ГЛАВА 13. АЛЬБИТИТ-ГРЕЙЗЕНОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Грейзеновые месторождения известны давно. Однако раньше многими исследователями (П. М. Татаринов, А. Е. Карякин и др.) они относились к классу гидротермальных высокотемпературных месторождений. Альбититовые месторождения, наоборот, как промышленный объект выявлены сравнительно недавно (в конце 1950-х гг.). И те и другие являются источником ценных металлов и элементов.

Альбититы м грейзены объединяет общность происхождения, локализации и источники рудообразующих веществ. Они, как правило, связаны с апикальными частями массивов кислых щелочных гипабиссальных пород, подвергшихся постмагматическому щелочному метасоматозу.

При этом вследствие натрового метасоматоза апикальные части гранитных куполов были альбитизированы (обогащены натрием), а избыток калия вынесен и связан в грейзенах, образовавшихся выше альбититов. В альбититах концентрировались главным образом Nb, Ta, Zr, Th, а в грейзенах –Sn, W, Be, Li. В процессе такой перегруппировки наблюдается существенный вынос металлов из подрудной зоны и обогащение ими апикальных частей массивов.

Единство процесса возникновения альбититов и грейзенов не всегда приводит к их единовременному и совместному образованию. В природе чаще встречаются грейзеновые месторождения без альбититов и альбититовые месторождения без грейзеновых, чем совместная ассоциация рудоносных альбититов и грейзенов.

Главным регионом распространения альбититовых и грейзеновых месторождений в России является Забайкалье. Значительные месторождения имеются в Казахстане, на юге Китая, в Африке, Южной Америке, а в Европе – в Португалии, Германии, Англии и Чехии.

Альбититовые и грейзеновые месторождения известны как на платформах, так и а складчатых областях. Пространственно они тесно связаны с гранитами кислыми и повышенной щелочности, а на платформах тяготеют к щелочным гранитам и нефелиновым сиенитам.
13.2. Геологические и физико-химические условия образования

Альбитит-грейзеновые месторождения формировались в различные эпохи рудообразования: в докембрийскую (Африка), каледонскую (Сибирь), герцинскую (Австралия, Африка, Западная и Центральная Европа, Казахстан, Сибирь), киммерийскую (Китай, Монголия, Сибирь) и сравнительно редко в альпийскую (Кавказ). По мнению А. А. Ковалева, В. И. Старостина и других исследователей, придерживающихся мобилистской концепции развития литосферной оболочки Земли, интрузивные комплексы, с которыми связаны альбититы и грейзены, возникали в определенных геодинамических обстановках. Это – зоны столкновения континентальных и литосферных плит, заключительные стадии развития орогенных поясов, магматические дуги активных окраин континентальных плит, зоны глубинных разломов, области активизации древних платформ.

Формирование альбитит-грейзеновых месторождений происходило в обстановке воздействия горячих химически активных постмагматических растворов на раскристаллизовавшиеся породы интрузива. А. А. Беус, изучавший зональное строение массивов изверженных пород, подвергшихся щелочному метасоматозу, наметил схему процесса их преобразования (рис. 13.1). В первую, прогрессивную стадию процесса (восходящая ветвь кривой) происходит последовательно: калиевый метасоматоз, выражающийся в ранней микроклинизации в обстановке повышенного давления и температуры; затем вследствие инверсии процесса активизирования натровый метасоматоз, приводящий к ранней альбитизации периферийных частей интрузивного массива в условиях пониженного давления. Прогрессивная часть процесса развивалась на фоне возрастающей кислотности растворов. После перелома, отвечающего стадии грейзенизации, началась регрессивная стадия процесса, протекавшего в обратном направлении на фоне снижения кислотности растворов вследствие накопления в них щелочей и прошедшая через позднюю альбитизацию, завершающуюся поздней микроклинизацией (нисходящая ветвь кривой). На начальной стадии процесс протекал под воздействием надкритических растворов, переходивших по мере снижения температуры, в высокотемпературные растворы, насыщенные минерализаторами.
13.3. Альбититовые месторождения

Термин альбититы и альбититовые месторождения возник в советской геологической литературе в 1950-х годах после обнаружения А. А. Беусом этих месторождений в Восточном Забайкалье. Альбититовые месторождения представляют собой тела и зоны, сложенные альбититами – лейкократовыми породами, в которых в основной альбитовой массе наблюдаются порфировые выделения кварца, микроклина, а также пластинки слюд и щелочного амфибола, реже пироксена. Различные альбититы характеризуются единым парагенезом главных минералов – альбита, микроклина и кварца. В альбититах выделяются участки с промышленными концентрациями редких, редкоземельных элементов, урана и др.

Известны два типа месторождений: 1) в связи с интрузивными массивами и 2) без связи с магматическими массивами.

Первый тип представляет собой штокообразные массы метасоматически преобразованных куполов и апофиз материнских изверженных пород, достигающих по площади нескольких квадратных километров и прослеживающихся на глубину до 600 м, реже более. Для этих месторождений, как правило, характерна вертикальная зональность, выражающаяся в развитии (снизу вверх) следующих зон: 1) биотитовые граниты (микроклин I, плагиоклаз, кварц, биотит); 2) двуслюдяные граниты (микроклин I, плагиоклаз, кварц, биотит, мусковит); 3) альбитизированные граниты (микроклин I, альбит, кварц, мусковит); 4) альбититы (альбит, кварц, мусковит, микроклин II); 5) грейзены (мусковит, кварц).

Особенности минерального состава альбититов в значительной степени зависят от состава исходных пород и заметно меняются с изменением их щелечности. По нормальным гранитам развиваются мусковит-микроклин-кварцево-альбититовые породы с бериллиевым оруднением, по субщелочным гранитам – литионит-микроклин-кварцево альбититовые метасоматиты (с литиевыми, ниобиевыми и танталовыми рудами) и биотит-кварцево-альбититовые породы (с цирконием, ниобием и редкими землями). Типичными представителем этого типа является месторождения ниобия Кафа на плато Джос (Нигерия).

Существует несколько точек зрения о генезисе альбититовых месторождений этих зон. Одни исследователи предполагают метаморфогенную природу растворов, другие – полагают, что растворы представляют собой продукты деятельности флюидов, производных скрытых на глубине интрузивных массивов.

Они пространственно и генетически связаны с апикальными частями гранитных массивов, реже с перекрывающими их алюмосиликатными и карбонатными породами.

Грейзен – старинный термин немецких рудокопов. Состоит он из легко расщепляющегося агрегата слюды (мусковит, биотит, циннвальдит) и кварца с примесью турмалина, топаза, флюорита и сопровождающих рудных минералов.

Начальная стадия грейзенообразования связана с нарастающим кислотным выщелачиванием вплоть до возникновения мономинеральных метасоматитов. Последующая стадия обусловлена повышением щелочности и переотложения избыточных компонентов предшествующего выщелачивания (см. рис 13.1.). Процесс протекал при активной роли летучих компонентов (H₂O, F, B, Li и др.).

Грейзены, возникающие в различных породах, обладают зональным строением и характерным набором фаций, отвечающих последовательности их образования. Наиболее сложные и разнообразные фации образуются при грейзенизации алюмосиликатных пород.

Грейзены располагаются как среди активных магматических пород, так и в породах их кровли. Среди них выделяются эндогрейзены и экзогрейзены. Грейзеновые месторождения имеют форму: 1) штоков, 2) штокверков и 3) жил. Первые две формы характерны для эндогрейзенов, а третья (жильная) – для экзогрейзенов.

В грейзенах всех разновидностей сосредеточены промышленные скопления: 1) олова в форме касситерита, 2) вольфрама главным образом в виде вольфрамита, 3) лития в литиевых слюдах (циннвальдит, лепидолит), 4) бериллия в форме берилла в силикатных грейзенах, в форме фенакита, бертрандита и гельвина в карбонатных грейзенах и в виде хризоберилла и изумруда в грейзенах по основным породам. Грейзеновые месторождения обычно небольшие по запасам минерального сырья, но часть содержат богатые руды. Такие месторождения имеются в Росси, Казахстане (Караоба), Германии (Циновец) и других странах. В грейзеновых месторождениях сосредоточены значительные запасы олова. Они достаточно распространены в Росси – на Чукотке (месторождение Экуг, в Забайкалье (Этыка), Приморье (Чапаевское), Республике Саха (Кестер, Бутыгычаг), Германии (Альтенберг), США (Лост-Ривер), Китае (Лиму) и других странах. Они связа­ны с аляскитовыми гранитными интрузиями гипабиссаль-ной фации. Возраст их — от архейского до альпийского включительно. Рудные тела представлены жилами, штокверками, трубами. Главные рудные минералы: касситерит, вольфрамит, арсенопирит, циннвальдит; нерудные — кварц, альбит, ортоклаз, мусковит, топаз, флюорит, турмалин.

Типичным и относительно хорошо изученным является месторождение Альтенберг, расположенное в Германии. Оно приурочено к купольной части Альтенбергского гранит-порфирового штока герцинского возраста, который внедрился в кварцевые порфиры (рис. 13.2). Рудное тело представляет собой штокверк трубообразной формы с поперечным сечением 0,4x0,5 км, который пронизан сетью мельчайших трещин. Состав рудовмещающих грейзенов: кварц (60 %), слюды (30—35 %), топаз (5—7 %). Основными рудными минералами являются циннвальдит (литиевая слюда) и касситерит, второстепенными — висмутин, I самородный висмут, арсенопирит, халькопирит и пирит. Центральная зона месторождения сложена богатыми рудами, а периферические участки менее богаты оловом и содержат относительно повышенное количество сульфидов.

)

ГЛАВА 14. ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
14.1. Общие сведения

Гидротермальные месторождения представляют собой обширную и очень ценную в практическом отношении группу, к которой относятся многочисленные месторождения руд цветных, редких, благородных, черных и радиоактивных металлов, а также некоторые неметаллические полезные ископаемые, как, например, асбест, тальк, магнезит, флюорит. Гидротермальные месторождения широко развиты не только в подвижных складчатых областях, но также и на щитах, активизированных щитах и платформах. Они возникали на протяжении всей истории развития Земли от раннего архея до современной эпохи включительно. К современным аналогам палеогидротермальных систем относятся: 1) эксгаляционные процессы срединноокеанических хребтов; 2) фумарольные воды Камчатки, Исландии, Аляски (Долина десяти тысяч дымов), Чили; 3) минерализованные источники Красного моря, полуострова Чемкен, Калифорнии (США) и других регионов.

Связь гидротермальных месторождений с магматическими породами может быть: 1) генетической (плутоногенное оруднение); 2) парагенетической (характерно для вулканогенных образований); 3) агенетической (месторождения и интрузии образовывались в различные эпохи); 4) амагматической (отсутствие видимой связи с интрузиями).

Гидротермальные месторождения создаются циркулирующими в земной коре горячими газово-жидкими растворами. Они образуются вследствие отложения минеральных масс как в пустотах (порах, кавернах, трещинах и т. д.) горных пород, так и в результате замещения последних. Поэтому форма тел полезных ископаемых гидротермального генезиса часто зависит от морфологии рудовмещающих полостей, а также очертаний замещаемых пород. Наиболее типичны для гидротермальных месторождений разнообразные жилы, а также штоки, штокверки, гнезда и сложные комбинированные тела. Тела полезных ископаемых, как правило, размещаются среди пород, подвергшихся гидротермальному изменению в процессе рудообразования. В связи с этим они часто не имеют четких границ и оконтуриваются по данным опробования на основе установления минимального промышленного содержания полезного компонента в руде. Размеры тел гидротермального происхождения варьируют в широких пределах – от нескольких метров до десятков и первых сотен метров, а Материнская жила в Калифорнии прослеживается на расстояние до 200 км.

В зависимости от состава выделяют три наиболее распространенных типа гидротермальных растворов: 1) умеренно-кислые калиевые; 2) хлоридно-борносиликатные и 3) хлоридно-сульфатно-бикарбонатные (В. И. Старостин, П. А. Игнатов, 2004).

Характерной особенностью гидротермальных месторождений является зональность, которая широко используется при поисках промышленного оруднения. Первые схемы зональности этой группы месторождений были предложены французским геологом Де Лоне в 1900 году и содержали три зоны, размещавшиеся вокруг интрузива: 1) Sn–Bi–Mo, 2) Pb–Zn–Ag–Ni–Co, 3) Au–Hg. Позже английский геолог В. Эммонс (1924 г.) разработал гипотезу о последовательном отложении в порядке, обратном растворимости минералов по мере понижения температуры растворов, удалявшихся от материнского плутона. Он выделил 16 зон. В центральных (ядерных) частях высокотемпературных зон отлагались минералы Sn, W, As, Bi, а в периферийных низкотемпературных – Ag, Au, Sb, Hg. Советский геолог академик С. С. Смирнов предложил пульсационную гипотезу зональности. В соответствии с этой гипотезой гидротермальный процесс был прерывистым, стадийным, что существенно осложняет общую эволюцию рудоносной флюидной системы.

В настоящее время установлено, что на зональность рудоотложения влияют многочисленные факторы. Поэтому зональность различна для разных классов месторождений, формировавшихся в неодинаковых геодинамических обстановках. Владимир Иванович Смирнов (1969 г.)предложил различать зональность первого рода, обусловленную стадийностью процесса, и второго рода, связанную с фациальной последовательностью выпадения из растворов минеральных веществ.
14.2 Физико-химические условия образования

Гидротермальные месторождения, как указывалось выше, образуются главным образом за счет горячих минерализованных растворов. Источник воды гидротерм может быть: 1) магматический; 2) атмосферный, включая морские и океанические воды; 3) породно-поровой (формационный); 4) метаморфогенный. Выявление природы вод осуществляется по отношению изотопов кислорода и водорода во включениях минералов и по их химическому составу.

Минеральное вещество гидротерм может быть представлено тремя источниками: 1) ювенильным (базальтоидным, подкоровым, мантийным) – Fe, Ti, Mn, V, Cr, Ni, Co, Cu, Pt и др.; 2) ассимиляционным (гранитоидным, коровым) – Sn, W, Be, Li, Ta, Nb и др.; 3) фильтрационным (внемагматическим) – Si, Ca, Mg, K, Cl, Fe, Mn, Au, U, Ni и др.

Формы переноса минеральных соединений – коллоидные, истинные растворы в виде простых ионов и комплексных ионно-молекулярных соединений. В природных условиях на полифазных стадиях гидротермального процесса в различных геологических условиях присутствуют все указанные формы. Однако доминирующей формой переноса являются комплексные ионно-молекулярные соединения, состоящие из ядра и обрамляющих его лиганд. Эти соединения хорошо растворимы, чувствительны к физико-химическим условиям 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. Лиганды образуются отрицательно заряженными ионами или молекулами. По составу лиганд различают комплексы: хлоридные, сульфидные, уран-карбонат-фосфатные и др.

Важным фактором, контролирующим перенос и отложение веществ, является кислотность: осаждение из растворов, имеющих кислую реакцию, происходит при повышении величины pH, а из щелочных, наоборот, при ее понижении.

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 свидетельствуют, что хлоридная форма переноса является основной при температурах более 200ºС для Fe, Cu, Pb, Zn и Ag. Величина концентрации металлов в растворах является одним из важнейших факторов, определявших объемы и количество запасов руд конкретных месторождений. Как правило, осаждение сульфидов халькофильных элементов начинается из растворов, в которых содержание металлов составляет сотни миллиграмм на 1 кг H₂O.

Параметры, характеризующие состояние флюидной системы, разделяются на экстенсивные, величина которых возрастает с увеличением массы системы или фазы (масса, объем, энтропия, теплосодержание и др.) и интенсивные, величина которых не зависит от размеров системы (температура, давление, концентрация и др.). Изменение интенсивных параметров системы приводит к нарушению вида равновесия, что меняет соотношение между фазами.

Гидродинамические условия являются одним из важнейших факторов формирования месторождений рассматриваемой группы. В. И. Старостин и П. А. Игнатов (2004) отмечают, что гидродинамические обстановки можно условно описать тремя моделями рудообразующих конвективных систем: вынужденная, свободная и гравитационная.

Перемещение вещества гидротермальными растворами осуществляется двумя способами – инфильтрацией и диффузией. Инфильтрация обусловлена давлением парообразной фазы, литостатическим и гидростатическим, тектоническим стрессом и термическим градиентом. Это основной способ перемещения вещества. Интервал глубинного гидротермального образования по эмпирическим наблюдениям и теоретическим расчетам составляет около 10 км.

Высший температурный предел гидротермальных месторождений ранее определялся критической температурой воды 374 °С. Э. Ингерсон, исследуя включения водных растворов в гидротермальных минералах, показал, что растворы с содержанием 10 % NаС1 имеют критическую температуру 437 °С. По экспериментальным данным Н. И. Хитарова, в случае присутствия в водном растворе 0,25 моль/л Н₂С0₃ критическая температура его повышается до 398°С. Определение температуры осаждения минералов некоторых гидротермальных жил по их газово-жидким включениям показывает ее максимальное значение 540–560°С. Поэтому верхний температурный предел для образования гидротермальных месторождений может достигать 600 °С. Нижний температурный предел для них устанавливается в 50°С или даже ниже, вплоть до средней годовой температуры поверхности Земли для данной местности. Наиболее обильное гидротермальное рудообразование происходит при температуре 400–100 °С.

Глубина образования гидротермальных месторождений различная. Они могут формироваться на больших глубинах – порядка 3 5 км и более, умеренных глубинах – 1–3 км и на малых – менее 1 км или вблизи земной поверхности. Примерная глубина формирования гидротермальных месторождений может быть установлена на основе геологических, морфологических, текстурно-структурных и минералогических критериев.

Высокотемпературные месторождения. Эти месторождения образуются при температурах около 500–300°С. В их формировании значительную роль играют летучие компоненты, что дало основание некоторым исследователям (П. М. Татаринов и др.) выделять отдельно пневматолитовые месторождения, образующиеся только из газовой фазы. По мнению В. И. Смирнова, образование рассматриваемых месторождений происходит из жидких гидротермальных растворов и газовой фазы, богатой минерализаторами.

Вещественный состав руд определяется, во первых, наличием минералов с минерализаторами: флюорит, топаз, берилл, турмалин, хлорит. Во вторых, характерны высокотемпературные минералы: магнетит, гематит, пирротин, касситерит, вольфрамит, гюбнерит, шеелит, молибденит, висмутовый блеск, арсенопирит, золото, флогопит, графит, апатит, корунд, силлиманит, кианит. Встречаются и среднетемпературные минералы: халькопирит, сфалерит, галенит. Главные жильные минералы: кварц, полевые шпаты, мусковит, литиевые слюды, флюорит, скаполит, амфибол, гранат, родонит.

Изменение рудовмещающих пород. Околорудные изменения боковых пород представлены грейзенизацией, турмалинизацией и скарнированием. Процессы изменения рудовмещающих пород гидротермальных месторождений, длительные по времени и широко распространенные в пространстве, имеют весьма важное значение в практике поисково-разведочных работ.

Среднетемпературные месторождения. Эти месторождения образуются в интервале 300–200 °С на умеренных и больших глубинах, а также в приповерхностных условиях.

Участие летучих веществ в рудообразовании очень ограниченно, за исключением газов Н₂S, СО₂. Месторождения этого типа имеют большое практическое значение. Из них добывают основную массу цветных металлов (медь, свинец, цинк), значительную часть молибдена и олова, большую часть золота и серебра, урановые руды и почти целиком продукцию таких нерудных ископаемых, как асбест, магнезит, горный хрусталь, значительную часть плавикового шпата.

Вещественный состав руд этих месторождений отличается большим разнообразием. Рудные минералы: золото и серебро, гематит, сидерит, пирит, арсенопирит, халькопирит, энаргит, борнит, тетраэдрит, теннантит, галенит, сфалерит, сульфоарсенаты и суль-фоантимониты свинца и цинка (буланжерит, джемсонит, кобальтин), арсениды и сульфоарсениды никеля и кобальта (шмальтин, раммельсбергит), урановая смолка, касситерит, станнин, реже молибденит и самородный висмут. Из неметаллических минералов характерны: хризотил-асбест, тальк, магнезит, флюорит, горный хрусталь. Главные жильные минералы: кварц, карбонаты (кальцит, доломит, сидерит, анкерит, редко родохрозит), барит, а в приповерхностных месторождениях – адуляр.

Вещественный состав руд определяют низкотемпературные минералы: киноварь, антимонит, реальгар, аурипигмент, золото и серебро в самородном виде, теллуриды и селениды золота и серебра, самородная медь, халькопирит, тетраэдрит, халькозин, энаргит, галенит, сфалерит, аргентит, сложные сульфоантимониты и сульфоарсениты серебра (пираргирит, прустит, стефанит), марказит, кальцит, халцедон, флюорит, барит, алунит. Главные жильные минералы: кварц, халцедон, опал, карбонаты (кальцит, родохрозит), барит, алунит, каолинит, цеолиты и адуляр.

Наиболее распространенной систематикой, используемой многими геологами в различных странах на протяжении многих лет является классификация, разработанная американским геологом В. Линдгреном. Он подразделил гидротермальные месторождения по температурам и глубине образования на три класса: 1) гипотермальный – большие глубины, высокие давления и температуры (500–300 ºC); 2) мезотермальный – средние параметры, температуры – 300–200º C и 3) эпитермальный – небольшие глубины и низкие температуры (200–50 ºC).

Рудные тела представлены отдельными жилами, пучками жил или отдельными зонами линейных прожилков. Жилы прослеживаются до глубины 800–900 м, но богатые руды развиты до глубины 350 м. Рудообразование развивалось в пять стадий. На первой стадии выделялись кварц, касситерит, вольфрамит, арсенопирит, висмутит, пирротин, на второй – халькопирит и станнин, на третьей – сфалерит, тетраэдрит, андорит (AgPbSb₃S₆) и матильдин (AgBiS₂), на четвертой – пираргирит, джемсонит, буланжерит, сфалерит, галенит, а на пятой – формировались прожилки алунита. Процесс рудообразования начинался при температуре 500–400 ºC, а завершался при температуре 50–100 ºC.

С месторождениями данного класса связаны промышленные скопления сульфидных руд меди, цинка, свинца, а также значительные запасы серебра, золота, висмута и других элементов.