Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер




15.09.2020


15.09.2020


15.09.2020


04.09.2020


03.09.2020


03.09.2020


21.08.2020


05.08.2020


05.08.2020


05.08.2020





Яндекс.Метрика
         » » Модель формирования колчеданного оруденения в связи с явлениями субмаринного вулканизма

Модель формирования колчеданного оруденения в связи с явлениями субмаринного вулканизма

21.10.2017

В последние годы благодаря исследованиям В.И. Смирнова, М.Б. Бородаевской, Н.С. Скрипченко, Г.Ф. Яковлева, С.Н. Иванова, Г.Н. Щербы, А.И. Кривцова, Д.И. Горжевского, Т.Н. Шадлун, Н.В. Петровской, П.Я. Яроша, В.А. Пронина, Р. Хатчинсона, X. Омото, Е. Спунера и ряда других советских и зарубежных ученых теория образования колчеданных месторождений была значительно усовершенствована. Этими исследователями установлены тесная связь колчеданного оруденения с раннегеосинклинальным вулканизмом и формирование его в определенные периоды развития геосинклиналей, соответствующие становлению контрастных, непрерывных, офиолитовых и андезит-дацит-риолитовых формаций; ассоциация оруденения в пространстве и времени с кремнекислыми породами; накопление рудного вещества или его части на морском дне; приуроченность промышленных рудных скоплений к депрессионным участкам морского дна и широкое участие морских вод в рудообразовании.
Однако существует ряд вопросов, по которым нет общепринятого мнения, что затрудняет создание единой генетической модели для различных типов семейства колчеданных месторождений. Разработка модели невозможна без решения двух основных проблем: 1) способ и длительность отложения рудных масс, обнаруживающих отчетливые признаки разновозрастности слагающих их минеральных сообществ, 2) природа и причины связи оруденения с вулканизмом определенных формаций.
Многие исследователи на основании наблюдаемых в рудах текстур пересечения и дробления, пространственной разобщенности минеральных парагенезисов, различной степени перекристаллизации рудных масс предполагают прерывистое накопление рудного вещества в течение длительного времени и считают, что отложение существенно пиритовых руд происходит на морском дне, а обогащение их цветными металлами осуществляется после захоронения в связи с возобновлением гидротермальной деятельности.
Возможна и другая интерпретация наблюдаемых пространственновозрастных соотношений рудных масс, по особенностям которых месторождения разных типов можно подразделить на две группы: а) с контрастно проявленной минеральной и текстурно-структурной зональностью и б) с неясно выраженной или отсутствующей зональностью в сульфидной части залежей.
На месторождениях первой группы, представители которых широко распространены в вулканитах офиолитовой формации Мугоджар, контрастных и непрерывных формаций Уральской геосинклинали, андезит-дацит-риолитовых формаций Малого Кавказа и Японии, зональность выражена последовательной сменой от подошвы к кровле залежи руд существенно пиритового, халькопирит-пиритового, сфалерит-халькопирит-пиритового (или полиметаллического) состава. Структурно-текстурная зональность обусловлена значительно большей степенью перекристаллизации массивных пиритовых и халькопирит-пиритовых руд по сравнению с рудами сфалерит-халькопирит-пиритового (или полиметаллического) состава, в которых хорошо сохранились метаколлоидные срастания сульфидов. Сфалерит-халькопирит-пиритовые руды чаще всего обладают брекчиевой текстурой и состоят из обломков перекристаллизованных халько-пирит-пиритовых руд и метаколлоидного сфалерит-халькопирит-пиритового цемента. Эти особенности строения залежей указывают на существование перерыва между отложением халькопирит-пиритового и сфалерит-халькопирит-пиритового (или полиметаллического) минеральных парагенезисов.
В месторождениях второй группы, примерами которых являются Летнее и Осеннее (офиолитовая формация) в Мугоджарах, Талганское (непрерывная формация) на Урале, ряд месторождений филизчайского типа в сланцевых толщах на Кавказе, зональность в распределении минеральных парагенезисов либо отсутствует, либо выражена неотчетливо. Руды этих месторождений характеризуются одинаковой степенью перекристаллизации по всей мощности рудных залежей. Метаколлоидные срастания пирита, халькопирита, сфалерита и галенита и отсутствие брекчиевых текстур указывают на одновременное осаждение перечисленных минералов из раствора.
Особенности пространственного распределения минеральных парагенезисов и их возрастных соотношений не зависят от геологических условий формирования месторождений. Контрастная зональность, как видно из перечисленных примеров, может быть свойственна месторождениям различных типов. С другой стороны, можно наблюдать разную контрастность зональности в рудах месторождений, сформированных в геологически сходных условиях. Примерами их могут быть месторождения Верхнеуральского района, локализованные в вулканитах непрерывной формации на близком расстоянии друг от друга, в которых проявлена как контрастная, так и слабо выраженная зональность.
Несмотря на то, что в рудах месторождений первой группы существует разрыв во времени между отложением минералов указанных выше парагенезисов,- есть основания предполагать, что осаждение руд осуществляется в субмаринных условиях до образования пород кровли. На это указывают следующие данные:
1) слоистые текстуры руд, развитых в кровле и на флангах залежей и сложенных минералами поздних парагенезисов, присутствие в них прослоев перемытого и сортированного по крупности рудного материала;
2) признаки подводного окисления руд в кровле залежей в виде каемок гематита на рудокластах и гематитовых слоев;
3) образование зон закалки на контакте с рудами в основных и кислых лавах, перекрывающих рудные залежи;
4) отсутствие гидротермальных изменений в породах кровли на большинстве месторождений.
Разновременное отложение халькопирит-пиритовых и сфалерит-халькопирит-пиритовых (или полиметаллических) руд возможно из геохимически единого раствора вследствие различия температур, при которых достигается насыщение раствора относительно меди и цинка свинца, и составляющих 300 и 250°С соответственно. Из этого можно заключить, что пространственная дифференциация рудного вещества возможна лишь в месторождениях, где рудоотложение осуществляется из раствора с начальной температурой не менее 300°С при ее постепенном понижении со временем. Таким условиям удовлетворяют месторождения первой группы, где температура отложения пиритовых и халькопирит-пиритовых руд превышает 300°С, а сфалерит-халькопирит-пиритовых (или полиметаллических) — обычно менее 200°С. Примерами могут быть одно из месторождений Мугоджар с температурным интервалом (360—180°С), месторождение типа куроко на Кавказе (350—100°C), одно из месторождений Башкирии (300—120°С), ряд месторождений типа куроко в Японии (300—200°С).
Образование брекчиевых руд в высокотемпературных месторождениях первой группы, по-видимому, обусловлено неравномерной диагенетической перекристаллизацией, в процессе которой ранее отложенные пиритовые и халькопирит-пиритовые руды перекристаллизуются более интенсивно под воздействием тепла гидротермального потока, что сопровождается сокращением их объема, растрескиванием и фрагментацией. На это могут указывать пластовая форма тел брекчиевых руд, расположение их на одном и том же стратиграфическом уровне в разрезе рудных залежей, т. е. всегда над халькопирит-пиритовыми рудами, а также их латеральная фациальная изменчивость, выраженная снижением размера обломков, увеличением степени их окатанности, появлением сортировки обломков по крупности с удалением от рудовыводящих каналов.
Очевидно, что в месторождениях с начальной температурой растворов менее 250°С создаются условия для одновременного осаждения сульфидов меди, цинка и свинца, вследствие чего минеральная и текстурно-структурная зональность проявляется менее контрастно либо вообще отсутствует. Подтверждением этому являются низкие температуры образования руд месторождений, относимых ко второй группе. Так, температуры образования руд Талганского месторождения оцениваются в 40°С, месторождения филизчайского типа на Кавказе (по изотопным данным) — в 200°С, низкая (56°С) температура установлена и для современных металлоносных осадков Красного моря, где по данным опробования не намечается пространственного обособления концентраций меди и цинка.
Таким образом, можно достаточно уверенно предполагать, что накопление всей массы сульфидных руд колчеданных месторождений осуществляется из геохимически единого раствора в субмаринных условиях и завершается до образования перекрывающих пород, что позволяет при решении проблемы о природе связи оруденения с вулканизмом ограничить сферу исследования выяснением металлогенической роли лишь тех вулканических пород, которые залегают ниже или на стратиграфическом уровне оруденения.
В эту сложную проблему большой вклад внесла теория рециклинга, предложенная X. Омото, Е. Спунером, В. Файфом и развитая в работах А.И. Кривцова, которая предполагает глубинную циркуляцию морских вод под действием вулканического тепла, производящих выщелачивание металлических компонентов из пород и их транспортировку к месту разгрузки и аккумуляции. Теория рециклинга снимает проблему дефицита воды и хорошо объясняет зависимость минерального и химического состава руд от геохимических особенностей подстилающих пород. Однако с позиций этой теории пока не ясны причины связи оруденения с определенными вулканическими формациями и локализации его на конкретных стратиграфических уровнях в разрезах рудовмещающих формаций, приуроченности промышленных рудных скоплений к пониженным участкам морского дна и их тесной ассоциации с кремнекислыми породами и базальтовыми гиалокластитами.
Решение этих практически важных вопросов тесно связано с выявлением источников основных компонентов колчеданных руд (железа и серы) и металлогенической роли вулканических пород, с которыми наиболее часто ассоциируются колчеданные руды.
Анализ распределения железа в рудах колчеданных месторождений показал, что по содержанию этого элемента месторождения подразделяются на высокожелезистые (среднее содержание Fe 40%) и низкожелезистые (среднее содержание Fe 17%). К высокожелезистым относятся все месторождения уральского и кипрского типов, локализованные в вулканитах существенно базальтоидных формаций, а также часть месторождений филизчайского типа, связанных в пространстве и времени с излияниями базальтовых магм (Кацдагское на Кавказе, Карлотта на Кубе). Содержания металла в рудах этих месторождений относительно постоянны (разброс от 37 до 44%) и не зависят от состава подстилающих пород, объема и минерального типа подрудных метасоматитов и других геологических особенностей. Низкожелезистыми являются месторождения малокавказского и куроко типов в вулканитах андезит-дацит-риолитовых формаций, где базальты отсутствуют либо проявлены в очень незначительном объеме, а также месторождения филизчайского типа, не обнаруживающие связи с базальтоидным вулканизмом (Раммельсберг в ФРГ, Катех на Кавказе). Содержания элемента в рудах не постоянны и колеблются в пределах от 2 до 31 % с преобладанием значений в области 15—25%.
Расчеты баланса вещества в системе подрудный метасоматит — руда, проведенные В.И. Смирновым и В.А. Прониным, а также данные о содержаниях железа в осадках современных гидротерм Челекена, Солтон Си, Оаху показывают, что количество элемента, выщелоченного из подстилающих пород и вынесенного гидротермальным раствором, не превышает 14—20% от веса рудной массы. Из этих данных можно заключить, что главным источником железа для маложелезистых месторождений второй группы является совокупность подстилающих пород, для месторождений первой группы необходим дополнительный источник, которым могут быть базальты, присутствующие на всех месторождениях этой группы.
Экстракция железа из базальтов возможна при взаимодействии извергающегося базальтового стекла с придонной морской водой (палагонитизация), в процессе которого стекло превращается в тонкодисперсную смесь монтмориллонита (смектита) и гидроокислов железа. Исследованиями в современных океанах установлено, что механически нестойкий палагонитовый материал может переотлагаться и накапливаться во впадинах морского дна благодаря чрезвычайно малому размеру слагающих его частиц.
В древних месторождениях высокожелезистых колчеданных руд аналогами аллохтонных палагонитовых образований могут быть хлоритовые породы и тесно ассоциирующие с ними руды железоокисного (гематитового, магнетитового, маггемит-магнетитового, кремнисто-гематитового) состава, образующие согласные с напластованием линзовидные тела мощностью в десятки, редко сотни метров в основании, кровле и на флангах сульфидных залежей.
На связь этих образований с процессами палагонитизации указывают следующие данные:
1) присутствие реликтов монтмориллонита в хлоритовых породах и гетита в рудах железоокисного состава;
2) идентичность химического состава хлоритовых пород составам палагонитизированных корок закалки базальтовых шаров, современных смектитовых илов Атлантического океана и экспериментально полученного смектита при взаимодействии базальтового стекла с морской водой;
3) идентичность комплекса магнитных параметров (точки Кюри, естественная остаточная намагниченность насыщения, разрушающее поле намагниченности насыщения и его изменения при разных температурах) для ферромагнитных минералов из руд и из палагонитового материала, заполняющего интерстиции между базальтовыми шарами.
Менее вероятно осаждение железоокисных и сульфидных руд из единого гидротермального раствора. На это указывают прежде всего значительно более низкие температуры образования ферромагнитных минералов (25—50°С) по сравнению с температурами замещающих их сульфидов (более 300°С), а также резкое различие спектра элементов-примесей в окислах железа (Cr, Mg, Ti, Mn, V, Cu) и сульфидах (Ni, Co, As, Pb, Zn, Cu, Ag).
Остатки замещаемых сульфидами железоокисных руд можно обнаружить на большинстве месторождений высокожелезистых руд. Особенно ярко явления замещения видны на месторождениях Талган (Южный Урал), Новый Шемур и Шемур (Северный Урал), Майнское (Западный Саян) и ряде месторождений района Батурст-Ньюкасл в Канаде.
Все это позволяет предполагать, что при формировании месторождений первой группы дефицит железа в гидротермальных растворах восполняется за счет железистых палагонитовых осадков, благодаря которым создаются избыток железа по отношению к сере и постоянство его содержаний в рудах. Участие в рудообразовании палагонитовых осадков, по-видимому, является одним из факторов, определяющих условия локализации промышленных рудных скоплений, т. е. приуроченность к депрессиям морского дна и пространственную связь с горизонтами базальтовых гиалокластитов. Предпочтительная аккумуляция сульфидных руд во впадинах обусловлена, очевидно, присутствием в них железистых осадков, которые полностью связывают сероводород гидротерм и увеличивают количество осажденного вещества по сравнению с вынесенным гидротермами. При разгрузке гидротерм на поднятиях следует ожидать резкого сокращения масштабов рудоотложения из-за рассеивания сероводорода в морской воде. В этих условиях возможно формирование небольших скоплений маложелезистых руд, подобных недавно обнаруженным рудопроявлениям в осевой части Восточно-Тихоокеанского поднятия, в рудах которых широко распространена самородная сера, а содержание железа порядка 14%. Кроме того, сульфидные осадки на поднятиях более подвержены окислению и эрозии; возможно, в связи с этим аналоги рудопроявлений Тихого океана в областях древнего субмаринного вулканизма неизвестны. Сокращения масштабов рудоотложения следует ожидать и в случае разгрузки гидротерм во впадинах, не содержащих железистых осадков. В подобной обстановке формируются руды месторождений типа куроко, отличающиеся низкими и непостоянными содержаниями железа, присутствием реликтов самородной серы и, как правило, небольшими объемами рудных масс.
Приуроченность оруденения к толще базальтовых гиалокластитов и лав с мелкошаровой текстурой наиболее ярко проявлена в Зеленокаменной зоне Мугоджар. В контрастных и непрерывных формациях Южного и Северного Урала эта связь проявлена менее отчетливо. Здесь гиалокластиты слагают вершины базальтовых гряд, а месторождения локализуются в кислых вулканитах на их склонах. Присутствие отдельных потоков гиалокластитов на уровнях рудолокализации позволяет предполагать, что оруденение в какой-то мере синхронно с их извержением. Одной из причин наблюдаемой связи, по-видимому, является более интенсивное проявление процессов палагонитизации в гиалокластитах и других разновидностях дезинтегрированных лав по сравнению с лавами массивного или крупношарового сложения вследствие обилия стекловатого материала и значительного увеличения суммарной площади контакта базальт — морская вода.
Относительно источника серы в настоящее время есть две альтернативы: магматический сероводород и морской сульфат, восстанавливаемый до сероводорода в процессе рециклинга.
Анализ изотопных данных по сульфидной сере более чем 100 месторождений показал, что по средним величинам b34S месторождения разделяются на близкие по изотопным отношениям к метеоритному стандарту, значительно отличающиеся от метеоритного стандарта.
К первым относятся практически все месторождения уральского, алтайского, малокавказского и куроко типов, локализованные большей частью на склонах кремнекислых экструзивных куполов, и часть месторождений кипрского и филизчайского типов, на которых установлены синхронные с оруденением проявления кислого вулканизма экструзивной или лавовой фаций. Разброс средних значений b34S от -3,2 до +5,0%. Примерами их могут быть месторождения Тарньер (среднее b34S +2,0%), Бурибай (+1,5), Талган (+2,5), Октябрьское (-0,8), Новый Шемур (+4,2) на Урале, Ивами ( + 3,0), Ханаока (+4,4), Камикита (+4,2), Саканаи (+3,8) в Японии, Кацдаг (+4,5) на Кавказе, Осеннее (+2,0) в Мугоджарах, Гулл Понд (+4,2) в Канаде. Средняя величина b34S, подсчитанная для 50 месторождений этой группы, составляет +2,4%.
Ко вторым относятся большая часть месторождений кипрского и филизчайского типов, не обнаруживающих какой-либо связи с кислым вулканизмом, и отдельные месторождения уральского и куроко типов, ассоциирующие с удаленными фациями кислых вулканитов. Для большей части месторождений характерны высокие положительные значения b34S, разброс средних величин от +5,0 до 23,7%, реже встречаются месторождения с отрицательными величинами b34S. Примерами являются Раммельсберг (среднее b34S +11,8%), Мегген (+18,0) в ФРГ, Маунт-Айза (+14,2), Найрне (+14,5) в Австралии, Тилт Кав (+11,3), Ренделл Джекман (+13,5), Литтл Бей (+12,6), Анвилл (+20,4) в Канаде и Светлинское (+6,4) в России.
Очевидно, что источники серы для месторождений выделенных групп различны. Месторождения первой группы, по-видимому, формируются за счет магматического сероводорода, отделяемого в процессе дегазации кислых магм. На это помимо ассоциации месторождений с кислыми экструзивами указывает также сходство изотопного состава их серы с месторождениями вулканической серы (среднее b34S +2,2%, которые формируются в период становления кремнекислых экструзивных куполов.
Более высокие значения b34S для месторождений второй группы указывают на участие в рудообразовании восстановленного морского сульфата. Широкая дисперсия средних величин b34S обусловлена: количественно различными примесями магматического сероводорода, который выявляется и при дегазации основных магм, но в меньшей степени по сравнению с кислыми; способом восстановления сульфата (химическим или биогенным); величиной фактора изотопного обогащения, зависящей от температуры рудообразования, и величиной b34S исходного сульфата, которая в морях различного возраста изменялась от +10,6 до +28,8%. Низкая концентрация сульфат-иона в растворе (- 0,03 моль/л) и неполное его восстановление приводят к дефициту серы относительно железа, что хорошо видно на примере месторождений кипрского типа, наиболее часто содержащих остатки не замещенных сульфидами железистых осадков.
Вышеизложенное определяет следующие основные черты модели формирования колчеданного оруденения.
1. Возникновение гидротермальных систем осуществляется в результате циркуляции морских вод (рециклинга) в вулканитах под действием магматического тепла.
2. Разгрузка гидротерм и накопление рудного вещества происходят в подводных условиях из геохимически единого раствора до образования пород кровли. При начальной температуре раствора более 300°С и снижении ее со временем осуществляются последовательное осаждение руд пиритового, халькопирит-пиритового и сфалерит-халькопирит-пиритового (или полиметаллического) состава, перекристаллизация и брекчирование пиритовых и халькопирит-пиритовых руд. При начальной температуре менее 250—200°С осаждение сульфидов меди, цинка и свинца происходит одновременно.
3. Источником цветных металлов и части железа является совокупность подстилающих пород, от состава которых зависят количественные соотношения меди, цинка, свинца и ряда попутных компонентов в рудах.
4. В месторождениях, ассоциирующих с базальтовыми гиалокластитами, дефицит железа в гидротермальных растворах восполняется за счет железистых осадков, образуемых в процессе палагонитизации базальтового стекла, что обеспечивает высокие и равномерные содержания компонента в рудах и его избыток по отношению к сере.
5. В областях кислого вулканизма основным источником серы является магматический сероводород, отделяемый при дегазации кислых магм и обогащающий гидротермальный раствор. Месторождения, локализованные в базальтах и осадочных породах, формируются за счет сульфата, присутствующего в гидротермальном растворе и восстанавливаемого химическим или биогенным путем.
6. При одинаковых масштабах рециклинга благоприятные условия для формирования крупных месторождений создаются при совпадении в пространстве и во времени подводных извержений базальтовых гиалокластитов, кремнекислых пород и циркуляции морских вод, что наиболее часто осуществляется в ходе становления контрастных и непрерывных формаций на ранних стадиях развития островодужных систем (уральский тип). Возможность появления крупных месторождений в офиолитовых формациях (кипрский тип) ограничена дефицитом серы, а в андезитдацит-риолитовых формациях (тип куроко) — дефицитом железа.