ВУЛКАНОЛОГИЯ И СЕЙСМОЛОГИЯ, 2012, № 3, с. 59-72
УДК 553.078.2
ВЛИЯНИЕ РЕОЛОГИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ЗЕМНОЙ КОРЫ НА ЛОКАЛИЗАЦИЮ РУДООБРАЗУЮЩИХ ГИДРОТЕРМАЛЬНО-
МАГМАТИЧЕСКИХ СИСТЕМ
© 2012 г. Н. С. Жатнуев1, С. Н. Рычагов2, В. И. Васильев1, Е. В. Васильева1
Геологический институт СО РАН 670047Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а, e-mail: zhat@gin.bscnet.ru 2Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН 683006Петропавловск-Камчатский, бульвар Пийпа, 9, e-mail: rychsn@kscnet.ru Поступила в редакцию 30.03.2010 г.
На основании всестороннего исследования гидротермально-магматических систем островных дуг и обобщения представлений о механизмах реализации упруго-пластических деформаций в горных породах рассмотрены условия взаимодействия конвективных магматической и гидротермальной ячеек в различных реологических зонах земной коры. Разработаны три модели формирования гидротермальных циркуляционных систем: 1) при локализации магматического очага в зоне пластичности, 2) частичном и 3) полном внедрении очага в хрупкую кору. Показано высокое соответствие последней из отмеченных моделей структуре современных высокотемпературных гидротермально-магматических систем на глубинах более 1.0—1.5 км и строению рудоносных вулканоплутонических комплексов миоцен-плиоценового возраста, эродированных на различную глубину в разных геологических блоках в пределах этих комплексов.
ВВЕДЕНИЕ
Гидротермальная система представляет собой закономерно организованную часть земной коры над источником теплового питания и в области его влияния, в пределах которой благоприятное сочетание геологических тел, зон проницаемости и гидрогеологических структур приводит к переносу тепловой энергии с некоторых глубин к дневной поверхности посредством конвекции флюида в жидкой или паровой фазе [Структура ..., 1993]. Структуру гидротермальной системы составляют горные породы, горячие (остывающие) магматические тела, зоны гидротермальных изменений, проницаемые и залеченные вторичными минералами тектонические нарушения, области кипения гидротерм, водоносные горизонты и водоупоры, зоны термодинамических и геохимических барьеров и др. элементы геологического пространства, в пределах которых происходят фазовые преобразования вещества и минерало-рудообра-зование под воздействием химических реакций с выделением или поглощением тепла.
Гипотетически любая модель гидротермальной системы областей современного вулканизма предусматривала наличие в ее недрах магматического очага или нагретого интрузивного тела, как основных источников тепла [Аверьев, 1966; Гид-
ротермальные системы ..., 1976; Кононов, 1983]. Но только в последние годы, на основе анализа материалов сверхглубокого бурения, детального изучения структуры и выделения этапов длитель-ноживущих вулканогенно-рудных центров, и глубокого бурения на андезитовых вулканах островных дуг удалось доказать наличие зоны перехода между близповерхностной гидротермальной и глубинной магматической конвективными ячейками в структуре высокотемпературных гидротермальных систем. Такие геологические структуры определены как длительноживущие рудообразующие гидротермально-магматические конвективные системы зоны перехода океан-континент [Рычагов, 2003] (в нашей работе далее — гидротермально-магматические системы).
Авторы настоящей работы, основываясь на теоретических представлениях и расчетных термогидродинамических моделях, а также на материалах комплексных исследований гидротермально-магматических систем островных дуг, Аи—А§—Си—Мо-... порфировых, эпитермальных рудных и геотермальных месторождений, предлагают собственную оригинальную модель взаимодействия магматических очагов (горячих интрузивных тел) с газово-жидкими циркуляционны-
ми системами в различных реологических зонах земной коры.
УПРУГО-ПЛАСТИЧЕСКИЙ ПЕРЕХОД В ЗЕМНОЙ КОРЕ И ЭВОЛЮЦИЯ ГИДРОТЕРМАЛЬНО-МАГМАТИЧЕСКИХ СИСТЕМ (КОНЦЕПТУАЛЬНЫЙ АСПЕКТ)
Известно, что в земной коре по направлению от дневной поверхности на глубину хрупкие деформации сменяются пластическими [Ващилов, 1984; Иванов, 1970, 1990; Николаевский, 2001; Павленкова, 2001]. Однако, глубина упруго-пластического перехода оценивается по-разному. Так, С.Н. Иванов утверждает, что континентальная кора подвержена хрупким деформациям до глубин 6—10 км, а ниже преобладают пластические деформации [Иванов, 1990]. При этом в пределах хрупкой коры флюид находится в открытых трещинах под гидростатическим давлением, а ниже — в изолированных полостях и порах в условиях максимального литостатического давления [Иванов, 1970, 1990]. Согласно работе [Николаевский, 2001], истинная пластичность геологической среды наступает на границе Мохо, что придает породам ниже этой границы непроницаемые свойства. Предполагается, что для океанической коры зона упруго-пластического перехода расположена на меньшей глубине, но при этом, возможно, эта зона лежит ниже границы Мохо. Так, согласно [Базылев, 1992] океанская вода в раз-ломной зоне Атлантис проникает на глубину около 10—20 км, что для океана соответствует верхней мантии.
Различная оценка глубины упруго-пластического перехода может быть связана с тем, что в разных геодинамических условиях различны и скорости деформации. Если при сравнительно медленной деформации порода на больших глубинах ведет себя как пластичная среда, то при увеличении скорости деформации она проявляет упругие свойства. Так, по [Файф и др., 1981] предел текучести при сжатии известняка наступает в интервале напряжений от 1 до 10 МПа при соответствующих скоростях деформации от 1.2 х 10-7 сек до 1.9 х 10-1 сек. По-видимому, следует допускать определенный интервал хрупко-пластического перехода, соответствующий предельно низким и высоким скоростям геологических движений.
На рис. 1 в координатах глубина — давление показан возможный интервал упруго-пластического перехода [Киссин, 2001]. В верхней (хрупкой и трещиноватой) части земной коры растворы, в первом приближении, находятся под собственным гидростатическим давлением и если принять
плотность флюида равной 1 г/см3, то график давления будет соответствовать линии Р1. Реальные давления могут отличаться на величину, пропорциональную снижению плотности флюида с глубиной вследствие температурного разуплотнения. Линией Р2 показано возможное давление флюида в условиях пластичности пород в изолированных порах и трещинах. Давление здесь определяется литостатической нагрузкой и зависит от плотности пород в интервале от поверхности до глубины локализации трещинно-поровой флюидной системы. В случае прорыва изолированной трещины, содержащей флюид, из зоны пластичности в хрупкую, что вполне возможно для мигрирующей трещины (механизм миграции трещин в пластической среде рассматривался нами ранее [Жатнуев, 2005]), будет наблюдаться резкий сброс давления флюида от литостатического до гидростатического с адиабатическим охлаждением и выпадением растворенного вещества. Величина перепада давления будет отличаться при различной глубине перехода от пластичных пород к упругим. Так, для глубины 6 км перепад давления составит АРИ, что значительно меньше, чем на глубине 15 км АРЬ2 (см. рис. 1а). Соответственно будет различным и перепад плотности флюида, который в интервале этих глубин будет изменяться от ри до рН2 (см. рис. 1в). С увеличением плотности флюида растет и его растворяющая способность в условиях повышенных температур.
Вне зависимости от глубины расположения упруго-пластический переход играет важную роль в локализации магматических очагов, руд-но-магматических комплексов и геотермальных месторождений. Переход от хрупкого состояния к пластичному не ведет к формированию трещино-ватости и пористости, а также масштабному конвективному движению флюида и должен ограничивать возникновение гидротермальных систем. Но на практике при изучении земной коры сверхглубокими скважинами и с помощью микросейсмического просвечивания наблюдаются зоны (участки, блоки, горизонты) с контрастными петрофизическими свойствами пород. Это связано с наличием на различных глубинах, вплоть до 10—12 км [Кольская ..., 1984], зон разуплотнения пород, насыщенных газово-жидкими флюидами. Такие зоны, являющиеся коллекторами для нефти и газа, широко распространены на границах древних платформ, в пределах вулканических поясов и в областях тектоно-магматиче-ской активизации [Рычагов, 2003; Христофорова и др., 1999].
а б в 3
Рфл., г/см3
0 100 200 300 400 500 Р, МРа 0.6 0.7 0.8 0.9
Н, км
Рис. 1. Диаграмма упруго-пластического перехода в земной коре до глубины 20 км (по [Киссин, 2001], с изменениями)
а — изменение соотношения литостатического и гидростатического давления с глубиной в связи с реологией земной коры; б — разрез модельной системы; в — перепад плотности флюида в системе по вертикали (р^ и р^) при наличии пластично-хрупкого перехода вдоль геотермы 30°/км.
Р\ — гидростатическое давление флюида в трещинах в области хрупкого состояния пород; Р2 — давление флюида в порах, равное литостатическому в области пластического состояния; Р3 — зона перехода от Р1 к Р2, в зависимости от физических свойств вмещающих пород. На разных глубинах перехода различен и перепад давлений (АРИ и АР^). I — зона открытой трещиноватости в области хрупких деформаций; II — зона закрытой трещиноватости, либо полного ее отсутствия в области пластических деформаций.
В зависимости от механических свойств пород (хрупкости и пластичности) гидротермальные системы, возбуждаемые магматическим очагом, могут развиваться согласно рассмотренным ниже сценариям.
Сценарий 1. Очаг внедряется в хрупкую кору (рис. 2, фрагмент 1А). При внедрении высокотемпературной магмы вокруг вновь сформировавшегося магматического очага создается пластичная оболочка вмещающих пород [Ефимов, Ершова, 1998], которая не пропускает метеорные воды в краевые части остывающей интрузии и препятствует массообмену между расплавом и гидротермами, находящимися в трещинно-поровом пространстве вмещающих пород. Тем не менее, конвекция возникает на некотором удалении от магматического резервуара в породах, не подвергшихся пластификации в силу слабого прогрева геологической среды на данном этапе. Конвекция
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.