Гидротермальные изменения вмещающих пород и

ОРУДЕНЕНИЕ

В течение времени функционирования гидротермальной системы происходит запаздывание рудоотложения относительно метасоматических преобразований вмещающих пород. Длитель­ность его оценивается в десятки—сотни тысяч лет, сопоставимых с длительностью стадий рудного процесса. В дальнейшем под ста­дией гидротермального минералообразования будем понимать часть пер иода > в течение которого из одного потока растворов, непрерывно поступавших в сферу руд о отложения* происходило сначала образование комплекса измененных околорудных пород, а затем отложение минералов руд.

В зависимости от состава выделяют три наиболее распро­страненные типа гидротермальных растворов: умеренно-кислые калиевые, хлоридно-борнокислотньге и хлоридно-сульфатно-би-карбонатные.

Умеренно-кислые калиевые растворы, содержащие углекисло­ту и серу в температурном режиме 200—400°С приводят к образо­ванию метасоматитов; березитов (кварц, серицит, анкерит, пи­рит), гумбеитов (кварц, калишпат, доломит, хлорит, кальцит), аргиллизитов (кварц, хлорит, каолин, пирит), кварц-серицито­вых и кварц-калишпатовых порол. Наличие или отсутствие ан­керита в средних зонах метасоматических колонок позволяет отли­чить березиты от кварц-серицитовых, а гумбеиты от кварц-кал иш­патовых пород. При одинаковой Т, Р и ХСО₂ главным фактором 51влястся отношение активностей калия и водорода аК⁺/аН* = g. Возрастание g приводит к смене аргиллизитов березитами, а за­тем гумбейтами. Аналогичная последовательность наблюдается при повышении температуры. Березиты и гумбеиты формируют­ся при температурах 350—370°С при ХСО₂= 0,1—0,2. Широкое распространение в природе кварц-серицитовых метасоматитов связано с преобладанием в растворах низких парциальных давле­ний СО₂ < (20—25) 10 Па, В результате с понижением температу­ры возрастает количество карбонатов и пирита.

Хлорыдпо-борнокислотпыв растворы на плутоногенных гидро­термальных месторождениях формировали кварц-турмалиновые матасоматиты. Г.П.Зарайским экспериментально получены ко­лонки их образования, аналогичные природным. Они возникли под воздействием растворов, состоящих из борной кислоты, хло­ридов, натрия, калия, железа и магния на гранодиориты при тем-

16* 123

пературах 3GQ—60G^flC и давлении I МПа. В условиях повышен­ной кислотности для образования кварц-турмалиновых метасо-матитов необходимы высокие концентрации борной кислоты в

растворе.

Хлоридно-сульфатпо-бикарбонатные растворы активно цир­кулировали в трещин но-поровом пространстве пород на заклю­чительном постинтрузивном периоде становления магматических (гранитоидных) комплексов. В их деятельности намечается двц этапа — ранний кислотный и поздний щелочной. В ранний ки­слотный этап процессы минералообразования протекали при рН = 1—5,5. Формировались березиты (кварц, серицит, анкерит, пирит) по кислым породам; листвениты (карбонаты, кварц, тальк, пирит) по ультраосновным породам; ссрицитолиты, ар~ гиллизиты, алуниты и кварциты. В поздний щелочной этап при рН = 5,5—13,0 образовывались адуляриты, альбититы, хло-ритолиты и карбонатные метасоматитьк

В зависимости от кислотности среды минералообразования установлено три варианта рядов дифференциальной подвижно­сти элементов: 1) для кислых и блшнейтральных условий К, Na, Са, Mg, Fe, Si, Al, Ti; 2) для щелочной среды; К, Na, Si, AJ, Ca,' Mg, Fe, Ti; 3) для условий высокой щелочности: Si, Al, Ti, К, Na, Ca, Mg, Fe.

Зональность гидротермальных месторождений с момента появления учения о рудных месторождениях привлекла внима­ние ведущих ученых в связи с важностью этой проблемы для по­исков промышленного оруденения. Первые схемы были предло­жены французом Дс Лоне (1900 г.) и содержали три зоны, распо­лагавшихся вокруг интрузива; 1) Sn — Bi — Mo, 2) Pb — Zn — Ag - Ni - Co, 3) Au - Hg.

Затем англичанин В.Эммонс (1924 г) разработал концепцию о последовательном отложении в порядке обратном растворимо­сти минералов по мерс понижения температурь] растворов, уда­лявшихся от материнского плутона. Им выделено 16 зон. В 5щср~ ных высокотемпературных зонах отлагались минералы Sn_t W, As, Bi, а во внешних низкотемпературных — Ag, Au, Sb, Hg. В целом, несмотря на критику эта концепции! и значительной степени со­хранила свою актуальность и в наше нремя. С.С.Смирнов пред* л ожил пульсационную гипотезу зональности. Он» отличие от эммонсовской считает, что гидротермальный процесс носит пре­рывистый стадийный характер, существенно осложняющий об­щую эволюцию рудоносной флюидной системы, В настоящее время стало очевидным, что нет одного или даже нескольких определяющих факторов. На зональность рудоотложения клияктг многочисленные факторы и она различна для разных классов и

групп месторождений, формировавшихся в отличающихся текто-номагматических обстановках. По В.И.Смирнову следует прежде всего различать зональность первого рода, обусловленную ста­дийностью процесса и второго рода, связанную с фациальной последовательностью выпадения из раствора минералов. При ис­следовании зональности необходимо учитывать масштабный (ре­гиональная, локальная) и объемно-векторный (вертикальная, го­ризонтальная, в плоскости жил и др.) принципы.

ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ И ТЕРМОДИНЛМИЧЕСКИН УСЛОВИЯ

РУД ООБРАЗО ВАН ИЯ.

Движения рудоносных растворов, находящихся в форме взвесей, коллоидов и молекулярных соединений, контролируется пористостью, проницаемостью, температурой и давлением среды рудообразования.

Пористостью называют совокупность пространств между твердой фазой сухой породы. Различают общую (абсолютную), эффективную и дифференцированную ее разновидности. Общая представляет собой всю пустотность породы — открытые и за­крытые поры. Эффективная часть порового пространства, в ко­тором при заданных условиях происходит циркуляция жидкостей и газов. Дифференцированная пористость характеризует количе­ство (объем) пор различных размеров. Даже в сообщающихся порах размером меньше 1О²см при обычных поверхностных ус­ловиях движение жидкостей не происходит.

Проницаемость — свойство пород пропускать жидкости, газы и их смеси благодаря перепаду давления. Она оценивается при помощи специального коэффициента (измеряется в см³, м²). Практической единицей является дарси (Д) или миллидарси (мД). Дарси представляет такую проницаемость, при которой через поперечное единичное сечение (1 см²) при перепаде давления 1 Па/1 см за 1 с протекает 1 см³ жидкости с вязкостью 1 сантипуаз. Проницаемость зависит от пористости. К высокопроницаемым относятся породы, имеющие больше 1Д, а к непроницаемым меньше 0,1 мД. Пористость и проницаемость пород при гидро­термальном метасоматозе и нагревании увеличиваются.

Температуры гидротермального процесса изменяются в ин­тервале 700—25°С, К наиболее продуктивным относится диапа­зон 400—100°С. На образование среднего месторождения необхо­димо 8^Ш КДж тепловой энергии. Это в несколько тысяч раз пре­вышает количество энергии, поступающей в отрезок времени рудообразования как средний тепловой поток. Нужны аномаль­ные тепловые поля. Температуры определяют, исследуя: 1) флю-

идные включения в минералах, 2) элементы-примеси, 3) изотоп­ные определения и 4) диаграммы равновесий минеральных ассо­циаций.

Давление оценивают двумя способами — гидростатическим по столбу воды от предполагаемого уровня рудообразования до поверхности океана и литостатическим по весу горных пород в этом же интервале глубин. Месторождения формируются при литостатическом давлении от десятков до 500 МПа, а наиболее продуктивные стадии — 150—200 МПа,

Вода в гидротермы поступает из пяти источников: магмати­ческого, атмосферного, порового, морского и метаморфического. Выявление природы вод осуществляется по отношению изотопов кислорода и водорода во включениях и по их химическому соста­ву. Важным информативным показателем для этих целей может служить К^ = Н₂О/(СО₂ + СО), Для магматических мантийных он составляет 0,1—5,0; атмосферных значипгелъно больше 100; поровых — первые десятки; морских — 400 и выше; метаморфо-генных — 15—50.

Минеральное вещество представлено тремя источниками: 1) ювенильным (базальтоидньш₃ подкоровым) — Fe, Mn, Ti, V, Сг, Ni, Си, Pt и др.; 2) ассимиляционным (гранитоидньш, коровъш) — Sn, W_T Be, Li, Nb_? Та и др.; 3) фильтрационным (внемагмати-ческим) — Si, Ca, Mg, К, CI, Fe, Mn, Zn, Pb, Au, Ni и др.

^ Формы переноса минеральных соединений представлены истинными растворами, коллоидами, простыми ионными и ком­плексными ионно-молекулярными соединениями, В лрироде на различных стадиях рудного процесса и в различных геологиче­ских условиях присутствуют все отмеченные формы. Однако ве­дущими определяющими перенос основной массы вещества яв­ляются комплексные ион но-молекулярные соединения. Они со­стоят иэ ядра и обрамляющих его липшд, хорошо растворимы, чувствительны к физико-химическим услоБИИм и реагируют на их изменения; легко распадаются на простые ионы и образуют труднорастворимые соединения. Ядро комплекса — катион, ко­торый может состоять из одного или нескольких элементов. Ли-ганды образуются отрицательно заряженными ионами или моле­кулами. Различают комплексы по составу лиганд: хлоридные, сульфидные, уран-карбонат-фосфатные и др.

Современное состояние представлений о формах переноса и причинах отложения рудного вещества базируется на данных изучения газово-жкцких включений в минералах, эксперимен­тальных определений и теоретических расчетах. В результате ус­тановлено, что перенос рудных элементов происходит во флюи­дах, насыщенных хлоридами щелочных металлов, углекислотой и

углеводородами. Важным фактором, контролирующим перенос и отложение вещества, является кислотность растворов.

Осаждение из растворов, имевших кислую реакцию, проис­ходило при повышении рН, а из щелочных — наоборот при по­нижении. В условиях высоких температур, для растворов харак­терны высокие концентрации хлоридов щелочных металлов и кислая реакция. При 500—300*0 их рН на единицу ниже рН ней­тральной точки. Для температур менее 300°С, наблюдаемых в ти­пичных гидротермальных месторождениях, в растворах отмеча­ются умеренные и низкие концентрации хлоридов и их состоя­ние близкое к нейтральному. Растворимость сульфидов в хлорид-ных растворах очень мала при низких температурах, но быстро возрастает с ее повышением в логарифмической пропорции.

На миграцию рудного вещества большое влияние оказывает содержание в растворах сульфидной серы. Так, во флюидах зон спрединга концентрация серы составляет 130—285 мг/кг. Экспе­риментальные данные показывают, что хлоридная форма пере­носа является господствующей при температурах выше 200⁽³С для Fe, Cu, Zn, Pb, Ag, При низких температурах (до 50—100°С) легко растворимы другие формы соединений, например, гидросуль-фкдные комплексы. Если свести на один график данные о рас­творимости рудных минералов в слабокислых хлорид ных раство­рах, то окажется, что в области температур 500—300*С (в порядке увеличения концентрации в растворе) получим ряд: Sn, W — Fe (FcS₂) — Zu — Pb — Sb — Hg, т.е. классическую схему вертикаль­ной зональности (по Эммонсу), Величина концентрации метал­лов в растворах является одним из важнейших факторов, опреде­лявших будущие запасы месторождений и содержание в руде по­лезных компонентов. Во всех случаях осаждение сульфидов халь-кофилъных элементов начиналось из растворов, в которых со­держание металлов измерялось сотнями мг на 1 кг Н,О,

Взаимосвязь кислых магм и гидротермальных месторожде­ний объясняет разработанная А.А.Маракушевьш ликвационная концепция рудообразования, согласно которой рудные распла­вы, обогащенные литием, фтором и другими летучими компо­нентами, отщепляются от флюидных гранитных магм. В свою очередь от таких расплавов при снижении давления отделяются гидротермальные растворы, концентрирующие в себе кислотные компоненты, производящие интенсивное изменение окружаю­щих пород. Взаимодействие расплавов и растворов протекает в две стадии: высоко- и низкотемпературные. В первую (кислотно­го выщелачивания) при температуре 350*С происходит контраст-нос распределение компонентов между рудными расплавами, в которых концентрируются щелочные соединения (типа Na^WO,,

Na₂MoO_4> Na,,SnO₃ и др.) и равновесными с ними гидротермаль­ными растворами, насыщенными кислотными компонентами, Именно в эту стадию образуются крупные залежи богатых руд.

Переход к низкотемпературной стадии сопровождается пе­реломом режима; распадом гидротермальных растворов на две фазы, В одной концентрируется водная полярная жидкость со щелочами (Na{OH)_1T КОН и др.)> а в другой смесь нсполярных компонентов (H_r HCI, H₂S, CO₂, N₂ и др.)- В течение обеих вы­соко- и низкотемпературных стадий формируются зональные ореолы гидротермально-метасоматических изменений.

Гидродинамические условия формирования гидротермальных месторождений можно условно опи­сать тремя моделями рудообразующих конвекционных систем; вынужденная, свободная и гравитационная (по АА, Пэку),

Вынужденная конвекция обусловлена действием внешних сил. Она бывает вызвана: 1) генерацией растворов при кристаллиза­ции магм и дегидратации в связи с диаганезом осадков и мета­морфизмом пород и 2) выжиманием растворов при уплотнении осадочных толщ, В результате образуются трещины гидроразрьь ва. При становлении гранитного массива при температурах 600— 800°С прочность на разрыв составляет 2—4 МПа, а проницае­мость возникающих трещин отрыва пропорциональная квадрату их раскрытия. При метаморфогенной дегидратации объем систе­мы увеличивается, а давление приближается к литостатическому. Аналогичная ситуация наблюдается и при уплотнении пород. В рассмотренной системе давление в области питания гидротер­мального потока близко к литостатическому. Оно вызывает восхо­дящее движение растворов вплоть до области их разгрузки на зем­ную поверхность. Средний градиент давления равен 10 МПа/км,

Свободная конвекция характерна для систем двух типов — те­пловой и концентрационной. Тепловую конвекцию описывают параметры; перепад граничных температур (200°С), вертикальная протяженность (5 км), трещинная проницаемость среды (0,01 мД)₃ поскольку она на много порядков выше породной. Соглас­но расчетам, проведенным АА^Пэком, градиент давления не пре­вышает 0,5—1,0 МПа/км, Концентрационная конвекция встре­чается только при формировании стратиформных месторождений.

Гравитационная конвекция для системы со следующими па­раметрами: перепад высот движения растворов 4 км; длина сие* темы 40—80 км, плотность флюида 1000 кг/м будет характеризо­ваться градиентом давления 0,5—1,0 МПа/км.

Степень гидродинамического сосредоточения потока раство­ров определяется уменьшением площади его поперечного сече­ния. Исходные параметры рудоносной системы, связанной син-

трузивным массивом: 1) при прохождении через область рудоот-ложения концентрация раствора уменьшается на 0,05 г/кг; 2) для образования крупного месторождения цветных металлов (запасы 510*т руды) необходимо 10¹⁰ т раствора; 3) в магме Н₂О 2—3%. Чтобы получить требуемое количество раствора, в очаге должно быть 200 км³ магмы; 4) при среднем содержании металлов 1% объем рудной массы составит 0,02 км³. В итоге по соотношению объемов источника рудного вещества и собственно рудной массы определяем степень сосредоточения. Для наших расчетов она равна Ю⁴, для систем диагенетической дегидратации — 10, Уста­новлено, *гго чем более низкотемпературные гидротермальные системы, тем меньше степень сосредоточения растворов. Мини­мальные значения характерны для стратиформных месторождений.

Смешение растворов происходит вследствие общей тенден­ции для всех видов подземных флюидов сосредоточиваться в наи­более проницаемых элементах геологических структур. Гидроди­намическое строение потоков подчиняется принципу минимиза­ции затрат энергии на процесс фильтрации. Движение растворов самоорганизуется так, чтобы максимально использовать наибо­лее проницаемые каналы. Одним из важнейших условий для сме­шения растворов является равенство давлений в обоих флюнд-ных потоках на уровне их гидростатической величины. В связи с этим по мере понижения давления в гидротермальных системах доля в растворах метеорной составляющей будет увеличиваться от ранних этапов процесса к завершающим.

Перемещение вещества гидротермальными растворами осу­ществляется двумя способами — инфильтрацией и диффузией. Инфильтрация обусловлена давлением парообразной фазы, ли-тостатическим и гидростатическим напором, тектоническим стрессом и термическим градиентом. Это основной способ пере­мещения вещества.

Диффузия — исключительно медленный процесс (скорость 0,4—1,8 м за 10 тыс. лет). Она определяет ход метасоматических преобразований, способствуя проникновению растворов в-поро-вые системы пород.

Интервал глубинного гидротермального рудообразования по геологическим наблюдениям и теоретическим расчетам состав­ляет около 10 км. В диапазоне глубин 0,8—2,5 км функционирует гидростатическая модель. Она сочетается с более глубинной ли-тостатической системой. В целом для всего интервала рудообра­зования (10 км) градиент давления равен 1 МПа/км, Пример глу­бинною месторождения золота — Колар в Индия,

Отложение вещества из гидротермальных растворов вызвано следующими причинами: обменными окислительно-восста-

17-3177 129

вигельными реакциями, изменением рН, коагуляцией коллои­дов, распадом комплексных ионов, фильтрационным эффектом, сорбцией, естественными электрическими полями, изменением температуры и давления и другими менее исследованными при­чинами (сейсмические явления, магнитные поля и др.)-

Соотаошение металлов, серы, кислорода и других элемен­тов, возникшие при различных физико-химических условиях ру­дообразования, отражается на составе выпадающих из растворов минералов, совокупность которых составляет естественные пара-генетические сообщества.

Особую роль в гидротермальном процессе играет режим серы и кислорода. При высоком потенциале серы возникают сульфиды, а кислорода — легкорастворимые сульфаты. Сродство металлов к сере (чем оно сильнее, тем раньше образуется соеди­нение) образует закономерный ряд: Zn, Mo, Sn> Fe₅ Pb, С\ь., 5b, Hg- Подобный рад установлен и сродству металлов к кислороду: Be, Mg, Li, Nb> Mn, Cr... Sb> Pb, Hg, Ag. Режим кислорода меня­ется в разрезе верхней части земной коры, В направлении к по­верхности парциальное давление кислорода увеличивается. В ре­зультате сульфиды сменяются сульфатами,

В ходе гидротермального процесса часто сначала потенциал серы растет, а затем к его концу понижается. Поэтому вначале и конце этапа рудообразования формируются малосернистые со­единения. Максимум сульфидов выпадает в средние стадии.

Длительность образования гидротермальных месторождений составляет от нескольких сотен до нескольких десятков тысяч лет- Наиболее значительные временные колебания характерны для жильных полей. Отдельные жилы формируются в короткие периоды (сотни и первые тысячи лет), но в целом рудное место­рождение, поля и районы с учетом пульсационного, прерывисто­го функционирования гидротермальных систем и периодическо­го изменения тектонических полей напряжения образуются час­тями в течение десятков тысяч лет. Судить о временных интерва­лах всего процесса рудообразования для систем, ассоциирующих с интрузиями позволяют оценки Л,Кстлса, согласно которым гидротермальные растворы отделяются от магмы в очагах, распо­ложенных на гипабиссальных уровнях, в течение 20—25 тыс.лет.