Гидротермальные месторождения

7. Гидротермальные месторождения

Месторождения связаны с магмой разного состава, однако наибольшее их количество имеет парагенетическую связь с магматическими комплексами кислого, среднего и щелочного состава (граниты, диориты, гранодиориты, сиениты, риолиты, андезиты). Месторождения, образующиеся на платформах, связаны с габброидами, например, железорудные месторождения Сибирской платформы. Парагенетическая связь предусматривает единство магматического очага для рудных и магматических тел данного рудного поля. В большинстве случаев выражением такой связи является ассоциация оруденения с дайками, малыми интрузивами (штоки, лакколиты) или различными вулканическими постройками (жерловины, некки, диатремы, вулканические потоки). Рудные тела могут располагаться в пределах магматических пород, в непсредственной близости от них или на значительном удалении без видимой связи с интрузивами.

Следует отметить, что многие исследователи часто разделяют гидротермальные месторождения на плутоногенные, связанные с интрузивным магматизмом, и вулканогенные, образованные из вулканических очагов. Однако во многих случаях такое деление является весьма условным, т.к. рассматриваемые месторождения часто парагенетически связаны с вулкано-плутоническими и гипабиссальными комплексами, что затрудняет их разделение на две указанные группы.

Глубины образования гидротермальных месторождений колеблются от 0,2 до 5 км; выделяются глубинные, среднеглубинные и малоглубинные (приповерхносные) месторождения.

Для многих гидротермальных месторождений характерна зональность. Она проявляется в закономерном распределении минеральных ассоциаций относительно таких геологических элементов рудного поля, как разрывные нарушения, определенные разности горных пород, интрузивные тела. Кроме того, зональность может быть обусловлена стадийностью поступления рудоносных растворов, последовательно выделяющихся из очага. Как правило, более высокотемпературные ассоциации (кварц-турмалиновая) находятся вблизи интрузивных тел, а среднетемпературные (кварц-сульфидная галенит-сфалеритовая и др.) и низкотемпературные (кварц-антимонитовая и др.) отлагаются на удалении от таких интрузивов.

Тектонические процессы и образованные ими структурные формы являются важнейшими факторами формирования и строения гидротермальных месторождений. Смена процессов сжатия и растяжения определяет перемещение рудоносных растворов и отложение минералов. Формы рудных тел зависят от форм и строения вмещающих их складок, разломов и магматических тел. Кроме того, на морфологию рудных тел влияют состав и залегание вмещающих пород. Процесс рудоотложения происходит наиболее интенсивно в химически активных толщах, например в известняках, песчаниках с карбонатным цементом. Кроме того, осадителем для рудных минералов является органическое вещество, находящееся в породах, сера, железо и другие компоненты. Совокупность структурных элементов, определяющих залегание и строение рудных объектов, называется структурой рудного поля. Выделяются три группы структур рудных полей: пликативные (складчатые), дизъюнктивные (разрывные) и инъективные (обусловленные магматогенными структурами); они разделяются на ряд типов и подтипов [4].

Формы рудных тел, определяющиеся указанными причинами, характеризуются большим разнообразием. Широко распространены простые и сложные жилы и жильные зоны (рис. 42), штокверки, обусловленные разломами и трещинами.

В благоприятных по составу породах или на контактах толщ образуются крупные пластовые и пластообразные залежи (рис. 43, 44). Встречаются рудные линзы, гнезда, а также столбообразные тела, локализующиеся на пересечениях разломов или в различных вулканических постройках. Характерной особенностью гидротермальных рудных тел является часто встречающееся неравномерное распределение полезных компонентов. Обогащенные ими участки или участки рудных тел с увеличенной мощностью называются рудными столбами (рис. 45). Они могут образоваться на пересечениях разломами благоприятных пород или в разломных узлах (пересечениях, разветвлениях, изгибах разрывов).

Наличие рудных столбов, а также условия залегания тел полезных ископаемых, имеют особое значение при эксплуатации гидротермальных месторождений. По залеганию относительно горизонта различают горизонтальные, полого-, крутопадающие и вертикальные рудные тела. По характеру залегания во вмещающих толщах выделяются согласные, секущие и согласно-секущие тела. Последние контролируются благоприятными по составу толщами пород, которые пересекаются рудовмещающими разломами. В этом случае стволовые жилы, залегающие в разломе, сопровождаются отходящими от них горизонтальными или наклонными пластовыми телами.







Минеральный состав. В вещественном составе гидротермальных месторождений отчетливо выделяются рудная, жильная минерализация и околорудные изменения вмещающих пород. К рудной минерализации относятся минералы рудного тела, являющиеся полезными ископаемыми данного объекта, например, галенит и сфалерит полиметаллического месторождения. Жильная минерализация включает минералы «заполнения» рудного тела, например, кварц и кальцит полиметаллических жил. Околорудные изменения представлены, как правило, минералами, образованными в процессе формирования рудных тел в боковых породах, например зерна кварца, кальцита, слюд и рудных минералов (пирита и др.). Мощность зон околорудноизмененных пород составляет от нескольких сантиметров до десятков, а в отдельных случаях и сотен метров. Нередко вкрапленность рудных минералов бывает значительной (близкой к промышленным содержаниям), и тогда зоны околорудных изменений включаются в контур промышленных руд.

Рудные минералы образуют парагенезисы, т.е. ассоциации минералов, отлагающихся из растворов в определенных интервалах температур и давления. Еще В. Линдгрен в начале прошлого века выделил ряд парагенетических минеральных ассоциаций: 1-касситерит, вольфрамит, шеелит, молибденит; 2-пирротин, пентландит, халькопирит, висмутин; 3-сфалерит, галенит, халькозин, самородные серебро, висмут, золото; 4-антимонит, киноварь и др. Как правило, окислы кристаллизуются в первую очередь, затем сульфиды и арсениды Fe, Ni, Co, сульфиды Pb, Zn, Ag, сульфиды Sb, Hg.

Процесс формирования гидротермальных месторождений обычно многостадийный (3-10 стадий). Наиболее типичны стадии: ранняя безрудная, поздняя безрудная, от одной до пяти рудных, пострудная (см. табл. 8).

Например, для Pb - Zn месторождения Восточная Тинтика в США Т. Ловерингом выделены стадии: 1-ранняя безрудная - превращение известняков в доломиты, хлоритизация пород основного состава, имеющих широкое площадное распространение; 2-средняя безрудная – аргиллизация околорудного пространства; 3-поздняя безрудная - окварцевание с пиритом, халькопиритом, хлоритом, кальцитом; 4-ранняя рудная - кварц, пирит; 5-главная рудная - образование метасоматических тел в известняках, выделение сфалерита, галенита, блеклых руд, золота, халькопирита, барита, кальцита. Порядок отложения минералов можно определить по текстурам руд, рассмотренным выше.

Состав гидротермальных растворов определяет условия и возможности растворения и переноса различных металлов. Так, присутствие СО₂ повышает растворимость окиси олова в 25 раз, окиси железа в 4 раза, а растворимость кремнекислоты понижается на 20%.

Температура рудоносных растворов колеблется от 700 до 25 ⁰; наиболее продуктивный интервал 400-100⁰. Замеры температуры газовых струй на Аляске, Камчатке и в других районах дают значения 645-50⁰. Таким образом, процесс гидротермального рудообразования происходит в аномальном тепловом поле. Предполагается, что первоначально рудоносный раствор выделяется в виде газа, затем конденсируется в жидкость. Низкотемпературные (до 200⁰) растворы минерализованы слабо (до 10 % минерального вещества); среднетемпературные (200-350⁰) содержат до 25%, а высокотемпературные (более 350⁰) могут содержать до 50-70% минерального вещества. Для образования среднего месторождения надо 8¹⁰ КДж тепловой энергии.

Давление рудоносных растворов должно быть больше литостатического и зависит от глубин образования месторождений. Оно колеблется в пределах 10-500 МПа; наиболее продуктивный интервал 100-200 МПа. Так, молибденовое месторождение Шахтама (Забайкалье) образовалось при давлении около 110 МПа и при температуре 380-340⁰ .

Формы нахождения и способы переноса металлов изучены еще недостаточно. Предполагается, что это могут быть истинные (ионно-молекулярные) или коллоидные растворы. Последние способны насыщаться сульфидами наиболее интенсивно, хотя являются менее подвижными. Наиболее вероятно, что на больших глубинах эти растворы являются истинными, а ближе к поверхности – коллоидными. Они становятся коллоидными в процессе рудоотложения при пересыщении раствора минеральным веществом. Наиболее высокая растворимость металлов установлена в комплексных соединениях, например, тиосульфатах.

Путями движения растворов являются пустоты различного происхождения: разрывные нарушения (разломы, трещины), поры горных пород. Главными причинами этого движения являются давление парообразующей фазы и тектонические подвижки, отжимающие растворы в полости. Кроме того, как считали в прошлом веке В. Линдгрен, Г.Л. Поспелов и др. исследователи, в определенных условиях (большие давления, высокая химическая активность, переход из газообразного состояния в жидкое) растворы способны «сами прокладывать себе путь». Установлено, что они проникают на сотни метров от подводящих разломов. Важную роль при этом играют процессы инфильтрации и диффузии. В приповерхностной зоне может происходить смешение горячих растворов с подземными водами, понижение их температуры, уменьшение концентрации минеральных веществ и рудоотложение, часто в пластах пористых горных пород.

На отложение минералов из гидротермальных флюидов воздействуют следующие факторы: изменение температуры и давления; переход раствора из газовой фазы в жидкую, из истинного состояния в коллоидное; химические реакции в растворе и реакции растворов с вмещающими породами; прекращение или замедление движения растворов в пластах и разломах.

В зависимости от условий, существовавших в области рудообразования, отложение минералов из растворов осуществляется двумя способами: 1-выполнением открытых полостей, 2-метасоматическим замещением. В первом случае отложение и рост кристаллов происходят в зонах разломов; при этом рудные тела имеют, как правило, четкие границы. При метасоматозе материал вмещающих пород замещается вновь образованными минеральными агрегатами, и границы рудных тел являются постепенными, нечеткими.

Модель формирования и развития гидротермальной системы включает области источника (сбора), транспортировки (сброса) и разгрузки (отложения) гидротермальных растворов (рис. 46).

Температура образования влияет на минеральный состав и другие особенности гидротермальных руд, в связи с чем выделяются три подтипа месторождений: высоко-, средне-, и низкотемпературные.

В большинстве случаев эти месторождения парагенетически связаны с кислыми или ультракислыми магматическими породами (гранитами, аляскитами, гранодиоритами) и проявляют с ними геохимическое тождество. При этом очень часто залегают непосредственно в интрузивах или вблизи них.

Рудные тела, локализующиеся в пределах интрузивов или по их контактам, контролируются зонами трещиноватости в кровле интрузивов или секущими контакты разрывными нарушениями. В надкровельной зоне интрузивов рудные тела локализуются в трещинах, связанных с процессом внедрения магматических тел. Указанные тектонические особенности определяют формы рудных тел высокотемпературных месторождений. Распространены штокверки в зонах трещиноватых пород, жильные тела (в том числе неправильные, рубцовые, конского хвоста) и залежи вкрапленных руд в купольной части интрузивов. Типичным примером является Джидинское вольфрам-молибденовое рудное поле (Зап. Забайкалье), в котором установлены два рудных штокверка (вольфрамовый и молибденовый) и серия жил с вольфрамовым оруденением (рис. 47).

Минеральный состав высокотемпературных месторождений отличается преобладанием минералов, образовавшихся при температурах от 270 до 550⁰: топаз, берилл, турмалин, корунд, магнетит, касситерит, пирротин, вольфрамит, гюбнерит, шеелит, молибденит, висмутин, золото, гематит. Встречаются минералы более низких температур: арсенопирит, графит, флюорит, халькопирит, сфалерит, галенит.

Жильные минералы: полевой шпат, кварц, мусковит, литиевые слюды, скаполит, амфибол, родонит.

Отличительным признаком являются высокотемпературные околорудные изменения: грейзенизация (кварц 40-70 %, слюда 40 %, турмалин, топаз, флюорит - до 20 %, рудные до 10 %), турмалинизация (турмалин, кварц), гранат, эпидот.

больших глубинах, реже в приповерхностных условиях. В их составе нет при- знаков участия летучих, за исключением далеко уносимых газов Н₂S, СО₂, SiO₂, отчасти F. Связаны парагенетически с самыми разными по составу интрузивными породами: диоритами, гранитами, граносиенитами, сиенитодиоритами и др. Залегают месторождения чаще за пределами материнских интрузий, но могут локализоваться и в них. На многих рудных полях установлено широкое развитие даек среднего, кислого и щелочного состава. Из месторождений этого подтипа добывают основную массу цветных металлов: Cu, Zn, Pb, Sn, Мо, а также много Ag, Au, асбест (100 %), горный хрусталь, плавиковый шпат.

Рудные тела среднетемпературных месторождений отчетливо контролируются тектоническими структурами: разломами, зонами трещиноватости, рассланцевания и дробления, складчатыми структурными формами. Это типичные жильные тела в самом разном проявлении: простые и сложные, рубцовые, лестничные, седловидные и другие жилы, а также штокверки (рис. 48). Распространены штоки, столбообразные тела, линзы, гнезда.


Рис. 48 . Схема геологического строения

Кадаинского полиметаллического

месторождения – жилы и штокверек

(по О.П. Поляковой)
1 - доломиты, 2 - известняки, 3 - углисто-глинистые сланцы, 4 – гранит-порфиры, 5 - лампрофиры, 6 - сплошные сульфидные руды, 7 - окисленные руды, 8 - скарнированные породы, 9 - разрывные нарушения, 10 - интенсивно рассланцованные породы, 11 - элементы залегания контактов




Характерными особенностями среднетемпературных гидротермальных месторождений являются минеральный состав руд и околорудные изменения. Распространены рудные минералы: самородные Au, Ag, Pt, Bi, галенит, сфалерит, гематит, сидерит, пирит, арсенопирит, халькопирит, борнит, блеклые руды, кобальтин, джемсонит,

шмальтин, раммельсбергит, урановая смолка (настуран), касситерит, станнин, молибденит. Неметаллические: хризотил-асбест, тальк, магнезит, флюорит, горный хрусталь. Жильные минералы: кварц, карбонаты, барит, адуляр. Руды являются, как правило, многостадийными. Текстуры руд многообразны: массивная, вкрапленная, полосчатая, жильная, слоистая, реже пятнистая, колломорфная. Часто наблюдается рекурренция - несколько генераций одного минерала.

Околорудные изменения разнообразны и хорошо выражены - серицитизация, березитизация, окварцевание, хлоритизация, лиственитизация и др.

Серицитизация развивается по полевошпатовым породам кислого и среднего состава (граниты, кварцевые диориты), а также по эффузивам, туфам, метаморфическим и осадочным породам. Происходит вынос Na, Mg, Са, привнос К, Н₂О и кислотных радикалов. Образуются серицит, кварц, карбонаты, рутил, хлорит, сульфиды; турмалин, флюорит, барит, тальк. Серицит образуется при разложении полевых шпатов или за счет биотита и хлорита. Эти изменения характерны для месторождений Cu-колчеданных, Pb - Zn, W, Sn, Mo, Bi, Au руд.

Березитизация (по названию Березовского месторождения на Урале) проявляется в гранитах и выражается в разложении полевых шпатов, их замещении кварцем и серицитом. Серицит часто образует крупные кристаллы (мусковит). Кроме того, за счет железа темноцветных минералов образуется пирит. Березитизация характерна для золотого и редкометалльного оруденения.

Окварцевание наблюдается по осадочным и изверженным породам. При этом порфиры переходят во вторичные кварциты, песчаники - в роговики, известняки - в кремнистые известняки. Этот процесс в той или иной степени сопровождает все среднетемпературные рудные тела. Наиболее характерен для месторождений Cu, Cu - Mo, Au, Pb- Zn.

Хлоритизация (хлорит, кварц, серицит, биотит, амфибол, карбонаты) проявляется совместно с серицитизацией, окремнением, пропилитизацией. Характерна для месторождений Cu, Pb - Zn, Au. Лиственитизация (карбонат, кварц, хромовая слюдка (фуксит), хлорит, пирит) наблюдается по ультраосновным и основным породам. Происходит привнос СО₂.

Выделяются глубинные и приповерхностные месторождения различных рудных формаций.

Рудные тела контролируются разрывными нарушениями и пластами благоприятных пород. Обычно имеют жильную (см. рис. 42) или пластообразную форму. Встречаются линзообразные залежи с нечеткими границами, особенно в случае отложения оруденения метасоматическим путем.

В минеральном составе руд - низкотемпературные, в меньшей степени среднетемпературные минералы: киноварь, антимонит, реальгар, аурипигмент, самородные Au, Ag, Cu, халькопирит, халькозин, тетраэдрит, аргентит, исландский шпат, халцедон, опал, цеолиты, адуляр, родохрозит. Месторождения сопровождаются типичными низкотемпературными изменениями. В осадочных породах это окремнение, серицитизация, аргиллизация (глинистые минералы), доломитизация. По основным эффузивам - пропилитизация (цветные минералы превращаются в хлорит и эпидот с выделением пирита). Для кислых эффузивов характерны каолинизация (изменение полевошпатовых пород, накопление каолинита или диккита), алунитизация (алунит, кварц, пирит, серицит, каолинит). Весьма характерным процессом изменения вмещающих пород является окремнение - образование халцедона, изменение пород до вторичных кварцитов.

Главные рудные формации: 1 - золото-серебряная-олово-вольфрамовая (Крипл-Крик в США, Дукат, Карамкен в России); 2 – ртутно-сурьмяная (Альмаден в Испании, Хайдаркан в Ср. Азии, Никитовка в Донбассе, Сигуаньшань в Китае); 3 – золоторудная (Карлин в США); 4 – битумно-урановая (район Грантс в шт. Колорадо, США).

8. Месторождения сложного генезиса

Существует большая группа промышленно важных месторождений, генезис которых трактуется неоднозначно. Разными авторами они относятся то к эндогенным гидротермальным, то к экзогенным, то к метаморфогенным, то к полигенным. Последний термин применяется для них сейчас наиболее часто. Однако следует принять во внимание, что происхождение месторождений определяется прежде всего источником рудного вещества, а он для рассматриваемого типа является в основном эндогенным (ювинильным, ассимиляционным или инфильтрационным). В то же время образование рудных тел происходит как эндогенным (гидротермальным), так и экзогенным (осадочным) способами, и часто в одном рудном поле встречаются и жильные, и пластовые тела. Поэтому, признавая полигенность таких месторождений, мы, тем не менее, считаем необходимым отнести их к эндогенной серии.

К рассматриваемой серии относятся месторождения, известные как стратиформные, вулканогенно-осадочные, в том числе колчеданные, а также некоторые метаморфогенные месторождения.
Стратиформные месторождения
Стратиформными называются месторождения, которые залегают среди осадочных толщ, имеют пластовую форму рудных тел и, как правило, не обнаруживают связи с магматическими источниками. В то же время по минеральному составу, а иногда и по околорудным изменениям они близки к гидротермальным месторождениям.

Важное промышленное значение их определяется прежде всего значительными размерами, крупными запасами и выдержанностью рудных тел по простиранию и падению, что создает благоприятные условия для их эксплуатации. К стратиформным относятся месторождения Cu, Pb-Zn, флюорита, а также некоторые месторождения W, Sn и других полезных ископаемых с пластовыми рудными телами.

Месторождения часто приурочены к синклинальным складкам, нарушенным разломами. В этих условиях наиболее распространены пластообразные, линзовидные залежи при подчиненном значении секущих жильных тел, локализующихся в сбросах.

Рудная минерализация образуется в интервале температур от 250- 200 до 70-50⁰. Оруденение формировалось в слабо литифицированных осадках, что приводит к последующему перераспределению полезных компонентов при эпигенезе и диагенезе, образованию вкрапленных руд, нечетким их границам с вмещающими породами.

Минеральный состав. Стратиформных месторождений характеризуется относительной простотой состава для разных руд.

Месторождения меди образуются в толщах песчаников (рис.49). Для медистых песчаников характерны такие минералы, как халькопирит, борнит, халькозин, присутствуют пирит, ковеллин, малахит, а также сфалерит и галенит. Выделяются несколько типов руд: борнит-халькозин-галенитовый (месторождение Джезказган в Казахстане), халькопирит-халькозин-галенит-сфалеритовый и другие.

Месторождения свинца и цинка содержат галенит, сфалерит, блеклые руды, барит, флюорит. Основные типы руд: галенитовый, галенит-сфалеритовый (месторождение Сардана в Якутии), галенит-сфалерит-флюоритовый.

Флюорит-свинцово-цинковые месторождения содержат флюорит, галенит, сфалерит, халькопирит, барит и другие (месторождение Барвинское в Прибайкалье).

В ряде месторождений встречаются в значительных количествах киноварь, самородная сера, барит. Из нерудных минералов распространены кварц, кальцит, серицит. Околорудные изменения, по данным Ф.И. Вольфсона и В.В. Архангельской, представлены: в карбонатных породах – доломитизацией, серицитизацией, анкеритизацией; в песчаниках и других алюмосиликатных породах – окварцеванием, каолинизацией. Эти изменения отчетливо контролируются секущими или послойными разрывными нарушениями.

Процессы образования стратиформных месторождений. Как указывалось, их формирование происходило под воздействием различных процессов. О гидротермальной деятельности свидетельствуют такие факты: высокие температуры образования рудных минералов, структурный и тектонический контроль оруденения, наличие секущих рудных тел, околорудные изменения, стадийность рудного процесса. Признаками осадочного процесса являются: литолого-стратиграфический контроль рудных тел, их пластовые формы и согласное залегание, простой минеральный состав руд. О проявлении эндогенных и экзогенных процессов рудообразования свидетельствуют широкие вариации изотопного состава серы.

В.И. Смирнов считает, что на ранних этапах преобладали процессы сингенеза (накопление осадков, обогащенных рудным веществом), затем проявлялись эпигенетические процессы. Рудные тела были сформированы под воздействием гидротермальных процессов.

Структурные особенности рудных тел рассматриваемых месторождений определяются сочетанием секущих и согласных форм, что видно на примере месторождений типа Куроко (рис.50). Рудные тела имеют формы штоков, штокверков, линз, уплощенных, пластообразных тел, жил. В наиболее типичных месторождениях (Япония) развиты сложные грибообразные рудные залежи, имеющие нижнюю штокверковую «ножку» с прожилково-вкрапленными рудами и верхнюю субпластовую часть.

Рудные тела железо-марганцевых месторождений имеют пластовую форму и локаще переслаивания вулканогенных и осадочных пород. На полиметаллических месторождениях (например, на Озерном в Забайкалье) часто преобладают пластовые залежи (рис. 51).

Наиболее типичными являются так называемые колчеданные месторождения. Среди них установлено несколько минеральных типов. Это руды: пирит-пирротин-галенитовые (Текели в Казахтане); пирит-пирротин-сфалеритовые (Озерное); пирит-халькопирит-сфалеритовые (Гай на Южн. Урале); пирит-галенит-сфалерит-баритовые и другие. Часто в распределении минеральных ассоциаций устанавливается определенная зональность. Так, на месторождении Гай в верхней части в пластовой залежи преобладает пирит-халькопиритовая ассоциация; ниже она сменяется пирит-халькопирит-сфалеритовой, а затем галенит-сфалерит-серебряной ассоциациями. На месторождении Куроко нижние прожилково-вкрапленные пирит-халькопиритовые руды вверх по разрезу сменяются сфалерит-пирит-галенит-баритовыми, баритовыми рудами и яшмовым горизонтом (ожелезненные кремни). На этих месторождениях распространены также марказит,

кальцит, серицит, хлорит. Околорудные изменения представлены окварцеванием, хлоритизацией, пиритизацией боковых пород.

Минеральный состав месторождений железа и марганца (Кусимовское на Урале) определяют минералы гидрогематит, гематит, магнетит, родонит, брустит, браунит, гаусманит; присутствуют кварц, слюды, хлорит, карбонаты, пирит-фосфатные оолиты и конкреции.

Процессы образования. Формирование вулканогенно-осадочных месторождений разделяется на два этапа. На первом этапе в породах ложа морских бассейнов, в пределах или вблизи действовавших ранее вулканов, активно функционируют гидротермальные системы. Источниками этих систем были магматические очаги, поставлявшие тепловые потоки и рудоносные флюиды. Кроме того, главным компонентом рудоносных растворов могла быть и морская вода, которая в процессе нисходящих движений нагревалась вблизи глубинных очагов и обогащалась металлами. Расчет баланса вещества, изотопного состава серы и другие данные показывают, что медь могла поступать из мантийных источников, а свинец и цинк из пород континентальной коры. В процессе этой деятельности в зоне подводящего канала формировались прожилково-вкрапленные штокверковые и жильные руды, образующие «ножку» рудной системы. Второй этап рудообразования выразился в разрушении и переотложении рудного материала штокверковых тел. В это время формировались субпластовые залежи осадочной природы, расположенные вблизи подводящих каналов. В головах таких залежей, вблизи их коренного источника, широко распространены обломочные руды, т.н. рудокласты. Учитывая этапность формирования, рассматриваемые месторождения иногда называют гидротермально-осадочными.

Главные рудные формации: 1 – колчеданная (колчеданно-свинцовый, колчеданно-свинцово-цинковый, колчеданно-цинковый и др. типы, распространенные на Урале); 2 – железо-марганцевая; 3 – галенит-сфалеритовая; 4 – галенит-сфалерит-баритовая.

Э К З О Г Е Н Н Ы Е М Е С Т О Р О Ж Д Е Н И Я

Рассматриваемая серия месторождений образуется под воздействиием следующих факторов.

Подземные воды выполняют аналогичные действия, но в приповерхностных условиях. В области циркуляции подземных вод выделяется три зоны (рис. 52):

- зона просачивания (аэрации) - между поверхностью и уровнем грунтовых вод; здесь дождевые воды, богатые СО₂ и О, обладают резкой окисляющей и растворяющей способностью, движутся вниз к уровню грунтовых вод и насыщаются солями; это зона окисления или разложения;

- зона истечения (полного насыщения) находится под уровнем грунтовых вод; воды не активны (слабощелочные), имеют тенденцию горизонтального перемещения; это так называемая зона цементации;

- зона застойных вод - воды не перемещаются и не содержат свободного кислорода; в этой зоне происходит пассивный водообмен.

Зона просачивания и аэрации с кислыми водами, обогащенными кислородом, является наиболее благоприятной областью для разрушения и последующей концентрации полезных компонентов.

различен. Наиболее сильно влияют при этом суточные колебания температуры, свойственные сухому климату пустынь и арктических областей. Очень велико воздействие воды при ее замерзании. Давление замерзающей воды на стенки трещин составляет до 6000 кгс/см². Условия гумидного климата характеризуются активной деятельностью воды. Эти процессы протекают при атмосферном давлении.

Живые организмы регенерируют О₂ и СО_2, поставляя важные агенты химического выветривания. Кроме того, они разрушают корневой системой горные породы, обладают свойством выборочной концентрации некоторых элементов и, отмирая, создают их скопления (Fe, Mn, Ba, Al, Co, Li, Be). Наконец, органическое вещество в различной его форме является источником полезных ископаемых (уголь, торф, фосфориты, известняк и др.).

- продукты выветривания, представляющие полезные ископаемые, остаются на месте или выносятся в область подземной циркуляции (месторождения выветривания);

- часть материала захватывается поверхностными водами и уносится в растворенном виде или в виде частиц пород и минералов, которые затем отлагаются в речных, озерных или морских условиях (осадочные месторождения).

В соответствии с этими процессами среди экзогенных месторождений выделяются:

1. Месторождения выветривания:

-обломочные,

-остаточные (коры выветривания),

-инфильтрационные,

-зон окисления.

2. Осадочные месторождения:

- механические (россыпи),

-хемогенные,

-биогенные и биохимические.

10. Месторождения выветривания
Это месторождения, которые образуются в процессе механического или химического разрушения пород под влиянием колебаний температуры, воды, газов, деятельности растительных и животных организмов с последующей концентрацией полезных компонентов в виде рудных тел.

Прежде всего, происходит физическое выветривание. Оно особенно интенсивно в пустынях, арктических и субарктических областях, где резко колеблется температура. Формирование месторождений при выветривании происходит путем:

- накопления ценных пород и минералов в элювии и делювии;

- растворения и выноса приповерхностными водами массы горных пород, не имеющих ценности, и накопления в осадке полезных компонентов;

- растворения и выноса приповерхностными водами ценных компонентов, их инфильтрации и переотложения;

- обогащения ценными компонентами в процессе окисления ранее сформированных месторождений.

Соответственно выделяется месторождения выветривания: 1-обломочные (элювиальные и делювиальны), 2-остаточные (коры выветривани), 3-инфильтрационные, 4-зон окисления.

Наибольшую ценность имеют остаточные и инфильтрационные месторождения.

- воду (растворение, перенос, отложение продуктов в коре выветривания), которая наиболее активна до уровня грунтовых вод, где она может обогащаться такими элементами, как S, Cl, O;

- кислород (атмосферный, минеральных соединений), играющий главную роль в процессах окисления;

- углекислоту, активно преобразующую некоторые силикаты в карбонатные соединения, другие кислоты (органические, неорганические), которые активно участвуют в процессе окисления;

- жизнедеятельность организмов;

- температуру, которая изменяет растворимость газов в Н₂О и, соответственно, скорость реакций разложения пород.

По климатическим условиям наиболее благоприятны повышенные температуры, обилие осадков, усиленный распад растительных веществ, что имеет место в гумидном климате (рис. 53).

Геологические особенности и условия образования. Коры выветривания ряда факторов.

Нижняя граница формирования рассматриваемых месторождений - поверхность, которой достигает кислород воздуха. Она близка к уровню грунтовых вод: глубина 60 - 100, реже 200м, по трещинам до 1500м. Месторождения кор выветривания располагаются на “материнских” породах. Они сложены остаточным от выветривания материалом, но обогащены продуктами инфильтрации.

Тектонические дислокации оказывают большое влияние на формирование кор выветривания, создавая пути проникновения растворов и поверхностных вод (разломы и трещины крутопадающие, пластовые). Ими часто определяется морфология созданных рудных тел, а также пострудная тектоника.

Рельеф местности - один из важных факторов, влияющих на процессы корообразования. Оптимальные условия - среднегорный рельеф. Длительность формирования промышленных месторождений значительна. Благоприятные условия для развития мощных кор выветривания должны сохраняться до 15-20 млн. лет.

По форме рудных тел выделяются три типа кор выветривания.

1. Площадные – коры выветривания перекрывают коренные породы, за счет которых они образуются. Имеются переходы к коренным породам (рис. 54).

2. Линейные - возникают вдоль систем трещин в коренных породах и имеют форму жилообразных тел (глубина - десятки метров) (рис. 55).

3. Приконтактовые коры - локализуются вдоль контакта. Часто это карстовые коры выветривания.

Минеральный состав. В минеральном составе кор выветривания выделяют несколько групп минералов:

- реликтовые первичные (устойчивые) - кварц, рутил, магнетит;

- начальной стадии разложения - гидрослюды, гидрохлориты;

- аморфные (мутабильные) минералы - переходные коллоидные выделения, со временем превращающиеся в кристаллические аналоги - вад, халцедон, гель бурого железняка;

- вторичные минералы - конечные продукты выветривания.

Вертикальная зональность кор выветривания связана с уменьшением интенсивности процесса с глубиной. Кроме того, на нее влияет фильтрация элементов водными растворами. И. Гинзбург выделяет (снизу) зону полуразрушенных и частично выщелочных пород; зону незавершенного выветривания (зону сиалитов); зону остаточных продуктов выветривания.

Силикатные руды Ni в условиях тропического и субтропического климата образуются в мезозое и кайнозое по аподунитовым и апоперидотитовым серпентинитам (Южн. Урал, Бразилия, Мадагаскар, Куба). Формируются в течение длительного континентального периода; мощность кор от 50 до 160-180 м. На Урале серпентинитовые массивы локализуются вдоль глубинных разломов. По ним происходит развитие площадных (халиловский тип) и линейных (аккермановский тип) кор выветривания. На контакте серпентинитов с известняками образуется третий тип – уфалейский. Руды формируются при разложении серпентинита. Никель первоначально был в оливине, частично в ромбическом пироксене, далее он переходит в серпентин. При выветривании серпентинита Ni переходит в водный раствор в виде бикарбоната, выносится вглубь коры и отлагается в виде никелевых и никельсодержащих минералов. Из серпентинитов вместе с Ni могут отлагаться минералы Со, Fe, Mn.

Бокситы - руды на Al, формируются в процессе накопления свободного Al₂ О₃ за счет разложения пород, богатых алюмосиликатами. Боксит - тонкодисперсная порода, состоит из гидратов окиси Al – диаспора, бемита, гидраргиллита, в подчиненном количестве: окиси и гидроокиси Fe, Mn; опал, кварц, каолинит и др. Содержание Al₂О₃ не менее 25 %. Месторождения известны в Индии (рис. 56), Бразилии, Гвинее, США, на Урале, в Казахстане, в Сибири (Енисейский Кряж). Источники Al - нефелиновые, алунитовые породы (ийолиты, уртиты), дистеновые (кианитовые), силлиманитовые гнейсы и сланцы. В условиях жаркого, влажного климата (субтропики) происходит разложение силикатов, вынос щелочей и SiО₂, концентрация Al₂О₃ в виде диаспора, бемита. При усложнении первичного состава происходит отложение карбонатов, сульфидов и др. минералов. Часто слои бокситов перемежаются с глинами, образуют площадные формы и залежи неправильных очертаний в карсте среди известняков. На Енисейском Кряже карстово-котловинные месторождения локализуются в известняках. Материал как местный, так и привнесенный в карстовые воронки из соседних площадей. Исходный материал - известняки, штоки пород основного состава.

Каолины образуются при глинистом выветривании полевошпатовых (кислых) пород. Выпадают гели SiО₂ и Al₂О_3. Это площадные залежи, переходящие в коренные породы. От бокситов отличаются незавершенным разложением коренных. Месторождения известны на Украине, Алтае, в Германии, Югославии, Англии, Китае.

Окисление: породообразующие минералы, сформированные в глубинной обстановке, бедной кислородом, под воздействием О₂ коры выветривания превращаются в кислородные соединения высокой валентности. Они более устойчивы в поверхностных условиях. При этом часть конечных и промежуточных продуктов окисления выносится, другая остается (окислы Fe, Mn, Al).

Гидратация: насыщение минералов водой в виде гидроксильной (в решетке минералов), кристаллогидратной (твердый раствор), - цеолитной (в кристаллической решетке), адсорбированной минералами Н₂ О.

Гидролиз: обменные реакции между основаниями минералов и водородными ионами воды. Интенсивность гидролиза определяется концентрацией водородных ионов, СО_2, рН среды, t^о и др. факторами.

Диализ: диффузионное удаление металлов из глинистых продуктов выветривания и очищение до “чистых” глин.

Эти реакции разрушают минералы коренных пород с сохранением или преобразованием кристаллической решетки. Стадии выветривания: 1 - вынос легкорастворимых солей (в щелочной среде) - сульфатов, хлоридов K, Na, Ca, Mg; вынос SiO₂ и карбонатов щелочных металлов ; 2 - гидролиз силикатов и алюмосиликатов, накопление Al, Fe, Mn; 3 - кислотное выветривание с выносом гидроокислов Al, Fe, Mn. Таким образом, процесс начинается щелочным выветриванием и заканчивается кислотным.

Устойчивость исходных минералов возрастает в такой последовательности: оливин, плагиоклаз, гиперстен, авгит, роговая обманка, биотит, мусковит, кварц. В соответствии с минеральным составом находится и скорость разложения коренных пород.

Миграция элементов из коры выветривания происходит постоянно. Она осуществляется во взвесях, коллоидных и истинных растворах. Особенно важны растворы металлов. Легко выносимые элементы Cl, Br, S, Ca, Na, Mg, F; подвижные SiO₂ , P, Mn, Co, Ni, Cu; инертные Fe, Al, Ti.

В зависимости от условий разложения и миграции минеральной массы коренных пород разного состава возникают коры выветривания разного профиля. Они отличаются по вертикальной, минеральной и химической зональности. В общем случае профиль коры выветривания определяется степенью разложения породообразующих минералов и поведением SiO₂ и Al₂O₃ . По И. Гинзбургу, Б. Полынову, И. Седлецкому, существует три модели (профиля) образования месторождений выветривания:

1-й профиль: насыщенный сиалитами или гидрослюдистый - выветривание без существенной миграции SiO_{2. ..}Характерны гидратация, гидролиз. Образуются гидрослюды, гидрохлориты.

2-й профиль: ненасыщенный сиалитами или глинистый; значительное количество SiO₂ удалено из коры. Минералы: каолинит, галлуазит, кварц.

3-й профиль: латеритный - полное разрушение связей SiO₂ и Al₂О₃ , интенсивная миграция SiО₂ и накопление Al₂ О₃, т.е. бокситов.

Первый тип не приводит к образованию месторождений; при втором образуются месторождения глин, каолина. Третий тип отличается формированием всех важнейших остаточных месторождений.

Многие инфильтрационные месторождения имеют промышленное значение. Так формируются месторождения Fe, U, Mn, Cu, V, фосфоритов, гипса, магнезита, боратов.

Так, уран в виде карнотита (К₂О . 2UO₂. V₂О₅. nН₂О) накапливается в зонах внутрипластового окисления среди проницаемых толщ песчаников и карбонатных пород. Ролловые формы рудных тел (серповидные в поперечном сечении, лентовидные в плане) инфильтрационного гидрогенного происхождения локализуются на границах различных геохимических сред в условиях аридного климата. Часто инфильтрационные урановые руды образуют пластообразные, линзовидные, лентообразные тела в древних речных руслах среди аргиллитов, песчаников и конгломератов, содержащих органические остатки - месторождения плато Колорадо в США (рис. 59), Витимского района в Вост. Сибири (рис. 60).

Нисходящие подземные воды, образующие рудные тела, содержали повышенные концентрации U, V, Mo. Кислород этих вод и сульфат-ион обеспечивают окисление пород – смену геохимической обстановки. Перераспределение металлов и их концентрация происходят до глубины 700 м (месторождения плато Колорадо, США). Кроме карнотита в урановых рудах присутствуют минералы урана тюямунит, уранофан, отенит, торбернит и ванадиевые минералы навахоит, наскоит, а также малахит, лазурит, хризоколла, эритрин, пиролюзит и др.

Железо в инфильтрационном процессе переходит в раствор в коллоидном состоянии в виде золей водных окислов. Грунтовыми водами эти золи переносятся на значительные расстояния. Встречаясь с карбонатными породами, они отлагаются в виде лимонита и других минералов (Алапаевское месторождение, Урал). Часто образуются конкреционные бурые железняки – болотные и дерновые руды. Медь переносится в виде медного купороса CuSO₄ на значительные расстояния и осаждается в благоприятных условиях. Происходит отложение Cu путем замещения цемента песчаников, если он известковый. В процессе участвуют восстановители (битуминозные вещества, остатки растений, животных, бактерии). Это - тонкорассеянные вкрапленные руды. Нередки стволы деревьев, замещенные халькозином. Состав руд: самородная Cu, халькозин, малахит, лазурит.

При образовании марганцевых руд Mn переходит в раствор из ультраосновных пород, особенно серпентинитов. Он переносится в форме геля и отлагается в виде карбоната MnСО₃ (Халиловское на Урале).

Минералы бора образуются при выветривании соленосных толщ. Растворы солей, содержащие бор, циркулируют в гипсовой толще и отлагаются в виде прожилков, линз, тел неправильной формы, содержащих борные минералы гидроборацит, ашарит, улексит.

Физико-химические условия образования. Формирование инфильтрационных месторождений определяется химизмом вмещающей среды и составом рудоносных растворов. Важная роль принадлежит геохимическим барьерам. Это участки смены условий миграции растворов. А.Перельман выделяет барьеры: механические, связанные с торможением движения грунтовых вод; физико-химические, связанные с резким изменением химической обстановки. Последняя определяется наличием щелочно-кислотных и окислительно-восстановительных условий – смена красноцветных и сероцветных фаций вмещающих пород. Важным фактором является залегание проницаемых пород среди глинистых водоупоров и наличие осадителей (органического вещества, вторичных восстановителей - Н, Н₂S, битумов).

Наиболее важные рудные формации: 1 - урановая, уран-ванадиевая - U, V, Se, Rn (США, Плато Колорадо); 2 – бурых железняков (Новгородская область, Урал, Зап. Сибирь); 3 – марганцевых карбонатных руд (Урал).
11. Осадочные месторождения
Осадочными называются месторождения, образованные непосредственно при седиментации и диагенезе осадков в Земли. Месторождения формируются в определенных палеогеографических зонах и отчетливо приурочены к стратифицированным толщам.

Они пользуются широким распространением и имеют важное промышленное значение. К этому классу принадлежат месторождения угля, газогидратов, каменных солей, многих металлов (Fe, Mn, Au, U, Pt, Cu), неметаллические полезные ископаемые (фосфориты, бораты, цеолиты, камнесамоцветное сырье – алмазы, изумруды и др.).

Разрушение горных пород и древних месторождений осуществляется под воздействием рассмотренных выше экзогенных процессов. Перенос разрушенного материала, включающего полезные компоненты, происходит в виде обломков во взвешенном состоянии или в истинных и коллоидных растворах поверхностными водотоками, водами морей, в меньшей степени ветром, ледниками. Отложение основной массы материала осуществляется в морских бассейнах, в долинах рек, озерах, болотах. Происходит накопление обломков, выпадение осадков из растворов, накопление продуктов органической жизни - растительных и животных остатков. При диагенезе - превращении осадков в горную породу - происходит растворение и удаление из осадков малоустойчивых минералов, образование новых минералов в новой физико-химической обстановке, перераспределение отдельных веществ, перекристаллизация и цементация. При образовании осадочных месторождений главенствующая роль принадлежит одному из трех геологических процессов:

1 - механическая дифференциация осадков;

2 - химическая дифференциация осадков;

3 - жизнедеятельность животных и растительных организмов.

Механическая и химическая дифференциация определяет последовательность отложения рудного вещества. При механической дифференциации происходит перенос, отложение вещества и его разделение в соответствии с величиной, удельным весом, формой частиц пород и минералов.

При химической дифференциации вещество переносится в виде химических соединений или механической взвеси и отлагается в соответствии с дифференциацией химических свойств (рис. 61). В начале отлагаются наиболее трудно растворимые вещества. Начало выпадения СаСО₃ совпадает с концом механической дифференциации. Начиная с доломита, к продуктам химической дифференциации почти не примешивается обломочный материал. Для выпадения вещества уже требуется повышенная концентрация солей в растворе. Важная причина химической дифференциации - различная концентрация водородных ионов и разный окислительный потенциал. Приповерхностные воды наиболее обогащены кислородом. Это фиксируется последовательным выпадением гидроокисей металлов, затем их закисных соединений и сульфидов (обеднение кислородом).

Важную роль в формировании месторождений осадочного типа играет жизнедеятельность организмов, особенно при образовании месторождений Fe, Mn, Al, U, угля, нефти, горючих сланцев.

Осадочные месторождения могут классифицироваться по разным принципам: - по палеогеграфическим условиям (морские, континентальные); - по типам литогенеза (гумидные, аридные, вулканогенно-осадочные); - по типам фаций (лагунные, озерные, океанические).

Однако наиболее обосновано разделение осадочных месторождений по способу их образования. Это месторождения:

- механические (обломочные) – россыпи,

- хемогенные,

- биогенные и биогеохимические.