Как происходит образование руд

Протяженность отдельных жил достигает 4 км по простиранию, 600-700 м по падению, мощность до 20-25 м (Купол на Чукотке), систем сближенных жил – первых десятков километров (Вета-Мадре в Мексике).

Возраст эпитермальных месторождений золота и серебра – от среднего палеозоя (Кубака на Омолонском срединном массиве в Магаданской области) до современного. Преобладают месторождения позднемезозойского и кайнозойского возраста. Для серебра эпитермальные месторождения являются главным источником в мировой добыче. Для золота этот тип также является одним из важнейших.

Современное золотое оруденение наблюдается в отложениях гейзеров и вдоль каналов дренажа вулканических газов (фумарол и сольфатаров) горячих минеральных источников в западных штатах США (Анаконда в штате Монтана), на Камчатке (кальдера вулкана Узон), Курильских островах (Кунашир). В кальдере Таупо в Новой Зеландии оно достигает параметров среднемасштабного промышленного месторождения.

Помимо вышеназванных месторождений к таковым относятся Дукат и Карамкен в Магаданской области, Аметистовое, Кумрочское, Агинское на Камчатке, Кочбулак, Чармитан и Канимансур в Средней Азии, Балей и Тасеевское в Забайкалье, Многовершинное в Хабаровском крае, Криппл-Крик, Голдсфилд, Комсток в США, Янакоча в Перу, Пуэбла-Вьеха в Доминиканской республике.

В геологическом разрезе некоторых месторождений наблюдается сопряжение богатых секущих штокверковых и жильных зон в вулканоструктурах с более бедными, но, всё же, промышленными по содержанию стратиформными межпластовыми залежами кварцитов с полосчатой гематит-сульфидной минерализацией и содержанием золота 1-3 г/т в обрамляющих вулканогенно-осадочных породах (Кочбулак), что придает разрезу рудных зон сложный рисунок.

В некоторых эпитермальных месторождениях серебра вместо золота в значительном количестве присутствует олово, иногда выходящее на первое место по значимости в промышленном балансе металлов (Потоси, Ляллагуа, Оруро и другие гигантские месторождения Боливии).

Выделяются и собственно оловянные низкотемпературные месторождения(касситерит-сульфидная, или олово-риолитовая формация), связанные с мезокайнозойским кислым вулканизмом. В них наряду с касситеритом велика доля сульфида олова – станина. Сульфиды здесь представлены пиритом, халькопиритом, галенитом, сфалеритом, блеклыми рудами. На примере Дукатского рудного узла можно показать зональное расположение олово-сульфидного оруденения (месторождение Галимое) и золото-серебряного (Дукат, в котором запасы серебра более 20 тыс. т при значительном количестве попутного золота).

Некоторые месторождения в вулканоструктурах отличаются низкими, непромышленными содержаниями золота в первичных рудах, но оруденение достигает значительного размаха и промышленного значения в корах выветривания по ним (Пионерское, Покровское, Белая Гора в Амурской области).

Своеобразными эпитермальными месторождениями золота являются многочисленные объекты в штате Невада (Карлин, Кортец, Голд-Квори и др.), локализованные в карбонатных породах силура, девона, реже карбона, перми и триаса, слагающих полого залегающий чехол активизированного докембрийского щита. Суммарные запасы золота в месторождениях данной рудоносной зоны («Тренд Карлин») достигают 4 тыс. т. Осадочные породы нарушены надвигами, как правило, межфациальными (на границе карбонатов и терригенных пород, карбонатов и кремнистых отложений), местами прорваны миоценовыми штоками субвулканических пород умеренно кислых пород субщелочного состава. В некоторых штоках локализованы известные золото-серебряные месторождения. Именно с этими штоками ряд геологов (Радек и др.) пытаются связать генезис стратиформных месторождений в карбонатах, хотя прямой пространственной и иной связи оруденение в карбонатах с конкретными магматическими телами не обнаруживает.

Рудные тела представляют собой мощные залежи окремненных по массе известняков, мергелей, доломитов (так называемых джаспероидов). Рудные минералы - субмикроскопические (не различимые визуально) зерна пирита в ассоциации с твердыми битумами, реальгаром, аурипигментом, баритом, целестином, киноварью, также микроскопическими. Месторождения сопровождаются крупными аномалиями золота, мышьяка, бария, стронция, ртути. Самородное золото имеет микронный размер частиц. Среднее содержание золота в месторождениях – от 1,5-2,5 г/т до 10-12 г/т. Годовая добыча золота в невадийских месторождениях – до 300 т.

Ртутные и сурьмяно-ртутные месторождения в вулканитах и осадочных породах связаны с наиболее низкотемпературными гидротермами. Жильные минералы – халцедон, опал, кальцит, флюорит, минералы группы каолина, рудные – киноварь, реальгар, аурипигмент, антимонит, марказит, иногда самородная ртуть. Околожильные породы окремнены, иногда доломитизированы, баритизированы. Примеры месторождений – Пламенное на Чукотке, Монте-Амиато в Италии. В районе активности гейзеров Стимбот-Спрингс и Салфэр-Бэнк в штате Калифорния, Нгава и Пухи-Пухи в Новой Зеландии наблюдается современное накопление киновари, самородной серы, антимонита, флюорита, сопровождаемое повышенными количествами золота и серебра.

Низкотемпературными являются крупные месторождения барита в Закавказье и Туркмении, исландского шпата на Сибирской платформе (бассейны рек Нижняя Тунгуска и Вилюй) и в Исландии, флюорита (Калангуевское в Забайкалье).

К низкотемпературным относят также необычныевольфрам-марганец-сурьмяные месторождения гюбнерит-пиролюзит-псиломелан-антимонитового состава с киноварью, аурипигментом, реальгаром, минералами серебра (Боулдер Каунти в США, Барун-Шивея в Забайкалье, отложения современных горячих источников Голконда в США и Унсия в Боливии).

Урановые эпитермальные месторождения, связанные с мезокайнозойским вулканизмом (обычно субщелочным кислым), относятся к уран-флюоритовой, уран-молибденовой рудным формациям. Некоторые урановые месторождения такого типа в Мексике содержат также золото. Они локализованы в брекчированных эффузивах, субвулканах, а также во вмещающих их терригенных породах и прорывающих гранитоидах. Околорудные породы на этих месторождениях сформированы в две стадии – карбонат-гидрослюдистую (аргиллизитовую) и кварц-альбитовую. Жильные и рудные минералы сформированы в 3 стадии – 1) кварц-карбонат-сульфидную, 2) иордизит-настурановую (иордизит – тонкочешуйчатый, скрытозернистый сульфид молибдена), 3) карбонат-флюоритовую. Пример – месторождения Стрельцовского рудного узла в Забайкалье, главного источника урана в России. Здесь рудные тела – крутопадающие минерализованные зоны дробления значительной протяженности и мощности.

Бериллиевые месторождения низкотемпературного типа представлены объектами 1) кальцит-флюоритового состава в известняках, вмещающих вулканоструктуры и 2) халцедон-монтмориллонит-флюоритового состава в туфах щелочных литий-фтористых риолитов (онгонитов). Главный минерал бериллия в них – бертрандит. Оба типа выявлены в областях кайнозойской вулканической активности в Северной Америке. Первый тип известен в Мексике и приурочен к зонам брекчий в известняках на контактах с субвулканическими телами. Минеральный состав руд – флюорит, кальцит, кварц, адуляр, каолин, арагонит, бертрандит, литиевый серицит. Второй тип выявлен в штате Юта (месторождение Спор-Маунтин в хребте Томас). Рудоносными являются гидротермально измененные пепловые туфы миоцен-плиоценовых риолитов, переотложенных водными потоками с образованием высокопористых пород. Эффузивы перекрывают терригенно-карбонатные толщи палеозоя. Рудные тела – весьма крупные межпластовые стратиформные залежи, содержащие вкрапленность бертрандита, среднее содержание ВеО - 0,5 % (половина мировых запасов бериллия). Руды содержат также литий, цезий (в светлой слюде), цинк (в тонкой вкрапленности сфалерита).

Возможно, сходный генезис (в связи с невскрытыми субвулканами) имеют месторождения изумрудов в карбонатных породах Колумбии и Афганистана.

Недавно открыт в кальдере современного вулкана на острове Кунашир (Курильские о-ва) необычный тип рениевого оруденения, с образованием вкрапленности сульфидов рения в измененных базальтах и андезибазальтах. Рений – чрезвычайно редкий и дорогой металл, обычно присутствует в виде рассеянной микропримеси в молибдените, который сам по себе встречается в малой концентрации (обычно не более 0,1-0,2 %). На Кунашире сульфид рения образует визуально различимые зерна и прожилки и, несомненно, связан с современными эксгаляциями (испарениями) вулкана.

Для эпитермальных месторождений весьма характерно телескопирование разнотипного оруденения с совмещением в разрезе ранних высокотермальных и среднетермальных и поздних, наиболее продуктивных низкотемпературных. Нередко наблюдается обратная зональность со сменой сверху вниз, по падению рудных зон, высокотемпературного оруденения низкотемпературным (месторождение Бутыгычаг на Колыме и др.).

 

Лекция 12. Гидротермально-осадочные месторождения

 

Гидротермально-осадочные месторождения образованы в геологическом прошлом и образуются в настоящее время на дне морей и океанов из газово-жидких систем, отделяющихся от глубинной базальтоидной магмы и её дифференциатов. Рудовмещающие впадины приурочены к узким сбросовым расщелинам в срединно-океанических хребтов (океанские рифтовые долины), осевым впадинам морей типа Красного моря, впадинам на склонах островных дуг и между ними. Возраст древнейших рифтовых зон с гидротермально-осадочным оруденением, в той или иной степени метаморфизованным – раннепротерозойский, возможно, архейский (зеленокаменные пояса в пределах гнейсовых ядер докембрийских щитов).

К гидротермально-осадочным месторождениям относят, прежде всего, месторождения колчеданных (т.е. существенно пиритовых) руд состава Cu, Cu-Zn, Cu-Zn-Pb-Ag, а также окисных руд Fe и Mn. Рудоносные разломы в современных гидротермальных системах проявлены как сбросы. Оруденение обычно приурочено к пересечениям продольных рифтовых долин (грабенов) с поперечными трансформными сдвигами. Эти структуры определяют заложение и развитие впадин и одновременно являются каналами для движения флюидных систем. В крутопадающих каналах движения рудоносных флюидов в интервале палеоглубин от поверхности до нескольких километров образуются прожилково-вкрапленные руды состава, строения и облика, обычного для месторождений гидротермально-метасоматического типа. Часть рудного вещества накапливается на малой глубине путем замещения донных илов и (или) покровных вулканитов.

Рудоносными являются различные вулканогенные формации – 1) чисто базальтовые (формация натриевых базальтов), 2) существенно базальтовые с заметным участием кислых разностей (калий-натриевая базальт-риолитовая формация), 3) дифференцированные (базальт-андезит-риолитовая формация), 4) средне-кислого состава (андезит-риолитовая формация). Первые три вулканогенные формации присущи фемическим (эвгеосинклинальным) вулканическим поясам (зоны океанических и островодужных рифтов), в которых полностью или частично отсутствует гранитно-метаморфический слой. К базальтовой формации приурочены чисто медные месторождения кипрского типа (Троодос), к базальт-риолитовой, в меньшей степени базальт-андезит-риолитовой формациям – медно-цинковые месторождения уральского (Гайское, Учалинское и др.) типа. К андезит-риолитовой формации, развитой в подвижных поясах со слабо разрушенным (то есть слабо раздвинутым, деструктированным) гранитно-метаморфическим слоем, приурочены обогащенные цинком и свинцом и относительно бедные медью месторождения Рудного Алтая (Зыряновское и др.) и Японии (Куроко). В перечисленном направлении возрастают концентрации попутных золота и серебра. Помимо месторождений, приуроченных к вулканогенно-осадочным формациям, известны колчеданные месторождения в мощных терригенно-сланцевых толщах (палеозойское Филизчай в Средней Азии и современное Атлантис-2 в илах Красного моря). Главное отличие современных месторождений от месторождений древних эпох выражено отсутствием регионального метаморфизма.

Обычный разрез рудовмещающих вулканогенных толщ на месторождениях кипрского типа – переслаивание (сильно нарушенное тектоникой) базальтов и ультраосновных пород, на месторождениях уральского типа – подрудные базальты и их туфы и надрудные риолиты, риодациты туфовой и (или) экструзивной фации.

На месторождениях Рудного Алтая и Японии оруденение приурочено к границам вулканогенно-осадочного и туфосланцевого ритмов.

Сочетание, с одной стороны, гидротермально-метасоматического прожилково-вкрапленного оруденения в крутопадающих, секущих слоистость каналах - «корнях» колчеданных систем и с другой стороны полого залегающего сплошного или густо вкрапленного стратиформного на палеоповерхности морей нередко придает разрезу месторождений грибообразную или медузообразную форму. Типичные околорудные изменения во вмещающих породах – серицит-гематит-карбонат-альбит-хлоритовые в базальтах, серицит-кварцевые в риолитах.

В ходе складчатости в режиме тангенциального сжатия сместители бывших сбросов развиваются как сдвиги и надвиги, первичное субгоризонтальное залегание пород и руд сменяется наклонным и даже вертикальным, породы и руды подвергаются складчатым дислокациям, динамометаморфизму (рассланцеванию), на них накладываются пострудные интрузии (обычно дайки диабазов), происходит частичное перераспределение металлов.

Смятие рудных тел в складки совместно с вулканогенными и осадочными породами доказывает доскладчатый возраст оруденения. По-видимому, процесс колчеданного рудообразования длителен, известны месторождения с многоярусным расположением рудных тел в геологическом разрезе.

Растворы, обогащенные H₂S и рядом металлов, выходящие на поверхность из трубообразных каналов, выбрасываются над поверхностью морского дна на высоту в десятки метров со скоростью 1-3 м/сек в виде «черных» курильщиков с температурой на выходе 80-300°, иногда до 350-450°. Черные курильщики насыщены частицами сульфидов, почти мгновенно кристаллизующихся из раствора при взаимодействия с морской водой и оседающих на дно с накоплением сульфидных столбов (иногда целые рудные «колоннады»), при дальнейшем разрастании образующих сульфидные холмы. При разрушении последних образуются горизонты рудокластов – обломков сульфидных руд, перемешанных с донными вулканогенными и осадочными отложениями. Процесс перераспределения металлов в сульфидных залежах стимулируется активностью особых штаммов бактерий, живущих при высоких температурах, специализированных на поглощение серы, железа и других металлов, а также процессами гальмиролиза - подводного выветривания пород (выраженного прежде всего в альбитизации базальтов) и руд. Руды при этом окисляются, происходит переотложение первичных сульфидов, с образованием подзоны сульфидного обогащения с высокомедистыми минералами - борнитом, ковеллином, халькозином, а также тетраэдритом, гесситом, германитом, с максимальным содержанием золота до 80 г/т (частицы диаметром до 4 мм) и серебра до 400-600 г/т в виде гессита, штромейерита, ялпаита. Подзона сульфидного обогащения иногда перекрыта пиритовыми песчаниками.

В результате этого подводного выветривания происходит накопление залежей сплошных сульфидных руд с четкой поперечной минералогической зональностью – нижние горизонты почти чисто пиритовые, выше последовательно сменяются горизонты с существенной халькопиритовой, сфалеритовой, галенитовой и баритовой минерализацией. Другие характерные минералы – блеклые руды, борнит, сульфосоли серебра, реже самородное золото и его теллуриды. Текстуры типичных колчеданных руд – массивные, полосчатые, в том числе ритмично-полосчатые, часто обломочные, в смеси с породами вмещающей матрицы («перебойные»).

При наложенном метаморфизме колчеданных месторождений часть пирита замещается пирротином.

Протяженность и ширина сульфидных (колчеданных) залежей достигает первых километров, мощность – 100 м и более. В разрезе они имеют пластообразную, линзообразную форму. Типичные колчеданные руды содержат в среднем 40-48 % серы, 40-50 % железа, 1-3 % меди, 1-5 % цинка, местами до 3-5 % свинца, 10-50 г/т серебра, 1-3 г/т золота, а также повышенные содержания теллура, селена, галлия, кадмия и других металлов.

Поскольку в рудоносных системах сочетается отложение металлов гидротермально-осадочным путем на дне моря и обычным гидротермально-метасоматическим путем под покровом донных вулканогенных и осадочных отложений, колчеданные месторождения нередко имеют черты и тех и других. Длительность метасоматической активности, сохраняемой после отложения слоистых руд на дне моря и их перекрытия надрудными отложениями (на Урале это обычно туфы и экструзивы риолитов), доказывается мощными зонами серицит-кварцевых, каолин-алунит-кварцевых метасоматитов в риолитах. Надрудные метасоматиты содержат вкрапленность тех же сульфидов, что и подстилающие их колчеданные залежи, хотя и в меньшей концентрации. В этих послерудных по отношению к колчеданным залежам измененных риолитах нередко обнаруживается эпитермальная золото-серебряная минерализация, сходная с таковой в обычных эпитермальных месторождениях.

Очаги рудоносных магм, видимо, представляют собой интрузии с глубокой дифференциацией расплавов на основные и кислые, причем извержение базальтов, как правило, опережает риолитовые извержения. В Японии бурением и геофизическими исследованиями современных геотермальных полей установлены «подвулканические» интрузии гранит-порфиров на глубине 2-3,7 км, сохраняющие высокий тепловой потенциал с температурой до 450°. Возраст их датирован плейстоценом (менее 0,5 млн. лет), что в общем коррелируется с заключительными эпизодами золото-серебряной минерализации в кайнозойских полиметаллических месторождениях, сопряженных с этими геотермальными полями. Состав гранитных «неоплутонов» петрохимически однотипен с кислыми эффузивами, залегающими на поверхности.

Примеры современных месторождений колчеданного типа (кроме упомянутого Атлантис-2 в Красном море) – впадина Логинова в Срединно-Атлантическом хребте, тихоокеанские впадины: Хуан-де – Фука близ калифорнийского побережья, Галапагосская близ одноименных островов и др.

Наряду с «черными курильщиками», накапливающими залежи сплошных сульфидных руд, в подводных геотермальных системах наблюдаются и «белые курильщики». Белые курильщики обогащены кремнеземом в коллоидной форме, марганцем, железом, барием, иногда золотом и серебром. При их кристаллизации на дне моря образуются пластовые тела кремнистых отложений, обогащенные гематитом, оксидами марганца, иногда баритом с вкрапленностью сульфидов.

Такие металлоносные отложения молодых белых курильщиков описаны в рудоносном бассейне Вудларк в Тихом океане. Здесь выявлены неоген-четвертичные гидротермально-осадочные образования, слагающие стратифицированные барит-кремнистые постройки с незначительной примесью халькопирита, сфалерита, галенита и сульфосолей со средним содержанием золота до 20 г/т, серебра – 500 г/т. Эти малосульфидные руды пространственно сопряжены с типичными сульфидными «холмами» – постройками, отложенными «черными курильщиками», также содержащими повышенные количества золота (3-30 г/т) и серебра (20-230 г/т). Золото и серебро в барит-кремнистых рудах обнаруживают положительную корреляцию с мышьяком и сурьмой, вероятно, в ассоциации с сульфосолями.

Подобные стратифицированные убого сульфидные метасоматиты палеозойского возраста, по облику сходные с полосчатыми кварцитами, содержащие золото на уровне первых граммов на тонну, слагают протяженные многоярусные горизонты в разрезе вулканогенно-сланцевой толщи вокруг экструзии риодацитов с богатым золото-серебряным сульфидно-кварцевым штокверком в уникальном Кочбулакском месторождении в Курамино-Чаткальской рудоносной зоне Узбекистана.

Помимо месторождений цветных и благородных металлов гидротермально-осадочным путем на дне современных океанов образуются скопления железо-марганцевых конкреций, имеющие гигантские площадные размеры. Они тяготеют к зонам трансформных разломов, контролирующих, наряду с рифтами, подводные геотермальные источники.

Видимо, сходным образом накапливались в позднем палеозое крупные месторождения слоистых железных руд типа Лан-Диль (красные гематитовые железняки) в Германии, пространственно связанные с кислыми вулканитами, стратиформные месторождения барит-кремнистых железо-марганцевых руд гематит-родохрозит-псиломелан-браунит-гаусманитового состава в Казахстане (Каражал) и Германии (Граубюнден). И в докембрии - уникальные по масштабу месторождения ритмично-слоистых железистых кварцитов (джеспилитов), впоследствии преобразованных длительными и мощными процессами метаморфизма.

К продуктам континентальной гидротермально-осадочной деятельности, видимо, можно отнести и отложения современных гейзеров и фумарол с ртутью, золотом, флюоритом и другими ценными минералами на западе США, Новой Зеландии, а также месторождения кальциевых и натриевых боратов в бессточных впадинах в палеокальдерах потухших вулканов (Салинас в Перу, Аскотан в Чили, Борат в штате Калифорния, Крамер в штате Невада, Султан-Чайир в Турции). Своеобразным типом редкометального оруденения, связанного с отложениями солей из геотермальных вод в областях молодого континентального вулканизма, являются очень богатые литием салары – осадки из насыщенной соленосной рапы на дне высохших в условиях аридного климата озер в межгорных депрессиях Анд и Кордильер.

ЛЕКЦИЯ 13. Метаморфогенные и метаморфизованные месторождения.

 

Процессы регионального и регионально-контактового метаморфизма сопровождаются неравномерным сжатием пород, зональным тепловым потоком, мобилизацией огромных объемов захороненных поровых, молекулярно-пленочных вод (в основном морского происхождения), ювенильных вод, связанных с дегазацией мантии и магматических очагов и «конституционной» воды, входящей в кристаллическую решетку минералов. Метаморфогенные и метаморфические месторождения различаются следующим образом. В первых перенос металлов происходит на многие сотни метров и километры, во вторых - перераспределение металлов происходит в пределах ранее образованных рудных тел.

С учетом того, что массовая доля поровой и конституционной воды в метаморфизуемых осадочных толщах достигает 10%, нетрудно представить себе объем высвобождаемой воды лишь в 1 км³. Метаморфические процессы по своей физической сути эндотермические, идущие с поглощением тепла. Источником тепла являются потоки энергии и вещества из мантии, интрузивные очаги, процессы преобразования энергии природных электрических полей в тепловую.

В результате метаморфизма в недрах скапливается перегретая вода с температурой 200-700°, омывающая зерна минералов по межзерновым микротрещинам и порам. В случае, если метаморфизуемая порода имеет надкларковые концентрации металлов, есть возможность их относительно концентрированной мобилизации с последующим отложением. Наиболее активным и распространенным компонентом – мигрантом метаморфогенных растворов является кремнезем, при остывании растворов образуются многочисленные кварцевые жилы и прожилки.

В 1980-ые годы гипотеза гидротермально-метаморфогенного происхождения получила широкое развитие для объяснения происхождения многих металлов, в частности золота. Специальными исследованиями установлена закономерная приуроченность многих месторождений золота к изограде метаморфогенного биотита в терригенных толщах Северо-Востока, Восточной Сибири, Средней Азии. Такая приуроченность объясняется скачком температуры при первом появлении биотита на фоне серицит-хлоритового метаморфического парагенезиса с 300-350° до 400-450°, что вызывает заметное нарушение равновесия в геотермальных системах. С внешней стороны биотитовой изограды (в «предбиотитовой» зоне) сконцентрированы золото-кварцевые месторождения, а с внутренней – золото-сульфидные, золото-кварц-сульфидные. Такие месторождения наблюдаются на значительных удалениях от ближайших интрузий (от 2-4 км до 10-20 км и более), а иногда и в совсем амагматичных областях.

Иногда руды золото-кварцевых месторождений на контакте с интрузиями несут признаки термального метаморфизма (Игуменовское месторождение на Колыме, где на жилы наложена скарноидная ассоциация – пироксен, эпидот, роговая обманка, биотит, а самородное золото претерпело заметное укрупнение – до образования крупных рудных самородков, пирит подвергся пирротинизации, антимонит частично превращен в самородную сурьму) – своеобразный природный металлургический передел, доказывающий догранитный возраст рудных жил. Возникает вопрос, что за процесс сформировал их до внедрения гранитов. Очевидно, внедрению гранитов предшествовал зональный тепловой поток, с которым могло быть связано оруденение.

Объемная насыщенность метаморфизуемых терригенных пород агрессивными порово-трещинными растворами – реликтами захороненной морской воды и флюидами магматического происхождения, позволяет предположить электролитический механизм миграции и накопления части рудного вещества. Необходимый для такого способа миграции электрический потенциал может быть создан термоЭДС на метаморфических границах, со скачкообразным изменением температуры на сотни градусов, либо индуцирован движением растворов (электролитического проводника второго рода) через постоянное магнитное поле, созданное многочисленными зонами пирротинизации.

Обращает внимание сходство качественного состава золото-кварцевых месторождений и состава метаморфических парагенезисов терригенных пород зеленосланцевой фации. И те, и другие содержат кварц, хлорит, серицит, альбит, графит. Гидротермальные месторождения золота, а также урана, реже олова, которым приписывается метаморфический генезис (в частности, месторождение золота Сухой Лог), приурочены к крупным приразломным зонам смятия, секущим сульфидизированные толщи с высокими кларками концентрации этих металлов. Руды обычно имеют прожилково-вкрапленное строение, границы рудного тела определяются опробованием.

В мелких разрывных нарушениях, оперяющих и секущих региональные разломы, концентрируется золото, заимствованное из массы ранних окварцованных и пиритизированных тектонитов с образованием жильных тел золото-кварцевой формации. Наивысшие концентрации жильного золота характерны для участков сопряжения ранних метаморфических ассоциаций с поздними биотитовыми куполами, где происходит телескопирование разновременных структурно-морфологических типов золотого оруденения.

В Якутии и Приморье известны месторождения олова в биотитизированных терригенных породах, не имеющие связи с интрузиями. Их полная отработка до выклинивания на глубину также не выявила гранитных «корней» оруденения. Для вмещающих пород местами устанавливаются высокие фоновые концентрации олова. Возможно, оруденение связано именно с неравномерным тепловым потоком, приводящим в движение ионы металлов, в данном случае олова и его спутников в гидротермальной системе.

К метаморфогенным относятся также месторождения высокоглиноземистого сырья – корундовые, кианитовые, дистеновые сланцы. Они образуются при весьма высоких давлениях и температурах. При высокой температуре и низких давлениях образуются андалузитовые сланцы. Субстратом высокоглиноземистых пород обычно являются глины. Высокоглиноземистое сырье представляет интерес, как возможный источник алюминия, наждачного камня, электротехнических материалов. Кроме того, в них иногда возникают ювелирные камни первого класса – рубины, сапфиры.

С процессами регионального зонального метаморфизма связываются некоторые стратиформные месторождения редких металлов скарноидного типа, не имеющие явной связи с какими-либо интрузиями (шеелитовые Сонг-Донг в Южной Корее, Кти-Теберда на Северном Кавказе, Фелбертал в Австрии и др., иногда бериллиевые с гельвином, бертрандитом, бериллиеносным везувианом и др.).

Некоторыми исследователями с многократным полигенным (региональным, околоинтрузивным контактовым) метаморфизмом связываются месторождения 5-метальной формации (Co, Ni, Ag, Bi U). Предполагается, что в породах субстрата были дометаморфические концентрации этих металлов (возможно, непромышленные), регенерированные и обогащенные при наложении разновременных процессов.

Метаморфизованные месторождения имеют определенные условия для образования – высокое давление и температуру. Ранее такие условия безоговорочно приписывались палеоглубинам рудообразования более 5 км. В последнее время геологической съемкой выявлены высоко метаморфизованные породы по молодым – меловым и даже кайнозойским отложениям, которые не могли быть погружены на такую глубину. Очевидно, что высокие тепловые потоки и высокое давление могут иметь место на малых глубинах в зонах крупных активных разломов.

Региональный метаморфизм существенно преобразовал концентрации железа в докембрийских толщах (первоначально предположительно гидротермально-осадочных) с образованием гигантских месторождений в джеспилитах – железистых кварцитах, вмещающих подавляющую часть мировых запасов (КМА, Австралия, Бразилия, Кривой Рог, озера Верхнего в США и др.). В этих месторождениях железорудные пласты смяты в складки согласно с вмещающими метаморфическими сланцами (филлитами, тальковыми, амфиболовыми и другими). Соотношение оксидов железа (гематит, магнетит) и кварца в рудах колеблется от 70:30 до обратного. Руды ритмично-полосчатые, из тонких слойков рудных и нерудных минералов. Кроме кварца, на участках наложения более поздних метасоматических процессов, в рудах возникают альбит, щелочные пироксен и амфибол (эгирин, арфведсонит, рибекит), сидерит, сульфиды. В таких участках на железистые кварциты нередко накладывается богатая и масштабная минерализация урана (Кривой Рог), золота (Итабира, Бразилия). При наложении на рудные пласты складчатости и разрывов повышается доля магнетита в рудах, его содержание до образования богатых рудных столбов в замках складок. Самое богатое оруденение образуется при выветривании рудных пластов.

Сходным образом образуются крупные залежи силикатных руд марганца в докембрийских толщах (так наз. гондиты). Сами по себе они не имеют промышленной ценности, однако в корах выветривания образуются богатые качественные оксидные руды марганца.

К метаморфизованным месторождениям обычно относят золотой сверхгигант – Витватерсранд в ЮАР, на котором добыта половина мировой добычи золота (до рекордной 1000 т в 1970 г.). Рудоносными являются средне- верхнепротерозойские терригенные ритмично слоистые толщи, заполняющие впадину в архейском гнейсовом щите. Основная часть терригенных пород превращена в кварциты и глинистые сланцы. Мощность толщи – до 9 км. Среди них выделяются пачки конгломератов с галькой кварца и кварцитов с цементом, превращенным в серицит-хлорит-кварцевый парагенезис. Второстепенные метаморфические минералы – хлоритоид, графит. Цемент составляет 30 % объема конгломератов, гальки – 70 %.

Рудные пачки мощностью от 1 м до 6-8 м, реже до 45 м протягиваются на десятки километров, в глубину они отработаны до 3,5 км. Общая протяженность серии рудных пластов – более 450 км в виде дуги по периметру палеовпадины. В пачках основная часть золота приурочена к базальным или внутренним слоям конгломератов мощностью от 30-40 см до 1-4 м. Выделяется 6 главных рудных пластов. В цементе развита мелкая вкрапленность пирита – главного концентратора золота. Кроме пирита ограниченно развиты пирротин, арсенопирит, халькопирит, сфалерит, галенит, уранинит. Концентрация пирита и соответственно золота возрастает на участках деформаций пластов. Предполагается первичное осадочное накопление золота в отложениях палеодельт внутриконтинентальной впадины. Несомненно, осадочное (кластогенное) происхождение имеют хорошо окатанные зерна платины, иридия, осмия и других платиноидов, а также редкие зерна алмазов, сопутствующие золоту.

Процессы метаморфизма низшей (зеленосланцевой) фации привели к гидротермальному перераспределению первично осадочного золота, происходившему в пределах конгломератовых пластов, как наиболее проницаемых пород. Частицы золота, не покидая в основном пределы минерала - хозяина (пирита), претерпели некоторое укрупнение. Некоторые золотоносные пласты обогатились при этом ураном. Среднее содержание золота в пластах 3-18 г/т (в подзонах вторичного сульфидного обогащения в подошве зоны окисления – до 80 г/т), урана – 0,027 %. Наиболее крупные золотины имеют размер до 0,1 мм, форма их – неправильные сростки, микропрожилки, зерна.

Сходное строение, хотя и несравненно меньший размер, имеют месторождения золота в конгломератах в Гане (Тарква), радиоактивных минералов в Канаде, США, Бразилии (Блайнд-Ривер и др.).

 

 

МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЭКЗОГЕННОЙ ГРУППЫ

 

Лекция 14. Месторождения кор выветривания

 

Поверхностная зона земной коры представляет собой арену постоянных и непрерывных реакций между горными породами литосферы и составными частями гидросферы, атмосферы, биосферы. Эти реакции обуславливают очень сложную систему изменений в самой верхней части литосферы, именуемой корой выветривания.

Процесс выветривания сосредоточен обычно в той части геологического разреза, где происходит движение поверхностных вод атмосферного происхождения (вадозных вод), являющихся главным фактором выветривания. Последние делятся на почвенные и грунтовые воды.

Первые сосредоточены у самой поверхности, питаются почти исключительно атмосферной влагой и являются сезонными (на жаргоне горняков их часто именуют верховодкой). Они содержат в значительном количестве кислород и другие элементы атмосферы (включая микроорганизмы) и определяют ярко выраженный окислительный характер преобразования горных пород. Эти воды энергично разрушают породы химическим и физическим путем, превращая толщу первичных пород в верхнюю часть зоны окисления (подзона выщелачивания).

Грунтовые воды располагаются на более значительной глубине (до многих сотен метров). Сверху они ограничены поверхностью называемой уровнем грунтовых вод, или гидростатическом уровнем, определяемым глубиной залегания водопроницаемого слоя относительно дневной поверхности и рельефом местности, снизу – кровлей водонепроницаемого слоя, играющего роль водоупора, с низким значением коэффициента фильтрации вод (обычно не более 0,1 м/сут). Движение грунтовых вод имеет нисходящее, подчиненное силе тяжести направление движения, от мест высокого стояния в сторону более низкого. Сверху от горизонта грунтовых вод выделяется капиллярный ореол – толща пород, пронизанная влагой, поднимающейся по трещинам и порам в силу капиллярного натяжения.

В составе грунтовых вод более низкое содержание кислорода, в то же время они обогащены элементами дренируемых ими горных пород и руд. Их работа выражена в концентрации многих элементов, нередко область вторичного отложения этих элементов (в низах зоны окисления, на границе окислительной и восстановительной геохимических обстановок) называют подзоной цементации.

Между горизонтами почвенных и грунтовых вод выделяется т. н. мертвая зона, или зона аэрации – т.е. свободного нисходящего движения атмосферных вод без их накопления.

Если грунтовые воды проникают между водонепроницаемыми пластами, то они уходят глубоко от поверхности и обретают характер напорных (артезианских) вод. Кстати такими свойствами обладают юрские воды в районе Красноярска.

Движение подземных вод (как почвенных, так и грунтовых) приводит к чрезвычайно сложной и интенсивной миграции элементов, в том числе металлических, и приводит к образованию рудных месторождений коры выветривания.

В области разложения горных пород и руд (от поверхности до восстановительного барьера, обычно приуроченного к подошве водоносного слоя) происходит механическое разрушение (дезинтеграция) пород в силу неравномерного расширения минералов под воздействием солнечного тепла и сжатия под воздействием холода. Этот процесс усиливает раскалывающее действие замерзающей воды в холодных климатических обстановках и кристаллизация солей в аридных обстановках, а также разрушительное действие корней растений. Поэтому механическое выветривание наиболее активно в зоне тундры, тайги и засушливых степей, полупустынь, пустынь. Механическое разрушение происходит в комплексе с химическим, стимулируемым разностью электрических потенциалов, возникающим при скачке температур (замерзание воды и таяние льда), а также кристаллизации солей. При этом доминирующую роль играет все-таки механическое выветривание. Поэтому для высокоширотных и аридных обстановок не характерны современные мощные площадные коры химического выветривания. Преобразование пород ограничивается их превращением в глыбы, щебень, дресву, песок, алеврит с подчиненным количеством глинистых минералов. В то же время по зонам дробления пород с сульфидной минерализацией развиты линейные зоны интенсивного окисления, иногда уходящие на глубину в десятки и сотни метров.

Во влажных умеренно теплых и особенно тропических обстановках преобладает химическое выветривание под воздействием кислорода и углекислоты воздуха, гумусных кислот почвы, микроорганизмов. Мощный дополнительный импульс к выветриванию пород вносят сульфат-ионы, образуемые при окислении сульфидов.

В итоге в коре выветривания остаются лишь те минералы, которые устойчивы в данных физико-химических условиях. К таковым относятся (по мере убывания устойчивости) глиноземистые минералы (составные части бокситов – бемит, диаспор, гиббсит и др.), окислы и гидроокислы железа (гематит, гетит, лимонит), глинистые – каолин, монтмориллонит, галлуазит, гидрослюды; кварц, остаточные силикаты.

В числе первых (даже в условиях полярного климата) разрушаются биотит и флогопит, замещаемые сначала вермикулитом, а затем гидрослюдами и т.д. Более устойчивы светлые слюды (мусковит и др.), хлорит, гранат. В ряду главных породообразующих минералов устойчивость в коре выветривания возрастает в направлении: оливин – пироксены - амфиболы - полевые шпаты - кварц.

В корах химического выветривания характерна вертикальная зональность. Сверху вниз сменяются подзоны различных по интенсивности преобразований пород субстрата, образующие ряд: глиноземистые минералы (латеритные коры выветривания в тропиках) – каолиновые – гидрослюдисто-лимонит-гетит-кварцевые – сульфатно-кварцевые (иногда в низах этой подзоны – кварцевых, баритовых песков и сульфидных сыпучек)– трещиноватых коренных пород с реликтами силикатных и первичных рудных минералов (иногда сцементированные переотложенным рудным веществом) – слабо трещиноватые коренные породы и руды.

В условиях сурового и умеренного климата выветривание не идет дальше образования обычного обломочного (глыбово-щебнисто-дресвяно-песчано-глинистого) элювия. Из элювия выносятся легко подвижные компоненты (катионы щелочных и щелочно-земельных металлов, алевритисто-глинистые частицы, вымываемые талыми и дождевыми водами) и накапливаются наиболее тяжелые и устойчивые при выветривании минералы – золото, платина, касситерит, шеелит, вольфрамит, монацит и др.). Непосредственно над рудным телом образуются элювиальные россыпи таких минералов, в которых содержание металлов нередко намного выше, чем в коренной руде. Таким образом, происходит механическая концентрация минералов и металлов. Пример – о-в Большевик и золотые самородки из разрушенной кварцевой жилы.

При наличии заметного количества сульфидов в рудах и околорудных породах, даже в суровых климатических обстановках, происходит интенсивное химическое преобразование. Из сульфидов самым нестойким является пирротин, далее следуют блеклые руды, галенит, халькопирит, сфалерит, арсенопирит, марказит, пирит. При их окислении образуются с одной стороны серная кислота, с другой стороны – естественная разность потенциалов, которые многократно ускоряют процессы окисления. Сульфиды замещаются окислами, сульфатами и карбонатами. Накопление самого распространенного металла – железа достигает такой концентрации, что окисленные руды превращаются в бурые и красные железняки, почти нацело сложенные окислами и гидроокислами трехвалентного железа (железные шляпы сульфидных месторождений).

Даже такой химически стойкий металл, как золото, в зоне окисления становится активным мигрантом. Золото мигрирует сверху вниз, его частицы укрупняются до образования самородков, нарастают его содержания. Вместе с золотом мигрирует серебро, а также кремнезем с образованием в низах зон окисления кварцевых, барит-кварцевых песков иногда сцементированных опаловидным кварцем в плотную кремнистую плитку. Содержания золота в такой кремнистой породе достигают ураганных значений (до 1000 г/т и более при содержании в первичной руде 1-4 г/т). Примером многократного укрупнения золота в зоне окисления является железная шляпа Учалинского медноколчеданного месторождения. В первичной руде золотины имеют микронный размер, а в зоне окисления при разработке фиксировались самородки до 80 г. Аналогично ведет себя и серебро. Нередко концентраторами переотложенного золота и серебра является новообразованный барит. Серебро эффективно накапливается также в гипергенных окислах марганца (псиломелане, пиролюзите и др.).

Зоны окисления сульфидных месторождений, помимо окислов и гидрооокислов железа, сложены черными окислами марганца, реже красными - меди (куприт), сложными сульфатами железа (ярко-желто-охристые фиброферрит, ярозит, мелантерит и др.), свинца (вишнево-розовый англезит), кальция (гипс), магния (бледно-розовые квасцы), карбонатами меди (зеленый малахит, синий азурит), цинка (голубоватый церуссит), и др. вторичными минералами. Образуются также сложные фосфаты меди (голубая бирюза), мышьяка и железа (сургучно-оранжевый петтицит), силикаты меди (хризоколла), цинка (смитсонит) и др. вторичные минералы. Весьма разнообразна и сложна минералогия окисленных руд серебра (десятки минералов и их разновидностей).

В низах зоны окисления сульфидных залежей развиты горизонты рыхлых сульфидных песков, сложенных в основном пиритом со значительной примесью ковеллина и других вторичных сульфидов меди. Для них также характерны высокие содержания золота и серебра.

Ниже окислительно-восстановительного барьера происходит цементация (вторичное сульфидное обогащение) первичных руд цветных металлов переотложенным сверху вниз рудным веществом. Здесь образуются такие богатые медью минералы, как ковеллин, халькозин, борнит, иногда самородная медь, а также новообразованные блеклые руды, галенит, сфалерит, минералы серебра, в том числе самородное серебро, реже самородные цинк, свинец, ртуть. Содержания золота здесь ниже, чем в кремнистой подзоне, но выше, чем в первичной руде.

Благоприятными условиями для развития зон окисления (и, более широко – кор выветривания в целом) являются: стабильный тектонический режим, умеренное поднятие территории, способствующее развитию и длительному сохранению поверхностей выравнивания (пенепленов) с умеренной расчлененностью рельефа, слабая эрозионная активность, наличие в рудах и вмещающих породах химически активных минералов (в первую очередь сульфидов, а также карбонатов), водонасыщенность пород и руд. Климатическая зональность территории важна, но не является приоритетной (линейные зоны окисления по минерализованным зонам дробления развиваются и в суровом климате). Температурный режим окисления сульфидов и других минералов имеет экзотермический характер, судя по парагенетической ассоциации минералов температура может достигать 80°, т.е. она сопоставима с температурой образования обычных гидротермальных (эпитермальных) месторождений. Контрастность минералообразования в зонах окисления также вполне способна конкурировать с таковой в эндогенных месторождениях.

В целом выше описанные железные шляпы - зоны окисления по сульфидным рудам, являются наиболее яркой, контрастной разновидностью более масштабных кор выветривания, развитых также и по околорудным метасоматитам сульфидных месторождений, и по малосульфидным рудам, и по безрудным породам. И в том, и другом, и в третьем случае могут развиваться промышленные экзогенные месторождения.

 

Примеры преобразования в зоне окисления первичных малосульфидных руд весьма многочисленны. Это, прежде всего кварцевые жилы – представители золото-кварцевой рудной формации. В пределах зоны окисления (наличие которой обусловлено не столько собственными сульфидами кварцевых жил, обычно не более 1-5 %, сколько значительно более масштабной пиритизацией вмещающих пород) золото крупное, россыпеобразующее нередко с самородками. При углублении в зону первичных руд без признаков окисления и содержание золота, и размеры золотин заметно падают. Попытки объяснить такие изменения (обычно в диапазоне глубин 20-30 м) первичной эндогенной вертикальной зональностью оруденения обычно не состоятельны, принимая во внимание частое отсутствие в тех же самых первичных рудах сколько-нибудь заметных вариаций состава и качеств в диапазонах глубин в сотни метров. Кроме того, в зоне окисления нередко происходит повышение пробности самородного золота за счет образования на поверхности золотин высокопробной оторочки.

Увеличение размера золотин в зоне окисления можно объяснить, принимая во внимание способность золота к растворению в хлорной среде. Изучение химизма грунтовых вод в зоне окисления месторождений показывает, что наряду с преобладающим сульфат-ионом грунтовым водам присущи также повышенные концентрации хлор-иона. «Разрастание» частиц золота идет скорее всего электрохимическим путем, подобно кристаллизации из раствора обычных солей. В итоге в близповерхностной части кварцевых жил образуются и уникальные гнезда и самородки (Большой Треугольник в Миассе весом 36кг, Приятный Незнакомец в Австралии весом 68 кг, там же Плита Холтермана - пластина жильного кварца весом 260кг, в которой находилось 160кг золота). В эндогенных рудах, не претерпевших гипергенного преобразования, самородки крайне редки и образуются обычно там, где на рудные жилы накладывается термальный метаморфизм со стороны послерудных интрузий (Игуменовское месторождение на Колыме).

Также и в зонах малой и умеренной сульфидной вкрапленности (золото-сульфидная формация) происходит заметное нарастание содержаний и укрупнения размеров частиц золота. Пример – месторождение прожилково-вкрапленных руд Муртыкты в Учалинском районе РБ, где в зоне окисления золотины достигают размера в несколько мм и питают многочленные ложковые россыпи на склонах рудоносной возвышенности, а содержания золота в рудных гнездах достигают 1000 г/т, в то время как в первичных сульфидных рудах размер золотин не превышает 70-100 микрон, а содержания –10-15 г/т.

Таким образом, можно утверждать, что без развитой зоны окисления золоторудных месторождений нет и промышленных россыпей с легко извлекаемым крупным металлом.