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
         » » Некоторые общие вопросы создания интегральных генетических моделей рудных формаций ртутных месторождений

Некоторые общие вопросы создания интегральных генетических моделей рудных формаций ртутных месторождений

21.10.2017

Наиболее типичные гидротермальные рудообразующие системы, с развитием которых связано формирование ртутных месторождений, характерны для областей недавнего и современного вулканизма, где они представлены вулканогенно-гидротермальными месторождениями, относящимися к ртутной опалитовой рудной формации. В дейтероорогенных континентальных структурах (активизированных окраин древних платформ, срединных массивов и областей завершенной складчатости) известны ртутные и ртутьсодержащие эпи- и телетермальные месторождения, которые выделяются в мышьяково-сурьмяно-ртутную, золото-ртутную, серебро-ртутную, ртутно-сурьмяно-вольфрамовую рудные формации. Несмотря на различия, как вулканогенно-гидротермальные, так и эпи- и телетермальные ртутные и комплексные низкотемпературные ртутьсодержащие месторождения входят в сходные по набору рудных формаций генетические ряды, обычно завершая их (табл. 1). Закономерное положение ртутных и ртутьсодержащих рудных формаций в генетических рядах вулканических областей и дейтероорогенных структур можно объяснить характерными общими чертами генезиса месторождений этих рудных формаций, предопределяющих их главные формационные черты: приуроченность к глобальным структурам земной коры, локализацию в зонах активизированных глубинных разломов, отдаленную парагенетическую связь с проявлениями мантийного щелочно-базальтоидного магматизма, значительную удаленность зон рудоотложения от рудогенерирующих очагов, глубинный мантийный источник основных рудообразующих элементов и минерализаторов, полигенность минералообразующих растворов и некоторых рудных элементов, рудоотложение на небольших глубинах и низкотемпературный «облик» руд.

Как видно, существенным элементом генетических моделей формаций ртутных и ртутьсодержащих месторождений является их гидротермальное происхождение и парагенетический характер связи с магматизмом, вследствие чего такие динамические эпитермальные рудообразующие системы должны быть охарактеризованы как рудно-магматические. Установленная во многих металлогенических провинциях отдаленная парагенетическая связь ртутных и ртутьсодержащих месторождений с проявлениями мантийного щелочно-базальтоидного магматизма предполагает рассмотрение их генезиса в рамках становления таких систем, зарождение и последующее развитие мантийных магматических очагов в зонах активизированных глубинных разломов под влиянием потоков интрателлурических флюидов, возникающих в их корневых частях. Такие рудно-магматические системы относятся нами к самостоятельному классу эндогенных рудообразующих систем — интрателлурическому. Они существенно отличаются от других классов значительной протяженностью как по латерали, так и по вертикали, крайней неравномерностью распределения руд, удивительной выдержанностью металлогенической специализации дайковых поясов щелочных базальтоидов на Hg, Sb, As, F и другие элементы в протяженных на тысячи километров глобальных рудных поясах, локализацией месторождений в рудовмещающих структурах эпизоны. По своей гидродинамической структуре в пределах зоны разгрузки (или эпизоны) такие рудообразующие системы представляют собой вторичные гидротермальные системы или системы смешения растворов; их характерной чертой является полигенность растворов, установленная по гидрогеохимическим данным и изотопным исследованиям.
Таким образом, в рассматриваемом нами классе интрателлурических рудообразующих систем наиболее отчетливо различаются три главные области: подкоровая (мантийная) очаговая магмо- и флюидозарождения; автономной миграции ювенильных флюидов; формирования рудообразующих гидротермальных растворов. В последней происходит смешение ювенильных флюидов с различными типами вадозных вод, где наличие геохимического барьера может приводить к концентрированному рудоотложению. Чаще же в результате смешения при достаточном запасе тепловой энергии в этой зоне происходит формирование рудоносных гидротермальных растворов. Их компонентный состав в основном определяется типом вадозных вод и гидродинамическим режимом этой коровой вторичной гидротермальной системы, разгрузка которой (т. е. концентрированное рудоотложение) происходит в благоприятных рудолокализующих структурах в пределах рудных узлов, рудных полей и месторождений. Принимая во внимание ведущую роль ювенильных флюидов в возникновении охарактеризованных выше эндогенных рудообразующих систем, их необходимо рассматривать как интрателлурические динамические флюидно-гидротермальные системы. Соотношение и взаимосвязь этих главных элементов рудообразующих систем предопределяет и общую структуру интегральных геолого-генетических моделей рудных формаций ртутных и ртутьсодержащих месторождений.
Как известно, важнейшим этапом вслед за определением объекта моделирования является выделение и детальное предмодельное параметрическое описание его важнейших элементов. В нашем случае — это качественная и по возможности количественная характеристика магмо- и флюидообразования, тепломассопереноса, фазовых переходов, сложных взаимодействий раствор — порода, смешения растворов, явлений их физико-химической эволюции, достижение минеральных равновесий и т. д. К настоящему моменту уровень наших знаний таков, что мы не располагаем в равной степени достоверными количественными данными по многим важнейшим элементам модели и вынуждены чаще опираться на качественные суждения и интуицию, что, несомненно, снижает информационную ценность модельных построений в целом. Однако мы сейчас можем смоделировать отдельные лучше изученные части такой модели и на основе их синтеза получить, по крайней мере частичное, реальное отображение рудообразующей системы для металлогенического анализа и прогнозирования месторождений.
Область зарождения ювенильных металлоносных флюидов наименее изучена, и наши представления о ней опираются в основном на данные петрологии, расчетов и экспериментов и исследования геологических процессов современного вулканизма. Вместе с тем зарождение и последующее развитие магматических очагов в зонах активизированных глубинных разломов является важнейшим, определяющим элементом рассматриваемых нами интегральных генетических моделей.
Состав и металлогеническая специализация очагов мантийных, преимущественно калиевых, щелочных базальтовых магм, при внедрении которых кристаллизовались наблюдаемые в рудных полях ртутных месторождений дайковые (субвулканические) тела калиевых щелочных базальтоидов, зависели в первую очередь от состава плавящегося субстрата мантии, степени и P—Т-условий его плавления, а также от состава сосуществующей с расплавом флюидной фазы. Таким субстратом могли быть блоки мантии, сложенные глиммеритами, но, по-видимому, более важную роль в возникновении высококалиевых щелочных силикатных расплавов играло предшествующее расплавлению перераспределение вещества мантии в результате процессов глубинного метасоматоза с участием сильно сжатых интрателлурических флюидов, которые, судя по экспериментальным данным, характеризовались аномально высокой щелочностью. Это обеспечивало высокую растворимость во флюидах как высокозарядных катионов (Ti, Nb и др.), так и многих халькофильных металлов и некогерентных элементов, а также насыщение ими магматических расплавов. Интервалы давлений (а соответственно и глубин), при которых происходила активная фиксация калия из восходящих флюидов, экспериментами определены в 50—80 кбар. Соответствующие таким параметрам зоны мантии могут рассматриваться как участки вероятного зарождения высококалиевых первичных магм.
Потоки интрателлурических флюидов в мантии служили «плавнями» и носителями тепловой энергии. Реальность существования таких флюидов подтверждена Г. Грином. При этом необходимо отметить относительно высокую вязкость высококалиевых силикатных расплавов, образовавшихся при частичном плавлении субстрата мантии, чем, по-видимому, объясняется сравнительная редкость и малая распространенность на поверхности Земли магматических пород такого типа. Значительные объемы метасоматически измененных пород и интенсивные потоки флюидов в глубинах активизированной мантии предопределили множественность зарождения мелких магматических очагов, объединенных в линейные протяженные ареалы и созданные, по-видимому, единым уровнем магмообразования, которым и соответствуют линейные металлогенические пояса и зоны вдоль континентальных рифтов или других глобальных тектонических структур.
Водные флюиды при мантийных параметрах (Р и T) обладают высокой растворяющей способностью по отношению ко многим рудным элементам (включая и редкие земли), поэтому именно эти уровни мантии, являющиеся источниками щелочных (в особенности калиевых) базальтоидных магм, будут предопределять и металлогеническую специализацию таких крупных линейных ареалов щелочно-базальтоидного магматизма.
Состав и количество магматогенных рудоносных флюидов, отделяющихся от расплава, прямо пропорциональны растворимости в нем щелочей и летучих. Главные аспекты этой проблемы — высокая растворимость летучих в магмах при повышенном давлении, активное влияние летучих и щелочей на температуру и степень кристаллизации, фазовые соотношения, влияние состава летучих на экстракцию и концентрацию рудных металлов в отделяющемся магматогенном флюиде.
Общая растворимость летучих зависит от состава магм, наивысшая она у щелочных магм. Растворимость воды в щелочных базальтах достаточно высокая и до 50 мол.% общего ее количества находится в диссоциированной форме. Растворимость углекислоты в области давлений 35—40 кбар может достигать высоких значений (например, для ийолита при таких давлениях она составляет ~ 2 мас. %, для ультраосновных расплавов она еще выше — 40 мас. %). Растворимость хлора и хлоридов в интервале давлений 5—30 кбар в щелочных магмах 3,4 мас. %, растворимость в них фтора также достаточно высокая. Растворимость фосфора в базальтовом расплаве, сосуществующем с H2O + CO2 флюидом, 2,1—2,5 мас.% P2O5 при давлениях 5—7 кбар. Растворимость серы при 15—20 кбар во флюидсодержащем расплаве при добавлении P2O5 увеличивается в 1,3—1,5 раза. В любых обстоятельствах насыщение базальтовых расплавов летучими компонентами при резком падении давления и температуры приводит к отделению солевых расплавов (ликвации) или к формированию гидротермальных растворов сложного состава (при более низких температурах).
В интегральных моделях ртутных и ртутьсодержащих рудных формаций о магматическом этапе мы судим по составу и характерным петрологическим особенностям конкретных магматических комплексов щелочных базальтоидов (преимущественно калиевых), с которыми ртутные месторождения связаны парагенетически во многих ртутных провинциях. В качестве общего варианта можно рассмотреть отделение флюида от расплава по модели открытой системы, насыщенной летучими компонентами. Состав системы определяется режимом последовательного изменения соотношения флюид расплав, т. е. сопряженным последовательным изменением состава расплава и отделяющегося флюида при подъеме и кристаллизации магматического расплава. Отделение летучих компонентов от расплава происходит обратно пропорционально величине их растворимости в расплаве. По мере снижения общего давления уменьшается доля CO2 в расплаве и растет доля H2O, HCl, H2S и других легкорастворимых компонентов. Обогащение флюида этими компонентами при низких давлениях способствовало бы экстракции рудных компонентов из магмы.
Гидротермальный флюид, отделяющийся от базальтового расплава, будет относительно обогащен летучими CO2, H2O, S, Cl, коэффициенты распределения которых (согласно экспериментам) > 10, а общая минерализация 20—40 г/л при 5 кбар. При более высоких давлениях в мантийных очагах (до 20 кбар) флюид будет более обогащен петрогенными и в особенности рудными компонентами с общей минерализацией до 250 г/л и больше. Количество экстрагируемых из магмы и выносимых флюидами металлов (даже при невысоком содержании летучих ~ 2 мас.%) достаточно для формирования крупных рудных месторождений.
Высокая насыщенность расплавов летучими компонентами и их неустойчивый режим в ходе кристаллизации подтверждаются как качественными, так и количественными характеристиками магматических пород дайковых щелочно-базальтоидных комплексов, установленных в рудных полях ртутных месторождений и представленных минеттами, керсантитами, камптонитами, лейкократовыми минеттами, микросиенитами, бостонитами. Наличие в породах панидиоморфно-зернистых (лампрофировых) структур, преобладание калиевой слюды (флогопита) и калиевого полевого шпата (ортоклаза) в минеральном составе пород свидетельствуют о высокой изначальной щелочности базальтоидкого расплава. Химическими анализами в породах установлено от 4 до 12 мас.% щелочей (К + Na), с преобладанием К (до 9 мас.%). Присутствие водосодержащих первичномагматических минералов, таких как F-флогопит (до 60 об. %), керсутит и другие амфиболы, в породах свидетельствует о высоком содержании воды и в исходном расплаве. Помимо К и Na в породах отмечаются повышенные содержания других редких щелочных элементов (г/т): Rb 50— 70, Cs 6-12.
Обилие F-апатита (до 2 мас. %) и других акцессорных минералов, а также F-флогопита — свидетельство высокого содержания фтора в расплаве и в сосуществующем с ним флюиде. Содержание фтора во F-флогопитах из минетт и керсантитов по данным химанализов минералов — 1,38—1,75 мас.%, содержание его в тех же минеттах и керсантитах — 0,22—0,18 мас.%; высоко также содержание P2O5 (0,84—3,82 мас.%) в калиевых щелочных базальтоидах.
Относительно высокие суммы редких земель (390,9 г/т) в породах и минералах, постоянное присутствие ртути и «остаточные» содержания сопутствующих элементов (Cr, Ni, Co, Zn, Sb, As, Ba, Sr, Ag, Au, Pd), а также редких и рассеянных (Sc, Hf, Ta и др.) подтверждают их присутствие и концентрацию в исходном магматическом расплаве (табл. 2).

Становление магматических очагов и внедрение даек носило дискретный характер, так как дайковые комплексы калиевых щелочных базальтоидов, с которыми обнаруживаются связи ртутной минерализации и генетических рядов эпитермальных рудных формаций в целом (например, в Алтае-Саянской складчатой области), являются многофазными (двух-или трехфазными). Это связано с тектоническим режимом структур активизации, изменением их проницаемости, условиями дегазации магматических очагов и внедрением магмы, последовательностью кристаллизации магмы с изменением состава пород во времени, а также со способом образования существенно лейкократовых расплавов (в результате ликвации или глубинной фракционной кристаллизации исходного расплава).
Характер текстур и структур пород (неравномернозернистые и пегматоидные участки пород) и наличие многозонарных первично-магматических минералов, таких как пироксен, роговая обманка, биотит и апатит (количество зон роста от 2 до 6), свидетельствуют о многократном изменении условий кристаллизации и нестабильном режиме летучих компонентов и щелочей при общем снижении P и T по мере подъема и кристаллизации расплавов в выводных каналах. Образование полных или редуцированных генетических рядов рудных формаций эпитермальных месторождений иногда с преобладанием отдельных их «звеньев», прежде всего, по-видимому, связано именно с таким прерывистым режимом кристаллизации и последовательным отделением обособленных порций флюидов с различными составом и соотношением летучих компонентов в нем, что, в свою очередь, приводило к избирательному концентрированию рудных элементов в зависимости от сродства их к углекислоте, кислороду, фтору, хлору, сере и другим компонентам. Это, естественно, не единственная причина, и на возникновение редуцированных рядов могли повлиять как изменчивый первичный состав мантии по латерали, так и состав и интенсивность потоков интрателлурических флюидов, избирательно привносивших в магматические очаги лишь некоторые рудные элементы из глубоких частей мантии.
Таким образом, в рассматриваемых моделях необходимо различать два уровня миграции минерализаторов и рудных элементов (и прежде всего ртути, сурьмы и мышьяка): в надкритических и близких к ним условиях в глубинных зонах Земли, которые характеризуют область автономной миграции ювенильных флюидов, и в близповерхностных условиях, где происходит смешение ювенильных флюидов с различными типами вадозных вод, в том числе и с металлоносными хлоридными растворами палео-эвапоритовых бассейнов. Поскольку область смешения часто выступает как геохимический барьер и здесь может происходить резкое изменение физико-химических параметров гидротермальных растворов, она нередко оказывается корневой частью зоны рудоотложения, характерным признаком которой является развитие зон околорудных метасоматических изменений вмещающих пород.
Уровень зоны рудоотложения является важнейшим элементом геолого-генетической модели, так как именно в нем происходят наиболее интенсивное взаимодействие гидротермальных минералообразующих растворов с вмещающими породами, формирование первичных геохимических ореолов рассеяния и концентрированное рудообразование. Современные представления о генезисе ртутных месторождений большинство исследователей связывают с деятельностью гидротермальяых систем. Все более полно обоснованным становится представление о полигенности рудо-образующих гидротермальных растворов, т. е. об участии в них как ювенильных, так и экзогенных вод различного происхождения. Оно убедительно подтверждается данными палеогидрогеохимических и изотопных исследований водорода, серы, кислорода и углерода.
Детальные исследования минералообразующих сред позволили установить, что в формировании ртутных месторождений принимали участие три типа растворов: сульфидно-хлоридные, сульфидно-хлоридно-карбо-ватные и сульфидно-карбонатные. Эти растворы отличаются составом и концентрацией в них солей (КС1, MgCl2, NaCl, NaH(CO3), Na2CO3) и представляют собой сложные растворы электролитов. В целом рудообразующий раствор можно представить в виде системы H—O—K—Na—Ca—Ba—Mg—Al—Si—Fe—C—Cl—S—Hg, а распределение форм миграции ртути в нем описать системой H—O—S—С—Hg. Устанавливаются определенные различия в свойствах, металлоносности и распределении ведущих форм ртути (Hg2+, Hg2+) в данных типах растворов.
Предполагается, что система материального баланса форм ртути описывается следующим набором комплексов: Hg0, Hg2+, Hg2+, HgCl+, HgCl20, HgCl3-, HgCl42-, Hg(OH)+, Hg(OH)2, Hg(HS)2, HgHS2-, HgS22-, HgClHS0, HgClS-, HgSO- HgClOH0, Hg2CO30, HgOHCO3-, HgHCO3-. Разными авторами установлено, что в различных типах растворов в диапазоне pH 2—12 преобладающими формами всегда будут Hg0, HgClnn-2, HgSHS , Hg(HS)20, HgS22-, мольные количества других комплексов ртути не предполагают их существенной роли в переносе ртути. Сульфидно-хлоридные и сульфидно-хлоридно-углекислые растворы — это слабокислые или кислые (pH = 5,8—3,2) электролиты, что обусловливает определенную роль комплекса HgClnn-2 в изменении растворимости HgS в данных условиях.
Сульфидно-хлоридно-карбонатные и сульфидно-карбонатные растворы являются щелочными (pH = 7,3—11,5), перенос ртути в них происходит в виде Hg0, HgSHS- и HgS22_ и Hg (HS)2. Металлоносность этих растворов прямо связана с концентрацией S2-, величиной окислительно-восстановительного потенциала и температурой. В растворах с низкими концентрациями хлорид- и сульфид-ионов и низкими значениями рO2 существенная роль принадлежит форме Hg0.
На конкретном месторождении зона разгрузки палеопотока гидротерм выражена метасоматической зональностью в гидротермально измененных породах и наличием рудной минерализации в случае достаточно металлоносного раствора. Тип зональности или оруденения может быть различным (вкрапленность, сплошные руды, жилы и т. д.) и зависит от конкретных геологических условий, но выдержанные рудные зоны, как правило, формируются в термостатированных проницаемых блоках (Чонкой, Чаган-Узун и другие месторождения, Альмаден). В системе высококонцентрированный металлоносный раствор порода может реализоваться тот или иной тип геохимического барьера взаимодействия (месторождения Алжира, Мексики) или динамическая модель автосмешения потока гидротерм (Никитовское месторождение).
Процессам рудообразования ртутных и комплексных ртутьсодержащих месторождений в последние годы посвящена обширная литература, в которой рассмотрены узловые вопросы этой проблемы: природа и источники рудного вещества и гидротермальных растворов, их составов и свойств, основные параметры процессов минералообразования, физикохимические условия рудоотложения, условия локализации руд, около-рудные метасоматиты, связь и соотношения с месторождениями другого состава, но близкими по генезису, и многие другие вопросы. Все эти данные являются надежным исходным материалом для разработки интегральных геолого-генетических моделей месторождений ртутной и комплексных ртутьсодержащих рудных формаций.