2. Класс вулканогенный
2. Связаны с продуктами наземного вулканизма, тела полезных ископаемых в виде жил и столбов залегают как в породах жерловой фации вулканов, так и по их периферии среди лав и вмещающих пород.
А
ндезиты
Рудные жилы
Классификация вулканогенных месторождений
Подкласс |
Ряд |
Главные рудные формации |
Субвулканический гидротермальный |
Андезито-дацитовый |
Молибденит-флюорит-настурановая (Стрельцовское, Читинская область) |
Кварц-золоторудная с серебром (Тайолтита, Мексика; Багио, Филиппины) |
||
Кварцево-сульфидная золото-серебряно-полиметаллическая |
||
Латитовый (трахиандезитовый) |
Аргентит-висмутин-вольфрамит-касситеритовая (Ллалагуа, Боливия) |
|
Фонолитовый |
Золото-серебряная с теллуридами (Крипл-Крик, США) |
|
Риолитовый |
Флюоритовая |
|
Киноварная |
||
Базальт-долеритовый |
Самородной меди (медно-цеолитовая) (Район оз. Верхнего, США) |
|
Исландского шпата (Нижнетунгусские, Красноярский край) |
||
Термальноводный |
|
Теплоэнергетических вод (Паужетское, Камчатка) |
Бальнеологических вод (Кавказ) |
||
Эксгаляционный |
|
Самородной серы (Курильские острова) |
3. Класс амагматогенный
Месторождения не имеют видимой связи с магматическими породами. Рудные тела в виде пласто-, линзообразных залежей или жил располагаются среди осадочных горных пород.
Известняк
Рудные тела (галенит-сфалеритовые)
Классификация амагматогенных месторождений
Подкласс |
Ряд |
Главные рудные формации |
Жильные |
Апокарбонатный |
Золоторудная в джаспероидах (Карлин, США) |
Сурьмяно-ртутная в джаспероидах (Хайдаркан, Киргизия) |
||
Апотерригенный |
Сурьмяно-ртутная в песчаниках (Никитовка, Донбасс Украины) |
|
Стратиформные |
Апокарбонатный |
Галенит-сфалеритовая в карбонатах (Миргалимсайское, Казахстан) |
Апотерригенный |
Галенит-сфалеритовая в песчаниках (Ред Дог, Канада) |
|
Борнит-халькозиновая в песчаниках (Удоканское, Читинская область) |
Таблица
Классификация гидротермальных месторождений П.М. Татаринова (1975) и ее увязка с классификацией, принятой в настоящем курсе
Подклассы |
Классы |
|
Умеренных и значительных глубин (более 1 км) |
Малых глубин и приповерхностные (менее 1 км) |
|
Высокотемпературные (более 300оС)
|
Альбитит-грейзеновая группа |
Вулканогенный класс |
Плутононогенный класс |
||
Среднетемпературные (300 - 200оС)
|
|
Вулканогенно-осадочная группа |
Низкотемпературные (менее 200оС)
|
Амагматогенный класс |
|
|
|
Амагматогенный класс |
Месторождения плутоногенного класса
В класс плутоногенных объединяются высоко- и среднетемпературные месторождения умеренных и значительных глубин классификации П.М.Татаринова. Большинство месторождений имеет непосредственную связь с крупными интрузиями кислых и умеренно кислых гранитоидов или с дайками этих пород. Реже такой связи не наблюдается.
При изучении минерального состава месторождений обычно устанавливаются три стадии минералообразования.
Для ранней наиболее высокотемпературной стадии характерно преобладание кварца и сопутствующих ему оксидных и сульфидных минералов,
на средней стадии обычно образуются сульфиды,
а на поздней - карбонаты.
Однако интенсивность минералообразования на разных стадиях бывает различной. На одних месторождениях преобладают минералы ранней стадии, на других - средней, на третьих - поздней. Учитывая, что минеральные ассоциации отражают и физико-химические условия, В.И.Смирнов предложил подразделять класс плутоногенных месторождений на подклассы: месторождения кварцевого парагенезиса, сульфидного и карбонатного. Кроме того, в природе встречаются объекты с другими парагенезисами, например месторождения хризотил-асбеста, талька, которые можно выделять в самостоятельные подклассы.
Месторождения кварцевого парагенезиса обычно имеют непосредственную связь с интрузивными комплексами. Оруденение бывает приурочено к периферической части интрузий, подвергшихся окварцеванию и серицитизации. Это наиболее характерно для месторождений, получивших в зарубежной литературе термин порфировые или месторождения прожилково-вкрапленных руд во вторичных кварцитах, которые могут быть подразделены на кварц-халькопиритовую и кварц-молибденитовую формации. Месторождения этих формаций бывают приурочены к апикальным частям гранодиорит- или монцонитпорфиров, превращенных во вторичные кварциты, содержащие прожилки и вкрапленность рудных минералов. Типичной формой залегания таких рудных тел является штокверк.
Часто месторождения бывают связаны с дайками гранитоидов. Что наиболее типично для Уральских золоторудных месторождений, где рудные тела в виде серии жил располагаются вдоль поперечных трещин в дайках, образуя так называемые лестничные жилы, как, например, на Березовском месторождении кварц-пирит-золоторудной формации. Либо рудные жилы бывают приурочены к контактам даек с вмещающими породами, как на Кочкарском месторождении кварц-арсенопирит-золоторудной формации. Иногда гидротермальные кварцевые жилы не имеют явной связи с интрузивными породами, но по минеральной ассоциации они помещаются в описываемый подкласс, в частности золотоносные и хрусталеносные жилы.
Месторождения сульфидного парагенезиса храктеризуются обычно жильной формой рудных тел, залегающих либо на удалении от рудоносных интрузий гранитоидов, либо вне видимой связи с ними в зонах разрывных нарушений среди осадочных и вулканогенно-осадочных горных пород. Реже при минералообразовании по способу замещения тела полезных ископаемых приобраетают неправильную форму, залегая среди благоприятных для замещения обычно карбонатных пород. Типичными примерами первых является формация жильных галенит-сфалеритовых месторождений (Садонское на Кавказе, Россия), формация арсенидов кобальта и никеля иногда с висмутином, аргентитом и уранинитом (Хову-Аксинское в Туве на , Россия), формация сульфидно-силикатно-касситеритовая (Комсомольский рудный узел в , Россия). Характерным примером метасоматических залежей являются залежи месторождений Нерчинской группы в Забайкалье, относимые к формации галенит-сфалеритовых руд в карбонатных породах.
Месторождения карбонатного парагенезиса характеризуются чаще пластообразной формой тел полезных ископаемых, располагающихся среди измененных карбонатных докембрийских пород. Такие особенности присущи месторождениям западного склона Южного Урала, относимым к сидеритовой (Бакальский рудный узел) и магнезитовой (Саткинские месторождения) формациям. По мнению Л.В.Анфимова (1990) Бакальские месторождения являются гидротермальными элизионно-катагенетическими, источником воды и минеральных веществ для образования которых явились вмещающие породы, а источник энергии был эндогенным.
Месторождения вулканогенного класса
Месторождения вулканогенного класса тесно связаны с вулканическими процессами, протекающими на поверхности суши. Большинство месторождений располагается в пределах фанерозойских складчатых областей, где положение их контролируется вулканическими породами андезито-дацитовой формации, образовавшимися на средней стадии развития областей. Реже месторождения встречаются на древних платформах, где они бывают связаны с породами базальт-долеритовой (трапповой) формации зон активизации.
По условиям минералообразования выделяются собственно гидротермальные и эксгаляционные месторождения, образование первых связано преимущественно с горячими водными растворами, а вторых - с парами и газами. Кроме того, к полезным ископаемым относятся и сами современные горячие термальные воды. Исходя из этого, класс вулканогенных месторождений подразделяется на три подкласса: гидротермально-вулканический, эксгаляционный и термальноводный.
Месторождения гидротермально-вулканического подкласса подразделяются на два ряда. Одни, которых большинство, связаны с наземными излияниями центрального типа и относятся к андезито-дацитовому ряду, а вторые, связанные с платобазальтами, - к базальт-долеритовому.
Ряд андезито-дацитовых месторождений характеризуется приуроченностью рудных тел к породам жерловой фации вулканов или к разрывным нарушениям вулканических кальдер и слагающим их породам. Рудные тела имеют форму труб, жил и штокверков. Для них типичны формации золото-серебряных месторождений с селенидами и теллуридами, касситеритовых, урановых, полиметаллических, алунитовых и ртутных. В большинстве своем они приурочены к современным и древним вулканическим поясам, но наиболее широко распространены в Тихоокеанском вулканическом поясе.
Ряд базальт-долеритовых месторождений связан с лавовыми фациями, в которых могут присутствовать скопления самородной меди в ассоциации с цеолитами (озеро Верхнее, США), а в пустотах - кристаллы высококачественного исландского шпата (месторождения Сибирской платформы).
К эксгаляционному подклассу относятся месторождения самородной серы в эффузивах, известные на Камчатке, Курильских островах и в Японии.
Термально-водные месторождения распространены в районах современного вулканизма, на Камчатке, в Исландии и могут быть источником энергетических и бальнеологических вод.
Месторождения амагматогенного класса
Амагматогенные месторождения отличаются приуроченностью к формациям осадочных протоплатформенных горных пород фундамента древних платформ или к формациям осадочных пород чехла древних или молодых эпифанерозойских платформ. Положение месторождений контролируется зонами тектонической активизации. По характеру залегания и условиям образования в классе амагматогенных месторождений выделяются два подкласса: покласс стратиформных и подкласс жильных месторождений.
Месторождения стратиформного подкласса отличаются наличием согласных с вмещающими породами, часто многоэтажных залежей пласто-, линзо- и лентообразной формы. Среди них выделяются две главные рудные формации: борнит-халькозиновая и галенит-сфалеритовую. Месторождения борнит-халькозиновой формации бывают приурочены к пестроцветным терригенным формациям и залегают чаще в сероцветных песчаных породах, например, Джезказган в Казахстане. Их еще именуют месторождениями медистых песчаников. Реже медные месторождения располагаются в карбонатных доломитовых породах (месторождения медно-кобальтового пояса юга Центральной Африки). Руды галенит-сфалеритовой формации обычно залегают в карбонатных породах, как например, месторождения района Миссисипи-Миссури в США или хребта Каратау в Казахстане. Реже полиметаллические стратиформные залежи залегают среди рифтогенных терригенных пород (месторождения каледонид Швеции).
Месторождения жильного подкласса отличаются явно наложенным характером оруденения и наличием зон окварцевания, которые в случае вмещающих карбонатных пород называются джаспероидами. Для них типична жильная, пласто- и грибообразная форма рудных тел. Жильная форма указывает на контроль оруденения разрывными нарушениями, пластообразная - на литологический контроль положения оруденения в зависимости от состава пород, комбинация же структурного и литологическог контроля приводит к образованию грибообразных форм. Состав полезных ископаемых характеризуется присутствием низкотемпературных минералов, образующих следующие формации полезных ископаемых: антимонит-киноварную, флюоритовую, реальгар-аурипигментовую. Типичными сурьмяно-ртутными месторождениями являются месторождения Никитовского рудного поля в Донбассе на Украине и Хайдаркан в Киргизии, крупнейшим же является месторождение Альмаден в Испании. Важной новой рудной формацией является золоторудная в джаспероидах, характерным примером которой является месторождение Карлин в США.
Генезис гидротермальных месторождений
1. Проблема - источники воды. 3 источника:
а) магмы (в первичных гранитных магмах содержится до 8% воды), это магматическая или ювенильная вода;
б) воды атмосфеного происхождения (метеорные)
в) метаморфические.
2. Проблема источник минерального вещества:
а) магмы (мантийные и коровые),
б) вмещающие породы.
(хрусталеносные кварцевые жилы залегают среди кварцевых кварцитопесчаников, кальцитовые жилы - среди карбонатных пород).
3. Физико-химические параметры растворов.
Т - наиболее обильное рудообразование по мнению могло происходить при температуре 400 - 100оС.
Р - давление могло составлять 150 - 200 МПа (Смирнов, 1989).
4. Фазовое состояние гидротермальных растворов.
Ткрит дистиллированной воды = 374оС. Водный раствор 10% поваренной соли имеет критическую температуру 437оС.
Рудоносные растворы являются весьма высоко минерализованными, содержание в них хлоридов щелочей может достигать 60%. Очевидно, что такие растворы и при более высокой температуре могут находиться в жидкой фазе. Вместе с тем можно полагать, что гидротермы могут находиться и в газообразной фазе, особенно, когда происходит резкое падение давления при тектонических подвижках, приводящее к вскипанию растворов.
5. Формы нахождения химических элементов в гидротермальных растворах.
Щелочные и щелочноземельные металлы находилась в ионно-молекулярной форме.
Последняя форма, как установлено исследованиями В.Л.Барсукова, И.Я.Некрасова и др., по-видимому играет ведущую роль при переносе рудообразующих компонентов. Экспериментально установлена возможность переноса металлов в виде растворов таких соединений как, например, Na4UO2(CO3)3, Na[Sn(F,OH)6], (SnCl22 - n) и др.
Коллоидные растворы.
Сложным остается вопрос о форме нахождения кремния в растворах, приводящих к образованию кварцевых жил. Ряд исследователей (А.А.Маракушев, И.Я.Некрасов) полагают существование силикатных расплавов-растворов, образующихся при ликвации гранитных магм.
6. Причины рудообразования? Мминералообразование совершается на геохимических барьерах - участках изменения среды миграции.
В качестве главных можно назвать следующие барьеры:
температурный,
барический,
щелочно-кислотный,
окислительно-восстановительный,
литологический,
гидрохимический,
фильтрационный.
Температурный барьер связан с уменьшением температуры среды, приводящей к уменьшению растворимости природных солей и выпадению их из растворов. С понижением температуры связана фациальная зональность рудных тел. Барический барьер обусловлен понижением давления, вызванным чаще всего тектоническими подвижками, когда происходит резкое падение давления, приводящее к вскипанию растворов, удалению парообразной фазы и пересыщению их минералообразующими компонентами, переходящими в твердую фазу. Многократное повторение этого процесса при существовании долгоживущего источника растворов может привести к стадийной зональности рудных тел и месторождений. Щелочно-кислотный барьер связан с изменением pH среды. Причем, часть компонентов, главным образом SiO2, выпадает в кислой среде, а часть в щелочной. В щелочной среде образуется по-видимому большая часть рудных минералов. Это может быть связано с распадом комплексных ионов, большая часть которых устойчива в кислой среде. Окислительно-восстановительный барьер связан с изменением Eh среды. Восстановительные условия приводят к образованию сульфидных минералов и оксидных с низшей валентностью входящих в них металлов. Смена восстановительных условий на окислительные приводит к образованию оксидов, реже сульфидов с высшей валентностью металлов. Литологический барьер обусловлен изменением состава горных пород, по которым циркулируют гидротермы. Наибольший эффект для минералообразования дают карбонатные, особенно доломитовые породы. Взаимодействие растворов с этими породами меняет среду с кислой на щелочную, благоприятную для рудообразования. Другой пример дают углистые породы, называемые еще черносланцевыми. Наличие углистого вещества создает восстановительные условия среды и благоприятствует концентрации в этих породах различных металлов, в первую очередь благородных и радиоактивных. Гидрохимические барьеры связаны с взаимодействием гидротерм с подземными пластовыми водами. Это приводит и к понижению температуры и давления и к изменению физико-химических условий среды, являющихся толчком к минералообразующим процессам. Фильтрационный барьер может быть обусловлен попаданием растворов в процессе их движения в малопроницаемые породы, перед которыми просачивающиеся растворы отлагают минеральные вещества. Перечисление вышеназванных барьеров вовсе не означает, что каждый из них действует самостоятельно, скорее всего в природе действует целый комплекс факторов, сочетание которых приводит к образованию месторождений полезных ископаемых.
ЛЕКЦИЯ 13