Классификация гидротермальных месторождений

Наиболее распространенной классификацией, прочно во­шедшей в практику горнорудного дела уже более полувека и ис­пользуемой многими геологами, в настоящее время является сис­тематика ВЛингрена, разделяющая месторождения ло темпера-

турам и глубине образования на три класса: 1) гипотермальный — большие глубины, высокие давления и температуры (500—300°С); 2) мезотермальный — средние параметры, температуры — 300— 200°С и 3) элитермальный — небольшие глубины и низкие тем­пературы (200—50^аС). Американские геологи в 50-ые годы XX в. дополнили ее еще тремя классами: 4) лептотермальным — сред­ние глубины и низкие температуры; 5) телетермальным — малая глубина, низкая температура и 6) ксенотермальным — малая глу­бина и высокая температура,

В нашей стране популярностью пользовалась классифика­ция П.М.Татаринова и ИХ.Магакьяна, несколько изменившая систематику ВЛингрена. Эти авторы выделили два класса место рождений: 1) умеренных и больших глубин (больше 1 км), 2) ма­лых глубин и приповерхностных (меньше 1 км), В свою очередь каждый класс разделен на три подкласса: высокотемпературный (больше 300°С), среднетемпературный (300—200°С) и низкотем­пературный (меньше 200°С). Общим недостатком этих классифи­каций является то, что в их основе залажены недостаточно ин­формативные дискуссионные параметры — температура и глуби­на. Кроме того, гидротермальный процесс, приводящий к обра­зованию однотипных месторождений развивается в широком диапазоне термодинамических условий.

Во второй половине XX в. стала разрабатыватьс^новая при­нятая в настоящее время большинством геологов современная классификация. Она учитывает четыре главных признака: 1) связь с магматическими формациями, 2) состав руд_? 3) физико-хими­ческие условия образования и 4) геолого-геохимические парамет­ры. В наиболее законченном вице эта систематика была изложе­на в трудах В.И-Смирнова, который разделил гидротермальные месторождения на три класса: плутоногенный, вулканогенный и амагматогенный. Часть бесспорно гидротермальных рудных об­разований, связанных с субмаринным базальтовым магматизмом, В,И,Смирнов выделил в самостоятельную колчеданную группу, по рангу соответствующую труппе гидротермальных месторожде­ний. Практический опыт, а также многочисленные эксперимен­тальные данные и теоретические расчеты последних десятилетий показали на нецелесообразность такого обособления колчедан­ных руд. Кроме того, выделенный В. И-Смирновым амалматиче-ский класс более рационально разделить на два подкласса — стратиформный и жильный и отнести к экзогенной серии, С отмеченными выше изменениями и дополнениями группу гидро­термальных месторождений предлагается разделить на три клас­са: 1) плутоногенный хранитокдный, 2) вулканогенный андези-тоидный и 3) вулканогенный базальтовдный.

17* 131

Плугоногенвые гранитоидные месторождения

Плутоногенные месторождения продолжают магматогенную серию и тесно, по геолого-генетическим условиям образования, связаны с альбигит-грейзеновыми и скарновыми группами ме­сторождений. Рассматриваемый класс ассоциирует с гранитовд-ным магматизмом и формировался от архея до неогена в различ­ной геотектонической обстановке, но всегда на коре континен­тального типа. В образовании продуктивных комплексов прини­мали участие коровью (палингенные) и мантийные расплавы. Этот процесс в общем виде представлял собой акт внедрения мантийного диапира в низы континентальной коры с последую­щим воздыманием очага плавления в коре, вовлекающим в этот процесс все большие объемы сиалического вещества. Становле­ние гранитовдных массивов происходило на глубинах 3—10 км,

В качестве источников рудных элементов в гранитных маг­мах могут рассматриваться ассимилируемые при палингенезе глинистые осадки, в которых содержание этих элементов на 1—2 порядка превышает мантийные концентрации. С позиции рудо-носности важно деление гранитошюв на магнетитовый и ильме-нитовый типы, С первым связаны сульфидные месторождения (полиметаллические, золото-серебряные и часть молибденовых), а со вторым — касситерита, вольфрамита, берилла, флюорита, шеелита. Выявлена прямая связь оруденения с масштабами пред-рудного щелочного метасоматоза — альбитизации и калишпати-зации.

Плугоногенные месторождения формировались в широком диапазоне геологических и термодинамических условий. Основ­ная их масса относится к жильным и штокверковым образовани­ям, но на ряде месторождений широко развиты и мегасоматиче-ские руды. Общепринятой классификации данных месторожде­ний пока не разработано. В качестве предварительного варианта можно условно разделить их на три подкласса: высоко-, средне-и низкотемпературные. В свою очередь каждый подкласс состоит из нескольких рудных формаций-

Высокотемпературные месторождения формировались на ги- пабиссальных глубинах (1—5 км) при температурах 500—300*С. Ведущим минералом жильного выполнения являлся кварц. Вы­деляют следующие наиболее распространенные рудные форма­ции с примерами типичных месторождений: кварц-молибдено­вая, кварц-халькопиритовая (Чукикамата, Браден, Чили; Коун-рад, Казахстан); кварц-арсенопирит-золоторудная (Кочкаръ, Урал) (рис, 25); кварц-золотая (Березовское, Урал); кварц-турма­лин-золотая (Дмитриевское, Ключевское, Забайкалье); кварц-

:t

 

Рис. 25, Схема расположения жил Кочкарсхого месторождения (по

ИХЛупилиму).

Крап — площади распространения аллювиальных россыпей

касситеритовая (Онон, Забайкалье); кварц-мол ибденитовая (Клаймакс, США); кварц-энаргатовая (Бьютт, США); кварц-вис-мутиновая (Ацрасман, Средняя Азия) и др. Рассмотрим подроб­нее принадлежащие к данному подклассу, детально изученные и важные в экономическом отношении меди о-молибден -порфиро­вые месторождения,

Медно-молибден-порфировые месторождения в подавляющей массе формировались в кайнозойскую эпоху, продуктивность ко­торой по молибдену (91,1 тыс.т/млн лет) и меди {3,8 млн т/млн лет) в 20—30 раз превосходит по этим параметрам все другие эпо­хи. Вьщеляются три периода рудообразования: палеоценовый, эоцен-олигоценовый и миоцен-плиоценовый. Из порфировых месторождений, объединяющих две рудные формации — кварц-молибденовую и кварц-халькопиритовую, получают более полови-ны мировой добычи меди и подавляющее количество молибдена.

Рассматриваемые месторождения образованы гидротермаль­ными системами, генетически и пространственно связанными с монцонитовыми, диоритовыми и гранитными комплексами. Ми­нерализованные участки располагаются в зонах эндо- и экзокон-тактов интрузий и сложены вкрапленными халькопирит-молиб-денитовыми рудами. Наиболее крупные месторождения с запаса­ми руд больше 200 млн т ассоциируют с небольшими массивами. В крупных полифазных плутонах оруденение приурочено к наи­более кислым разностям.

В петрохимическом отношении рудоносные интрузивы разделяются на три группы: островодужная, магматических дуг и областей активизации- Первая группа развита вдоль активной континентальной окраины западной части Тихого океана (Япон­ский тип). Для магматических пород характерны; диоритовый состав, невысокая щелочность (сумма К^О и СаО равны 3—8%), равное количество натрия и калия и повышенная золотоносность ассоциирующих с ними медно-молибденовых руд. Вторая группа представлена монцонитовыми интрузиями, расположена в маг­матических дугах над зонами субдукции восточной части Тихого океана (Андийский тип), для них типична повышенная щелоч­ность (сумма щелочей 4—14% и резкое преобладание в их составе калия). С монцонитами связано вкрапленное медно-молибдено-вое оруденение. Третья группа встречается в областях текгоно-магматической активизации древних кратонов (например в Ка­надских Кордильерах), состоит из щелочных калиевых гранитои-дов (сумма щелочей превышает 15%) и содержит медно-золотую минерализацию.

Гидротермально-метасоматические изменения пород на ме­сторождениях данного типа образованы флюидами как магмати-

ческого (в их составе до 30—60% экв. NaCI), так и метеорными водами (в них меньше 15% экв. NaCI)> создавшими зональное концентрическое строение ореолов, В их центральной части рас­полагается безрудное кварцевое ядро с калишпатом и биотитом, далее следует зона филлизитизации с серицитом, кварцем и пи-ритом_? которую сменяет зона аргиллизитизации с алунитом, као­лином и пиритом. Все это обрамляют поля пропилитизирован-ных пород (хлорит, эпидот, кальцит и пирит). Рассекая все зоны в метасоматическом ореоле развиваются разнообразные системы кварцевых жил. Оруденение приурочено к границе кварцевого ядра и филлизитовой зоны.

Разработаны три генетические модели рассматриваемых порфировых месторождений; монцонитовая, диоритовая и гра-нитоидная. Согласно монцонитовой образуются медно-молиб-ден-порфировые месторождения, которые локализованы в ма­лых интрузиях вулканоплутонических дуг зон субдуюдии. Рудо-носные монцониты являются поздними дериватами полифазных магматических комплексов. Диоритовая модель характерна для медно-молибден-порфировых, обогащенных золотом, месторож­дений, формировавшихся в островодужных структурах Японско­го типа. Они ассоциируют с небольшими мало глубинными (2—3 км) диоритовыми интрузиями. Месторождения имеют зональное строение. Безрудное кварцевое ядро обрамляется кварц-серицит-биотит-мусковитовым чехлом с повышенной молибденовой вкра­пленной минерализацией. За ним следует зона медных руд с пи­ритом, хал ько пир игом > борнитом и халькозином. Во внешнем ореоле отмечаются гнезда и вкрапленность пирита, магнетита и гематита.

Гранитоидная модель (тип Клаймакс) ассоциирует с интру­зиями высококремнеземистых, богатых щелочами риолитов и гранит-порфиров (рис, 26). Они образовывались в пределах акти­визированных областей кратонов. Каждое месторождение распо­ложено над интрузивным куполом и представлено чашеобразным телом штокверковых молибденовых руд, повторяющих форму интрузивного контакта. Многократному внедрению магмы соот­ветствуют разностадийные рудные тела. Давление магмы было вертикальным. Это выразилось в образовании систем концентри­ческих и радиальных даек, жил, сбросов и других структурных элементов, Рудообразующие флюиды выделялись непосредствен­но из магмы под давлением, превышающим на L50—250 Па лито-статическое. Они представляли собой концентрированный рас­сол (65% экв. NaCI) с температурой около 500°С, Формирование месторождений протекало в две стадии. В течение ранней функ­ционировало две несмешиваюшиеся флюидные системы — маг-

XVJS

 

 

 

магическая и метеорная. Во вторую происходило выравнивание литостатического и флюидного давлений; происходил гидрораз­рыв; обе системы — магматическая и метеорная объединялись и протекали главные процессы рудоотложения. В пределах интру­зива образовывалось четыре зоны метасоматических изменений (от центра к периферии): калишпатовая, кварц-серицит*пирито­вая, аргиллизитовая и внешняя — пропилитовая. На ранней вы­сокотемпературной стадии возникали и эндогрейзеновые ассо­циации — магнетит-топазовая и гранатовая. Кроме того, незави­симо от позиции зон метасоматоза располагаются поздние квар­цевые жилы.

Таким образом, рудоносные магмы представляли собой пре­дельно дифференцированные расплавы, возникшие при фракци­онном плавлении мафических и средних минеральных образова­ний верхней мантии и нижней части коры. На глубинах 600— 3000 м в куполе магмы с силой отделялись рудообразующие флюиды. От давления возникала штокверковая гидравлическая система трещин, вместившая эндогенную минерализацию со средними концентрациями молибдена 0,1—0,3%.

Среднетемпвратуриые месторождения включают многочис­ленные, главным образом, жильные месторождения, одними из ведущих компонентов в составе которых, помимо кварца, явля­ются сульфиды и сульфосоли. Продуктивные ассоциации форми­ровались при температурах 350—200°С. В данном подклассе вы­деляют четыре группы рудных формаций: 1) полиметаллическую, объединяющую следующие формации: галенит-сфалерит-хал ько-пиритовую (Садон, Згид, Северный Кавказ); галенит-сфалерит-баритовую (месторождения Салаира); галенит-сфалеритовую (Кадая); 2) сурьмяно-мышьяковую: арсенидную и сульфоарсе-нкдную никель-кобальт-железную (Буазер, Марокко), арсенопи-ритовую (месторождения Забайкалья), золото-антимонитовую; ферберит-антимонитовую (Ноцара, Грузия); 3) редкометалъную: касситерит-галенит-сфалеритовую (Хапчсранга, Забайкалье),

Рис. 26♦ Разрез 16 месторождения Клаймакс, на котором показаны обобщенная геология и рудные зоны (по У.Уайту и др.). Обобщенная геологическая карта горизонта 929 (вставка) показывает расположение и ориентировку разреза \Ь.

f — лани сильною окварцевания; 2 — кварц-то л аз-пиритовая зона изменения (Kill); J — пегматиты: 4, 5 — посгрудные интрузивные серии, 4 — серийные граниты, 5— поздние риолитовые порфиры; 6-8 — нижние интрузивные серии, 6 — биотитовые порфиры, 7 — биотитовые гранит-порфиры, Л — внутрирудные порфировые дайки; 9 — Центральный массив; 10— Юго-Западный массив; И — Р, докембрийские вмещающие породы; 12 — контур содержаний 0,4% MoS₂; 13 — контур рулкош тела Сереско с содержаниями 0,2% MoS₂

S-3177

касситерит-хлорит-пирротиновую (Омсукчан, Дальний Восток);

4) ураноносную: сульфидно-настурановую (галенит-сфалсрито^ вую, молибденитовую, халькопиритовую, марказитовую с урано­вой смолкой); (Шинколобве, Заир; Центральный массив, Фран~ ция) "пятиэлементную" формацию (кобальт, никель, висмут, се-ребро, уран) с рудами, состоящими из арсенвдов кобальта и ни-кеяя_> самородного серебра, сульфидов висмута и уранинита (Фрайберг, Пшибрам, Восточная Европа и др.)*

Плутоногенные сульфидно-урановые месторождения относятся к классическим.жильным образованиям и контролировались главным образом разрывными структурами. Вертикальный диа­пазон оруденения для них составляет 300—1500 м, Вьщеяяют два типа месторождений: 1) простые сульфидно-настурановые жилы и 2) сложные полиметаллические ураноносные жилы с кобаль­том, никелем, висмутом, серебром, иногда медью.

Руды генетически связаны с гапабиссальными интрузиями или пегматитовыми телами складчатых поясов. Они располага­ются в разломах и трещинных зонах как в материнских интрузит-ях, так и во вмещающих осадочных и метаморфических породах. Месторождения представлены сериями простых или сложных полистадийных брекчиевидных жил. В простых развит настуран_? а в сложных — уранинит. Среди сопутствущих минералов преоб­ладают сульфиды железа, цинка, меди и свинца, барит, флюорит и карбонаты. Рудообразование протекало при температурах 440— 80°С в щелочной среде из флюидов, содержащих NaCl 28% экв. Типичное содержание U₃O_e 0,1—1,0%, В отдельных месторожде­ниях запасы окиси урана составляют 0,1—23 тыс, тонн, а для руд­ного района эта цифра увеличивается до 45 тыс, тонн. На долю типично жильных месторождений приходится более 5% мировой добычи урана,

К одному из самых известных примеров месторождений данного типа относятся урановые жилы Французского Централь­ного массива, связанные с горцинскими орогенными гранитои-дами. В их формировании установлено четыре стадии: 1) ранняя началась 350 млн лет назад с внедрения анатекгических гранит­ных расплавов, обогащенных заимствованными из вмещающих пород элементами: ураном, фтором, оловом, литием, вольфра­мом и бериллием; 2) вторая стадия наступает сразу после затвер­девания массива (285 млн лет). По существу в эмбриональном резко редуцированном режиме протекают высокотемпературные грейзенизация и алъбитизация; образуются вторичные мусковит,, альбит и акцессорный уранинит; происходит вынос кремния. Все эти преобразования эписиекитового характера делают граниты

более пористыми и проницаемыми, что благоприятствует позд­ним процессам концентрации рудного вещества; 3) третья стадия связана с деятельностью смешанных карбонатных метеорных и магматогенных гидротермальных систем 275 млн лет назад- Про­исходило выщелачивание акцессорного уранинита и отложение его в открытых трещинных структурах растворами, обладавшими температурами 350—100°С и флюидным давлением 30—10 МПа; 4) четвертая стадия уже возникла в ол иго ценовую эпоху (30 млн, лет) и характеризовалась гипергенной мобилизацией урана и соз­данием зон, обогащенных вторичными четырехвалентными со­единениями урана.

Низкотемпературные месторождения представлены рудными формациями, ассоциирующими с разнообразными магматиче­скими комплексами и образовавшимися при температурах 200— 50°С, Это наиболее спорная группа минеральных объектов. Об их происхождении ведутся нескончаемые дискуссии. Одни геолога относят данные формации к гидротермально-метаморфогенным, а другие — к осадочным или инфильтрационным образованиям. Особенно большие разногласия существуют по вопросам харак­тера связи этих месторождений с магматическими процессами. Многие настаивают на отсутствии каких-либо связей между ними. В качестве возможных примеров отметим наиболее часто цитируемые в литературе формации; сидеритовые (Бакал, Урал; Эрцбург, Австрия), родохрозит-родонитовые (Бьютт, США), маг­незитовые (Сатка, Урал), баритовые и витеритовые (Салаир, Рос­сия) и др.

Вулканогенные андезнтоидные месторождения

Между внутренними консолидированными блоками конти­нентов и окраинными магматическими дугами, связанными с глубинными частями зон субдукции, располагаются изогнутые в плане (в сторону континента), кулисные вулканоплутонические пояса андезитового и риолитового состава. Наиболее грандиоз­ными структурами такого типа являются вулканические пояса Тихоокеанского континентального обрамления. В азиатской его части выделяется Чукотско-Катазиатский планетарный пояс про­тяженностью более 10 тыс, км, северным звеном которого явля­ется Охотеко-Чукотская система субмерщшанальных тектоно-магматических структур. В восточной части Тихоокеанского коль­ца к аналогичным образованиям можно отнести вулканоплутони­ческие пояса Анд и Кордильер Южной и Северной Америки.

Особенностью в строении субаэральных окраинно-конти-нентальных поясов является широкое развитие в их пределах ан-

1в* 139

дезитодацитового вулканизма и на завершающих стадиях щелоч­ного гранитовдного магматизма, а также образование широкого спестра рудных месторождений. Оруденение, как правила, при­урочено к палеовулканам, их жерловьш и периферическим час­тям, где концентрируется в конических, кольцевых, радиальных и трубчатых разрывных структурах. Рудные тела обычно неболь­шого размера, имеют форму жил, труб, изометричных штоквер­ков. Выделяют участки богатых руд, которые называют бонанца-ми. Вмещающие вулканиты испытали воздействие хлоридно-сульфатно-бикарбонатных растворов, образовавших околорудные зоны адуляризации, алунитизации, хлоритизации, каолинмтиза-ции и окварцевания. Во внешних ореолах месторождений широ­ко развита низкотемпературная пропилитизация. Орудекение за­хватывает диапазон глубин от десятков до сотен метров. Началь­ная температура рудообразования 600—500°С по мерс приближе­ния к поверхности быстро понижается до 200— 100°С, Отмечается высокая скорость отложения минералов, обилие минеральных ассоциаций и их телес копирование в рудо под водящих каналах. Для руд характерно широкое распространение метаколлощшых текстур. Многие промышленные жилы имеют сложное строение. В них наиболее богатое оруденение расположено в верхней час­ти. На глубине нескольких сотен метров оно сменяется слабоору-денелыми образованиями*

С этим типом месторождений связаны многочисленные и важные в экономическом отношении рудные о&ьскты двух групп формаций — золото-серебряной и олово-вольфрамовой, на крат-.кой характеристике которых остановимся ниже.

Золото-серебряные месторождения представлены следую­щими рудными формациями: полиметаллической золото-сереб­ряной (Агатовское, Россия; месторождения Карпат, Украина; Крипль-Крик, Комсток-Лоуд, США и др>)> золото-серебряной с теллур идами и селенвдами (Агинское, Камчатка; Ссигоши, Япо­ния), серебро-акантитовой (Дукат, Россия)> золото-судъфоанти-монитовой (Кдрамксн, Россия) и другими.

Месторождение Дукат расположено в меридиональном Ба-лышчано-Сугоиском прогибе, являющемся поперечной структу­рой к Охотско-Чукотскому поясу. Прогиб выполнен меловыми континентальными осадочными и вулканогенными образования­ми. Месторождение приурочено к вулканотектоническому под­нятию, расчлененному серией сбросо-сдвигов на ряд блоков. В ядре поднятия на глубине 1000—1300 м расположен гранитный плугон. Основное оруденение находится в центральном блоке и сконцентрировано исключительно в ультракалиевых (К,О до 8— 10%) экструзивно-эффузивных фациях нижнего мела, сложен-

ных риолитами, игнимбритами, туфами, фельзитами с прослоя­ми аргиллитов (рис, 27, 28). Рудные жилы помимо кварца сложе­ны хлоритом, адуляром, родонитом, родохрозитом и сульфидами %. Ранние продуктивные стадии (кварц-хлорит-сульфидная

уф

и кварц-адуляр-серебряная) формировались при температурах 385—240°С, а поздние (кварц-родонит-родохрозитовая и гребен­чатого кварца) — 410—200°С. В рудах установлено свыше 150 минералов, из них важнейшими являются самородное серебро и акантит, а также сфалерит и галенит. Главными особенностями месторождения являются: 1) усеребрение руд (золото-серебряное отношение 1:250—1:500); 2) ограниченное развитие сульфидов; 3) наличие марганцевых минералов; 4) геохимическая связь серебра

Рис. 27. Feojroro-структурная схема Центрального участка Дукатского месторождения (составлена Н.А.Шило, М.С.Сахаровой и другими по данным БАКовтуненко и Дукатской ГРЭ).

Стратифицироракные образования: 1 — четвертичные отложения, 2 — эвенская серия (липариты, дациты, андезиты, игнимбриты и туфы липаритов, дацитов). Субвулканические образования: 3 — порфировые, афировые липариты и нсвадиты, 4 — андезиты, 5 — рудные зоны, 6 — рудные тетга> 7 — разрывные нарушения, 8 — границы лайкового пояса

Щ ПГП VI Р^П * ^п /V #/1 (71 /^Л.Зда I%UiU I Ч l g г 1д LJiil» liJZik LSKik I у Ь7 г*1^г*к

Рис. 28, Геологический разрез Дукатского месторождения,

1 — угленосные осадочные отложения омсукчанской свиты, 2-7 — асколъдинская свита: 2 — р но литы, 3 — туфы риолитов, игкимбриты, 4 — афировые риотшты (фельзиты), 5 — игнимбриты, 6 — риолиты, 7 — маркирующие горизонты осадочных пород, 8 — верхнетриасовые песчаники, 9 — субвулканические риолиты (К₁₃), 10 — субвулканические тела (а) и ксенолиты (б) гранодиорит-порфиров (K,J, 11 — интрузивы биотитовых (а) и дейкокраговых (б) гранитой (Kj), 12 — дайки базальтов (Р?), 13 — зоны контактового метаморфизма, 14 — и нъекцнон но -экс плозивные брекчии (а), туффиты (б), 15 — зоны дробления (а), прочие разломы (б), 16 — зоны окварцевакия (а) и кварцевые жилы (б), 17 — рудные тела, 18 — геологические (а) и фациальные (б) границы

с медью, железом, сурьмой, оловом, селеном и марганцем; 5)

многостадийность процесса рудообразования, двукратный лрив-нос серебра, а также поздняя регенерация сульфидных минера­лов.

Месторождение Карамкен расположено в Примагаданском отрезке Охотско-Чукотского пояса, приурочено к крупной вулка-но-тектонической кальдере, выполненной меловыми осад очно-вулканогенными породами, и ассоциирует с верхнемеловым маг­матизмом (плагиогранит-порфиры, кварцевые диоритовые пор­фиры, дациты, авто магматические брекчии андезитов) (рис. 29), Рудные жилы локализуются в радиальных трещинах скола, фор­мировались в две стадии (золото-сульфидно-сульфосолевая и се-ребро-сульфосольно-селенидная и образуют спорадические рои в различных блоках кальдеры. Наиболее продуктивные жилы име­ют адуляр-кварцевый, кварцевый и кварц-карбонатный состав. Золото-серебряное отношение изменяется в пределах 1:1,25— 1:20, в среднем 1:5. Количество сульфидов не превышает 0,5— 1,5%, К наиболее распространенным рудным минералам отно­сятся: золото, серебро, пирит, халькопирит, сфалерит, блеклые руды, фрсйбсргит, акантит, канфилъдит. Отложение богатых зо­лотых руд происходило в узком температурном интервале (200— 180^0) в условиях резкой смены давлений, изменения состава ру­доносных растворов, при переменных кислотно-щелочных и окислительно-восстановительных условиях, а также в инверси­онном режиме серы и кислорода.

Олово-вольфрамовые месторождения рассматри­ваемого класса формировались в вулканических дугах магматиче­ских поясов, чаще всего > на активных окраинах континентов. Наибольшее промышленное значение в их составе имеет касси-тсрит-вольфрамит-висмутин-аргентитовая рудная формация, хо­рошо развитая в Андах и Кордильерах Северной и Южной Аме­рики.

Более 15% мировой добычи олова, большие количества вольфрама, серебра и полиметаллов более полувека поступает из месторождений Боливийского рудного пояса (Лялагуа, Уануки, Потоси, Оруро и много других) (рис. 30). Боливийские месторо­ждения локализованы в пределах субмеридиональной дуги (вы­гнутой в сторону континента) шириной 50 и протяженность 800 км. Рудоносные вулканогенные и интрузивные породы на севере ран немезозойского возраста, в центральной части раннемиоце-нового, а на юге позд не миоценового. Их образование связывают либо с субдукцией океанической плиты в восточном направле­нии, либо с анатсктическим переплавлением пород континен­тальной коры, либо с переотложением руд более древних, в част-

ш о seo то

 

 

t [i7^~ г

* I ^z?*t 1

', ^a

Рис₊ 29, Скема геологического строения рудного поля Карамксн (составиюна Н.Л.Шило. М.С,Сахаровой и др. по данным А-А.Красильникопа, Л.М.Лсйбовой, Л,Б.Хрусталевой и др.).

1-2 — стратифицированные образования: 1 — лиларитовая, базальтовая, дацитовая и андезитовая толщи, 2 — о садоч но-вулкан о генная толща; 3-7 — интрузивные образования: 3 — плагиогранит-порфиры, 4 — кварце вы с диоритовые порфиры, 5 — дациты, 6 — автомагматические брекчии андезитов, 7 — липариты; S — рудные тела, 9 — главные широтный и меридиональный разломы, ДО — разломы ограничения кальдеры, П — мелкие разрывные нарушения, 12 — участки месторождения, Цыфры в кружках: 1 — Восточный, 2 — Центральный» 3 — Север?!ый_т 4 — Северо-Западный

о

м _

~f 'I............................ 4_ *ЬЬ*.Ь> ^^К ^^_ ^^_ ^^_ ^^_. »/-;->:-:-х-> —/----------

оiod200м

I__ Г l

Z500

 

1

2 *

' V •

V* V

Рис. 30. Разрез месторождения Потоси ъ Боливии (по Л. И. Краен ому)-

Третичные образования: 1 — штокриолитового порфира_} 2 — глинистые сланцы и пеллы (свита Караколес), 3 —туфы адцезитовые биотизированные, 4 — конгломераты и брекчии с обломками осадочных, метаморфических и изверженных пород (свита Паилавири), 5 — ордовикские глинистые сланцы и песчаники, 6 — рудные жилы, 7 — разрывы

ности палеозойских и триасовых месторождений. Одним из наи­более ярких представителей рудных о&ье кто в Боливийского поя­са является олово-серебряное месторождение Потоси, приуро­ченное к субвулканическому штоку дацитов лозднетретичного возраста, частично расположенного в жерле древнею вулкана и прорывающего нижнепалеозойско-третичную терригенную се­рию и средиетретичную толщу лав и туфов андезиташго и рио-литового состава. Оруденение локализовано в пяти системах вул~ канотектонических трещин и формировалось на глубине -900 м и два периода, С первым связано отложение касситерита, пирита, висмутина и вольфрамита, а со вторым — станнияа, тетраэдрита, сфалерита и пираргирита, В верхних частях рудных тел преобла­дают минералы серебра, а в нижних олова, вольфрама, иисмути и меди. Рудо образование протекало в широком диапазоне темпе­ратур 500—100°С. Околорудные изменения представлены интен­сивным окварцеванием (верхняя часть штока) и серицитннацией (глубинные горизонты). Латеральная зональность выражена в развитии в центре месторождения олово-серебряных жил, а на его периферии — серебряных и серебро-пол и металлических. По периферии месторождения породы пропилитизированы.

К классу вулканогенных, св51занных с кислым, средним и основным (трапповым) магматизмом, месторождений также от­носятся многочисленные, но менее значимые п мироном балансе минерального сырья рудные объекты. Среди них можно отмс­тить: флюорит-бертрандитопью (Томас, США), киноварные (Вышково, Украина), самородной меди (оз. Верхнее, США), алу-нитовые (Заглик, Закавказье), исландского шпата (Тунгуски, Си­бирь), самородной серы (Курильские острова, Япония, Италия).

Вулканогенные базальтондные субмарннные (колчеданные)

месторождения

К данному классу относ5ггсм месторождения сульфидных руд, связанные с подводно-морскими базальтоидными форма­циями. Из них получают до 10—15% мировой добычи меди, цин­ка, свинца и значительные количества серебра, золоти, кадмия, селена, олова, висмута, бария и др. Рассматриваемые месторож­дения образовывались непрерывно в течение всей геологической истории, начиная с раннего архея и кончая современным колче­данным рудогенезом в океанических структурах из мантийных источников вещества.

Рудные провинции и районы формировались ни разных ста­диях развития земной коры, но всегда в условиях растяжения. Установлено четыре основных типа геотектонических обстоно-

вок колчеданообразования: 1) островные дуга, 2) срединно-океа-нические хребты_? 3) тыловодужные бассейны и 4) зоны разломов на границе палеоконтинентов,

В пределах островных дуг над зонами Беньофа-Заварникого на ранних стадиях субдукции в результате анатектического пере­плавления погружающейся под континент океанической плиты и частичного плавления мантийного материала проявился интен­сивный базальт-андезитовой вулканизм. С ним связаны динко-во-медные раннсгеосинклиналъные месторождения фанерозой-ских орогенических поясов. На более поздних стадиях субдукции резко возрастают объемы ассимиляции материала сиалической коры. Вулканизм становится более кислым и известково-щелоч-ным. С ним уже ассоциируют свинцово-цинково-медно-сереб-ряные месторождения (Кинстоун, Балаклала, Шаста-Кинг, США; Фуказава, Шинсава, Япония; Вудлон, Австралия).

В рифтовых структурах срединно-океанических хребтов формировались мед но- и цинковоколчеданные месторождения офиолитовых поясов. Часто они приурочены к чашеобразным впадинам и располагаются вблизи центров активного вулканиз­ма. Определяющим условием рудообразования явилось рифтооб-разоваяие, протекавшее в условиях раздвижения литосферных плит (палеозойские месторождения Урала, Скандинавии, Нью­фаундленда, Кипра и других регионов).

Тыловодужныс бассейны растяжения характеризуются ли­нейными рифтовыми системами, в пределах которых развивается бимодальный базальт-риолитовый вулканизм и формируются ло­кальные впадины с глубоководными фациями осадочных пород. Примером подобных образований могут служить среднепалео-зойские колчеданные месторозкдения Иберийского полуострова (Пиритовый пояс Испании и Португалии),

Зоны трансформных сдвиговых разломов на границах мик-роконтинентов часто благоприятны для формирования крупных рудных районов. Они приурочены к вулканотектоническим де­прессиям и связаны с кальдерами и стратовулканами. Кальдеры располагаются в поперечных к глубинным разломам нарушени­ях. Для них характерны рои субвулканических даек базальтового и риолитового состава, имеющие наибольшую густоту на продол­жении магмовыводящих каналов. На удалении от активных цен­тров вулканизма пучки даек вытягиваются вдоль оси региональ­ного сжатия. В режиме растяжения формировались баз альт-рзю-литовые комплексы с колчеданно-полиметаллическими месторо­ждениями. Часто на заключительных этапах развития подобных структур возникала обстановка сжатия и происходила смена типа вулканизма. Формировались андезито-дацитовые комплексы, ти-

19* 147

пичные для зон сублукции (Прииртышский рудный район, Ка­захстан)

Обобщенная модель рудообразовапия

Месторождения колчеданного семейства представляют со­бой продукты деятельности конвективной гидротермальной сис­темы. Главным компонентом системы является морская вола, но на разных этапах и стадиях активную роль играют также магма­тические, метеорные и погребенные (поровыс) воды. Источника­ми энергии служит либо аномально высокий тепловой поток, либо тепло остывающих магматических тел, В процессе нисходя­щего движения морская вода нагревается и активно взаимодей­ствует с придонными породами. В результате образуется восста­новленный слабокислый солевой раствор, в котором активности H₂S^U, HS- и S²*» активностей SO₄²' и HSO₄\ Он обогащается выщелоченными из окружающих пород металлами,

Восходящая ветвь потока взаимодействует с вмещающими породами и холодными морскими водами и производит интен­сивный магниевый метасоматоз. При резких падениях давления происходит вскипание раствора и отлагаются кремнезем и суль­фиды (пирит, марказит, пирротин, халькопирит и др.). В придон­ном пространстве этот процесс протекает лавинно. Взаимодейст­вие новых порций раствора с ранее отложившимися сульфидами приводит к появлению рудной зональности. Значения коэффи­циента Cu/(Zn+Pb) уменьшаются по направлению каналов фильтрации и перпендикулярно к ним. Барит концентрируется на участках минимальных величин этого коэффициента.

Достигнув донной поверхности, рудный раствор стекает в локальные депрессии* По мере его разбавления и охлаждения отлагающиеся минеральные парагенезисы формируют фациаль-ную зональность: сульфиды—-кремнезем—оксиды железа и мар­ганца. Еще не литифицированные металлоносные илы оползают со склонов впадин и перемеща