Месторождения вулканогенно-осадочной группы

Класс амагматогенный

Класс вулканогенный

Класс плутоногенный

Строение месторождений.

1. Непосредственно связаны с плутоническими породами кислого состава

Аргиллизация

а) интрузивными

Штокверк

Окварцевание

(халькопирит,

молибденит)

Гранодиорит

б) дайковыми

Дайки гранитов

Рудные жилы

(квар-пирит-

золоторудные)

Березит

Листве

нит

Классификация плутоногенных месторождений

Подкласс	Ряд	Главные рудные формации
Кварцевый (высокотемпературный)	Диорит-гранодиоритовый	Медно- и молибден-порфировая штокверковая (Коунрадское, Казахстан)
Кварц-энаргитовая жильная
Сульфидно-кварцевая золоторудная жильная (Кочкарское, Березовское, Урал)
Плагиогранит-сиенитовый	Кварц-золоторудная прожилково-вкрапленная (Мурунтау, Узбекистан)
Гранитовый	Кварц-касситерит-вольфрамитовая жильная (Иультин, Чукотка)
Лейкогранитовый	Кварц-касситеритовая жильная (Бутугычагское, Магаданская область)
Кварцево-сульфидно-силикатная касситеритовая жильная (Депутатское, Якутия)
Кварц-шеелитовая (Богуты, Казахстан)
Мигматит-гранитный	Кварц-золоторудная жильная (Колар, Индия)
Сульфидный	Гранодиорит-монцонитовый	Сульфидная полиметаллическая жильная (Садонское, Северная Осетия)
Сульфидно-уранинитовая
Карбонатный	Гранодиорит-монцонитовый	Карбонатная арсенидно-кобальтовая жильная (Ховуаксинское, Тыва)
Экзогидротермальный	Гранитный апогипербазитовый	Хризотил-асбестовая (Баженовское, Урал)
Тальковая (Шабровское, Урал)

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.

Андезиты

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)

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 300^оС)	Альбитит-грейзеновая группа	Вулканогенный класс
Плутононогенный класс
Среднетемпературные (300 - 200^оС)	Вулканогенно-осадочная группа
Низкотемпературные (менее 200^оС)	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 - 100^оС.

Р - давление могло составлять 150 - 200 МПа (Смирнов, 1989).

4. Фазовое состояние гидротермальных растворов.

Т_крит дистиллированной воды = 374^оС. Водный раствор 10% поваренной соли имеет критическую температуру 437^оС.

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], (SnCl₂^{2 - 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

Группа занимает промежуточное положение между месторождениями эндогенной и экзогенной серий. Это обусловлено тем, что источник минеральных веществ для образования месторождений является эндогенным вулканическим, а сам процесс рудообразования протекает в экзогенных, главным образом в субаквальных (подводных) условиях, большей частью в морских, реже в континентальных.

Региональное геологическое положение.. Современное вулканогенно-осадочное минералообразование наблюдается на дне морей и океанов. Оно связано с выходами гидротермальных струй - коптильщиками (курильщиками), которые сопровождаются отложениями сульфидных (пирит, марказит, халькопирит, галенит, сфалерит), оксидных железо-марганцевых, сульфатных (барит, ангидрит) и др. минералов. По данным К.Р.Ковалева и др. (1993) современные вулканогенно-осадочные процессы происходят в условиях растяжения земной коры, имеющими место в обстановках спрединга в срединно-океанических хребтах, задугового спрединга в областях распространения островных дуг зон субдукции и межконтинентальных рифтов.

Ископаемые месторождения встречаются в фундаментах древних платформ и в фанерозойских складчатых областях. В фундаментах платформ месторождения приурочены к протерозойским рифтовым структурам и тяготеют либо к раннепротерозойским зеленокаменным поясам (месторождения Канады, Швеции, либо к метабазальтоидным формациям внутриконтинентальных и окраинно-континентальных рифтов (Холоднинское месторождение на Сибирской платформе). В складчатых областях месторождения связаны с подводной базальтоидной формацией ранних стадий развития областей, сопоставляемых с обстановками срединно-океанических хребтов (медноколчеданные месторождения острова Кипр), и подводной базальт-липаритовой формацией средней стадии развития областей, сопоставляемой с задуговыми обстановками (колчеданно-полиметаллические месторождения Куроко в Японии).

Поскольку рудоносные формации горных пород приурочены к границам тектонических плит, они протягиваются вдоль них на большие расстояния, образуя узкие пояса длиной несколько тысяч километров при ширине в десятки километров (пояс колчеданных месторождений Урала). Внутри этих поясов выделяются рудные узлы, приуроченные к центрам палеовулканизма.

Общие особенности строения рудных полей и месторождений. В пределах рудоносных формаций, сформировавшихся в определенной палеотектонической обстановке можно выделить рзличные субформации: собственно вулканогенную, характериную для центров вулканической деятельности и вулканогенно-осадочные - терригенные и карбонатные. Так, вертикальный разрез формации островодужного типа обычно начинается лавами основного состава, сменяющимися вверх по разрезу лавами кислого состава и затем вулканогенно-глинистыми породами с липаритами. На флангах вулканических построек вулканогенно-глинистые породы сменяются часто вулканогенно-карбонатными. Тела полезных ископаемых бывают расположены в жерлах вулканов в виде штокверков и жил, но чаще они располагаются среди вулканогенно-глинистых пород над жерлами, имея пласто- и линзообразную форму и залегая согласно с вмещающими породами. Для штокверковых руд характерна кристаллически зернистая структура и прожилково-вкрапленная текстура, для жильных - жильная, а для пласто- и линзообразных залежей - первичная скрытокристаллическая колломорфная структура и полосчатая текстура. Таким образом, образование месторождений полезных ископаемых бывает приурочено к окончанию цикла вулканогенно-магматической деятельности.

Состав тел полезных ископаемых часто определяется с одной стороны удаленностью от центра подводного вулканизма, а другой - составом рудоносных формаций вулканических пород. В первом случае состав тел полезных ископаемых является отражением латеральной фациальной зональности, выражающейся в том, что ближе к очагам вулканизма располагаются тела сульфидных руд, а на периферии часто среди карбонатно-вулканогенных пород - тела оксидных и галоидных полезных ископаемых. Тела сульфидных руд бывают сложены серным колчеданом - пиритом, медным колчеданом - халькопиритом, свинцовым и цинковым колчеданами - галенитом и сфалеритом. Поэтому сульфидные руды получили широко распространенное название колчеданные руды. Оксидные руды бывают сложены оксидами железа - гематитом, магнетитом, и оксидами марганца - браунитом, гаусманитом, пиролюзитом. Среди галоидных полезных ископаемых наряду с собственно галоидами - галитом, сильвином, могут присутствовать и бораты. Кроме того, к центрам вулканизма бывают приурочены продукты механического осаждения вулканогенного материала - различные туфы. Что касается влияния состава рудоносных вулканических формаций на состав полезных ископаемых, то в общем виде можно отметить, что более основные базальтоидные формации сопровождаются преимущественным серно- и медноколчеданным оруденением, а более кислые -липаритовые, колчеданно-полиметаллическим.

Классификация месторождений вулканогенно-осадочной группы. По способу концентрации полезных ископаемых путем осаждения механических продуктов вулканической деятельности и осаждения из гидротермальных растворов группа подразделяется на два класса: класс механических осадков и класс химических осадков. Внутри последнего в зависимости от состава полезных ископаемых, являющихся продуктами вулканогенно-осадочного минералообразования, в котором отражаются физико-химические условия их образования, выделяются три подкласса: колчеданный, оксидный и соляной. Внутри подклассов в зависимости от состава рудоносной формации выделяются ряды (табл.).

Таблица.

Классификация вулканогенно-осадочных месторождений

Класс	Подкласс	Ряд	Формация полезных ископаемых
Механи- ческий			Вулканических туфов для строительства
Хи-	Кол-	Базальтоидный	Серноколчеданная
	че-	Базальт-липаритовый	Медноколчеданная
ми-	дан- ный	Базальт-андезит-риолитовый	Колчеданнополиметаллическая
че-	Оксид-	Базальтоидный	Железо-марганцевая
	ный	Щелочно-базальтоидный	Фосфоритовая
ский	Соля-	Базаль-	Галоидная
	ной	тоидный	Боратовая

К механическому классу относятся месторождения вулканических туфов - горных пород, образовавшихся из твердых продуктов вулканических извержений. Они залегают в виде пластов в вулканических районах и используются для производства строительных материалов.

Химический класс представлен большим разнообразием полезных ископаемых. Наиболее распространенными среди них являются колчеданные месторождения, сложенные преимущественно сульфидами металлов и в первую очередь пиритом. По составу полезных ископаемых и условиям минералообразования среди них выделяются три рудные формации. Серноколчеданные (пиритовые) месторождения и часть медноколчеданных (халькопирит-пиритовых) сопоставляются с месторождениями острова Кипр и полагают их образование в пределах палеосрединно-океанических хребтов. Большинство медноколчеданных месторождений связывается с палеоэнсиматическими островодужными обстановками и выделяется в уральский тип. Колчеданно-полиметаллические месторождения (пирит-халькопирит-галенит-сфалеритовые), например месторождения Рудного Алтая, сопоставляются с месторождениями района Куроко в Японии, а их образование связывается с обстановками палеоэнсиалических островных дуг. Ряд исследователей выделяет месторождения типа бесси, залегающие в терригенных породах в связи с базальтоидными вулканитами.

Впервые деление колчеданных месторождений по палеотектоническим условиям их образования предложил Ф.Соукинс (1976). Он разделил месторождения на четыре типа: 1) тип Куроко, связанный с кислыми вулканическими толщами островных дуг; 2) кипрский тип, связанный с базальтовыми вулканитами спрединговых хребтов; 3) тип Бесси, связанный с кластическими осадками и не имеющий четкой тектонической позиции, который может быть сопоставлен с металлоносными осадками Красного моря; 4) тип Салливан, связанный с мощными толщами наземных осадков, но не имеющий стратиграфической связи с вулканизмом.

По форме залегания В.И.Смирнов (1989) среди колчеданных месторождений выделяет гидротермально-метасоматические, представленные зонами прожилково-вкрапленных руд среди субвулканических пород, гидротермально-осадочные, представленные часто многоэтажными пласто- и линзообразными залежами, и комбинированные.

Оксидный подкласс обычно бывает представлен комплексными железными и марганцевыми рудами. Наиболее крупными и детально изученными являются месторождения Атасуйского рудного поля в Центральном Казахстане. Там в основании разреза залегают вулканогенные породы кислого и щелочного состава нижнего-среднего девона, перекрывающиеся пачкой терригенных, затем карбонатных кремнистых пород на них залегает рудная толща, представленная переслаиванием пластов вначале гематитовых, затем магнетитовых руд, а затем гематит- пиролюзитовых руд. В верхней части рудной пачки располагаются баритизированные железные руды а еще выше в карбонатных породах отмечается полиметаллическое оруденение. Таким образом, вверх по разрезу железные руды сменяются марганцевыми, а затем барит-полиметаллическими.

Некоторые исследователи с продуктами субщелочного базальтоидного вулканизма связывают накопление фосфоритов, помещенных в оксидный подкласс.

Соляной подкласс представлен соляными рассолами и отложениями рифтовой зоны Красного моря и континентальными озерными осадками жарких пустынь. Последние связаны с наземными вулканитами калиево-щелочной и андезитовой серий и образуются на участках разгрузки бороносных и соленосных гидротерм. Они являются важнейшими источниками борного сырья. Месторождения представлены пластами и линзами боратов среди глинистых отложений (Кырка в Турции) или среди солей (оз. Серлз в США).

Генезис вулканогенно-осадочных месторождений. Анализ геологического строения месторождений показывает, что обычно в основании разреза толщ, содержащих полезные ископаемые, присутствуют вулканические горные породы, которые вверх по разрезу сменяются вулканогенно-осадочными и осадочными. Следовательно, в геологической истории рудных полей отчетливо выделяется эффузивно-магматический этап, который, например, для колчеданных месторождений уральского типа начинается с излияния лав основного состава и заканчивается лавами кислого состава, которому на смену приходит вулканогенно-осадочный этап, включающий гидротермально-метасоматическую и гидротермально-осадочную стадии.

Остановимся подробнее на образовании месторождений колчеданного подкласса. Первоначально в 20 - 30-х годах ХХ века существовала гидротермально-магматическая гипотеза образования месторождений (Е.Захаров и др. в России, А.Бэтман в США). Согласно этой гипотезе образование колчеданных месторождений связывалось с гидротермальными растворами, источником которых являлись залегающие среди вулканогенных пород более поздние интрузии гранитов. Это нашло свое отражение в генетической классификации месторождений П.М.Татаринова (табл.), рассматривавшего колчеданные месторождения внутри среднетемпературных гидротермальных месторождений. В конце 30-х годов благодаря исследованиям А.Н.Заварицкого, японских и скандинавских геологов было установлено, что колчеданные месторождения связаны с растворами, источником которых являлись очаги подводного вулканизма. В настоящее время благодаря исследованиям современных подводных гидротерм, продуктов отложения из них, исследованиям изотопного состава руд господствующее положение заняла гипотеза гидрогенного образования руд по гидротермально-рециклинговой модели. Согласно этой гипотезе (M.Solomon, 1976; Дж.М.Франклин и др., 1984) рудообразование совершается в подводно-морских условиях из восходящих минерализованных растворов. Движение растворов обусловлено конвективной циркуляцией морских вод сквозь толщу эффузивных пород. Причиной конвекции является локальный прогрев толщи эффузивов по действием тепла магматической камеры. Температура минералообразования могла колебаться в интервале 450 - 150^оС, а давление отвечать давлению вышележащей толщи морской воды.

Дата добавления: 2014-01-05