 1986, с.31-34 (соавторы Л.Н.Овчинников, В.С.Попов).

39. Методические рекомендации по комплексным геологическим, петрографо-минералогическим, геохимическим, петрофизическим, геофизическим, гидрогеологическим исследованиям сверхглубоких скважин. - Мингео СССР, ВСЕГЕИ, 1986, с.12-15 (соавторы Э.Б.Наливки-на и др.).

40. Метаморфогенное рудообразование в палеорифтах. - У Совещание по проблеме "Метаморфогенное рудообразование низких фаций метаморфизма складчатых областей фанерозоя", ч.П (тез.докладов). Ужгород, 1986, с.94-95 (соавтор И.В.Лапидус).

41. Поведение фтора при контактном метаморфизме метапелитов вблизи габбрового массива. - Геохимия, № 8, 1986, с.1206-1209 (соавторы В.Ю.Колобов, В.В.Ревердатто).

42. The contribution of Kola superdeep to geothermics. -

In: Terrestrial beat flow and the structure of the lithosphere. -Gzechoslovakia, Bechyne, 1987, p.44 (соавторы С.Ю.МилановСКйй И Др.).

43. Анализ поведения породообразующих химических элементов при метаморфической реакции в горных породах. - В сб.: Модели эволюции процессов метаморфизма. Новосибирск, 1987, с.57-61 (соавторы В.Ю.Колобов, В.В.Ревердатто).

44. Геолого-геохимические критерии глубинного прогнозирования по данным изучения сверхглубоких скважин. - В сб.: Методы и практика исследований глубинного строения недр. Л., Недра, 1987, с.97-114 (соавторы Л.Н.Овчинников, Л.В.Боревсхий).

45. Геологическая природа сейсмических границ континентальной коры (тезисы). - В сб.: Сверхглубокое континентальное бурение и глубинные геофизические исследования. Международный семинар, Ярославль, 1988, с.144-147.

46. Явление образования горизонтов и зон гидрогенного раз-

уплотнения в осадочных и метаморфических породах. - Открытие * OT-II966, 1985; положительное решение ВНИИГПЭ от 23.12.91 (соавторы Л.В.Боревский, З.А.Кривошеева и др.).

47. Petrochemical evolution of the continental crust. - In: Thermal evolution of lithosphère and processes in the Earths Inter iorr, 1989, p.41-42.

48. Комплексные геохимические и петрологические исследования глубоких и сверхглубоких скважин. - В сб.: Глубинные исследования недр в СССР, т.Ш. Доклады советских геологов к ХХУШ Международному геолошческому конгрессу. Л., 1989, с.212-226 (соавторы Л.Н. Овчинников, В.Д.Нартикоев и др. ).

49. Геолого-геохимические модели развития коровых палеори^-тов. - Докл.сов.геологов к ДУШ сессии МГК, 1989, с.120-128 (соавтор Л.Н.Овчинников).

50. Новые данные о возрасте и перспективах нефтегазоносности погребенного фундамента Кур-инской депрессии (по данным сверхглубокого бурения). - ДАН СССР, 1990, т.312, ¡i 5, о.1195-1199 (соавторы А.В.Лапвдус, С.Н.Вороновский).

51. The Qeological nature of Seismic Boundaries in the Continental Crust. - In Super-Deep continental Drilling and Deep Geophy sical,pp.393-405. Springer-Verlag Berlin, Heiaelberg, 1990.

52. О механизме образования остаточных очагов высоководного гранитного расплава. - ДАН СССР. 1990, т.314, Jé 5, с.1227-1230 (соавторы Ф.Г.Рейф, Н.И.Удод).

53. Мииералого-геохимические критерии генезиса и поисков золотого оруденения в черносланцевых толщах. - В сб.: Прикладные и экологические аспекты минералогии. Тез. докл.годичн.сессии. Звенигород, 1990. М., 199I, кн.1, с.157-160 (соавтор Д.К.Щербачев).

54. Рудоконцеятрирупций геохимический барьер как функция пи-рит-пирротинового превращения. - Советская геология, 1992, Jé 2, с.72-83 (соавтор А.Г.Забин).

55. Саморазвивающиеся рудообразупцие системы (по данным глубоких и сверхглубоких скважин). - Тез. доклада Всес.совещания "Структура тектоносферы, глубинные источники минерального вещества и теилоперенос". Ленинград, 1991, с.25-26.

56. Geothermal studies of the crust in the HE Baltic Shield. J.üeophys. Res., 1991, vol.96, H 3, p.I2653-I2660.

57. Патент на изобретение К 4882-109/25-94931"Способ определения нижней границы залегания золоторудных объектов", 1991 (со-

авторы Д.К.Щербачев, Ю.Н.Шашорин)