Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Генезис гидротермальных месторождений цветных и редких металлов, связанных с гранитами

ВАК РФ 04.00.11, Геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений, металлогения

Автореферат диссертации по теме "Генезис гидротермальных месторождений цветных и редких металлов, связанных с гранитами"

л Г

АКАДЕМИЯ НАУК СССР

ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ РУДНЫХ ЫЕСТОРОВДЕНИЙ, ПЕТРОГРАФИИ, МИНЕРАЛОГИИ И ГЕОХИМИИ

•На правах рукописи УДК 553.4:553.061.1.°

КИГАЙ Ингрид Николаевич

ГЕНЕЗИС ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ МЕСТОРОВДЕНИЙ ЦВЕТНЫХ И РЕДКИХ МЕТАЛЛОВ, СВЯЗАННЫХ С ГРАНИТАМИ

Специальность 04.00.11 - геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений, металлогения

Диссертация на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук в форме научного доклада

Москва - 1989

Работа выполнена в Институте геологии рудных-месторождений, петрографии, минералогии и геохимии (ИГЕМ) АН СССР

Официальные оппоненты

Член-корреспоеденг АН СССР Проф. А.А.Маракушев (ШУ)

Член-корреспондент АН СССР проф. А.М.Дыдаин (Минералогический

цузей ш. В.И.Вернадского)

Доктор геолого-минералогических наук, профессор И.Я.Некрасов

{ДВГИ ДЕО АН СССР)

Ведущая организация - Всесоюзный институт минерального сырья

;,!инге0 СССР

Тацита состоится "_"_ 19 г.

на заседании Специализированного Совета Д.002.88.01 по защите диссертаций на соискание ученой степени доктора геолого-минера логических наук при Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии Академии Наук СССР по адре 109017, Москва, й-17, Старомонетный пер., 35, ИГЕЫ АН СССР.

С работами И.Н.Кигая можно ознакомиться б библиотеке ОПТ АН СССР в здании ИГЕМ АН СССР.

йгорефсрат разослан "_______"'_____19 г.

Ученый секретарь Специализированного совета Д.СЮ2.88.01

К.В.Лоба

" '» - Г.-1!

ВВЕДЕНИЕ

'ИИ

Б-твчение 35 лет в различных районах СССР автор исследовал гидротермальные месторолздения олова, вольфрама, молибдена и других металлов, генетически связанные с поздне- и постскладчатыми интрузивами гранитоидов различного возраста. Детальные работы чередовались с более краткими сравнительными наблюдениями на аналогичных месторождениях в СССР и за рубежом и сопровождались анализом литературы. Обобщение этих данных привело автора к выводу о существовании ряда общих закономерностей гидротермального ортомагматического процесса, не зависящих от возраста, геотектонической и геолого-структурной позиции и геохимической специфики региона. К ним относятся, например, последовательность формирования стадийных рудно-метасоматических комплексов (РЖ) в рудных узлах, связь определенных типов руд с характерными для них изменениями вмещающих пород, возрастные соотношения между метасоматитами и рудами, особенности зональности орудене-ния, эволюция состава и свойств рудообразующих флюидов и ряд других. Рассмотрение именно таких закономерностей дает необходимый и достаточный набор исходных сведений для построения типовых генетических моделей и решения важнейших теоретических проблем рудообразования. Вопросы региональной металлогении и происхождение пегматитов в диссертации не рассматриваются.

Актуальность работы. Месторождения жильных и штокверковых руд редких и цветных металлов, ассоциирующих с грачитовдными интрузивными комплексами,' с середины прошлого столетия были и до настоящего времени остаются теми классическими объектами, изучение которых дает обширный материал для развития теории рудообразования. Основная масса потребляемого промышленностью олова, вольфрама и молибдена, значительная доля тантала, ниобия, бериллия, лития, рубидия, цезия и ряда других редких металлов приходятся на месторождения, связанные с гранитоидами (в дальнейшем для краткости будем называть эти место-ровдекия и гранитоиды "редкометальными").

В последние десятилетия во всем мире происходят драматические процессы интенсивного Сокращения доли легко открываемых месторождений и снижения концентраций металлов с углублением разработок на многих типах месторождений. Со снижением содержания полезных компонентов резке нарастают объемы руд и затраты на их переработку, что, в сущности, ставит пределы минимально допустимое содержанию металлов в руде и типу самого сырья. С учетом энергетических и экологических проблем, заявления о неисчерпаемости земных недр и о возмохло-

-г -

сти извлечения всех необходимых металлов из обычного гранита или морской воды в настоящее время следует признать безответственными.

Наряду с поисками новых типов месторождений, нахождением заменителей металлов и более широким использованием комплексного и вторичного сырья, сейчас особое значение приобретает установление закономерностей и причин рудообразования. В любом освоенном горнорудном районе с годами непомерно возрастает стоимость поисково-разведочных работ, приходящаяся на единицу прироста запасов сырья. Существенное изменение или ломка этой тенденции возможны только на основе новой, более совершенной теории рудообразования, которая могла бы существенно расширить практический арсенал методов прогнозирования, поисков- и разведки рудных тел. С исчерпанием резерва легко открываемых, выходящих на поверхность месторождений, скрытые ("слепые" и погребенные) месторождения окажутся вскоре единственным реальным источником прироста запасов руд, и геологам нужно заранее к этому подготовиться.

Цель и задачи. Главной целью работы являлось создание непротиворечивой модели гидротермального рудообразующего процесса, которая была бы максимально близка к действительности и могла служить надежной теоретической основой для разработки методов поиска, прогнозирования и разведки скрытого орудензния.

Надравленные на достижение указанной цели исследования были разбиты на ряд более узких задач.

Фактический материал, положенный .в основу диссертационной работы, был собран автором в 1953-87 гг. в результате исследований, проводившихся на скарновых и жильных месторождениях олова, вольфрама, молибдена, свинца и цинка в Приморском крае, Забайкалье, Карама-эаре, Центральном Казахстане, Якутии, Карелии, Хабаровском крае, Магаданской области (включая Чукотку), Киргизии и на Памире. В общей сложности к решению затрагиваемых вопросов автором привлекаются наблюдения на 90 ¡¿есторондениях, включая осмотренные в ходе кратковременных посещений месторождения Рудных гор (ГДР и ЧССР) и Австралии.

На месторождениях изучались время заложения и подновления раз-ноориентировонкых нарушений и направления разновозрастных подвикек по ним, морфологические и текстурные особенности жил разного состава и возраста, их минеральный состав и возрастные взаимоотношения с дайками и другими телами изверженных пород, возрастные взаимоотношения минералов и минеральных ассоциаций, стадийность и зональность минерализации. Основным методом сбора материала было структурно-

минералогическое картирование с наблюдениями и сбором образцов через каждые 20-40 м. Наблюдениями охватывались все доступные для посещения горные выработки и керны структурных скважин. Взаимоотношения минералов изучались в забоях и кровле выработок, макроскопически и под бинокуляром в штуфах (более 3700 образцов) и под микроскопом в прозрачных и полированных шлифах (около 3000 шлифов). В случае "чистых" одностадийных метасоматических колонок изучался баланс вещества при метасоматозе сравнением химических составов всех зон колонки с учетом пористости (объемного веса) пород. В,необходимых случаях диагностика минералов уточнялась с помощью химических и рентгено-струк-турных анализов, федоровского, иммерсионного и других методов.

Аппаратура и методика исследования флюидных включений описаны в статье И.Н.Кигая и Ю.В.Самоварова (1989). Состав и концентрации флювдов оценивались по криометрическим наблюдениям индивидуальных первичных включений, а давления - по плотности чисто утлекислотных включений и минимальным температурам гомогенизации синхронных с ними включений солевых растворов.

Научная новизна. Автором выявлено несколько геологических закономерностей, разработан и обоснован ряд критериев, являющихся необходимым инструментом объективного познания природных процессов, и на основе данных автора и других исследователей сформулированы генетические выводы,- выстраивающиеся в совокупности в интегральную модель ортомагматичеекого гадротермального ыинералообразования, согласующуюся, как показывает анализ автора, со всем арсеналом накопленных к настоящему времени геологических и экспериментальных данных.

1. Установлена закономерность выноса кремнезема из силикатных пород при кислотном выщелачивании и запаздывание окварцевания относительно формирования мономинеральных бескварцевых метасоматитов -полевошпатовых, слюдяных, турмалиновых, топазЬвых или хлоритовых -в тыловых частях метасоматических колонок.

2. Открыто явление соответствия способа рудоотложения типу метасоматитов по характеру кислотно-основного взаимодействия, которе послужило одним из краеугольных камней в решении вопроса о причинах эволюции и природе кислотности гидротермальных растворов.

3. Предложены надежные критерии выделения стадий эндогенной минерализации и на их основе доказана справедливость пульсационной теории минералообразования, выдвинутой в работах С.С.Смирнова и ряда зарубежных исследователей.

4. Доказано формирование высоко- и среднетемпературных РМК, связанных с гранитами, в условиях, как правило, гидродинамической замкнутости (непроточности) гидротермальных рудообразующих систем.

5. Обоснован вывод об отнесении высокотемпературных калишпато-вых и альбитовых образований к щелочным метасоматитам.

6. Доказано, что в эндогенных (оксифобных) условиях кислые растворы, производящие грейзенизацию, турмалинизацию, серициткзацию

и березитизацию, появляются только в результате капиллярной конденсации газовой фазы субкритических фпюадов в стенках раскрывающихся флюадопроводящих трещин.

7. Предложена классификация зональности эндогенных гидротермальных образований и доказана преимущественная структурогенная природа зональности эндогенных "редкометальных" месторождений, образованной разновременными ларагенезисами одной или нескольких стадий минерализации.

8. Разработаны генетические модели рудообразования, связанного с щелочными и кислотными метасоматитами, и интегральная модель эво-люциснно-пульсационного развития ортомагматического многостадийного мшералообразования.

Практическая ценностр. Результаты анализа факторов рудоносно-сти гранитоидных рудно-магматических систем позволяют разработать комплекс поисково-оценочных методов для "редкометального" орудене-ния. Генетические модели рудных формаций с учетом особенностей развития структур в конкретных рудных узлах могут быть использованы при прогнозировании .оруденения. Выявленные автором закономерности развития рудоконтролирующих структур, локализации рудных столбов и зональности оруденения успешно используются при разведке месторождений олова и вольфрама. Предложенная автором модернизированная теория гидротермального рудообразования может служить теоретической основой для создания новых методов прогнозирования скрытого оруденения.

Апробация работы. По. теме диссертации автором опубликовано более 40 работ, 38 из них, включая одну монографию, написаны после защиты (1963 г.) кандидатской диссертации. Результаты и выводы работы докладывались на конференции молодых ученых Москворецкого района г.Москвы (1958) и на следующих всесоюзных и международных конференциях: "Критерии рудоносности метасоматитов" (Алма-Ата, 1969), "Прогнозирование скрытого оруденения на основе зональности гидротермальных месторождений" (Москва, 1972), "Минерализация, связанная

с кислым магматизмом" (Карловы Вары, ЧССР, 1974), 1У конференция по околорудному метасоматизму (Ленинград, 1976), У совещание по термобарогеохимии (Уфа, 1976), совещание "Основные параметры природных процессов эндогенного рудообразования" (Новосибирск, 1977), I и П совещания "Генетические модели эндогенных рудных формаций (Новосибирск, 1981, 1985), УП совещание по термобарогеохимии и геохимии рудообразующих флювдов (Львов, 1985), симпозиум "Геохимия в локальном металлогеническом анализе" (Новосибирск, 1986), конференция "Генезис месторождений олова и вольфрама и рудоносных гранитоидов Юго-Восточной Азии и северо-западной части Тихоокеанского региона" (Канберра, Австралия, 1986), семинар по прикладной термобарогеохимии (Алма-Ата, 1987), заседания межведомственной рабочей группы по разработке генетической модели грейзеново-рудной формации (Новосибирск, 1987; Черноголовка, 1988).

Доклады по тематике диссертации в разные годы делались: в ИГЕМ АН СССР, в Институте геологии АН Армянской ССР, в Институте геологии АН Киргизской ССР, в ДВИМС (Хабаровск), в ЦНИГРИ (Москва), в Управлении геологии Таджикской ССР (Душанбе), на техсоветах и совещаниях геологов Хрустальненского, Джидинского, Хашгерангинского, Актвзского, Солнечного, Омсукчанского и Иультинского горно-обогатительных комбинатов МЦМ СССР, на двух конференциях Комсомольской ГРЭ ПГО Дэльгеология, в Восточной экспедиции ПГО Приморгеология и в ряде других экспедиций'и партий Министерства геологии СССР.

Благодарности. С глубокой признательностью автор вспоминает советы, консультации и неизменную поддержку О.Д.Левицкого и Г.А. Соколова, возглавлявших отдел эндогенных рудных месторождений ИГЕМ. Во время полевых работ и командировок автор всегда встречал теплый прием и получал всемерную поддержку со стороны руководителей и сотрудников местных научных и производственных организаций. Особое значение для автора имели знакомство с работами академика Д.С.Кор-жинского, беседы и дискуссии с ним и геологами его школы. Поиски автором некоторых новых решений геологических проблем, отличающихся от предложенных Д.С.Коржинским, были в значительной степени стимулированы работами Дмитрия Сергеевича и именно у него первого нашли понимание и одобрение.

ш

УДЕЛЬНАЯ МИНЕРАЛЬНАЯ ПРОДУКТИВНОСТЬ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЭПОХ

(в тоннах полезного ископаемого на I млн.лет)

Составлено по данным НАБыковера (1984г.) без учета соц.стран

ХРОМИТ ы

4

10 т/млн.лет

777

Р€ Рг Мг Сг

25 20 II 15

10 5

Р€ Рг Мг Сг

106т/млн.лет

Р£ Рг Мг Сг №03

777

18.5

ж

22.2 23 "

Р€ Рг Мг Сг

МО

100 з 10 т/млн.лет

80' 4

ви 3

40 т 2

20 С.ОЗ 0.0 2 47 у/л 91.1 1

Р£

Рг Мг Сг

Р-Е Рг Мг Сг

Си

106т/млн.лет

0.03 0.02 0 09

3.8

Р-Е Рг Мг Сг

300 200 100 10

АСБЕСТ 104т/млн.лет

0.7

1

0.0

Р£ Рг Мг

ФЛЮОРИТ '"110 т/млн.лет

0.4

3.6

2.4

Р£

Рг Мг

Бп

10 т/млн.лет

0.1

Л\/.

Г/.

10.0

Р€ Рг Мг

N1

з

10 т/млн.лет

3.1 0.03 3.3

Р£ Рг Мг

Рис.' I. Продуктивность различных геологических эпох ш торые виды минерального сырья. Длительность эпох (по. Харленду 1982), принятая при расчете удельной продуктивности: докембра! 3900, палеозой - 340, мезозой -- 180, кайнозой - 65 млн .лет.

I. ФАКТОРЫ РУДОНОСНОСТИ ГРАНИГОВДШХ РУДНО-МАГМАТИЧЕСКИХ СИСТЕМ

Главные выводы этого раздела основаны в значительной мере на анализе литературных данных и ранее не публиковались, поэтому они не включены в число защищаемых положений, но рассмотренные здесь вопросы органически связаны с дальнейшим изложением.

"Редкометальные" гранитоидные массивы и месторождения имеют возраст от архея до неогена й располагаются в самой различной геотектонической обстановке, за исключением районов развития коры океанического типа.

При сравнении удельной продуктивности металлогенических эпох на различное минеральное сырье (рис.1) можно видеть, что в отличие от типичных продуктов мантийных базит-гипербазитовых магм (хромиты, асбест, никель и другие халькофилы), для вольфрама, олова и железа характерно планомерное нарастание продуктивности, что для олова было показано А.В.Королевым (1955), М.И.Ициксоном (1958) и Г.Е.Усано-вым (1976). Эта тенденция может быть связана с прогрессивным увеличением во времени мощности и площади распространения континентальной коры. Механизмы связи могли быть разнообразны, например,, накопление устойчивых соединений олова и вольфрама в продуктах выветривания, осадкообразования и гранитообразования с каждым новым геологическим циклом и увеличение площади регионов, в которых мощность коры достаточна для выплавления гранитных магм. Оптимальная мощность коры для оловянного оруденения в Приморье и Приамурье составляет 25-40 км., в Средней Азии 40-65 км (Лишневский, Бескин, 1966), в Восточном Забайкалье и Центральном Казахстане для олово-вольфрамового оруденения 41-46 км., а для моли!бдено-»-вольфрамового - 49-52 км (Денисенко и др., 1982).

Следует обратить внимание на три важных обстоятельства, которые невозможно игнорировать при обсуждении генезиса гранитных магм. Во-первых, наиболее высокие средние содержания таких характерных для "редкометальных" гранитоидов элементов, как олово, вольфрам, молибден, бор и фтор, на один-два порядка и более превышающие их концентрации в мантийных породах, наблюдаются в глинистых осадках, которые и могут поэтому рассматриваться в качестве одного из главных источников этих элементов в гранитовдных магмах. Во-вторых, рудоносный гранитоидный магматизм развивается в процессе не погружения, а регионального воздыыания структур (Кузнецов, Яншин, 1967), а зачастую даже в период тектоно-магматической активизации поднятых орогенных сооружений,- что вопреки мнению П.Уайли, не позволяет связывать

металлоносное гранитообразование с региональным метаморфизмом погружения. И, наконец, хотя "редкометальное" оруденение и евязано генетически с наиболее лейкократовыми завершающими фазами гранитоидных серий, все же характерную для гранитоидных комплексов гомодромную тенденцию изменения состава во времени от гранодиоритовых или даже диоритовых и монцонитовых ранних фаз, не могущих быть продуктами коровых выплавок, нельзя объяснить простой дифференциацией палинген-ных расплавов без необходимого вещественного и энергетического вклада со стороны мантийных базитовых магм. Э.Б.Изох с соавторами (1967) наши выход 5 гипотезе вертикальной миграции очага плавления от верхней мантии в сторону коры. Сейчас этот процесс можно было бы назвать внедрением мантийного диапира в низы континентальной коры с последующим воздыманием очага плавления в коре, вовлекающим в плавление все большие объемы'скалического вещества. К близкому выводу приходит и И.Д.Рябчиков (1987).

В целом анализ имеющихся данных позволяет заключить, что гра-нитоидный магматизм стандартного типа невозможен без плавления значительных объемов сиалического корового вещества, вносящего решающий вклад в рудную "специализацию" гранитоидов.

Подавляющее большинство "редкометальных" месторождений связано с аллохтонными (перемещенными) гранитоидными интрузивами, кристаллизовавшимися на глубинах 3-10 км. Такие магмы изначально недосыще-ны водой (Соболев, 1975). J.Cann (1970) убедительно показал, что вне зависимости от способа генерации магмы, чем выше ее водосодержа-ние, тем на меньшее расстояние она может подняться от места зарождения, и поэтому только маловодная магма может достичь малоглубинных уровней коры. При кристаллизации на указанных глубинах, по данным Р.Горансона и А.А.Кадика, гранитная магма может потенциально растворить 4-7% вода, тогда как действительное содержание ее в гранитных магмах, по оценкам П.Уайли, И.Д.Рябчикова и У.Бернэма составляет в среднем 1,5 - 3,0%. При кристаллизации магм повышенной основности, содержащих много биотита и/или амфибола в ликвидусной фазе "(кварцевые диориты, гранодиориты), в остаточном расплаве не образуется достаточного количества свободной■водной фазы, поэтому в связи с такими интрузиями и не возникает значительных гидротермальных образований. При кристаллизации же биотитовых и более лейк-ократовых гранитов, консервирующих не более 0,b-l,5% воды (Holland , 1972), остаточный расплав все более обогащается водой по мере кристаллизации, и в нем со временем может появиться самостоятельная водная фаза.

Именно этим в первую очередь можно объяснить генетическую связь "редкометальных" месторождений с наиболее кислыми и водообильными (ср. Рейф, 1985) конечными дифференциатами многофазных гранитоидных комплексов.

Согласно данным В.И.Сотникова с А.П.Берзиной, В.Б.Наумова, И.Н. Китая с Ю.В.Самоваровым и других исследователей, в начале продуктивных стадий на "редкометальных" месторождениях давление флюидов было, как правило, выпе не только расчетного гидростатического, но и литост атического давления на глубине формирования месторождения, что свидетельствует о практической изолированности от поверхности (замкнутости) гидротермальных рудообразующих систем. Это подтверлщается и анализом разнообразных геологических данных (Кигай, Николаев, 1965; Китай, 1978, 1979). В проточных системах было бы невозможным удержание таких давлений и достаточно длительное для минералообразования сохранение в недрах флюидов.

Представление о металлогенической специализации магматических комплексов, активно развивавшееся в 50-е годы, к настоящему времени практически изжило себя и в прежней форме применяться не может. Для магматических комплексов разного металлогенического профиля в одинаковой степени оказались характерными последовательное нарастание от фазы к фазе кремнекислотности, щелочности, глиноземистости пород и содержаний в них олова, фтора, иногда бора и лития. Вместе с тем, накопление вольфрама и молибдена не является типичной чертой рудэнос ных магматических серий (данные Г.Ф.Ивановой, 1963; Е.М.Шеремета и В.Д.Ксзлова, 1981 и других). Наоборот, для неоген-четвертичной гра-нитоидной вулкано-плутонической формации Большого Кавказа, по данным. А.М.Ворсука (1979), характерно закономерное снижение в последователь» ных фазах содержаний молибдена (причем молибденовое оруденение Тырны-* ауза хронологически связано с относительно поздними, обедненными Мо фазами) и нарастание содержаний олова до 20 г/т и более (что на востоке СССР характерно для оловоносных магматических комплексов), хотя в данном районе оловянные месторождения отсутствуют. Неизбежен вывод, что даже отчетливое накопление металла в ходе дифференциации расплавов не служит гарантией рудоносности магматических'комплексов. Более того, в комплексе факторов, определяющих реализацию рудоносности гранитоидных магм, обогащение поздних фаз металлами (возможно, за исключением олова) не является даже обязательным условием.

В прогноэно-металлогеническом отношении одним из наиболее удачных оказалось деление гранитовдов на магнетитовый и ильменитовый

Табл. I

тжш ГРАНИТОИДОЗ ОЛОВО-ВОЛМРАгаПОР/ДНгЖ РАЙОНОВ ссср согласно классификациям Б.ЧЕШ1ЕЛЯ-А.уайта и С.исихаи Сцнфрп соответствуют количеству анализов)

РЕГИОН рудая РАЙОН или по ЧЕШШ1Ш-4ГАЙТУ по ИСИХАРЕ Источник аналитичес-

МЕСТОРОЖДЕНИЕ 1-тип ? З-тап Пт-тпп Ильк-тип ких данных

ЗАБАЙКАЛЬЕ ЦЕНТРАЛЬНОЕ 7 _ _ 5 2 Трошиы и др., 1983

ЧУКОТКА р.ПЕВЕК 2 5 9 2 14 Лугов и др., 1972

- " _ м.ВАЛШМЕЙ I 5 3 I 8 __ н

И м.ШЬТИН 21 17 II 10 39 п

кошт р.БАЛЫШЧАНСКИЯ 21 15 5 27 14 IV«, 1970

ЯКУТИЯ р.АДИА-ЧАРКЬШСК. 19 37 4 о 26 Флеров и др., 1979

н — р.ДЕШЕКЕ-НЕЛЬГЕХ. 91 51 15. 33 124 Трунилина и др.,1985

ПРИАМУРЬЕ р.МЯО-ЧАН 4 16 7 4 23 1^6, 1970

р.БАДЖАЛ 53 8 3 8 56 Болотников и др.,1975

ПШМУЕЬЕ и р.МЯО-ЧАН и СЕВ.

ПРИМОРЬЕ• СИХОТЭ-АЛИНЬ 61 78 29 13 155 Изох и др., 1967

ПРИМОРЬЕ ЦЕНТРАЛЬНОЕ 53 27 5 35 66 Иванов и др.г 1950

О р.КАВАЛЕРОВСКИЯ 6 - 2 3 5 Радкевич и др.,1980

».ДУБРОВСКОЕ I - — - I Анахов, 1980 -

юшный м. ВЫСОКОГОРСКОЕ р.ащцяАзский - 2 2 I 3 Косенко, 1980 Стратифицированные и

ТЯНЬ-ШАНЬ 54 19 8 65 интрузивные образования Киргизии,т.2,1982

ТИПЫ ( Ishihara, 1981, 1984). По W.Burnham & H.Ohmoto .(1980), при кристаллизации гранитоидов магнвтитового типа была выше, а для

ильменитового типа - ниже цугитивности кислорода буфера QFM. D.wones (1981) в качестве границы указывает на немногим более высокую f^ буфера Nlío. С гранитоидами магнвтитового типа, по С.Исиха-ре, связаны в основном сульфидные месторождения - полиметаллические, золото-серебряные и преобладающая часть молибденовой минерализации. С гранитоидами ильменитового типа ассоциированы месторождения касситерита, вольфрамита, берилла, флюорита. По к.Sato (i960), с ильмени-товым типом связаны месторождения шеелита, тогда как молибдоншели -товое оруденение связано с гранитоидами магнвтитового типа.

Из табл.1 можно видеть, что подавляющее большинство гранитоидов олово-вольфрамоносных районов СССР относится, в соответствии с представлениями С.Исихары, к ильменитовому типу. Связь оловянных месторождений с такими гранитами объясняется относительно восстановительным характером расплавов и флюидов, так как перенос олова аффективнее всего совершается в виде галогенидных или гидрокеокомплексов (а, возможно, и гетерополиборных, предполагаемых И.Я.Некрасовым, 1984, компч лексов) Sn2+ , а при фугитивности кислорода на уровне буфера изо или несколько более высокой, они окисляются до комплексов Sn^ и растворимость олова сильно падает ( Bedingtem, 1985; Heinrich & Еа-dington , 1986). Из анализов гранитоидов рудных месторождений альбититовоЯ формации (Беус, 1968) видно, что бериллиево-вольфремо-вые месторождения связаны е-гранитоцпами ильменитового типа, а мэс-торождения Та, ИЪ, Li и Zr - с гранитоцдами магнетитового типа.

При рассмотрении причин специализации рудно-магматневских систем на но и Та-нъ оруденение необходимо учитывать следующие доншга, Во-первых, известно, что плагиоклазы, биотиты и другие минералы гранитовдов содержат повышенные концентрации этих металлов, которое в значительной мере извлекаются из первичных породообразующих минераг-лов при замещении последних щелочными полевыми шпатами (Беус, 1964; Таусон и Студеникова, 1959; Гинзбург, 1976). Во-вторых, для рассматриваемых металлов вообще характерна тенденция рассеяния в продуктах кристаллизации без заметного накопления в расплаве. В-третьих, иссле дования А.А.Беуса на Та-ЯЪ месторождениях альбититовой формации и наблюдения автора на молибденовых месторождениях полевошпатовой формации (Китай, 1984) свидетельствуют о прямой связи оруденения с масштабами предрудного щелочного метасоматоза - соответственно альбити-зации и калигпатиэации, которым подвергались целые штоки и купола

гранитоидов, по объему в десятки-сотни тысяч раз превышавшие суммарный объем рудных тел.

При рассмотрении различий оловоносных и вольфрамоносных рудно-магматических систем обращают на себя внимание следующие отчетливо проявленные тенденции: а)локализация вольфрамового оруденения преимущественно в эцдоконтакте, а оловянного - дальше от центра интрузива, •в эндо- и экзоконтакте гранитных массивов; б)связь основной вольфрамовой минерализации со скарнами и грейзенаыи, а главной оловянной -с турмалинитамк; в)преобладающий более ранний возраст вольфрамовой иинерализации по отношению к оловянной в большинстве рудных узлов мира

Можно показать, что все указанные отличия вольфрамоносных рудно-ыагматических систем от оловоносных могут быть объяснены влиянием бора на флюидный режим гранитоидных расплавов. Из экспериментальных данных известно, что добавление бора к системе силикат-вода снижает температуру солццуса и увеличивает общую растворимость воды в расплаве ( НхЬауап* , 1983). В связи с более высокой растворимостью воды в бороносных магмах по сравнению с фтороносными, выделение воды из первых может задерживаться и способствовать, с одной стороны, большей механической энергии выделяющихся флюидов ( Рс11ага et а1., 1987) и, следовательно, их прорыву дальше во вмещающие породы, а с другой -сокращению объема флюедов, вццелямцихся до начала массовой дистилляции бора и, вероятно, несомого с ним олова, то есть редуцированию вольфрамоносного скарново-рудного и грейзенового процессов, а значит и оловянной "специализации" рудно-магматической системы. Обращает на себя внимание, что на многих крупных касситерит-силикатно-сульфадных месторождениях турмалинового типа (Депутатское, Дубровское и Трудовое в СССР, месторождения' Корнуэлла, Малайзии, Индонезии, Боливии) главной продуктивной кварц-касситерит-турмалиновой стадии предшествуют малопродуктивная на вольфрам и олово грейзеновая, а иногда и практически непродуктивная на металлы кварц-калишпатовая стадии. Вряд ли случайно также, что в советском сегменте Тихоокеанского подвижного пояса одето вольфрамовые месторождения (Восток-2, Лермонтовское, Агыл-ки) расположены вне пределов оловянного пояса, где широко распространена турмаликизация.

Наконец, при обогащенности расплаьов литием они продуцируют, как правило, комплексную олово-вольфрамовую минерализацию. Характерный прамев - восточная часть Рудных гор (ЧССР, ГДР). Механизм влияния пока кз установлен.

Таким образом, рудоносность "редкометальных" гранитоидных руд-но-магматических систем определяется сочетанием, по крайней мере, следующих факторов: (I) формирование гранитных расплавов за счет нижнекоровых метаосадочных и изверженных пород, обогащенных редкими металлами, фтором и бором; (2) появление в остаточном расплаве самостоятельной водной фазы; (3) наличие в надгранитоидной зоне слабо нарушенных пород с низкими фильтрационными свойствами; (4) низкая футитивность кислорода (ниже обеспечиваемой буфером ШО) у магм и флюидов для оловянной и бериллиевой, более высокая (^ио ) для молибденовой минерализации при отсутствии заметной зависимости от

{0 у вольфрамового оруденения, причем продуктивность рудно-магма-тических систем на Мо и Та-ггъ дополнительно зависит от масштабов предрудного щелочного метасоматоза; повышенная фгоровдсность расплавов приводит к вольфрамовой (+ подчиненное олово), бороносность -к оловянной (+ подчиненный вольфрам) "специализации" систем, а обогащение расплавов литием способствует возникновению комплексной олово-вольфрамовой минерализации.

П. ХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ МИНЕРАЛООБРАЗОВАНЩ

I. Относительный возраст метасоматитов и оруденения долгие годы служит предметом наиболее распространенного заблуждения среди преобладающей. части советских и почти всех зарубежных исследователей, согласно которому гидротермальные "околорудные" изменения вмещающих пород совершаются синхронно с рудоотложением. На этом ошибочном постулате основаны многочисленные термодинамические реконструкции условий минералообразования, выполненные П.Бартоном, Дж.Хемли, Г.Холлан-дом, Г.Хелгесоном и другими. Хотя в ряде работ Д.С.Коржинского, Г.Н. Щербы, А.А.Беуса, И.Н.Кигая и некоторых других советских геологов указывалось на опережающее возникновение метасоматитов относительно сопряженного с ними оруденения, отсутствие строгого доказательства указанного положения привело к игнорированию и искажению истинных вз аимоотношений.

Детальное изучение возрастных соотношений минералов метасоматитов и руд при многостадийном процессе показывает, что в каждую стадию минерализации- флюиды производят гидротермальные изменения вмещающих пород, вслед за этим, хотя и не во всех случаях, отлагают рудные и жильные минералы. Замещение рудными минералами любых метасоматитов той же стадии устанавливается на всех изученных месторождениях. Но одного этого факта еще не достаточно для утверждения о запаздывании

рудоотложения относительно изменения вмещающих пород.

Известно, что в пределах одноприемной метасоматической колонки всегда наблюдается замещение минералов фронтальных и промежуточных зон минералами тыловых зон, приводящее к наступанию тыловых зон на передовые и общему разрастанию всей колонки с увеличением ее мощности. Это было теоретически показано Д.С.Коржинским (1951) и затем подтверждено геологическими наблюдениями многих советских геологов' и экспериментально Шариков, Зарайский, 1973). Если бы рудная жила, в особенности метагоматическая, вела себя как тыловая зона колонки, ее можно было бы считать синхронной с изменениями вмещающих пород. Однако такое предположение ошибочно. Сокращение числа зон в колонках при двиаении в сторону участков затрудненного течения растворов (к пережимам и местам выклинивания трещин) всегда происходит последовательно, начиная с тыловых зон. Но если присутствует самая тыловая, то имеются и Есе остальные, промежуточные и фронтальные. Вместе с тем, опыт показывает, что практически на любом месторождении редких и цветных металлов ыокно обнаружить участки, где жила, не меняя своего минерального состава, переходит из сильно измененных пород в слабо и дане практически не измененные (Китай, 1966, 1986; Чуриков, 1969). Такие наблюдения дока-зывевт запаздывание рудоотложения относительно начала иетасоматичзских преобразований вмещающих пород. Длительность запаздывания на основе экстраполяции экспериментальных данных к гшипосэд мощностям зон матазоматитов оценивается в десятки-сотни тыгяч лет, ках и длительность собственно рудоотложения одной стадии (Кйгай, 1979). Правда, иногда метасоматоз проявлен очень слабо и мог развиваться в более короткие сроки. Чем больше задераивает-ся начало рудоотложения относительно'предрудного метасоматоза, тем больше вероятность того, что в результате разрастания или залечивания старых и появления новых трещин или изменения положения участка наибольшего разрыхления структур, участки максимального рудоотложения будут емещены в пространстве относительно ареалов высшей интенсивности предрудного метасоматоза. Асинхронность метасоматитов и руд и Бнутркстедийнаг изменения геолого-структурных и физико-химических условий ыиноралообраэования приводят подчас к большим несоответствиям иасатабов развития предрудного кислотного выщелачивания и поеледувецего рудо смоления.

2. Геологсм давно известна связь определенных типов руд с характер: пали для них гидротермальными изменениями вмещающих пород и последовательность образования некоторое типов метасоштитов и руд.

Обобщая литературные данные и собственные наблюдения, .автор (Китай, 1974) реконструировал общую типовую последовательность рудно-метасо-матических комплексов. На рис.2 она показана на фоне эволюции магматизма и состава флюидов. Для каждого РМК изображена тенденция изменения кислотности-щелочности флюидов в период гидротермальных изменений пород (для щелочных РМК она соответствует общей тенденции для всей стадии). Самое полное развитие показанный ряд РЫК получает обычно в наиболее поздние металлогенические. эпохи благодаря появлению более поздних, то есть более низкотемпературных образований (см. работы Д.В.Рундквиста, П.В.Комарова и др.). Полного набора не обнаружено пока нигде. В каждом конкретном рудном узле или месторождении наблюдается выпадение отдельных членов либо непромышленный характер оруденения некоторых РМК, но общая последовательность возникновения метасоматитов и сопряженного с ними оруденения, как правило, сохраняется. Из различных возможных типов сопряженного с теми или иными мета-соматитами оруденения в данном рудном узле развивается обычно такое, которое отвечает общецу снижению температур минералообразования. Сведения об относительном возрасте калишпат-кварц-молибденитового и альбитит-тантал-ниобиевого РМК противоречивы вследствие множественности генераций калишпата и альбита и обычной разобщенности промышленно рудоносных представителей этих комплексов. Безрудные калишпатиты и альбититы иногда развиваются позже грейзеново-рудного РМК.

В тех случаях, когда флюидопроводящие трещины в своем прогрессивном развитии при многостадийном процессе достигают земной поверхности и допускают улетучивание части кислотных компонентов, или в приповерхностных условиях, когда совершается объемная восходящая фильтрация магматогенных растворов с подмешиванием к ним богатых кислородом экзогенных вод, возникает своеобразная низкотемпературная ассоциация "площадных" кислотных (аргиллизигы, алунитовые метасомати-ты, вторичные кварциты) и околотрещинных щелочных метасоматитов (аду. ляриты, возможно, эйситы, а также хлоритовые и карбонатные метаеома-титы). Появление таких ассоциаций хорошо описывается в рамках разработанной автором модели гидротермального минералообразования с участием гетерофазных флювдов (Китай, 1979).

На рис.2 показаны конкретные варианты совмещения различных РМК на месторождениях разного возраста. Следует заметить, что сопряженность кислотных и щелочных низкотемпературных метасоматитов хорошо проявлена на приповерхностных золото-серебряных месторождениях и в современных геотермальных районах. |

ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЬ РУДНО-МЕТАСОМАТИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ОДНОЙ ЭПОХИ МИНЕРАГЕНИИ

ТИП МАГМАТИЗМА ГЛАВНЫЕ КОМПОНЕНТЫ ШМДОВ ЛРЗДРУДНЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ОРУДЕНЕНИЕ (главные элементы) ЛРИМЕШ МЕСТ0Р0ВДЖЙ МНОГОСТАДИЙНЫХ

рН МЕТАСШАТЙШ

Щ Н к Пк д* Тр Аб Au-Ag

гРАштоида (массивы и дайки) С02>Н20 V. и Mg-СКАРНЫ Fe (?) +

Н20>С02, Nat KÍ С1~ Са-СКАРНЫ Ре, В, W, Sn, Cu, Zn-Pb © ©

ШИШПАШЫ Мо, (Sn) © © + + +

\ i. АЛЬБИТИТЫ Ta-Mb, W, + + ©

ГРЕИЗЕНЫ W, Sa, © © + ® ©

туршишнищ Sa,(W), Au © ©

дайки средних и основных пород н?0> cog, Háí к! ci7 (Са2| Mg2+, нсоГ, со?7 -- р-,3 HS, S ) БЕРЕЗИНЫ, ЛИСТВЕНИ1Ы, сещитолиш Au, Cu, Zn-Pb Aa, Sb, Hg, ф ©

( ы АРШЛИЗИТЫ АЛУШТЫ,ВТ. КВАРЦИТЫ í, Hg, Cu +

N АДШРИТЫ Ag>Au $

N альбититы -

\ хлогатолиты Sn, Zn-Pb © + © ®

о о КА1Б0НАТНЫЕ Qz, Cal, P1 + + + + + +

i

ы сг>

I

Обозначения: Щ - щелочные, Н - близнейтральные, К - кислотные, + только метасоматиты,

© метасоматиты и руда, © главные продуктивные комплексы. Вариации рН растворов графически показаны только для периода гидротермальных изменений пород. Пк - Питкяранта, Дж - Дкида, Ду - Дубровское, Тр - Трудовое, Аб - альбититы.

Рис. 2

3. Громадный объем информации об агрегатном состоянии, составе и концентрации минералообразующих флюидов получен в последние 40 лет благодаря широкому изучению флюидных включений в минералах. Наиболее надежные результаты крио- и термометрического изучения индивидуальных первичных включений в минералах руд и метасоматитов, приводимые в работах Н.П.Ермакова, Г.Г.Леммлейна и П.В.Клевцова, Б.А.Алидодова, А.С.Борисенко, Р.Буссинка, Ю.А.Долгова, Я.Дюришовой, В.А.Калюжного, П.^ингтона, У.Келли, И.Н.Кигая и Ю.В.Самоварова, А.М.Кокорина и Д.К. Кокориной, В.А.Кормушина, В. Ф.Лесника, Ф.П.Мельникова, В.Б.Наумова и Г.Б.Наумова, Ф.Норонья, Б.Поти, Р.Рая, А.М.Рахманова, Э.Редцера, Ф.Г.Рейфа и Е.Д.Бажеева, Ф.Смита, В.И.Сотникова и А.П.Берзиной, Т.М Сущевской и ряда других советских и зарубежных исследователей, изучавших гидротермальные месторождения гранитного ряда, позволяют прийти к следующим выводам об эволюции состава и свойств флюидов.

Магнезиальное скарнообразование "магматической стадии" совершалось, вероятнее всего, при участии надкритических флюидов с высокой мольной долей С0<>, превышавшей таковую воды, и при низких концентрациях хлоридов. В процессе образования парагенезисов известковых скар-. нов и сопряженного с ними оруденения, развивавшемся параллельно с кристаллизацией гранитоидных интрузивов, мольная доля С0£ уменьшалась, а концентрация хлоридов нарастала, в связи с чем в интервале от примерно второй половины скарнового до начала,первой половины полевошпатового этапов флюиды из надкритических (или, во всяком случае, газообразных) становились субкритическими.

Раннее образование скарнов в ряду РЖ и состав флюидов позволяют точно наметить место скарнообразования в эволюции флюидного реди-ма гранитоидных магм. В связи с меньшей на порядок растворимостью СО./ в гранитных расплавах по сравнению с водой, самые ранние порции флюидов, отделяющиеся от расплава с момента его внедрения до появления в нем, в процессе кристаллизации, несмесимой водной фазы, должны иметь существенно углекислотный состав (Кадик, Луканин, 1973; Рябчиков, 1975). Будучи неполярной жидкостью, даже очень плотная чистая СО^ не обладает заметной растворяющей способностью и, вопреки мнение Р.Гаррелса и Д.Рихтера (1960), не может быть эффективной средой ми-нералообразования (Кигай, 1984). Но проходя через недосыщенную водой магму, С09 может извлекать из нее часть растворенной воды (Бернэм, 1982). Можно полагать, что "трансмагматические" флюиды, участвующие в магнезиальном скарнообразовании "магматической стадии", обязаны своей химической активностью именно этой водной добавке. Мантийные

флюиды (повидиному, миновавшие гранитные расплавы на пути своего подъема) отличаются практическим отсутствием в них воды, если судить по наличию самородного алюминия в генерируемых ими минеральных ассоциациях (данные Б.В.Олейникова, М.И.Новгородовой с И.Д.Рябчиковым и

др.).

Рассмотрим общие тенденции эволюции состава магматических дистиллятов после появления в расплаве самостоятельной водной фазы. Согласно теории г;щроТ'ермалькой дифференциации (Кеитапп , 1948), компоненты, растворимость которых в расплаве меньше, чем у воды, должны обогащать ранние порции флюидов, более растворимые - поздние порции, а когяюнзнты, раетсорикость которк близка к растворимости воды -сохранять примерное постоянство конц-знтраций в разновременных порциях дистиллятов. Поскольку Едгшннэ летучих на температуру плавления гранита обусловлено их раст2ср:клостъз в расплаве, результат экспериментов по относительному влиянии мжорализаторов на плавление альбита и гранета (Еу111е а Ти-Н1е, 1964) позволяют вывести ряд относительной растворимости компонентов в гранитной магме (Ыаракушев, 1979; Китай, 1975, 1984):

Н01 < ПН, < ЭО, = Ео0 < Р~0,-< НР < ы„о 3 3 2 2 5. 2

Для С0£ гочныз данные пока не получены, но она, вероятно, делана, располагаться в начале этих рядов (свидетельства в пользу этого приводились ышз), а в2о^ - рядом с водой, так как коэффициент его распределения ызнду расплавом гранита и паровой фазой близок к единице ( Р1сЬауаЫ , 1983).

С приведенным рядом хорошо согласуются последовательность мине-рапообрпзовшиш и эволюция состава флюадных включений, показанные на рас.2 для дистиллятов гранитоидных магм, Относительно равномерное азделение сери и бора подчеркивается наличием сульфидов и борных минералов б различных РЖ от скарново- до турмалиново-рудных, а позднее улетучивание лития, фосфора и фтора - появлением содержещих эти компоненты минералов лишь к самоьу концу - в связи с грейзенами (слюды, топаз) и тураалкнстами (апатит в кварц-касситеритовых рудах).

В конце известкового скарнообразования и, гораздо, чаще, при формировании кализпатовых метасоматитов содержания солей во флюидах достигали бксогих и очень высоких значений (от ЗС до 70 мас.% и выше). Такие концентрации хлоридов, обнаруженные на медно-молибДен-псрфиро-вых и жигьнкх молибденовых месторождениях Э.Редцером, В.И.Сотниковым и А.П.Берзиной, ¿/.В.Пизнврэм и другими исследователями, обычно объясняют кипением фдюадов. Но поскольку эндогенные рудообразующие систе-

мы в основном не являются проточными и пузырьковое кипение в них не могло быть длительным, правильнее говорить о гетерогенизации флюидов.

По экспериментальным данным (си. Bowers & Helgeson, 1963), в системе ffaCI-COg-HgO поле гетерофазного состояния флюада может захватывать всю область температур от магматических до гидротермальных (при давлениях 0,5-1,0 кбар), либо разрываться на две части, соответствующие магматическому и гидротермальноцу процессам (при давлениях 1,0-1,5 кбар), либо ограничиваться лишь собственно температурами гидротермального минералообразовьния (<500°С при давлении£2 кбар). Если гетерофазность флюида в сфере рудоогложения сравнительно легко выявляется изучением флюидных включений в минералах.метасоматитов и руд, то при опережающем поднятии менее вязкой газовой фазы первично гетерофазного флюида а сферу рудоотлокения ее легко принять за изначально гомогенный надкритический флюид. Эту возможную поправку следует иметь в виду, встречая утверждения о надкритическом состоянии флювдов, сделанные на основании изучения включений в минералах руд. (Возможность гетерогенизации флюида в момент отделения от расплава и раздельной миграции газа и солевого раствора рассматривалась в ряде работ И.Д.Рябчикова, 1971, 1975.)

В последующие стадии (кислотный этап) концентрации растворов обычно закономерно снижались от стадии к стадии и в течение каждой стадии, что имеющиеся в литературе данные по изотопному составу кислорода и водорода во флюидах позволяют приписывать прогрессирующему разбавлению магматогенных флювдов вадозными.

Типичность рассмотренных соотношений для рудных месторовдений изучаемых металлов позволяет сформулировать следующее положение. Тезис I. Для ортомагматического гидротермального оруденення любой металлогенической эпохи характерны возникновение метасоматитов до начала рудоотложения каждой стадии минерализации и одинаковая последовательность формирования рудно-метасоматичес-ких комплексов, обусловленная стандартной эволюцией состава к свойств флюидов при многостадийном процессе.

Ш. КРИТЕРИИ СТАДИЙНОСТИ И ПУЛЬСАЦИОННАЯ ТЕОРИЯ МИНЕРАЛ ОБРАЗОВАНИЯ

Пулесационная теория минералообразования, разработанная в пер» зой трети нааего века трудами Л.Хидлса, А.Нопфа, К.Хьхшша, С.С.Смирнова, К.Роеса, И.В.Дербикова к других геологов, рассматривалась долгое время как альтернатива эволюционным представхешиш, сфорыулхро-

ванным в трудах их современников Дж.Сперра и У.Эммонса, а затем в 50-х годах возрожденным в нашей стране трудами Д.С.Коржинского и его последователей, а за рубежом - работами Ч.Парка.

Критика лульсационной теории Д.С.Коржинским была оправдана в той мере, в какой эта теория не была строго доказана и во многих конкретных приложениях недоучитывала эволюции свойств и состава флюидов в процессе взаимодействия с вмещающими породами и под влиянием изменения термобарических условий в течение каждой стадии. Так, и в работах С.С.Смирнова по полиметаллическим месторождениям Забайкалья, и во многих работах последних лет, опубликованных в советской и зарубежной литературе, предрудные гидротермальные изменения пород и последующее рудоотложение без всяких оснований относятся к разным стадиям минерализации.

Создатели эволюционной концепции зональности оруденения Дж.Сперр и У.Эммонс в рачках своей теории находили объяснение и изменению состава растворов, и пересечениям разновозрастных минеральных ассоциаций, и случаям "обратной" вертикальной зональности оруденения. Поэтому доказательство пульсациошюй теории С.С.Смирнова (1937), опиравшееся только на сложность наблюдаемой зональности, отсутствие полного "эммонсовского" ряда в любом из конкретных рудных узлов и существование перерывов в минералообразовании, было недостаточным, как и нестро гие определения понятия стадия минерализации и чисто структурные критерии стадийности, выдвинутые А.Г.Бетехтиным (1958) и другими геологами. Автором было предложено следующее определение:

"Стадия гидротермального минералообразования - это часть периода минералообразования, в течение которой из одного потока растворов, непрерывно поступающих в сферу рудоотложения, происходит образование комплекса измененных околорудных пород и отложение минералов руд" (Кигай, 1966). Оно вполне отвечает сути представлений о стадийности С.С.Смирнова, А.Г.Бетехтина и других советских геологов. Следует лишь добавить,' что: а) поток растворов может быть не поступательным, а конвективно-циркуляционным (в гидродинамически замкнутой системе); б) изменения вмещающих пород обычно предшествуют рудоотложению, но в некоторых случаях могут и не сопровождаться заметным рудоотложением, однако рудоотложение при типичном эндогенном минералообразовании всегда сопряжено с опережающими изменениями пород в ту же стадию.

Критика лульсационной теории Д.С.Коржинским вызвала возражения лекоторых рудных геологов, которые указали на проявившиеся на золоторудных месторождениях неоднократные явления коррозии отложенных мине-

Табл. 2

КШТЕРШ СТАДИЙНОСТИ ГИДРОТЕРМАЛЬНОГО ЫИНЕРАЛООБРАЗОВАНИЯ А. Прямые критерии

Инверсии или скачкообразные нарушения тенденции изменения хот.«, бы одного из следующих параметров флюидов:

(1) кислотности, выразившиеся в повторном развитии гидротермальных изменений вмещающих пород (с последующим рудоотложением или без) после образований предшествующего рудно-метасотатического комплекса СА.Д.Щеглов, 1963; И.Н.Кигай, 1963, 1966, 1974), или в слабее проявившемся повторении однотипных кислотно-основных взаимодействий СН.В.Петровская, 1960);

(2) окислительно-восстановительного состояния (И.Н.Кигай,1974)

СЗ) агрегатного состояния (И.В.Банщикова, 1965);

С4) химического состава; или

С5) концентраций растворенных компонентов; несовместимые с возможной эволюцией одной порции (потока) гомоген ных или гетерофазных флюидов при их взаимодействии с породами.

Б. Косвенные критерии выделения стадий или более крупных периодов минералообразования

1. Изменение структурного плана или стиля деформаций в интервале между отложением двух минеральных ассоциаций (В.А.Невский, 1965).

2. Внедрение внутриминерализационных даек СД.О.Онтоев, 1974).

В. Вспомогательные критерии выделения стадий и внутристадийных парагенезисов, пригодные для выделения стадий, как правило, лишь в сочетании с более надежными критериями

1. Пересечение жил и прожилков, брекчирование и цементация одних минеральных агрегатов другими СА.Г.Бетехтин, 1958).

2. Различия составов и пространственное разобщение разновозрастных минеральных ассоциаций (А.Г.Бетехтин, 1958).

3. Резкие инверсии тенденции изменения температуры или давления флюидов (Д.О.Онтоев, 1974).

4. Повторное образование некоторых минералов или парагенети-ческих ассоциаций минералов (М.Г.Добровольская, Т.Н.Шаддун, 1974).

хххххххххххх

радов (Петровская, 1960) и на "различные околорудные изменения вмещающих пород, сопровождающие образование руд", которые служат "важным признаком принадлежности руд к разным стадиям минерализации" (Щеглов, 1963). На основе детального изучения метасоматитов и руд Дубровского (бывшего Дифудзинского) оловорудного месторождения, проведенного в 1954-1958 гг., автору удалось обосновать надежные критерии стадийности, а позже проанализировать степень надежности критериев, предлагавшихся другими исследователями (табл.2). Необходимо подчеркнуть, что к прямым отнесены автором только такие критерии, которые свидетельствуют о поступлении в сферу рудоотложения нового потока флюидов, неравновесных с вмещающими породами. Предложенные А.Г. Бетехтиным структурные критерии очень полезны при выделении разновозрастных парагенезисов, но не позволяют отличать внутристадийные пересечения от межстадийных.

Неоднократное повторение однотипных кислотно-основных взаимодействий флюидов с вмещающими породами (щелочной метасоматоз или кислотное выщелачивание с последующим рудоотложением) невозможно при взаимодействии одного и того же охлаждающегося флюида с породами. Но оно наблюдалось на многих месторождениях, минерализация которых связана с одним магматическим источником (рис. 2 и 3), и служит главным доказательством справедливости пульсационной теории. Ее строгое обоснование было впервые дано автором в 1963-1966 гг. Состоялась открытая дискуссия с Д.С.Кориинским, который признал справедливость аргументации автора (см. Геология рудных месторождений, 1965, №4, с. 102-104).

Причины пульсационнои дистилляции магматогенных флюидов заключаются в различной и ограниченной растворимости СО^ и воды в магмах, кристаллизующихся в верхней части земной коры при умеренных внешних давлениях. Причина опережающего появления существенно углекислотных скарнообразующих флювдов уже обсувдалась. После возникновения в расплаве свободной водной фазы, ее давление первоначально недостаточно для раскрытия трещин в гранитах, то есть ниже давления гидроразрыва Ргр. Но флювд может просачиваться по трещинам и лорам закристаллизованной части интрузива. Зтот период хорошо иллюстрируется эволюцией параметров флюидов в полевошпат-кварцевую стадию на месторождении Трудоспе (рис.3): с увеличением объема несмесимой водной фазы в расплаве давление флюида нарастает, концентрации солей в кем увеличиваются, а щелочность по мере взаимодействия растворов с гранитом падает. При дальнейшем нарастании объема водной фазы в расплаве, ее дав-

минералы стадии минерализации

полевошппт-кварцевля грейзеновая турмалиновая

микроклин кварц альбит лепидолит флюорит вольфрамит касситерит турмалин 1 ii 111

■<г>- < 72> < 1 /»/////г* <22> , <г ///////а-ii «2» ii •Г7 / /

агрегат.сост. нк-г ж г+ж г/ж г+ж г/ж г+ж

жидкая С0г — т УА т//т Ш, шш

600 Тг°С 600 |г' ь 400 300 •ч V 4 ^

2.0 '•5 Рфл.кбар )В 0.5 Ргр N.

г 30 ЬмвС! 20 мае./. |0 кнд ^ рр 9 N.__ '•»• РР

ЩЕЛОЧН. рН НЕЙТР. КИСЛЫЙ N. нк-г ж V РР рр

/ г * 'кнд КНД

Рис.3. Эволюция минералообразования на месторождении Трудовое, Киргизия (по Кигаю и Самоварову, 1989).

Обозначения: «о измеренные значения ( о минимальные), 0 оцененные косвенно; нк-надкритическое состояние, г-газ, х-жидкость, г+ж точечно сосуществующие фазы, г/ж - гравитационно разделенные фазы; Тг-температура гомогенизации (сплошная линия - Тг равна тешературе минералообразования, штриховая - Тг требует поправки на давление); В$л - давление -флюида, Ргр - давление гидроразрыва, С1(вС1 - концентрация №С1+НС1 или в экв. МаС1 (нас.$); кнд - конденсат газа, рр - рудоотлагаюций раствор.

ление становится большим, чем Ргр, и флюид, раскрывая трещины в гранитах и вмещающих породах,.устремляется вверх (начало грейзеновой стадии). По завершении околорудных изменений начинается закупорка трещин рудным веществом, всегда сопровождающаяся также уменьшением пористости пород(Кигай, Николаев, 1965). Это со временем приводит к прекращению минералообразования. Для возобновления его необходимы дальнейшая кристаллизация гранита, увеличение объема и давления водной фазы выше Ргр, тогда снова происходит раскрытие трещин гидрораз-рывбм и начинается следующая стадия минерализации. Результатом отделения летучих, как это показал А.Н.Заварицкий (1950), является быстрая кристаллизация расплава с образованием мелкозернистых аллитов. Многократная дистилляция летучих должна иметь следствием пульсацион-ную кристаллизацию интрузивов, о которой писали Ф.Н.Шахов и В.В. По-тапьев, и образование нескольких генераций аплитовых даек, столь характерных для гранитоидов рудных полей.

В целом, детальное комплексное изучение минерализации промышленных гидротермальных месторождений, которые на поверку всегда оказываются многостадийными, убедительно показывает, что их генезис невозможно адекватно описать с позиций только эволюционных или пульсацион-ных представлений. На фоне общей эволюции всех параметров флюидов и составов последовательно выделяющихся минеральных ассоциаций ярко выделяются скачки или инверсии большинства параметров и сопряженное с ними начало новых околорудных изменений, связанные с периодическими инъекциями новых порций флюидов в сферу рудоотложения. Сформулируем следующий защищаемый тезис диссертации.

Тезис 2. Ортомагматический гидротермальный процесс является эволюционно-пульсационным, многостадийным. В нем органически взаимосвязаны общая эволюция химического состава и свойств магматических дистиллятов, обусловленная преимущественно различной растворимостью компонентов в расплавах, и внутристадийная эволюция параметров флюидов и минералообразования, обусловленная б основном тепломассообменом флюида с вмещающими породами и их перовыми растворами. Причины прерывистости процесса заключаются в особенностях растворения углекислоты и воды в силикатных расплавах, в значении раскрытия трещин механизмом гидроразрыва для миграции эндогенных фяюэдов (особенно субкритических) и в зале-I чивании трещин минеральны! веществом в конце каждой стадии.

1У. ЭВОЛЮЦИЯ КИСЛОТНХТИ-ЩЕЛОЧНОСТИ ПЩРОТЕРМАЛЬНЫХ швдов

Проблема кислотности гидротермальных флюидов относится к важнейшим в теории минералообразования. Ей посвящены (в хронологическом порядке) работы Р.Букзена (1847), К.Феннера, Н.Боуэна, В.Линдгрена, Т.Барта, Д.С.Коржинского. Дж.Хемли, Н.И.Хитарова, В.А.Жарикова, Б.Н. Рыженко, И.П.Иванова, Дж.ШеЙда, И.Д.Рябчикова, В.Гюнтера и Г.Югстера, Г.Б.Наумова, Г.Р.Колонина, Р.П.Рафальского (1988) и многих других исследователей. Особенно большое значение влиянию кислотности растворов на минералообразование придавал Д.С.Коржинский. При оценке кислотности растворов, вызвавших те или иные изменения вмещающих пород, широко используется разработанный им принцип кислотно-основных взаимодействий (Коржинский, 1956). Этот принцип, будучи одним из вариантов правила смещения равновесий Ле Шателье, применим только к равновесным условия;.! и, в частности, к насыщенным растворам рассматриваемых компонентов, что зачастую не учитывалось при использовании указанного принципа. Так, например, кислотные метасоматиты, образующиеся воздействием на породы конденсатов газовой фазы, недосыщенных кремнеземом (см. Кигай, 1979; Кигай, Самоваров, 1989), характеризуются мономинеральными тыловыми зонами, сложенными не кварцем, а мусковитом, топазом или турмалином (табл.3). Аналогичные колонки получа. лись в тех экспериментах Г.П.Зарайского и др. (1981), которые проводились без предварительного насыщения растворов кремнеземом.

I. Флюиды периода скарнообразования. Главными их компонентами являются COg и Н20 при более низкой на один-два порядка концентрации хлорвдов Ca, Mg, ira и К, причем мольная доля COg сначала, вероятно, превышающая таковую воды, со временем снижается. Эксперименты по воспроизведению "постмагматических" магнезиальных скарнов в контакте гранита и доломита, смоченном чистой водой (winicler u. Johannes, 1963), а также различных скарновых минералов (Калинин, 1969) и би-метасоматических скарнов при участии водных и водно-углекислых растворов с переменными концентрациями хлоридов ira, К, Ca и Mg (Зарайский и др., 1986 и ряд других исследователей) показывают, что скарно-образующие флюиды могут широко варьировать по составу. Кислотность растворов в условиях опытов не определялась, но природные растворы с COg + HgO и ничтожными концентрациями солей должны быть близнейт-ральными. Вслед за скарнами развиваются скаполитизация и полевошпа-тизация, которые временами буквально наступают на пятки скарнообра-зовакив (на месторождении Саяк в Казахстане, Чорух-Дайрон в Карама-зарэ), так что последние минеральные ассоциации скарнов и наложеннш

Табл.3

ТИПИЧНЫЕ КОЛОНКИ МЕТАСОМАТИТОВ ПО СИЛИКАТНЫМ ПОРОДАМ (без запаздывающего окварцевания)

I. ЩЕЛОЧНЫЕ МЕТАСОМАТИШ

О ИСХОДНАЯ ПОРОДА: Кв-Кпш-Пл-Би+Му+Каол

I Кв-Кпш-Пл-Му-Хл Кв-Клш-Пл-Му-Хл Кв -Кпш-Пл-Му-Хл

2 Кв-Кпш-Аб-Хл Кв-Кпш-Аб-Хл Кв-Кпш-Аб-Хл

3 Кв-Кпш-Аб Кв-Кпш-Аб Кв-Кпш-Хл

4 Кв-Кпш Кв-Аб Кв-Хл

5 Кпш Аб Хл

шмдопроводаик

П. КИСЛОТНЫЕ МЕГАСОМАТИТК

0 ИСХОДНАЯ ПОРОДА.: Кв-Кпш-Пл-Би+Му+Каол

I Кв-Кпш-Пл-Му-Хл Кв-Кпш-Пл-Му-Хл Кв-Кпш-Пл-Му-Хл

2 Кв-Кпш-Пл-Му Кв-Кпш-Пл-Цу Кв-Кпш-Му-Хл

3 Кв-Кпш-Му Кв-Кпш-Му Кв-%-Хл

4 Кв-Му Кв-Му Кв-Му

5 Му Кв-Топ Кв-Тур

6 Топ Тур

ФЛШДОПРОВОДНИК

УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ: Кв - Кварц

Кпш - Микроклин, Ортоклаз, Адуляр Пл - Плагиоклаз Аб - Альбит, Олигоклаз Му - Мусковит, Лепидолит, Серицит, Циннвальдит, Сидерофиллит

Хл - Хлорит Топ - Топаз Тур - Турмалин Каол - Каолинит

на них рудная минерализация формируется хлоридными растворами уже достаточно высоких концентраций и, возможно! повышенной щелочности. Ко в образовании типичных скарновых ассоциаций роль изменения кислот ности растворов, ввдимо, невелика. Значительно большее значение для минералообраэования здесь имеют градиенты концентраций кремнезема Ca, Ре и других оснований.

2. Флюиды раннего щелочного периода. Накладывающиеся на скарны (и сопряженное с ними оруденение, если таковое имеется) полевошпатовые метасоматиты возникали при воздействии на гранитоиды газообразных или жидких водных растворов хлорвдов щелочей + COg при температурах 650-450°С и давлениях до 2-3 кбар. Содержания хлоридов рудо-образующих металлов и других соединений в таких флюидах незначительны по сравнению с А/аС1 и KCl, а Н-рСОд при температурах процесса должна быть практически полностью ассоциирована (если экстраполировать на основе тенденции изменения ее констант диссоциации в интервале 0-200°С, по данным Рыжеtoo, 1963). Поэтому основной вклад в кислотность флюидов должен вносить гидролиз хлоридов щелочных металлов: На+ + ОН" + HCl HaCi + HgO ^ lía ОН + Н* + С1~ К+ + ОЙ" + HCl ^ KCl + н2о ^ КОН + Н+ + С1~

При этом кислотность флюида должна зависеть от относительной степени диссоциации гйдроксидов и HCl; На рис.4 показана зависимость диссоциации продуктов гидролиза KCl от температуры и плотности флюидов в надкритической области и при равновесии с насыщенными парами. Изо-хоры для HCl имеют более крутой наклон и пересекают пологие изохоры КОН в точках инверсии гидролиза, где рКд у HCl и КОН равны, и растворы KCl должны быть нейтральными. Левее этих точек растворы кислые, правее - щелочные. Судя по расчетным данным О.В.Брызгалина (1985) для А/аОН, точки инверсии для растворов NeCl смещены на несколько десятков градусов в более высокотемпературную область (Кигай, 1989), так как изохоры NaOH располагаются несколько ниже соответствующих изохор КОН.

У бесконечно разбавленных растворов KCl при плотности растворителя 0,8 г/см3 точка инверсии соответствует температуре 485°С (рис.4) а при давлении 2 кбар - 465°С. По результатам термодинамических расчетов с использованием ЭВМ, проведенных Г.Б.Наумовым и В.А.Дорофеевой (1975), IM раствор KCl при 2 кбар нейтрален при температуре на 25-35° ниже, то есть при 430-440°С. По подобным расчетам Р.П.Рафаль-ского (1987), Im раствор //аС1 при 2 кбар будет нейтральным при тем-

лературе около 330°С. Но следует учесть, что Р.П.Рафальский основывался на расчетных значениях констант диссоциации, полученных 0.3. Брызгалиным (1985). При использовании таких данных, по нашей оценке, температура инверсии гидролиза KCI при 2 кбар составит 280°С, т.е. будет на 185° ниже, чем по экспериментальным данным. Для обычно более концентрированных и комплексных природных флюидов эксперименталь-

100 200 300 400 500 600

Рис.4, Константы диссоциации продуктов гцдролиза KCl в надкритических флюидах (изохоры) по экспериментальным данным для HCl.( Prantz & Popp , 1979) и КОН (Franck , 1956), а также рКд для равновесия с насыщенными парами (на рисунке - слева), рассчитанные О.В.Брызгали-ным (1985) на основе электростатической модели диссоциации. Точки инверсии гидролиза (пересечения изохор кислоты и щелочи) отмечены кружками, ' Точка инверсии при давлении 2 кбар (по данным тех же экспериментаторов, пересчитанным w.Gunter 4 H.P.Eugster , 1980)-квадра-том. Пунктир - экстраполяция.

ные и расчетные данные отсутствуют. Тем не менее из приведенных результатов можно все-таки заключить, что водные растворы /JaCI+KCI при давлении 2 кбар и температуре Bbmie<^500oC будут щелочными. Это как раз условия, типичные для раннего полевошпатового метасоматоза. Со снижением давления, плотности растворов и увеличением их концент радии точки инверсии смещаются в сторону более низких температур, и область существования щелочных растворов расширяется. Щелочность растворов этого периода подтверждается и минеральными парагенезисами метасоматитов, в которых наряду с кварцево-полевошпатовыми практически всегда наблюдаются тыловые мономинеральные зоны, сложенные кали-ишатом или альбитом. При их образовании кремнезем из породы выносился

Как следует из рис.4 и расчетов Г.Б.Наумова и Р.П.Рафальского, с понижением температуры ранее щелочные растворы AfaCI и KCl становятся слабокислыми. С подобной щелочно-кислотной инверсией растворов Г.Б.Наумов связывал смзну щелочного метасоматоза кислотным выщелачиванием, но с этим нельзя согласиться. Согласно дачным Дж.Хемли, при воздействии на граниты слабокислых растворов могут образоваться кварц -полевошпатовые метасоматиты. Для грейзенов, особенно мономинеральных мусковитовых или топазовых, требуются растворы более кислые. Однако в присутствии мусковит-кварц-полевошпатового буфера (каким является практически лазбая гранитоидная. или аркозовая порода) или более основных пород такая кислотность при простом понижении температуры натрий-калий-хлоридных растворов, по всей видимости, не может быть достигнута. Довольно типичен пример месторозздения Трудовое (рис.3), где з течение первой кварц-полевошпатовой стадии температуры снижались до 290°С, но никаких грейзенов в эту стадию не образовалось.

3. Условия возникновения растворов, производивших грейэенизацию и другие процессы кислотного выщелачивания. Автор давно обратил внимание на то, что в связи со скарнами и полевошпатовыми нетасомаяитами ;:е встречается типичных аил заполнения (Кигай, 1966, с. 170). Дополнительные наблюдения на многих десятках месторождений позволяют говорить об отсутствии исключений из следующего правила связи грейзениза-ции с секрецией: в ряду последовательных рудно-метасоматических комплексов, связанных с гранитоедами, для наиболее ранних из них (рудоносных скарнов и полевошпатово-рудных комплексов) характерны только ме-тасоматические рудные тела; первые жилы заполнения появляются лишь в связи с грейзенами, а в последующем метасоматическое и секреционное отложение руд сочетаются в одних и тех же рудных телах. Типичный призер кварц-вольфрамитовых жил заполнения, связанных с грейзенами, по-

КВАРЦ - МУСКОВИТ - ВОЛЬФРАМИТОВЫЕ КИЛЫ ЗАПОЛНЕНИЯ Месторождение Букука.Вост.Забавкалье

' + 0 1см + • +1—' +

+ . + . + .+ . + •+ •+ •+ • +

ОГревзенизироваииый гранит

Мусковит

| грубозернистый

I Вольфрамит

Кварцга) игольчаты», 6) грубозе

Пустоты > кварце

Сульфиды (гл.обр.пкрнт)

Рис.5 Жилы заполнения, типичные для грейзеноьо-вольфраш-товых месторождений (вертикальный разрез). На стенки основной пологой трещины нарастает оторочка мусковита. Она отсутствует в крутопадающих оперяющих трещинах, которые открывались позхе. Игольчатый параллельно-тестоватый кварц в трещинах оперения ориентирован в направлении их раскрытия. 3 основной жиле кварц перекристаллизован в грубозернистый. Вольфрамит и пирит образовались, вероятно, позже путей замещения кварца, как и дополнительный ярус мусковита на нижней зальСанде (в правой части рисунка).

казан на рис.5. Наличие жил подобной текстуры указывает на то, что в период грейзенизации и рудоотложения существовали давления флюидов, достаточные для раскрытия жильных трещин, то есть превышавшие давление гидроразрыва Ргр. Последнее в общем случае равно сумме ли-тостатического давления и прочности пород на разрыв.

Таким образом, хронологическая граница между чисто метасомати-ческим и комбинированным метасоматически-секреционным отложением минералов точно совпадает с моментом смены щелочного метасоматоза кислотным выщелачиванием, что указывает на существование между этими двумя явлениями причинной связи.

В околотрещинных кислотных метасоматитах также нередко наблюдаются тыловые мономинеральные зоны. Среди них, наряду с кварцевыми, по наблюдениям О.Д.Левицкого, Н.И.Наковника, Ив.Э.Григорьева, автора и других геологов, широко распространены зоны, сложенные слюдой, топазом или турмалином. Автором установлено, что в процессе окварцева-ния, в основной массе синхронного с отложением жильного кварца, последние превращаются местами в монокварцевые. То есть монокварцевые зоны в одноприемных метасоматитах всегда вторичны по отношению к другим мономинеральным зонам. Это хорошо согласуется с установленным многими исследователями и автором (см. Кигай, 1966, 1979)-выносом кремнезема из зон кислотного выщелачивания (типичные кривые Еыноса-привноса показаны на рис. 6).

Такие факты многочисленны, но обычно не акцентировались, поскольку противоречили распространенному представлен!® об окварцевании как главном результате кислотного выщелачивания (Д.С.Коржинекий и др.) или трактовались как результат перераспределения ЗЮ2 з мета-соматической колонке (В.®.Барабанов и др.).

Анализ указанных геологических данных и результатов изучения флюидных включений приводит к выводу, что растворы, необходимые для образования кислотных метасоматитов,' появляются лишь при сочетании двух условий: гетерофазного состояния флюида й наличия открытых или открывающихся в период минералообразования трещинных полостей (Кигай, 1976, 1979; Кигай,'Самоваров, 1989). Гетерофазность флюидов выявлена изучением флюидных включений в минералах грейзеново-рудных ассоциаций на ряде месторождений олова и вольфрама в Боливии, СССР, Монголии, Чехословакии и Португалии (Kelly & Turneaure, 1970; В.Наумов и др., 1979; Bussink et al. , 1984; tiurisova , 1984; Кигай, Самоваров, 1989). Второе условие было уже рассмотрено выше.. Необходи мость их сочетания объясняется следующим.

Рис.6. Типичные кривые поведения кремнезема в' метасоМатических колонках кислотного выщелачивания: 1-е мономинеральной бескварцевой тыловой зоной, 2 - в такой же колонке с запаздывающим переотложением кварца в биминеральной кварцеодержащей зоне, 3-е запаздыва» щим переотложением кварца в тыловой зоне замещением мономинерального бескварцевого метасоматита. Для сравнения показано поведение привносимых компонентов бора и фтора.

При гетерогенизации субкритического флюида, в силу различной летучести растворенных соединений, газовая фаза обогащается кислотными компонентами (COg, HCl, HF, S0j>, I^S), тогда как в остаточной жидкости накапливаются менее летучие Si/Og» NaCI, KCl, NaOH, КОН, соединения рудообразующих металлов, и она приобретает щелочные свойства. При отсутствии открытых трещин газ и ходкость точечно сосуществуют по всему поровому объему породы и не могут производить кислотного выщелачивания: жидкость из-за высокого pH, а газ - в силу его ничтожной растворяющей способности (при давлении значительно ниже критического). После раскрытия трещин под давлением флюида (гидроразрыв) или в результате тектонических деформаций создается возможность гравитационной сепарации газа и жидкости, особенно в гидродинамически замкнутых условиях, типичных для эндогенных рудообразующих систем ( Kigai, 1974, 1978; Кигай, 1979). Благодаря влиянию поверхностного натяжения, газ в капиллярах вмещающих пород будет конденсироваться, образуя кислый раствор ( White et al., 1971; Кигай, 1979). Такой механизм образования растворов, производивших кислотное выщелачивание, доказывается выносом Si02 из силикатных пород при формировании кислотных метасоматитов: кислый раствор, недосыщенный кремнеземом, мог возникнуть только при конденсации обедненной им газовой фазы (Кигай, 1979). В связи с низкой летучестью хлоридов щелочей конденсат ими тоже обеднен. Рудоотлокение совершается, вероятно, сначала щелочными, затем близнейтральными растворами с заметно более высокой началь ной концентрацией хлоридов, чем у конденсатов, производивших грейзе-низацию (см. рис.3).

Согласно результатам изучения флюидных включений, флюиды грей-зенового этапа являются по составу натрий-калий-хлоридными + COg при более низкой на один-два порядка концентрации всех других компонентов. При этом концентрации натрия в растворах обычно в несколько раз вше, чем калия, а KCl по свойствам довольно близок к NaCI. Поэтому типичный послескарновкй магматогенный флюид может быть с большой сте пенью надежности аппроксимирован системой NaCI-COg-HgO. Для нее доказана возможность существования гетерофазного равновесия газ —

жидкость практически во всем диапазоне Р-Т условий, характерных для гидротермального минералообразования ( Gehrig , 1980; Bowers & Helgeeon , 1983). В каждую стадию минерализации, начиная с грейзено-вой, в связи с падением температуры и давления обычно происходит снижение концентраций COg и хлоридов в растворе (в отношении хлоридов, вероятнее всего, обусловленное разбавлением магматогенных флюи-

дов вадозными), Это благоприятствует длительному сохранению системой однажды возникшего гетерофазного состояния, потому что, по данным М.Герига, кривые раздела газ-жидкость в рассматриваемой системе при уменьшении содержаний NaCI и COg смещаются в сторону более низких температур U давлений.

С начала 80-х г.г. число публикаций, посвященных минералообра-зсвангсо с участием гетерофазных флюидов, в мировой литературе заметно нарастает. К одной из наиболее интересных относится-статья S.E.. Drummond & Н.Ohmoto(1985), в которой авторы количественно оценили химические следствия кипения в открытой и замкнутой системах.

По В.С.Голубеву и др. (1978), основным фактором существования устойчивой зоны пара в пародоминирующей системе является определенная скорость фильтрации гидротермального раствора. Однако такого же результата можно, вероятно, добиться, если при расчетах предусмотреть стравливание избыточного давления пара при периодических вскипаниях, устанавливаемых изучением флюидных включений и обусловленных, видимо, кратковременной разгерметизацией непроточных систем. Такое предположение больше соответствовало бы геологическим соотношениям, чем предложенная Ю.А.Аверкиным и В.Н.Шараповым (1987) модель минералообразо-вания с появлением (при вскипании фильтрующегося флюида) гелевых пробок, разделяющих жидкостную и паровую части системы.

Образование кислых растворов путем конденсации газовой фазы подразумевалось К.Феннером и Н.Боуэном (1933). В ранних работах эту мысль высказывал Д.С.Коржинский (1951),. но позже явления кислотного выщелачивания он связывал с кислотно-фильтрационным эффектом, геологическая значимость которого представляется сомнительной.

Повышенную кислотную агрессивность конденсатов газовой фазы можно объяснить избирательным обогащением ее кислотными компонентами (Кигай, 1979) и усилением диссоциации кислот с увеличением плотности растворителя (Кигай, 1966; Овчинников, Мас.алович, 1968).

При умеренных температурах и близких к атмосферному давлениях эффект дополнительно усиливается благодаря свойствам водных растворов HCl,- HF и HgSO^, дающих максимально кипящие азеотропные смеси. По концентрациям указанных кислот все природные растворы относятся к той области составов смесей (с низкими концентрациями кислот), для которой концентрация кислоты в первых порциях коаденсата выше, чем в паре. Это, несомненно, способствует усилению кислотности кон-денсатоз, производящих сольфатарную аргиллизацив в современных геотермальных областях. Сохраняются ли азеотропные свойства у растворов

указанных кислот и растворов сложного состава с их участием при давлениях типичного эндогенного процесса, еще экспериментально не определено.

Образование низкотемпературных адуляровых, альбктовых (эйситьи, хлоритовых и карбонатных метасоматитов позднего щелочного периода можно объяснить ощелачиванием растворов в гидротермальных системах, в которых оказалось возможным необратимое удаление части газовой фазы. Такой вывод подсказывается, в частности, пространственными соотношениями меящу глубинной околожильной адуляризацией и приповерхностной площадной аргиллизацией на малоглубинных золото-серебряных месторождениях и в современных геотермальных областях.

Тезис 3. В эволюции кислотности магматогенных флюидов устанавливается четыре периода, или этапа (рис.7): (I) близнейтральный (образуются скарны и скарново-рудные РЖ); (2) ранний щелочной (полевошпатово-рудные РМК); (3) кислотный (РШ с грейзенами, турмалинитами, березитами-лиственитами); (4) сопряженных поздних кислотных и щелочных изменений (площадная аргиллизация и синхронные с нею или запаздывающие околотрещинные адуляризация, возможно, эйситизация, хлоритизация и карбонатизация + орудене-ние). Колебания рН в скарновый период, видимо, невелики и не оказывают решающего влияния на минералообразование. В последующем изменение кислотности растворов служит одной из главных причин минералообразования. Щелочность высокотемпературных над^ критических флюидов является результатом гвдролиза хлоридов, а растворы, кислотность которых достаточна для образования грейзенов, турмалинитов, березитов и лкствёштов, образуются конденсацией газовой фазы субкритических флюидов в стенках раскрытых флюидопроводящих трещин.

У. ПРОБЛЕМЫ ЗОНАЛЬНОСТИ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ

Зональности оруденения посвящена обширная литература, от работ Де ла Беша по Корнуэллу (1839) и классических обобщений Дж.Сперра и У.Оммонса (1907-1937), С.С.Смирнова (1937) до трудов всесоюзных совещаний 1958 и 1972 г.г., симпозиума МАГРМ в Праге 1963 г., работ В.И.Смирнова и Ч.Парка, сводок коллектива сотрудников ИГЕМ АН СССР (1974, 1979), В.А.Нарсеева (1973) по золоторудным месторождениям Казахстана и Д.В.Рундквиста и И.А.Неженского (1975-76). Много работ ю зональности регулярно появляется в периодической печати. И это

ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ ЭВОЛЮЦИИ ОРТОМАГМАТИЧЕСКОГО ГИДРОТЕРМАЛЬНОГО ПРОЦЕССА

ЗГМШ ПОВЕРХНОСТЬ

НгО ■ мемт-аегуме

I Саариоаый атак, •««»днадариачасмй

углмаслолшй.влаамйтралкиый

Р.«« ^Р'?

г Этап ранний щелочной (Пшп). Флюид надкритический водный с НаСиСИСО^шамчной Рфл < Ргр

г Этап кислотные. Флюид гетерофааиый водный На-К-хлоридный ±СО!.Г,ЦВ Рфл Ргр

« Этап поздний щелочной (Хл.Адул ).

Флюид жидкий водный, клоридно-сульфа тно-бикарбонатиый Рфг * Ргр

и О)

• Ш> Ш ЕЭ БЗ« Ш ПО К} ШУШ КМПЮЕЖ

Рис. 7

Рис.7. Эпизоды четырех последовательных этапов эволюции орто-магматического гидротермального процесса, связанного с постороген-ным магматизмом. Условные обозначения: I - мегаосэдочные породы, 2 - доломиты или известняки, 3 - ороговикование, 4 - мраморизован-ные карбонатные породы, 5 - гранитный расплав, 6- твердый гранит> 7 - кварц-молибденитовые жилы с калишпатовой оторочкой, 8 - жильная полость с жидким раствором, 9 - жильная полость с газовой фазой, 10 - зона конденсации газа около трещинных полостей, II - грейзено-вая оторочка жил, 12 - рудные жилы или рудоносные скарны, 13 - направление просачивания флюидов, 14 - зона слабой пропилитизации, 15 -зона умеренной серицитизации, 16 - зона интенсивной аргиллизации, 17 - кварцевая "шляпа". 18 - фумарола. Рфл - давление флюида, Ргр - давление гвдроразрыва, "а" и "б" - подстадии грейзенового этапа. Остальные пояснения - на рисунке и в тексте.

ххх

вполне естественно. Выявление зональности оруденения имеет большое практическое значение, а вопросы происхождения эндогенной зональности неотделимы от решения общих проблем рудообразования.

Автор наиболее активно занимался разработкой вопросов зональности в 1954-74 г.г. Но тем не менее разработанная им в 1972-76 г.г. классификация эндогенной зональности (табл.4) и основные выводы статьи 1976 г., как представляется автору, еще не устарели и заслуживают краткого освещения здесь. Это тем более важно, что обоснованные автором в последние годы генетические модели ортомагматического гидротермального минералообразования существенно дополняют и подкрепляют развивавшиеся им ранее представления о генетической природе зональности.

Классификации типов зональности по морфологическому, хронологическому и вещественному признакам отделены от классификации генетической. Первые две категории зональности относятся к чисто описательным. Хронологические типы, хотя и носят некоторый генетический оттенок, ко не могут быть отнесены полностью к генетическим, поскольку образование месторождения в несколько стадий не является непосредственной причиной зонального отложения руд, а лишь предпосылкой для него: при неизменности структурных и физико-химических условий руды нескольких стадий могут отложиться телескопированно, без заметной зональности. Кроме того, генетические типы зональности не следует рассматривать в соподчинении к хронологическим. Одностадийное мине-

ралообразов&ние является достаточно длительным, с формированием нескольких последовательных парагенезисов (одного парагенезиса пред-рудных мзтасоматитов и одного или нескольких парагенезисов рудных минералов), поэтому изменение структурных условий в течение стадии может привести и в действительности приводит к пространственному разобщению разных парагенезисов одной стадии.

Именно по этой причине автор исключил из употребления терм:® "зональность отложения", так как зонально могут отлагаться как синхронные минералы одного парагенезиса, так и последовательно образующиеся минералы и минеральные ассоциации. Но упомянутый термин, использовавшийся Ю.А.Билибиным, В.И.Смирновым и другими геологами в качестве синонима одностадийной зональности, не предусматривает этого различия, а оно гораздо важнее, чем разница между одностадийной зональностью асинхронных парагенезисов и многостадийной зональностью, Влияние генетических факторов на асинхронные парагенезисы одной и разных стадий качественно практически одинаково. Одно- и многостадийная зональность, как правило, отличаются лишь масштабами пространственного разобщения парагенезисов, то есть степенью контрастности, которая обычно тем больше, чем значительнее у сравниваемых парагенезисов разница во времени формирования. Учитывая это обстоятель' ство, генетические факторы формирования зональности целесообразно рассматривать отдельно для синхронных и последовательных минеральных ассоциаций.

I. Зональность синхронных минеральных образований. При генетическом анализе зональности мы рассматриваем преимущественно экранированные гидродинамически замкнутые обстановки, типичность которых для эндогенного минералообразования уже аргументировалась выше, поскольку проточные системы характерны в основном .для приповерхностных золото-серебряных месторождений и рудогенны они практически лишь в отношении указанных благородных металлов, для которых допустимый нижний предел содержаний в рудах на дЕа-три порядка ниже, чем для типичных редких и цветных металлов.

Зональность синхронных ассоциаций (парагенезисов) формируется под влиянием практически всех генетических факторов, рассмотрении в табл.4 (генотипы 2-12), за исключением структурных. По масштабам проявления вне конкуренции находится метаморфическая зональность, но мы ее здесь специально не рассматриваем и упоминаем лишь для полноты анализа геологических результатов различных факторов.

Таблица 4

ТИПЫ ЭНДОГЕННОЙ ЗОНАЛЬНОСТИ

I. ПОМОЛОГИЧЕСКИЕ ИШ П. ХРОНОЛОГИЧЕСКИЕ ТИПЫ Е ВЕВДЕИЕННЫЕ ОТШ

I. По рзссштрываеиэц^ направлению или I. одаостлдаянАя з. I ИЗОТОПНАЯ 3.

ка!тр&£Лекию формирования: а) 3.ОДНОЙ ПАРАГЕНЕШ- г ГЕОХИМИЧЕСКАЯ 3.

а) ЕЕРИКАЛШАЯ 3.; б) ГОБООНТАЛЬНАЯ 3. часюй АССОЦИАЦИИ (З.ХИЫ.ЭЛЕИЕНТОВ)

в) СВЪЕШАЯ 3.; г) 3. В ПЛОСКОСТИ б) 3. РАЗНЫХ ПАРАГЕНЕ- 3. МИНЕРАЛЬНАЯ 3.

г. По направлении смещения парагенезиеов 1ИЧЕСКИХ АССОЦИАЦИЯ 4 з. текстурных

относительно эпицентра минерализации: 2. МНОГОСТАДИЙНАЯ 3. гапов руд

а) ПРЯМАЯ ила ЦЕНТКЕЕШАЯ 3. 3. МНОГОЭТАПНАЯ 3. 9 5 3. СТРУЮУГНЫХ

б) ОБРАТНАЯ или ЦШРОСТРШШЬНАЯ 3. 4. 3. ПРОДУКТОВ РАЗНЫХ ЧИПОВ ГУД

в)"ЧЕХЛ0ВАЯ"Сси1шетричная относительно ЭПОХ Е1НЕРАГШМ 6 РЕГИОНАЛЬНАЯ МЕ-

центуа гилы в 1-3 намерениях) 3. гаоЕвдшчвсш) ТШОГЕНИЧЕСКАЯ 3.

1У. ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ИШ ЗОНАЛЬНОСТИ

Г.-? ЕШ главный фактор долгоденствие .фактора типичные пншеш

одлн параГенезис несколько парагенеэ.

I (лтукотогшая Эволюция рудоконтроли-рувщих структур + Зок-ть 2 и более парагея. редкометальн. иесто^З

2 штлцйонная Различные подвижность растворах форм и устойчивость нерало в + + Прямая вертикальная 3, сульфидных местор-й и ассоциаций

3 терм0генн.1я Градиент температура + ? 3.контактовых роговикоэ и первичных ореолов

4 Совместное влияние градиентов Т и Р 3.продуктов регионального метаморфизма

5 здюгшая Градиент рН флэидов + 3.околорудн.метасоматитов

5 редоксягенм Градиент сккслит.-еос-ст&н. состояв «флзждэв + ? Вертик.З.метасоматитов Еулканогенн.областей

7 дезугжшд Градиент концентраций + 3.скарнов, З.сульфосолей А5 и-кия Ленгенбах

а д1т0гнш1я Различия состаза и физ. свойств виещ. пород + З.эндо- и экзоскарнов,избирательное замещение

9 граеигшная (структурная к ьашералъная) Влияние нагрузки пород Ска структуры или текстуры)," силы тяжести (на концентрации компонентов в растворах) + Смена штокверков и опере-рекных жил с глубиной простыми. Усиление ок-нарцевания с глубиной в грейзенах, турыалинитах

то еарогекная Градиент давления или различие давлений на породу и флшд + Образование кил альпийского типа

и аашздрогенная Смешение флюидов разного состава Еаритовые шщлы колчеданных месторождений

12 тешераттия Градиент температура 3.температур образования уииераяов

В растворах, заполняющих открытые трещинные каналы, значительные вертикальные температурные градиенты (^ 10°/Ю0 м) могут существовать в основном на глубинах до 0,6 км от поверхности (при концентрации раствора не выше 25 мас.%экв. Nací- расчеты автора по данным Haae , 1971). С дальнейшим увеличением глубины градиенты быстро приближаются к адиабатическим, при которых у рудного тела с вертикальной протяженностью I км температуры отложения синхронных минералов в верхнем и нижнем концах будут отличаться всего на 3-Ю°С. Такая разница температур вряд ли заметно скажется на термической устойчивости минералов. Поэтому с некоторой долей риска можно полагать, что наблюдаемая вертикальная зональность осаждения одностадийных и синхронных минералов зависит не столько от температуры, сколько от относительной подвижности компонентов и может быть отнесена к миграционной. Но во вмещающих породах, где тепло передается кондуктивно, и у пороБЫх растворов градиенты температур должны быть во много раз большими, поэтому зональность контактовых роговиков и первичных ореолов одностадийных месторождений имеет, скорее всего, температурную природу (термогенная зональность).

Зональность околорудных метасоматитов отнесена к ацидогенной на том основании, что основной причиной формирования.метасоматитов является неравновесность растворов с породами и, в первую очередь, повышенная кислотность или щелочность флюидов по сравнению с блигнейтральными поровыми растворами пород, тогда как скорость кондуктивной передачи тепла в породе значительно выше скорости диффузии и поэтому не оказывает заметного влияния на формирование метасоматической зональности (Коржинский,. 1982).

Влияние прочих факторов на зональность синхронных ассоциаций довольно ясно иллюстрируется'приведенными в табл.4 примерами и более детально рассмотрено в работе (Кигай, 1976). Но надежно доказанные примеры зональности синхронных ассоциаций в рудных телах практически отсутствуют, если не считать диффузионной зональности сульфидов мышьяка месторождения Ленгенбах (Graeser, 1965).

2. Зональность асинхронных минеральных образований. Применительно к последовательным парагенезисам активно дебатировалось влияние на зональность в основном трех факторов - температурного, структурного- и миграционного. Не выяснена еще возможность длительного сохранения градиента окислительно-восстановительных условий с влиянием его на разновременные парагенезисы в приповерхностной обстановке.Следует заметить, что характер проявления зональности существенно различен у

преимущественно "редкометальных" минеральных ассоциаций, связанных с гранитами, в которых роль сульфидов незначительна, и у сульфвдно-полиметаллических руд. У первых встречаются самые разнообразные морфологические типы зональности - прямая, обратная, "чехловая" (рис.8) Для полиметаллических месторождений или'ассоциаций в многостадийных "редкометальных" месторождениях характерна прямая вертикальная зональность и исключения из этого правила единичны.

Возможное объяснение этому можно видеть в различных условиях миграции флюидов в разные этапы минералообразования.

В скарновый и ранний щелочкой этапы, судя по геологическим наблюдениям, флюиды имели возможность объемного просачивания по порам пород, хотя и не на большое расстояние от контактов или флюидо-проводящих нарушений (первые сотни метров). В результате формировались зональные метасоматиты, но зональность у наложенного на них оруденения могла.и не появиться, если в процессе отложения последовательных парагенезисов руд не происходило прогрессивного разрастания рудоконтролирующих структур.

В кислотный этап в экранированных условиях образовывались околотрещинные метасоматиты и жильные "редкометальные" рудные тела, содержащие, как правило, большое количество кварца и потому труднопрони- . цаемке для растворов без появления новых или подновления старых трещин. Поэтому зональность ьультипарагенезиеных ассоциаций руд здесь целиком зависела от сохранения на прежнем месте или смещения в пространстве участков наибольшего разрыхления, благоприятных для рудоотло-жения. Второстепенная роль температурного фактора по отношению к структурным доказывается преимущественно "количественным1' характером горизонтальной и вертикальной зональности оруденения: почти во всех наблюдаемых зонах регистрируются продукты разных стадий минерализации, от наиболее ранних до самых поздних, и зональность выявляется по количественным соотношениям различных минеральных- ассоциаций в разных зонах (Кигай, 1976). Следовательно, в каадую стадию температурные условия не препятствовали отложению минералов данной стадии в пределах всего рудного поля, но место наиболее интенсивного рудо-отложения диктовалось структурными условиями. Именно поэтому автор относит зональность одно- и многостадийных асинхронных образований к типу структурогенной зональности.

Массовое образование сульфидов обычно связано с появлением в недгранитоидной зоне и в гранитах даек основных и средних извержен-п-к пород глубинного (мантийного) происхождения, то есть со сменой

ВЕРТИКАЛЬНАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ РУДНЫХ ТЕЛ

ПРЯМАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

РЬ/2п V^iv

ОБРАТНАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

Mu грейзен

Qz /Ми грейзен

Qz /Ми

± Тор грейзен

Mu/Qz грейзен

Ab/Qz метасом.

Мо

Wf; меньше

Bi-сульфиды

Pb/Zn

Po.Asp

Qz-Cst

„ЯДРО"

Po.Asp

Казахстан,Забайкалье

ОЛОВЯННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ПРЯМАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ ЗОНАЛЬНОСТЬ „ЧЕХЛОВОГО" ТИПА

Qz-Cst ,',ядро" + Ро.Ср.Ру

Qz/Cal '

Корнуэлл

Потоси

Льяльягуа

Приморье

Rtc.8, Обозначения »«HepaxoBtAnt -антимонит, Sb с/с-сурмвдные сульфосолх, Si-сфалерит, Ga -галенит, Ср -халькопирит, Mt -магнетит, Ро -пирротин, Mu -»мусковит, Qz -кварц, Тор -топаз, АЪ -альбит Wf -вольфрамит, Ру -пирит, Cst -касситерит, Авр-арсенопирит, Cal-кальцит.

источника флюидов и металлов. Сульфидным залежам, независимо от их генезиса, присуща неизменная прямая вертикальная и центробежная горизонтальная зональность оруденения. При этом из взаимоотношений минералов и минеральных ассоциаций определенно устанавливается не синхронное, как в зональных метасоматических колонках, а последовательное формирование минералов разных зон, стадий и парагенезисов. Но в отличие от "редкометальных" месторолдений, где часты случаи обратной зональности, в сульфидных залежах каждый последующий парагенезис отлагается дальше от эманационного центра, чем предыдущий, несмотря на опускание изотерм во времени в связи с погружением очага расплавленной магмы.

Это можно, во-первых, объяснить миграционной природой зональности: растворенные компоненты каждой последующей стадий оказывались, независимо от структурных условий, более подвижными и могли мигрировать на большее расстояние. Этому могло способствовать резкое уменьшение в рудах доли такого труднопроницаемого (в индивидуальных зернах и агрегатах) минерала, как кварц: если в продуктах "редкометальных" стадий кварц составляет основную часть объема рудной массы (90% и более), то в сульфидных рудах она не превышает 50%, а иногда и первых процентов. Хорошая спайность большинства сульфидов, вероятно, создает благоприятные условия для миграции флюидов последующих стадий через ранее образованную сульфидную жилу.

Однако возможно и другое, альтернативное объяснение удивительно однообразной тенденции к образованию прямой зональности в сульфидных залежах, подсказываемое интересными работами И.А.Хайретдинова (1980, 1982, 1985): самая первая сульфидная минеральная ассоциация, возможно, превращает рудное тело в диполь, который через посредство электрохимических реакций может, в сущности, диктовать место .отложения всем последующим минеральным ассоциациям. Вместе с тем, разнообразие морфологических типов вертикальной зональности в несульфедных или малосульфидных рудных телах "редкометальных" месторождений указывает на отсутствие в них гаи гораздо меньшие масштабы влияния подобных процессов на минерализацию, что можно объяснить резким преобладанием диэлектриков в составе руд.

Тезис 4. Предложена классификация эндогенной зональности по морфологическим, хронологическим, вещественным и генетическим признакам. Показано, что зональность синхронных ассоциаций (парагенезисов) изотопов, элементов и минералов имеет самую разнообразную природа' (генотипы 2-12 в табл.4) за исключением

структурной. Зональность разновременных одно- и многостадийных образований в "редкометальных" месторождениях является, как правило, структурегенной. Исключительно выдержанная тенденция к прямой вертикальной и центробежкой горизонтальной зональности у многостадийно образованных гидротермальных залежей сульфидных руд может быть объяснена миграционной природой этой зональности и достаточной проницаемостью сульфидных рудных тел для растворов последующих стадий или влиянием поляризации сульфидных рудных тел на последующее минералоотложение,

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Диссертантом разработана интегральная генетическая модель вволюционно-пульсационного формирования гидротермальных месторождений, связанных с гранитоидным магматизмом. Модель хорошо согласуется с имеющимися геологическими и экспериментальными данными и может служить основой для дальнейшего количественного анализа процессов рудообразования и для разработки методов прогнозирования скрытого оруденения, соответствующих требованиям времени.

В целях дальнейшего практического использования результатов исследований диссертанта, разработанные им генетические (с акцентом на физико-химические условия) модели частных рудных формаций должны применяться к конкретным геолого-структурным и литолого-геохимичес-ким условиям рудных узлов и месторождений, дополняться геофизическими и поисково-геохимическими данными и, в конечном счете, превращаться в практические прогнозно-поисковые модели. В частности, для месторождений грейзенового типа модели диссертанта следует увязать с разработанными'группой казахстанских геологов (Г.Н.Щерба, Т,М. Лаумулин и другие) структурно-генетическими моделями месторождений.

Основные опубликованные работы по теме диссертации

1. Об одной внутриминерализационной дайке Лифудзинского олозорудного месторождения // Известия АН СССР, сер.геол. 1957. № I. С.44-51.

2. Геологическая структура, минерализация и зональность оруденения Лифудзинского рудного поля // Вопросы геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии. М.: Изд-во АН СССР. 1959. С. 56-77.

3. Месторождение Ли^удзин как пример сочетания моно- и полиасцендент-ной зональностей // Конференция "Проблемы постмагматического рудо-образования". Прага: Изд-во АН ЧССР. 1963. T.I. С. 180-183.

4. О влиянии физических свойств гидротермально измененных пород на метасоматическое рудоотложение // Геология рудных месторождений. 1965. № 2. С. 25-37 (соавтор С.В.Николаев).

5. О пульсационной теории, стадиях гидротермального минералообразо-вания и зональности оруденения // Вопросы генезиса и закономерности размещения эндогенных месторождений. М.: Наука. 1966. С.60-87.

6. Лифудзинское оловорудноа месторождение и некоторые вопросы гидро-термгльного минералообразования. Ы.: Наука. 1966. 248 с.

7. Oyclic wall-rocfc altarations as criterion for stage minerogenesis // Problems of hydrothermal ore dePosition. Stuttgart: Schweizerbart. 1970. P. 261-264.

8. Зональность оловорудных месторождений // Зональность гидротермальных рудных месторождений. М.: Наука. 1974. T.I. С. 19-88 (соавтор В.Н.Дубровский).

9. О пульсационной теории и критериях стадийности гидротермального минералообразования // Там же. 1974. Т.2. С. 164-195.

Ю. Общие понятия и типизация зональности гидротермальных месторождений. М.: Наука. 1976. С. 7-18 (соавторы Г.А.Соколов, В.Н.Дуброз-ский и Д.О.Онтоев).

11. Генетические проблемы зональности гидротермальных рудных месторождений // Там же. 1976. С. 19-35,

12. Три типа минеральных ассоциаций и критерии их выделения // Проблемы рудообразования (Труды 1У симпозиума МАГРМ). София: Изд-во БАН, 1977. С. 232-239 (соавторы М.Г.Добровольская и Т.Н.Шадлун).

13. Two hydrodjnamic types of ore-forming systems // Metallisation assooiated with aoid magmatism. Prague: Acadenia. 1978* V. 3. p. 343-348.

14. Модель многостадийного минералообразования. согласующаяся с вариациями основных параметров гидротермального процесса //Основные параметры природных процессов эедогенного рудообразования -Новосибирск: Наука. 1979. Т.2. С. 7-34.

15. Стадийность и зональность оловорудных месторождений // Стадийность минерализации и зональность гидротермальных месторождений. М.: Наука. 1979. С. 15-55 (соавтор Г.А.Тананаева).

16. Основные закономерности проявлений стадийности минерализации и зональности гидротермальных месторождений в связи с геологическими условиями их образования // Там же. 1979. С. 280-299 (соавторы Д.О.Онтоев, А.Д.Щеглов, Г.А.Тананаева, М.М.Повилайтис, Ы.Г.Добровольская и Г.Н.Комарова).

17. Проблема источников воды и рудообразующих веществ месторождений олова и других металлов и модели гидротермального рудообразования // Источники рудного вещества и условия локализации олово-рудных месторождений. М.: Наука. 1984. С. 93-103.

18. Модели гидротермального минералообразования щелочного типа -надкритического магматогенного и метаморфогенного // Генетические модели эндогенных рудных формаций (тезисы докладов П Всесоюзного совещания). Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР. 1985. T.I.C.30-32

19. Использование метасоматитов и геохимических ореолов при локальном прогнозировании оруденения, связанного с гранитами // Геохимия в локальном металлогеническом анализе (тезисы докладов Всесоюзного симпозиума). Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР. 1986. Т. 2. С. 10-И.

20. Ип and tungsten deposite of the Soviet Par East and their relationship to granitoids // Genesis of tin-tungsten.deposits and their associated granitoids. Proceed. IGCP Project 220 Conference. Canberra. 1986. P. 36-37 (coauthor - V.A. Baskina).

21. Some geologic constraints on genetic concepts for tin and tungsten deposits // Ibid. P. 34-35.

22.. Минералообразование при участии гетерофазных флюидов на примере оловорудного местороздения Трудовое в Киргизии // Записки ВМО. 1989. B.I (соавтор С.В.Самоваров).

Заказ № 88. T-0I927. Подписано к печати 08.06.89. Объем 3,0 уч.-изд.л. Тираж 100

ЙЙС