К гидротермальным (гидротермально-метасоматическим) относятся чрезвычайно многочисленные и разнообразные эндогенные месторождения металлов и неметаллов.
Гидротермальные месторождения образуются из горячих газово-водных флюидов (растворов), генерируемые энергетическими (в первую очередь магматическими) очагами в мантии и земной коре. Кристаллизация магм, подъем мантийных флюидов сквозь водонасыщенные верхние горизонты земной коры приводят в движение газово-жидкие потоки, общий масштаб которых имеет планетарное значение и по суммарному объему сопоставим с другими породообразующими процессами (магматизм, осадконакопление и др.).
По способу образования продукты деятельности горячих газов и водных растворов традиционно делятся на собственно гидротермальные (обычно под ними понимаются жилы, заполняющие пустоты), и метасоматические (замещающие исходные породы с сохранением их объема, а нередко структуры и текстуры). В целом доминирует именно метасоматический способ минералообразования. Если доля жил и прожилков любого состава в общем объеме пород, слагающих геологическую структуру любого типа, обычно не превышает 10-15 %, то доля метасоматических минералов в проработанных проницаемых зонах может достигать 50-70 % и более, с образованием региональных метасоматических формаций. В подавляющем большинстве случаев гидротермальные и метасоматические процессы неразрывно связаны, в дальнейшем, говоря о гидротермальных месторождениях, мы будем иметь в виду именно сопряженные гидротермально-метасоматические системы рудообразования.
Важный практический вопрос – в каких условиях гидротермально-метасоматические являются металлоносными, в том числе промышленно рудоносными. Традиционно важными для оруденения условиями считаются : глубина залегания и степень дифференциации магматических очагов, насыщенность магм водой и другими летучими компонентами, давление летучих, наличие слабо проницаемой оболочки вмещающих пород. Фактический материал последних 20-30 лет изучения месторождений доказывает, что не менее важна роль пород, вмещающих магмы – их водонасыщенность, химический состав, наличие надкларковых концентраций полезных компонентов. При этом прежние представления, что продуктивные магматические очаги непременно должны быть достаточно глубинными (не менее 3-7 км), не находят подтверждения в фактическом материале. Недостатком большинства гипотез гидротермального оруденения является их «зацикленность» на умозрительных генетических схемах и игнорирование очевидного факта – любая гидротермальная система, практически в любом доступном нашему изучению диапазоне глубин (от поверхности до 13,5 км) действует в водонасыщенной среде. Любое движение жидкости в недрах, любой перепад температур неизбежно генерируют естественные электрические поля, а пропитка пород подземными водами, особенно захороненными морскими с высоким содержанием ионов Cl-1, SO4-2 , а также H2S, CO2 и др. (в условиях высоких температур и давлений – весьма агрессивными растворами) превращает область гидротермально-метасоматической активности в зону природного электролиза.
Принятие такой понятной на основе школьного курса физики модели избавляет геологов от объяснения многих парадоксов. Например, известно, что растворимость сульфидов в воде столь низка, что образования 1 т меди в рудной жиле через трещину нужно пропустить объем воды, равный Средиземному морю. С другой стороны, на любом заводе для получения такого количества металла в короткий срок достаточно небольшой гальванической ванны. Понимание способа движения металлов и других компонентов в виде заряженных катионов и анионов в силовом электрическом поле снимает надуманные сложные схемы «подкачки» растворов за счет перепада давлений, присутствия особых коллоидных и иных высоконасыщенных растворов, объясняет высокую проницаемость для ионов пород, не обладающих высокими фильтрационными свойствами для воды (например, милонитов), и аргументирует возможность образования высоких концентраций металлов в гидротермально-метасоматической среде. Температура и давление среды, её химизм создают конкретный физико-химический фон миграции и накопления металлов и обусловливают зональность оруденения. Области отложения компонентов растворов также легко объяснимы, если рассматривать их как полюса природных электрических полей.
Относительно глубин образования гидротермальных месторождений следует заметить следующее. Часто встречаемые в литературе, в т.ч. в учебных курсах, градации глубин образования месторождений противоречивы и схоластичны. По-видимому, не существует жесткой привязки конкретного оруденения к тому или иному интервалу глубин. В качестве примера можно привести обнаружение активности относительно низкотемпературных современных процессов минералообразования, связанных с подземными водами, вскрытыми на глубине более 13 км в сверхглубокой Кольской скважине. С другой стороны, многие граниты и связанные с ними высокотемпературные месторождения редких металлов, в классических схемах рассматриваемые, как образования средних и больших глубин, образовались в зонах повышенного давления в молодых складчатых поясах на глубине, не превышающей несколько сотен метров. Лишь для оруденения, имеющего явные признаки отложения близ поверхности, можно жестко определить глубинность его образования, именно как близповерхностную.
Высокотемпературные месторождения
Среди высокотемпературных (температура образования 350-550 градусов) гидротермально-метасоматических месторождений выделяются близкие по условиям образования типы – грейзеновый, альбититовый, калишпатовый. Они развиты в фанерозойских складчатых поясах и на древних щитах и платформах.
Грейзеновые месторождения приурочены к эндо- и экзоконтактам кровли гранитных интрузий, в первую очередь высокоглиноземистых нормальных и субщелочных биотитовых и двуслюдяных гранитов микроклин-альбитового состава (лейкограниты, аляскиты, литий-фтористые граниты). Вмещают грейзенизированные граниты обычно терригенные и вулканогенные породы, реже габбро, ультрабазиты, гнейсы. Рудоносные интрузии обычно небольшие по размерам (штоки, дайки, апофизы и апикальные части невскрытых крупных массивов). Для них характерны некоторая удаленность от главных разломов (относительно спокойная тектоническая обстановка благоприятствует глубокой метасоматической проработке гранитов и препятствует рассеянию газов и растворов далеко за пределы интрузии), а также многофазное строение («интрузия в интрузии»). Обычно наиболее оруденелые грейзены связаны с поздней фазой внедрения (дайки аплитов, штоки лейкократовых, наиболее кислых по составу гранитов, прорывающие менее кислые). Нередко с полями грейзенов пространственно связаны ранее рассмотренные нами пегматиты. Способ образования минералов грейзеновой ассоциации – в основном метасоматический (объемное замещение исходных пород, часто с сохранением их реликтовой структуры и текстуры).
В грейзенах полевые шпаты замещены мусковитом и кварцем. Обилие блестящей светлой слюды в измененных гранитах и роговиках придает им светло-серый, «седой» цвет (отсюда их старинное немецкое название: грейзен – «старец»). Характерными минералами грейзенов являются также литиевые слюды, минералы бора и фтора (турмалин, топаз, флюорит, криолит), иногда высокоглиноземистые – андалузит, гранат. При внедрении гранитов в ультрабазиты, базальты и другие породы с высоким содержанием железа в контактовых метасоматитах образуются темно окрашенные породы, богатые биотитом, вплоть до мономинеральных биотититов (старое уральское название - табашки), здесь характерны и другие темно окрашенные минералы, в частности хлорит. Грейзены нередко окаймлены ниже описанными альбитовыми метасоматитами.
Доля метасоматических минералов в грейзенизированных гранитах – от 10-15 % до 100 %. Степень замещения гранитов увеличивается к центру метасоматической колонки. В случае полного замещения исходных пород и образуются собственно грейзены, обычно рассеченные по системам наложенных трещин жилами кварца. В кварцевых жилах, образующих жильные системы и штокверки, характерны наивысшие концентрации рудных минералов – вольфрамита, касситерита, шеелита, молибденита, берилла, циннвальдита, реже минералов урана, тория, редких земель. Кроме кварцевых жил, вкрапленность указанных минералов редких металлов присуща и самим грейзенам.
Месторождения вольфрама, олова, молибдена, бериллия, лития в грейзенах обычно имеют мелкий и средний масштаб, крупные месторождения редки, но это компенсируется многочисленностью месторождений и высоким содержанием в них металлов. Табашки - богатые биотитом грейзены по базальтам, ультрабазитам – характерный признак богатых золото-кварцевых жил. В Приморье в биотититах по роговикам известны месторождения олова.
Примеры грейзеновых месторождений – Циннвальд в Германии, Цинновац в Чехии, Кёстер и Аляскитовое в Якутии, Иультин на Чукотке, Орловское в Забайкалье, Восточный Коунрад в Казахстане, Корнуэлл в Англии.
Иногда небольшие нацело грейзенизированные массивы гранитов (площадью до 2 км2) могут рассматриваться, как сплошная, хотя и небогатая по содержанию промышленная руда, пригодная для открытой разработки. Их характерной особенностью часто является состав полевых шпатов – ярко-зеленых амазонитов. В таких рудах наряду с литием, оловом, вольфрамом, бериллием присутствуют довольно высокие – промышленные - содержания тантала (0,02-0,05 %) и ниобия, а также скандия и рубидия.
Месторождения в грейзенах и грейзенизированных гранитах всегда комплексные – олово-вольфрамовые, вольфрам-молибденовые, обычно с практически важной примесью бериллия, лития, тантала (иногда сопоставимой по значимости с основным добываемым металлом), часто серебра, висмута, иногда меди, свинца, цинка и сурьмы. Амазонитовые полевые шпаты – ценный поделочный камень. Хорошо ограненные кристаллы топаза, аметиста, мориона и минералов бериллия (берилла, аквамарина, гелиодора, фенакита, эвклаза, воробьевита) - ювелирное сырье.
Альбититовые месторождения размещаются в куполах и апофизах нормальных, субщелочных и щелочных гранитов, нефелиновых сиенитов, реже по обычным сиенитам и близким к ним породам, а также в зонах крупных разломов, секущих глубоко метаморфизованные породы древних щитов (линейные альбититы). В альбититах по гранитам развита ассоциация альбит-микроклин-кварц, по сиенитам и монцонитам – альбит-хлорит-биотит-ортоклаз-кварц, по щелочным гранитам – альбит-нефелин.
В альбититах по гранитам известны месторождения редких металлов, по их составу весьма сходные с месторождениями в грейзенах (W, Mo, Sn, Li, Be, Nb, Ta), альбититах по щелочным породам – месторождения редких щелочей (рубидия и цезия) и редких земель, по сиенитам и монцонитам – золота. В линейных альбититах по глубоко метаморфизованным породам щитов характерны крупные месторождения урана, редких металлов, реже золота.
Морфология месторождений в альбититах - штокверки, площадные и линейные. В перспективе крупномасштабные штокверки по альбитизированным щелочным гранитам – крупнейший источник редких земель, в первую очередь наиболее дефицитных TR иттриевой группы, а также лития, циркония, тантала и ниобия. Пример такого крупного месторождения – Катугинское в Забайкалье.
Месторождения в калишпатовых метасоматитах связаны с интрузиями щелочных гранитов, граносиенитов и сиенитов в складчатых поясах и древних щитах. Рудоносные метасоматиты состоят из кварца, ортоклаза, адуляра, доломита, анкерита, пирита. В них сосредоточены крупные месторождения золота и урана (нередко комплексные золото-урановые). Примером являются многочисленные месторождения Алданского щита. Морфология рудных тел – штокверки и жильные зоны. Реже встречаются месторождения вольфрама (шеелитоносные гумбеиты Южного Урала).
Общая геологическая особенность высокотемпературных гидротермально-метасоматических месторождений в грейзенах, альбититах, калишпатитах – их границы оруденения определяются опробованием, поскольку рудные тела не имеют четких геологических границ.
Особый тип высокотемпературных гидротермальных месторождений – золоторудные жилы и жильные зоны турмалин-кварцевого состава. Нередко их рассматривают как представителей золото-редкометальной рудной формации, поскольку в этих месторождениях всегда присутствуют повышенные концентрации висмута, часто олова, молибдена, вольфрама. Минеральный состав месторождений: рудные – арсенопирит, лёллингит, пирротин, пирит, сульфиды и самородные формы висмута, касситерит, шеелит, вольфрамит, молибденит, самородное золото, электрум; жильные – кварц, в том числе темный, морионовидный, турмалин, мусковит. Околорудные метасоматиты по составу и облику сходны с грейзенами. Месторождения локализованы в эндо- и экзоконтактах гранитов и гранодиоритов на участках их внедрения в сульфидизированные терригенные и вулканогенно-терригенные породы в зонах разломов. Пример крупного месторождения такого типа – Дарасун в Забайкалье.
К высокотемпературным относятся также необычные гидротермальные месторождения железа крупного масштаба в Ангаро-Илимском районе (юго-западное обрамление Тунгусской синеклизы Сибирской платформы), локализованные в разломах и трубках взрыва, секущих траппы. Магнезиальный магнетит цементирует брекчии, образуя руды со средним содержанием железа 36-42 %. Нерудные минералы (хлорит, карбонат, а также пироксен, гранат, форстерит, шпинель, скаполит, боросиликаты) придают месторождениям (Коршуновское и др.) сходство со скарнами. Запасы месторождений – до 1,5 млрд. т. В качестве источника железа рассматриваются сами базальты и диабазы траппов.
Среднетемпературные месторождения
К этому классу относятся весьма многочисленные месторождения очень многих металлов – цветных (меди, цинка, свинца), благородных (золота и серебра), редких (молибдена, олова, вольфрама, никеля, висмута, кобальта, ртути, сурьмы и др.), а также урана, мышьяка, плавикового шпата (флюорита). Месторождения присущи и древним щитам, и чехлам активизированных платформ, и подвижным складчатым поясам (эвгеосинклиналям и миогеосинклиналям).
Среднетемпературные месторождения обычно дистанцированы от крупных гранитных массивов (удаление по вертикали и горизонтали – 3-4 км и более, нередки месторождения в амагматичных районах). Их положение контролируется разломами на их пересечениях с зонами поперечных и диагональных нарушений. Структурная позиция определила непременную особенность месторождений – их расположение в динамометаморфизованных породах (рассланцованных, брекчированных, катаклазированных, милонитизированных).
Вмещают среднетемпературные месторождения терригенные, вулканогенные, карбонатные, кремнистые, метаморфические породы, а также массивы ультрабазитов. Часто вмещающими породами являются штоки и дайки различного состава (от габбро-диабазов до гранитов и риолитов).
Типичные околожильные породы среднетемпературных месторождений – березиты, листвениты и их переходные разности.
Березиты – светло-серые, зеленовато-белые с искристым блеском мелко-среднезернистые метасоматиты, развиты в алюмосиликатных породах (кислых и средних по составу интрузивах и субвулканитах, песчаниках, алевролитах, гнейсах). Метасоматические минералы березитов – кварц, серицит, анкерит, доломит, хлорит, графит, пирит и другие сульфиды, иногда с незначительной примесью турмалина, эпидота. Часто сохраняется текстура и структура исходных пород (псаммитовая, слоистая, порфировая, сланцеватая и др.)
Листвениты – серо-зеленые, ярко-зеленые средне- и крупнозернистые породы, нередко полосчатого и пятнисто-брекчиевого сложения, развиты в карбонатах, базальтах, габброидах, ультрабазитах, некоторых глинистых сланцах, обогащенных пирокластикой базальтового состава. Их состав: кварц, хлорит, железо-магнезиальные карбонаты, тальк, эпидот, альбит, роговая обманка, хромистая слюда (фуксит), пирит и другие сульфиды.
Мощность зон околорудных изменений – от десятков сантиметров до первых сотен метров. Мощность околорудных изменений определяется интенсивностью дорудного и синрудного дробления пород и самого рудного процесса.
Месторождения сформированы в несколько стадий. Типично наличие рудных столбов и гнезд. Нередко сочетание в пределах одного месторождения оруденения разных минеральных и даже формационных типов, иначе говоря, месторождения (особенно крупные) являются полигенными и полихронными.
Среднетемпературные месторождения обладают весьма разнообразным составом сульфидной минерализации (пирит, пирротин, арсенопирит, халькопирит, галенит, сфалерит, блеклые руды, антимонит, пентландит, киноварь, молибденит, станнин, кобальтин, никелин, минералы серебра, висмута и др.). Из оксидов характерны касситерит и гематит, из самородных металлов – золото, серебро, реже медь, железо, цинк и др. Весьма разнообразна минералогия урана (сульфиды, окислы, комплексные катионы и анионы). Рудные тела – жилы, трубы, ленты, линзы, прожилково-вкрапленные зоны, штокверки, стратиформные залежи, мегаштокверки.
В дайках гранит-порфиров, секущих ультрабазиты и базиты, расположены золотосульфидно-кварцевые рудные тела Березовского месторождения на Урале. Примером золотого оруденения в кварцевых жилах, локализованных в интрузивных базитах, является месторождение Кэпервеем на Чукотке. В вулканогенных поясах известны золото-сульфидные месторождения, где главным концентратором золота являются пирит и другие сульфиды, пропитывающие хлоритизированную, карбонатизированную породу с незначительным окварцеванием (обычно базальты, либо кремнистые туфы). Пример - Миндяк и Муртыкты в Башкирии.
Крупные месторождения золота в высокометаморфизованных докембрийских породах древних щитов (Колар в Индии, Морроу-Велью в Бразилии, Поркьюпайн в Канаде, Калгурли в Австралии и др.) образовались в зонах диафтореза (регрессивного метаморфизма) в гнейсах и кристаллических сланцах. По составу регрессивно-метаморфические минералы околорудных пород (кварц, хлорит, карбонаты, слюды, графит, актинолит и др.) принципиально не отличаются от таковых в среднетемпературных месторождениях в фанерозойских толщах складчатых поясов, сходны и наборы рудных минералов.
С зонами постмагматического среднетемпературного метасоматоза березитового типа связаны золото-сульфидно-кварцевые жилы, наложенные на гранитные массивы (Кочкарское на Урале, Школьное на Колыме, Якутское на Индигирке).
К среднетемпературным месторождениям, не связанным напрямую с гранитами, относятся крупнейшие гидротермально-метасоматические сульфидно-кварцевые месторождения золота в терригенных породах на пассивных окраинах палеоконтинентов - миогесинклиналях (Мурунтау в Узбекистане, Сухой Лог в Восточной Сибири, Наталкинское на Колыме, Олимпиада на Енисейском кряже и др.). Состав их рудных минералов – золотосодержащие сульфиды - пирит, пирротин, арсенопирит, реже галенит, сфалерит, халькопирит, марказит, местами также шеелит, тонкое самородное золото; нерудные – кварц (часто главный концентратор золота), серицит, хлорит, железо-магнезиальные карбонаты, графит, биотит, иногда альбит и ортоклаз. Они связаны с «термальными куполами» - биотитсодержащими минеральными зонами в терригенных толщах.
Для дополнительного чтения приведем пример гигантского месторождения – мегаштокверка Мурунтау в Узбекистане (суммарные достоверные запасы золота до 4 тыс. т). Оно является главным объектом уникального Центрально-Кызылкумского золоторудного узла (отроги хребта Тянь-Шань) с общими запасами золота более 5 тыс. т. Рудоносными являются складчатые деформации раннепалеозойских терригенных отложений. Все запасы локализованы в преимущественно песчаниковых отложениях бесапанской свиты флишоидного облика (грубое переслаивание песчаников, алевролитов, глинистых сланцев олистостромового облика), насыщенной сингенетическим и эпигенетическим пиритом и являющейся ярко выраженной рудоматеринской толщей. Все породы метаморфизованы в зеленосланцевой фации. Фоновые преобразования пород представлены серицит-хлоритовым, серицит-хлорит-карбонат-кварцевым метаморфическим парагенезисом, на который наложены биотитовые купола, связанные с глубоко залегающими интрузиями гранитов (глубина 4 км). Сближенное развитие северо-западных левых сдвигов и надвигов и северо-восточных правых сдвигов создает тектонические мегалинзы, в которых породы подверглись объемному рассланцеванию. Промышленное оруденение Мурунтау приурочено к ореолу калишпат-альбит-биотит-кварцевых метасоматитов шириной более 2 км, до 40 % объема которых являются золотой рудой того или иного качества. 48 % золота связано с зонами субсогласного со слоистостью прожилкового окварцевания пород, 28 % золота находится непосредственно в полосчатых и массивных биотит-полевошпат-кварцевых метасоматитах, 8,6 % - в относительно мощных (более 0,4 м) кварцевых жилах, 4 % - в прожилках кварц-сульфидного состава, 11,4 % - в слабо окварцованных алевролитах, внешне не отличимых от пустых пород. Характерны рудные столбы, вмещающие 70 % запасов, хотя их объем – 30 % от месторождения. Усредненное содержание золота по месторождению в целом около 3 г/т, золото в основном мелкое 0,1-0,2 мм и мельче. В отдельных жилах (со следами древних разработок) наблюдалось богатое и крупное (1-3 мм) золото. Основные минералы- спутники золота (в порядке убывания) – пирит, арсенопирит, пирротин, марказит, сфалерит, халькопирит, шеелит, молибденит, монацит. Их суммарное количество не превышает 1-2 %. Месторождение выделяется очень крупной геохимической аномалией золота, мышьяка с подчиненной ролью меди, цинка, серебра, вольфрама, урана, тория, редких земель, молибдена. Содержание углерода во вмещающих породах 0,17 %, в руде – 0,05 %.
Также не обнаруживают тесной связи с поверхностными выходами гранитов крупнейшие месторождения олова турмалин-хлоритового минерального типа (касситерит-силикатная формация в Восточной Якутии). В жилах и прожилках кварц-турмалин-хлоритового состава, локализованных в биотитизированных юрских песчаниках, касситерит ассоциирует с сульфидами меди, цинка, свинца, серебра.
В роговиках и гранитных штоках Северного Кавказа, Алтая, Якутии известны богатые по содержанию металлов жильные серебро-свинцово-цинковые (иногда с оловом) месторождения (Садонское и др.).
Особый структурно-морфологический тип среднетемпературных гидротермальных месторождений меди, молибдена, реже золота – порфировый. Он развит на древних и современных островных дугах, активных континентальных окраинах в умеренно кислых интрузиях – диоритах, сиенитах, монцонитах и их переходных к гранитам разностях, реже в чистых гранитах и их субвулканических аналогах. В данном случае рудой является сама интрузивная порода, в которой плагиоклазы, калишпаты замещены кварцем, серицитом, биотитом, альбитом, хлоритом. Замещение исходных интрузивов обычно зональное, со сменой к центру рудного тела хлорит-биотитовой минеральной зоны серицит-кварцевой, вплоть до монокварцевой. Сульфиды меди, молибдена, иногда обоих металлов в ассоциации с пиритом, халькопиритом, галенитом и другими сульфидами замещают вкрапленники биотита, прожилки кварца, хлорита и других силикатов. Вмещающие породы рудоносных интрузий – вулканогенные, терригенные, обычно несут заметную примесь сульфидов, в том числе рудных.
Порфировые месторождения нередко имеют крупный и гигантский масштаб, это главный источник в мире меди (Чукикамата в Чили, Бьютт в США, Грассберг в Индонезии, Алмалык в Узбекистане). Вместе с медью, благодаря громадным объемам добычи руды, они дают весьма значительное количество попутного золота, несмотря на низкое содержание 0,2-0,9 г/т (рудник Грассберг ежегодно дает 100 т золота). В молибден-порфировых месторождениях Клаймакс и Гендерсон в США сосредоточена половина мировых запасов этого металла.
Площади выходов рудных тел наиболее крупных меднопорфировых месторождений составляют десятки квадратных километров, разрабатываются они гигантскими карьерами. Запасы меди в них составляют сотни миллионов тонн. При разработке меднопорфировых месторождений Северной и Южной Америки установлена приуроченность наиболее богатых скоплений руды к зонам объемной трещиноватости (цилиндрические просадки внутри интрузии с обрушением и брекчированием пород, подвергшиеся сильному метасоматозу и минерализации). Обрушение, дробление и раздавливание пород связано с перераспределением вещества в интрузии, создающим области разуплотнения в её нижних горизонтах. Гравитационная и физико-химическая неустойчивость интрузии приводит к оседанию и разрушению плотных пород её верхней части. Этот процесс обеспечивает длительную миграцию катионов металлов и силикатно-кварцевых анионов в агрессивных растворах и проработку больших объемов пород.
Золото-порфировые месторождения имеют сходный состав силикатных и рудных минералов. Они недавно выделены в самостоятельный промышленный тип и в целом недостаточно изучены. Примеры крупных месторождений – Джуно и Тредвэлл на Аляске, где рудными телами являются динамометаморфизованные зоне разлома дайки и штоки кварцевых диоритов и монцонитов с прожилками и порфиробластами кварца, альбита, хлорита, карбоната, замещенными сульфидами. Содержание золота в руде низкое 1-3 г/т, но добыча выгодно ведется уже более 100 лет из-за удобства открытой разработки, количество добытого золота – более 200 т. Возможный аналог в Башкирии – месторождение Мал. Коран.
Применительно к генезису порфировых месторождений разработаны многочисленные сложные схемы образования. Все они наталкиваются на уже упомянутую в данной лекции низкую растворимость сульфидов меди и других металлов в воде. Существуют расчеты, показывающие, что для образования среднего по масштабу меднопорфирового месторождения необходим «океан воды». Для объяснения этого парадокса привлекается гипотеза рециклинга – многократного цикличного прохождения ограниченного объема гидротерм через систему интрузия – вмещающая порода. Эта гипотеза также наталкивается на ряд серьезных возражений. Вместе с тем, если рассматривать систему интрузия-вмещающие породы, как природный электрический генератор (о чем мы уже говорили), то не требуется никаких гипотетических «насосов», многократно «гоняющих» растворы по кругу. Ионы металлов, легко выщелачиваемые из расплава и трещиноватых вмещающих пород и приводимые в движение под воздействием электрического поля, обладают высокой способностью к миграции по силовым линиям в растворе-электролите – эффективном проводнике второго рода. При этом сама проводящая среда (растворы в порах, трещинах, межзерновых пространствах пород) остается неподвижной, подобно рабочим электролитам в гальванической ванне.
В кровле фундаментов и чехлах активизированных древних платформ развиты крупные и гигантские месторождения урана, золота, меди, ванадия типа «структурных несогласий». Они приурочены к межформационным зонам дробления, наложенным грабенам, трубкам взрыва. Судя по составу рудных и жильных минералов, они образованы в несколько стадий, нередко с большим отрывом во времени, в среднем диапазоне температур (200-350 градусов). Рудные минералы – пирит, гематит, сульфиды меди и никеля, минералы урана, самородное золото, жильные – кварц, анкерит, доломит, слюды, альбит, хлорит, ортоклаз. Примеры месторождений: уран-золото-медное Олимпик-Дэм в Австралии, урановое Сигар-Лэйк в Канаде, золота -Таборное и Лебединое в Южной Якутии и др. Энергетическим очагом оруденения являются интрузии щелочных пород, субвулканические тела, трубки взрыва, тепловые потоки по разломам.
Экзотическим типом среднетемпературных (возможно, средне-низкотемпературных) месторождений являются объекты пятиметальной рудной формации с необычным набором фемических и литофильных элементов (кобальт, никель, серебро, висмут и уран). Они приурочены к срединным массивам складчатых поясов (Богемский массив на границе Чехии и Германии, район Бол. Медвежьего озера в Канаде). Геологической особенностью районов расположения месторождений (Яхимов в Чехии, Радиум-Хилл в Канаде) является наложение многофазных гранитов на метаморфизованные вулканогенно-терригенные отложения, обогащенные сульфидами. Можно полагать широкое развитие здесь регенерации разновозрастного оруденения разных типов и металлов, контролируемого разнонаправленными разрывами, с наложением в итоге наиболее позднего богатого оруденения на предшествующие этапы минерализации с образованием комплексных руд.
Как правило, в гидротермальных месторождениях главным минеральным компонентом руд является кварц при заметной роли силикатов (хлорит, слюды, полевые шпаты, турмалин и др.), карбонатов, иногда графита. Сульфиды и другие рудные минералы занимают обычно от 1-2 % до 10-15 %. Реже встречаются рудные тела (обычно сравнительно небольшие жилы, линзы, трубы), значительную часть объема которых слагают сульфиды (антимонит, галенит, сфалерит, арсенопирит, пирит и др.) вплоть до образования сплошных руд. Пример – золото-антимонитовое месторождение Сарылах в Якутии.
На примере этого объекта можно показать сложную историю формирования гидротермального месторождения. На первой стадии образовалась мощная зона березитов по брекчированным песчаникам на их тектоническом контакте с пиритизированными алевролитами. Березиты состоят из кварца с подчиненным количеством серицита, парагонита (натриевая слюда), анкерита, доломита, хлорита, ничтожным – турмалина, эпидота, рассечены сульфидно-кварцевыми прожилками, содержат вкрапленность пирита, игольчатого арсенопирита, антимонита и являются прожилково-вкрапленными рудами золота (4-10 г/т, местами до 30 г/т) с повышенным содержанием мышьяка (до 1-2 %) и низким – сурьмы (до 1 %). По милонитам обновленного тектонического шва на границе березитовой зоны развит жильный золотосодержащий кварц, в свою очередь замещенный антимонитовыми линзами, прожилками, гнездами. В раздувах мощности зоны дробления образовались рудные столбы, почти нацело сложенные тонкозернистым («чугунным») антимонитом с очень высоким содержанием золота, практически без мышьяка. Среднее содержание сурьмы в богатой рудной зоне – 20-25 %, в рудных столбах – до 60-65 %, золота –20 г/т, в рудных столбах – до 1 кг/т. По структурным признакам антимонита можно утверждать, что он сформирован в условиях высокого давления и представляет собой рудный милонит. В качестве источника сурьмы предполагаются местные пиритизированные терригенные породы, в которых кларк концентрации этого металла равен 100.
Лекция 10. Низкотемпературные месторождения
Низкотемпературные (эпитермальные, вулканогенно-гидротермальные) месторождения формируются преимущественно в интервале температур 50-200 градусов. Характерны низкотемпературные руды Au, Ag, Sb, Hg, Sn, W, Be, U, барита, флюорита, исландского шпата. Глубина образования руд – от дневной поверхности до 600-1000 м. Для них сходен тип околорудных изменений – вторичные кварциты в породах кислого состава, аргиллизиты (каолинитовые и гидрослюдистые породы), пропилиты (кварц-хлорит-серицит-альбит-актинолит-карбонатные породы) в породах среднего и основного состава. Химическими агентами рудообразующих процессов являются пары, газы и растворы воды, CO2, HCl, H2, H2S, HF, CO, NH3, N2, CH4, NaCl, B(OH)3, HCN, создающие весьма агрессивную среду. Как правило, они связаны с вулканическими аппаратами или невскрытыми близповерхностными магматическими очагами.
Низкотемпературные месторождения типичны для современных и древних вулканических поясов (островные дуги, активные континентальные окраины, зоны тектоно-магматической активизации фундамента и чехла щитов и платформ). Масштабы месторождений достигают уровня крупных и гигантских. Возраст их – от девонских до современных.
Золотые, серебряные и комплексные золото-серебряные (часто с теллуридами) месторождения развиты среди лав и туфов практически любого состава, но наиболее часто – в андезитах и более кислых породах. Рудоносными также являются субвулканы того же состава, игнимбриты, гипабиссальные интрузии гранит-порфиров, гранодиорит-порфиров (корни вулканов), нередко породы терригенно-осадочного обрамления или чехла вулканоструктур. Рудоконтролирующие структуры - вулкано-купольные, кальдерные постройки, жерловые каналы, радиально-концентрические разломы, зоны межформационных срывов, секущие сбросовые зоны, цилиндрические зоны брекчий в структурах обрушения и трубках взрыва, реже надвиги. Преобладают ветвящиеся, реже мощные плитообразные жилы, а также минерализованные зоны дробления, штокверки, иногда трубообразные тела. Вмещающие породы непосредственно на контакте обычно несут вкрапленность адуляра и выделяются высокими содержаниями калия (до 8-9 % в пересчете на К2О).
Общая мощность метасоматической колонки на месторождениях достигает десятков, иногда первых сотен метров. В ней выделяются каолин-кварцевые, монокварцевые, серицит-кварцевые, алунитовые, диаспоровые вторичные кварциты, серицит-хлорит-кварцевые и барит-кварцевые породы. Жильные минералы – белый и серый, до темно-серого халцедоновидный кварц, карбонаты (особенно марганцевый - родохрозит), адуляр, родонит, флюорит, исландский шпат, цеолиты, рудные – электрум, кюстелит, самородное серебро, сульфиды, сульфосоли, хлориды серебра (аргентит, прустит, пираргирит, кераргирит и др.), самородная сера, серебросодержащие блеклые руды (фрейбергит, матильдит, густавит, арамойит, андорит и др.), теллуриды золота и серебра (петцит, калаверит и др.), а также барит, пирит, марказит, окислы марганца, реальгар, аурипигмент, галенит, сфалерит, халькопирит, иногда минералы висмута, киноварь, антимонит. Нередко наблюдается вертикальная зональность с возрастанием с глубиной содержания сульфидов свинца, цинка, меди. В некоторых месторождениях характерны кристаллы рутила, в том числе в срастании с золотом (Бая-Сприе, Бая-Маре в Румынии).
Количество сульфидов в жилах колеблется от 1-2 % до 10-20 %. Золото в жилах обычно мелкое, не образующее россыпей, рядовое его содержание 3-10 г/т. В то же время характерны бонанцы – ураганно богатые рудные гнезда и столбы с содержанием в сотни г/т, килограммы и даже десятки килограмм на тонну руды, насыщенные видимыми пленками золота. Среднее содержание серебра – сотни г/т, в рудных столбах - десятки и сотни кг/т.
Текстуры руд – полосчатая, пятнисто-брекчиевая (образуются метасоматическим путем), а также текстуры выполнения пустот – кокардовая, фестончатая, колломорфная и др.
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: (розовое - руда).
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 необычные вольфрам-марганец-сурьмяные месторождения гюбнерит-пиролюзит-псиломелан-антимонитового состава с киноварью, аурипигментом, реальгаром, киноварью, 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 эксгалациями (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.).