Температуры образования метасоматитов и связанного с ними оруденения

Температуры образования метасоматитов и связанного с ними оруденения

Нижеследующие данные по этому вопросу, заимствованные нами у Б.И. Омельяненко, остаются до настоящего времени наиболее представительными.

Выяснено, что интервалы температур проявления конкретных типов метасоматоза и связанных с ними типов оруденения часто не совпадают. Это противоречит долгое время господствующим представлениям, что околорудные метасоматиты формировались одновременно с основным оруденением. Поэтому характер присутствующего околорудного изменения рассматривался как важный критерий отнесения месторождения к той или иной температурной группе.

Несмотря на длительно остававшиеся во многом условными, температурные интервалы образования оруденения – высокотемпературный (выше 300˚С), среднетемпературный (300 - 200˚С) и низкотемпературный (менее 200˚С) до сих пор приняты большинством геологов-рудников и прочно вошли в мировую геологическую литературу. Однако в настоящее время уже накоплено достаточно много данных по определению температур гомогенизации газово-жидких включений в минералах, связанных с образованием различных руд, которые позволяют более надежно относить эти руды к соответствующим температурным интервалам, при этом было установлено, что формирование оруденения каждого месторождения происходило в достаточно широком интервале температур. Это вызвало появление комбинированных терминов: низко-среднетемпературных, средне-высокотемпературные месторождения. Кроме этого выявлено, что образование конкретных типов метасоматитов тоже затрагивало значительные интервалы температур.

Сопоставить температуры образования метасоматитов и основных промышленных руд помогло первое важное обобщение, сделанное Б.И. Омольяненко. Оно заключается в том, что в настоящее время установлено, что формирование околорудных метасоматитов происходит в предрудную стадию процесса при температурах, на 50 - 60˚С превышающих основное рудоотложение. Поэтому естественно, что, приняв указанные температурные интервалы для группировки околорудных метасоматитов и руд, мы бы не добились соответствия, так как во многих случаях околорудные метасоматиты оказались бы в более высокотемпературных категориях, чем руды. Однако, как указывает Б.И. Омольяненко, есть и другие веские причины, не позволяющие принять для группировки метасоматитов указанные температурные интервалы.

Дело в том, что метасоматиты занимают особое место в ходе проявления эндогенных геологических процессов. С одной стороны с метасоматитами связано рудообразование, с другой стороны они являются разновидностью проявления более широких эндогенных процессов – метаморфических, теория которых длительно и глубоко разрабатывалась своими специалистами, в том числе с применением физико-химических расчетов и экспериментов.

В связи с этим в учении о метасоматитах глубоко проникли идеи о метаморфических фациях, выделение которых, в первую очередь, основано на типоморфных парагенезисах минералов и типоморфных реакциях. Выделяя низко-, средне- и высокотемпературные метаморфические фации, прежде всего делается опора на определенные типоморфные парагенезисы минералов, которые при иных температурах должны разрушаться и заменяться новыми.

Используя различные геологические термометры, установленные на основе глубокого изучения влияния температуры и давления на равновесия минералов, исследователи дали количественную характеристику температурных пределов устойчивости типоморфных парагенезисов. Не вдаваясь в детали проблемы, отмечает Б.И. Омельяненко, в учении о метаморфических породах к высокотемпературным отнесены фации, формирующиеся при температуре выше 600 ˚С, к среднетемпературным – в пределах 500 – 600 ˚С, к низкотемпературным – 500 – 200 ˚С.

Любой метасоматический раствор, взаимодействуя с вмещающей породой и приходя с ней в равновесие в отношении состава в своих внутренних зонах, неизбежно производит во внешней зоне, где еще не происходит значимого перемещения и привноса вещества, чисто метаморфические реакции, характер которых определяется, главным образом, температурой и давлением. Это обстоятельство дало возможность исследователям использовать для метасоматитов тот же принцип, что и при выделении метаморфических фаций.

Так, критерием для отнесения метасоматитов к низкотемпературным принято считать неустойчивость силикатов кальция (эпидота, пренита, актинолита), при этом становится устойчивой ассоциация любых карбонатов с кварцем.

Поэтому кальций-содержащие среднетемпературные метасоматиты всегда содержат эпидот, в то время как в низкотемпературных метасоматитах эпидота - нет, а присутствует парагенезис карбоната с альбитом и (или) ортоклазом и карбоната с серицитом или каолинитом и кварцем. Во внешних зонах метасоматических ореолов в среднетемпературных условиях деанортизация плагиоклаза происходит с образованием альбита и эпидота, а в низкотемпературных условиях с образованием альбита, серицита или каолинита.

Это подтверждается следующими реакциями.

Низкотемпературное разложение эпидота на каолинит и кальцит:

2Са₂Al₃Si₃O₁₂OH + 4CO₂ + 5H₂O = 3Al₂Si₂O₅(OH)₄ + 4CaCO₃

Низкотемпературное замещение анортита на серицит и кальцит:

3CaAl₂Si₂O₈ + 2K⁺ + 3CO₂ + 3H₂O = 2KAl₃Si₃O₁₀(OH)₂ + 3CaCO₃ + 2H⁺

При средних температурах анортит наоборот замещается на характерный для этих температур эпидот и тоже серицит вместо кальцита:

6CaAl₂Si₂O₈ + K⁺ + 3H₂O = 3Ca₂Al₃Si₃O₁₈OH + KAl₃Si₃O₁₀(OH)₂ + H⁺

Вышеприведенные реакции зависят от активности воды и углекислоты. Активность воды зависит только от температуры и тем выше, чем ниже температура. Углекислота при метасоматизме ведет себя вполне подвижно, т.е. всегда присутствует в избытке. Ее активность обратно пропорциональна температуре и прямо пропорциональна давлению. Понятие «активность» используется вместо концентрации для учета различия идеальных растворов и реальных. Коэффициент активности равняется отношению активности компонента к его концентрации в растворе. Учитывая относительно небольшой интервал глубин формирования месторождений и распространенность карбонатов в пределах всего интервала таких глубин, можно уверенно утверждать, что реакции вышеприведенного типа практически целиком определяются температурой. Следовательно, в качестве границы, разделяющей низко- и среднетемпературные метасоматиты, можно принять те же типоморфные реакции, что и для границ метаморфических фаций.

То же можно сказать и о границе средне- и высокотемпературных метасоматитов. Количественная оценка температурных условий формирования метасоматитов опирается как на термометрические данные, так и на геологические термометры.

Анализ и сопоставление приведенных Б.И. Омельяненко данных позволяют ему заключить, что метасоматиты, формирующиеся ниже 350 ˚С попадают в разряд низкотемпературных, в интервале 350 – 450 ˚С – в разряд среднетемпературных, а выше 450 ˚С – в разряд высокотемпературных.

Таким образом, причины отнесения метасоматитов и руд одного месторождения к различным температурным категориям связаны, в первую очередь, с тем, что принятые соответствующими специалистами температурные диапазоны существенно отличаются. Для классификации температур образования месторождений наиболее рациональны диапазоны, принятые геологами-рудниками, для группировки метасоматитов они явно не подходят. Обе принятые группировки прочно устоялись, вошли в мировую литературу. их Классификация представляется не возможной.

При их использовании следует лишь указывать, к какому объекту исследований они относятся – к метасоматитам или к рудам.

Наиболее точную информацию о температурах минералообразования дают данные термодинамического изучения газово-жидких включений.

В настоящее время накопленные результаты таких исследований. Их анализ показывает, что, хотя такое изучение проводилось в разное время и на разных приборах, сходимость их данных является достаточно высокой, ошибки вряд ли могут превышать 30 – 40 ˚С.

Однако для изучения метасоматитов метод гомогенизации включений может быть использован крайне редко из-за обычных тонких размеров зерен метасоматических минералов и отсутствия в них достаточно крупных пригодных для исследований включений. Метод успешно используется для изучения наиболее ранних послеметасоматических жильных образований, которые хотя и формируются несколько позже метасоматитов, но наиболее близки им по времени образования и температуре.

Выше были описаны закономерности развития метасоматического процесса и наличие определенных связей важнейших метасоматических формаций с конкретными типами оруденения.

В соответствии с этим целесообразным является выделения дорудных, околорудных (по Русинову – предрудных), рудоносных (синрудных) и послерудных метасоматитов.

Наиболее типичными дорудными являются метасоматиты формации пропилитов. Они обычно образуются на обширных полях излившихся молодых вулканитов основного, реже среднего составов. Они формируются преимущественно по этим вулканитам после их отвердевания в основном под воздействием эксгаляций, поднимавшихся из нижних не застывших частей лавовых потоков, но, судя по случаям наложения пропилитизации на магмоподводящие интрузивные жерловые части вулканических аппаратов – при участии также и более глубинных гидротермальных растворов.

Пропилиты, как не связанные с оруденением, в принципе не заслуживают нашего рассмотрения, так как в распространенных случаях развития среди них низкотемпературных рудных жил (с золото-серебряным и другими типами оруденения) последние у своих контактов сопровождаются своими уже околорудными метасоматитами аргиллизитовой формации, которую мы будем рассматривать ниже. Вместе с этим, ряд исследователей (М.М. Василевский и отчасти В.Л. Русинов), указывая, что отмеченное низкотемпературное гидротермальное оруденение всегда залегает внутри пропилитов, придают последним определенное поисковое значение.

Другим особым более важным примером дорудных метасоматитов могут являться скарны. Скарны – это гораздо менее обширные по площади выходов, но тоже значительные по объемам метасоматические образования, характеризующихся своей четкой геологической приуроченностью к зонам контактов пород, которые резко отличаются по своему химическому составу, и поэтому их относят к контактово-метасоматическим образованиям. О достаточно тесной связи со скарнами группы весьма крупных и важных месторождений свидетельствует факт выделения этих месторождений в особый генетический класс, который так и называется – «скарновым».

Рудоотложение в этих месторождениях обычно отделено от процесса скарнирования, но устойчиво накладывается на скарны. По сути оруденение в них образуется в последующий гидротермальный этап формирования этих месторождений, но эти гидротермы имеют связь с очагами скарнирующих интрузий. Однако, некоторыми исследователями (С.В. Ежов) установлены подтвержденные экспериментами случаи образования вкрапленной сульфидной минерализации, одновременной с процессом скарнирования.

Об определенном значении дорудных метасоматитов указывал В.А. Русинов [8], отмечая, что «длительная жизнь гидротермальных систем, которая отражается в присутствии, помимо непосредственно околорудных метасоматитов, также и дорудных, является обязательной чертой крупных месторождений. Это связано с тем, что в процессе длительной эволюции происходит «созревание» магматически-гидротермальной системы, которая на последних стадиях эволюции приобретает способность концентрированно отлагать больше массы рудного вещества. Это «созревание» включает в себя глубокую дифференциацию в магматическом очаге, завершающуюся переходом к формированию солевых рудоконтролирующих расплавов, малоплотных метасоматизирующих флюидов, а затем и рудоносных растворов».

Многие другие исследователи относят дорудный метасоматоз к так называемому «рудоподготовительному этапу», которому также придается важная роль при формировании группы крупнейших месторождений.

Околорудные метасоматиты являются существенно более важными, так как имеют основное значение для поисков большой группы связанных с ними месторождений.

Образование этих метасоматитов хотя и происходит в основном до формирования руд, но между этими процессами уже характерно присутствие достаточно тесной связи, которая и позволяет придавать этим метасоматитам важное поисковое значение.

В околорудных метасоматитах могут появляться особые специфические химические элементы, которые характерны для отдельных типов метасоматитов (Р – в эйситах, Au – в эльконитах, Li, Cs – в грейзенах, Al в нескольких фазовых разностях – во вторичных кварцитах) или для их фациальных разновидностей (Cr – в фуксите лиственитовой фации).

Нужно отметить, что широко используется понятие «околорудно измененные породы», которое во многом рассматривается как аналог соответствующих этому изменению метасоматических пород. Сказанное подтверждается, например, таким определением околорудно измененных пород, которое дано Б.И. Омельяненко [16]. По его мнению, «к околорудно-измененным следует относить такие породы, которые характеризуются признаками, указывающими на наличие их генетической связи с оруденением. К этим признакам относятся: единые геологические условия локализации, временная близость, пространственная связь, наличие в измененных породах и рудах одних и тех же минералов, статистическая устойчивость приуроченности определенного типа рудной минерализации к метасоматитам данного типа, подтвержденная многолетним опытом изучения месторождений». В этом определении автор, говоря об околорудно измененных породах и перечисляя признаки, показывающие связь этих пород с оруденением, повторяет те же признаки, которые свидетельствуют о связи с оруденением самих соответствующих типов метасоматитов.

Однако в различении этих понятий есть определенная необходимость. Она заключается в том, что если при образовании метасоматитов их метасоматические зоны формируются в условиях интенсивного процесса замещения и достижения относительного конечного равновесия состава вызывающих метасоматоз растворов с вмещающими породами, и происходит их полное замещение, то при образовании околорудно измененных пород такое равновесие не достигается , происходит лишь частичное изменение породы, причем характер этого изменения соответствует данному типу околорудного метасоматоза. Например, не полностью замещенные при соответствующих метасоматических процессах породы называются березитизированными породами соответственно – грейзенизированными и так далее породами.

Таким образом, суть различия рассматриваемых понятий состоит в разной интенсивности проявления соответствующих типов метасоматоза, вплоть до окончательного образования полностью сформированных т.н. «равновесных» метасоматитов. А поскольку тесная связь «главного» оруденения, обычно образуемого после формирования метасоматитов, проявляется в основном только с полностью развитыми «равновесными» метасоматитами, то поисковое значение «околорудно измененных пород» следует рассматривать рангом ниже, чем соответствующих околорудных метасоматитов.

Следующим в рассматриваемом подразделении метасоматических пород являются рудоносные метасоматиты, которые непосредственно связаны с оруденением, формируемым обычно в завершение образования таких метасоматитов. Так как рудной будет являться только промышленно значимая часть ореола таких метасоматитов, которая находится внутри рудного тела, то эти метасоматиты обычно залегают внутри и в экзоконтактах рудных тел.

Часть тела таких рудоносных метасоматитов, которая соответствует современным требованиям промышленности к данному сырью (среднее содержание ценных компонентов, обеспечивающее рентабельность отработки) относится к рудному телу, а остальная часть рудоносных метасоматитов, находящаяся за пределами рудной, фактически является околорудной. Поэтому для метасоматитов данной группы принят термин «рудоносные», содержащие руду. Таким образом, эти метасоматиты, отличающиеся обычно большими размерами распространения, включают в себя меньшую – собственно промышленную рудную часть, которая сложена метасоматитами, являющимися рудными.

Сказанное показывает нечеткость разделения многих из рассматриваемых метасоматитов на околорудные, рудоносные и рудные метасоматиты. Вышесказанное характерно для большинства метасоматитов, относящихся прежде всего к формациям скарнов, грейзенов, вторичных кварцитов, альбититов и др.

В.Л. Русинов отмечает, что в отличие от всех рассмотренных выше типов рудоносные метасоматиты и, особенно, собственно рудные метасоматиты часто бывают мономинеральными и поэтому могут не иметь зонального строения. Они представляют собой результат взаимодействия непосредственно рудоносного флюида с вмещающими околорудными метасоматитами. В случаях присутствия в зонах рудных жил или прожилков, залегающих в их ядрах, такие метасоматиты в основном включают минералы жильного выполнения и в том числе собственно рудные минералы.

Жесткое ограничение распространения рудоносных метасоматитов границами рудной минерализации и отсутствие в большинстве таких случаев метасоматической зональности, указывает В.Л. Русинов, свидетельствуют о специфических свойствах рудоносных флюидов, в частности, об их ограниченной способности к просачиванию через породы. Последнее может быть связано с их большей вязкостью сравнительно с предрудными растворами, формирующими метасоматиты. Поэтому основная рудная минерализация чаще залегает в прожилках и жилах.

В высокотемпературных образованиях рудоносные метасоматиты могут совпадать по составу с околорудными, о чем мы говорили выше. Например, это явление четко наблюдается в рудоносных метасоматитах грейзенового типа. Таким образом, рудная минерализация, как правило, располагается в центральной части метасоматически измененных пород, в зоне наибольшего их преобразования и наибольшей интенсивности гидротермального процесса.

В некоторых типах метасоматитов руды бывают приурочены к их определенным фациям, связанным с изменением температуры и состава растворов.

Важным и весьма сложным является вопрос о вертикальном изменении состава околорудных, рудоносных метасоматитов и оруденения – вертикальной зональности метасоматитов и руд. В качестве главных факторов формирования вертикальной метасоматической зональности и оруденения указываются изменения температуры и активности компонентов в растворе (кислорода, серы и др.).

Понятие «активность компонента» в дополнение к его «концентрации» в растворе учитывает особенности поведения компонента в реальном, а не идеальном растворе, отличаясь величиной коэффициента активности, равного отношению активности компонента к его концентрации в данном растворе.

Как говорилось выше, наблюдаются факты, показывающие, что оруденение имеет тенденцию к локализации в определенных фациальных разновидностях метасоматитов и выклиниваться в областях фациальных границ. Однако изучение фациальных разностей метасоматитов разных типов находится пока на начальной стадии.

Последней группой метасоматитов, подразделяемых в соответствии со временем их образования по отношению к оруденению, являются послерудные метасоматиты. Эти метасоматиты формируются в завершении развития гидротермальных процессов данной магматогенно-гидротермальной системы.

Такие метасоматиты целесообразно разделять с поздними метасоматитами, которые не связаны с предшествующей магматогенно-гидротермальной системой и формируемыми ею метасоматитами и оруденением. Они имеют свои особые источники растворов и должны изучаться отдельно.

Послерудные метасоматиты в общем часто характеризуются достаточно однообразной минерализацией и сопровождаются образованием прожилков обычно кальцита, флюорита, кварца или цеолитов. Они несут мало информации о рудно-метасоматических процессах и поэтому пока практически не изучаются. Однако, воздействие послерудных процессов на ранее образованную, в том числе и рудную промышленную минерализацию, совершенно очевидно.

Поэтому изучение влияния послерудных процессов на формирование окончательного состава образуемых эндогенных руд, которые потом являются объектами добычи и технологической переработки, пока практически не производится, требует существенного внимания.

Именно послерудные стадии гидротермальных процессов могут определять минералого-технологические свойства товарных руд, которые влияют на выбор процессов и стоимость их последующей переработки.

Приведем пример выявленного нами существенного влияния послерудного процесса на конечный состав руд вышеупомянутых крупнейших комплексных гидротермальных золото-урановых месторождений Эльконского горста.

Общий минералого-химический состав этих руд, существенно влияющий на гидрометаллургический процесс их переработки, в основном определяется преимущественно слагающими их черными золотоносными пирит-карбонат-калишпатовыми метасоматитами формации эльконитов. Образуемая в последующую накладывающуюся на эти метасоматиты тесно связанную с ними урановорудную стадию, минерализация находится в выдержанных, весьма протяженных сериях швов микробрекчий практически мономинерального браннеритового состава. Браннерит – черный смолистый титанат урана (UTi₂O₆), который ранее считался редким минералом, является практически единственным первичным урановым минералом Эльконских руд – уникальных по своему составу и крупнейших по масштабу запасов урана.

Однако этот минерал урана является технологически весьма упорным. Он практически не растворяется в содовых растворам и трудно разлагается сернокислотными растворами, требуя для обеспечения достаточного извлечения урана из руды очень высокого расхода кислоты (более 30 % от веса руды), что существенно снижает эффективность переработки этих руд.

В результате проведенного нами дополнительного анализа минералого-технологических данных и нового изучения состава руд сейчас доказано, что на самом деле до 80-95 % урана в этих рудах уже присутствует не в черном первичном браннерите, а в продуктах его эндогенного разложения под воздействием гидротермальных растворов, связанных со следующей за браннеритовой послерудной стадией гидротермального процесса. Эта стадия проявлена в форме подновления черных браннеритовых швов и замещения браннерита тоже микробрекчиевым зеленовато-желтым агрегатом, сложенным тонкозернистыми оксидами U и Ti, а также в незначительном количестве - силикатом U – коффинитом и зеленовато-желтыми урановыми слюдками.

Присутствующие в этих зеленовато-желтых ураноносных швах, называемых «палевыми микробрекчиями», обломки сложены в основом вмещающими эти швы черными золотоносными метасоматитами – эльконитами, которые при образовании палевобрекчиевых швов и разложении браннерита остались неизмененными. Последнее объясняется тем, что состав рудоносных гидротермальных растворов, вызвавших развитие во всех многочисленных рудных зонах этого района мощнейшего предуранового золотоносного пирит-карбонат-калишпатового метасоматоза, образовавшего крупнейшие золотоносные зоны эльконитов, затем после проявления браннеритового оруденения в процессе преобразования браннерита и формирования палевобрекчиевых швов существенно не изменился.

Таким образом, данные о роли послебраннеритовой стадии позволили нам предложить новую значительно менее затратную схему технологии комплексной переработки эльконских руд. По этой схеме реликтовые остатки первичного упорного браннерита могут быть в начале переработки руд путем флотации отделены вместе с золотоносным метасоматическим пиритом в комплексный флотоконцентрат, из которого путем автоклавного разложения можно будет получать золото и уран за счет активизации при нагреве собственной сконцентрированной в нем пиритной серы без дополнительного расхода кислоты. Тогда из оставшегося основного объема урановой руды (более 85 % руды), представленной палевобрекчиевой минерализацией, можно будет легко извлечь уран при значительно меньшем расходе кислоты или даже, что еще более снизит расходы, путем содового процесса выщелачивания урана.

На приведенном примере хорошо видно, какую роль могут играть накладывающиеся на основное первичное оруденение последующие эндогенные, в том числе метасоматические послерудные процессы. Именно они могут определять важнейший для технологии переработки эндогенных руд их конечный вещественный состав.

Из таких наложенных на первичное оруденение процессов пока изучается только процесс гипергенного преобразования руд, проявляющийся в зоне поверхностного окисления.