Рудообразующие системы низкотемпературных гидротермальных месторождений

Борисенко, Александр Сергеевич

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Рудообразующие системы низкотемпературных гидротермальных месторождений
ВАК РФ 04.00.11, Геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений, металлогения

Автореферат диссертации по теме "Рудообразующие системы низкотемпературных гидротермальных месторождений"

Российская Академия наук Сибирское отделение ¡т$ од Институт геологии

I * СЕН 1599

11а и раках рукописи БОРИСЕНКО Александр Сергеевич

РУДООБРАЗУЮЩИЕ СИСТЕМЫ НИЗКОТЕМПЕРАТУРНЫХ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ (ТИПЫ СИСТЕМ, ГЕНЕТИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ, ФАКТОРЫ Р У Д О П Р О Д У КТ И В Н О С Г11)

)4.00.1 1 - геология, поиски и разведка рудных и нерудных месторождений; металлогения

ДИССЕРТАЦИЯ

в виде научного доклада на соискание чченой степени доктора геолого-минералогических

НОВОСИБИРСК-! 999

Работа выполнена в Институте геологии СО РАН Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, профессор Г.Б.Наумов

доктор геолого-минералогических наук, профессор А.Ф.Коробеиников

доктор геолого-минералогических наук, профессор М.П.Мазуров

Ведущая организация: Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии (ИГЕМ) г. Москва

/ ■

Защита диссертации состоится 28 мая 1999 г. в 10 часов на заседании совета Д.002.50.05 Объединенного института геологии, геофизики и минералогии СО РАН в конференц-зале

Адрес: 630090, г.Новосибирск, пр. Акад.Коптюга, 3

С диссертацией в виде научного доклада можно ознакомиться в библиотеке ОИГГМ СО РАН

Диссертация в виде научного доклада разослана 27 апреля 1999 г.

Ученый секретарьДиссертацио

совета, д.г.-м.н.

Введение

Актуальность исследований. К низкотемпературным гидротермальным месторождениям относят, как известно, большую группу промышленно важных месторождений сурьмы и ртути, никеля и кобальта, серебра, золота, свинца и цинка, барита, флюорита и других полезных ископаемых. Они характеризуются низкими температурами образования (< 250°С), о чем свидетельствуют низкотемпературный характер минеральных парагенезнсов р>л. и околорудных метасоматитов: удаленностью от магматических рудогенерируюших очагов и отсутствием или пар;п енетическон связью с проявлениями магматизма. проеIране Iвеппон обособленностью от других более высокотемпературных пиши гидротермального оруденения; малоглубишюстъю формирования и т.д. Эти месторождения относятся к различным формационным типам: ртутной (мышьяково - сурьмяно - ртутной), золото - ртутной, никель-кобальтовой арсенидной (пятиэлементной), медпо-кобальтовоп сульфоарсенидно-сульфосольной, серебро-сурьмяной. серебро-свинцовой, флюоритовой эпитермальной, баритовой и другим рудным формациям. Месторождения в геологическом отношении достаточно хорошо изучены. Их геологическое строение и закономерности размещения, минеральный состав руд н околорудные ме исома тпт ы. физико-химические параметры рудоотложения и др\! не вопрос!,I детально рассмотрены в работах многих исследователей.

сульфоарсенидных. серебро-сурьмяных и серебро-свшшоны.х месторождений. В конечном итоге оставалось неясным, в чем специфика гидротермальных рудообразующих систем, сформировавших такие своеобразные по составу руд месторождения, часто весьма крупные по запасам и богатые по содержанию рудных

компонентов, пространственно обособленные от других типов оруденения. Неясность многих вопросов генезиса выразилась в том, что одни и те же типы низкотемпературных гидротермальных месторождений (например, ртутные, баритовые и др.) в существующих классификациях относятся к разным генетическим группам: телетермальным, эпитермальным, экзогенным, магматогенным, метаморфогенным и т.д., а соответственно стратегия поисков и разведки в разных регионах и особенно в разных странах строилась на основе прямо противоположных генетических концепций. Системный подход к решению многих проблем генезиса низкотемпературных месторождений наиболее полно и эффективно может быть реализован через изучение гидротермальных рудообразуюших систем, условий их зарождения и развития.

низкотемпературные месторождения никеля и кобальта, серебра, сурьмы и ртути, барита, на основе анализа условий зарождения и развития таких систем и разработки их генетических моделей.

Для её достижения решались следующие задачи.

1. Изучение прострапственно-временных и генетических соотношений между различными типами низкотемпературного гидротермального оруденения, с другими более высокотемпературными типами руд оруденения и магматизмом.

2. Выяснение роли эндо- и экзогенных факторов в зарождении и развитии рудообразующих систем низкотемпературных месторождений и роли в этом различных типов экзогенных вод (метеорных, хлоридных рассолов галогенных отложений, вод нефтегазоносных бассейнов и т.д.)

3. Установление основных источников рудного вещества и гидротермальных растворов.

4. Изучение физико-химических параметров процессов рудообразования (РТ-условия, состав и концентрация гидротермальных растворов и т.д.), включая надрудные, рудные и подрудные уровни зоны рудоотложения; выявление главных физико-химических факторов формирования концентрированного оруденения.

5. Анализ металлоносности рудообразующих растворов и определяющих её геохимических и физико-химических факторов.

6. Разработка комплекса критериев регионального и локального прогноза оруденения и оценки оруденения на глубоких горизонтах и флангах месторождений и рудных жил.

Фактический материал и методы исследовании. В основу диссертации в виде научного доклада положены результаты многолетних (1970-1988 гг.) исследований автора на более чем 120 разных по масштабам месторождениях БЬ, N1, Со, Ag, барита и флюорита Сибири, Якутии, Монголии, Памира, Тянь-Шаня, а также Донбасса, Чехии и других регионов. Исследования проводились в соответствии с планами НИР Института геологии и геофизики, а затем Института геологии СО РАН по темам: "Процессы образования и закономерности локализации месторождений ртутных формаций (1970-1975 г.), "Рудные формации эндогенных месторождений Сибири и научные основы их прогнозирования (1976-1980 г.), "Условия образования и рудноформационный анализ эндогенных месторождений рудных районов Сибири (1981-1985 г.), "Эволюция процессов рудообразования и разработка геолого-генетических моделей эндогенных рудных формаций (1986-1990 г.), "Генетические модели рудных формаций и рудообразующие системы гидротермальных месторождений структур тектоно-магматической активизации (1990-1995 г.), "Металлогения и рудообразующие процессы в геодинамических обстановках внутриплатного рифтогенеза (1996-1998 г.), в которых автор выполнял разделы по изучению околорудных метасоматитов ртутных месторождений, физико-химических параметров формирования месторождений Н§, № и Со, А§, Аи, 5п-\У, Мо-\У, флюорита и барита, условий их образования и закономерностей размещения и других вопросов генезиса. В разные годы (за период с 1971 по 1989 г.) принимал участие в работах Советско-Монгольской геологической экспедиции АН СССР и АН МНР по изучению ртутных' и серебро-сурьмяных месторождений Монголии, был ответственным исполнителем и научным руководителем 12 хоздоговорных тем с различными геологическими производственными организациями и геологическими комитетами Сибири, Якутии и Киргизии, а также комплексных тематических исследований в рамках научных тем и проектов

совместно с геологами научных и производственных организаций СО РАН. Мингео СССР. Монголии н Марокко.

За период проведения этих исследований автором лично и совместно с коллегами из ОИГГМ СО РАН, ИГЕМ РАН, ТИКОПР СО РАН. ЯИГН СО РАН п других научных и производственных организаций изучались ртутные месторождения Алтая, Тувы. 'Забайкалья. Монголии. Тянь-Шаня, Донбасса: никель-кобальтовые .фсенидиые месторождения Т\вы, Хакасии. Алтая, Средней Азии, Чехии. Марокко: серебро-сурьмяные и серебро-свинцовые месторождения Монголии, Алтая. Памира, Таласса, Якутии: баритовые месторождения Хакасии, Тувы, Алтая, Монголии, а также флюоритовые, золоторудные и редкометалльные месторождения в различных регионах. Изученный круг объектов охватывал основные типы низкотемпературных гидротермальных месторождений, а также месторождения, в которых пространственно совмещено оруденение различных формационных типов. При этом особое внимание было уделено исследованию рудных узлов (более 25), анализу особенностей размещения в них оруденення. эндогенной зональности, пространственно-временных и генетических соотношений различных типов оруденення, характеру проявления магматизма. Собранный материал явился основой для изучения условий зарождения и развития и факторов рудопродуктпвиости гидротермальных рудообразующих спаем, формировавших месторождения рассматриваемых типов.

исследования - совместно с И.В. Чернышевым, В.А. Троицким, В.А. Халиловым (изотопы Pb), В.А. Пономарчуком (изотопы Sr), H.A. Озеровой, В.И. Виноградовым, А.П. Перцевой, Л.П. Носиком, (изотопы S), Ю.А. Борщевским и А.П. Перцевой (С, О). Изучение минерального состава руд выполнялось совместно с Г.Г. Павловой, В.И. Лебедевым, В.И, Васильевым, Н.С. Бортниковым, А.А, Боровиковым и Н.К. Морцевым, околорудных метасоматитов - с А.А, Оболенским, В.Н. Гречищевой и И.Н. Широких, термодинамическое моделирование - с Г.Г, Павловой и Г.А. Третьяковым.

Автору принадлежат постановка основных задач по изучению рудообразующих систем низкотемпературных месторождений и разработка методических подходов к их решению, обобщение и интерпретация результатов геологических, минерало-геохимических, термобарогеохимических и изотопных исследований, а также обобщение и критический обзор литературных данных. Автором проведена типизация гидротермальных рудообразующих систем, дано обоснование выделенных типов и факторов их рудопродуктивности, выполнена разработка проблемы участия различных типов экзогенных вод в формировании низкотемпературных гидротермальных месторождений, палеогидрогеологического контроля оруденения. Кроме того, личный вклад автора в выполнение данной работы включает основную часть использованных в диссертации результатов исследования флюидных включений, в том числе и новых методических разработок по их изучению (6,14,30,62), околорудных метасоматитов, эндогенной зональности рудных узлов и другие. Автор несет ответственность за сделанные в работе выводы.

Научная новизна и практическое значение исследований.

В результате выполненных автором исследований решена крупная научная задача - выяснение условий зарождения, развития и факторов высокой рудопродуктивности гидротермальных рудообразующих систем, формировавших большую группу промышленно важных типов низкотемпературных месторождений (Hg-Sb, Ni-Co-As, Cu-Co-As, Ag-Sb, Ag-Pb, Ba). Получен ряд новых данных, имеющих важное теоретическое и практическое значение.

зарождении и развитии: магматогенно-гидротермальные, экзогенно-гидротермальные, смешанно-флюидные и вторично-гидротермальные. Выделение двух последних типов в авторской интерпретации обосновано впервые.

2. Выявлены главные геологические и физико-химические фаморы высокой р\ допродуктнвности гидротермальных р\дообра 1>книих систем, формировавших крупные ртутные, никель-кобалыовые арсемидные, серебро-свинцовые, серебро-сурьмяные и баритовые месторождения. Показано, что наиболее важными из них для таких систем являются: высокая металлоносность рудообразуюших растворов, гидродинамическое концентрирование потока гидротермальных флюидов и контрастность геохимических барьеров, главным из которых является смешение металлоносных растворов с экзогенными водами.

3. Показана важная роль экзогенных вод в зарождении и развитии гидротермальных рудообразуюших систем низкотемпературных месторождений. Различные типы экзогенных вод являлись одним из компонентов полигенных гидротермальных растворов, источником части рудного вещества и фактором рудоотложения.

4. На примере большой группы низкотемпературных месторождений (Н§-5Ь, Си-Ва-Н§, М-Со-Лб, Си-Со-Аб, Ва) установлена определяющая роль палеогидрогеологического контроля в локализации орудеиения на региональном и локальном уровнях.

5. На основе детальных тсрмобарогеохимических и изотопно-геохпмпческих исследовании показано, что своеобразие состава и концентрации солевых и газовых компонентов рудообразуюших растворов. формировавших руды различных типов низкотемпературных месторождений во многом определяется типом эндогенных флюидов и экзогенных вод, участвующих в рудообразовании

6. Впервые на основе изучения флюидных включений дана оценка металлоносности реальных рудообразуюших растворов Н§-8Ь,

и Ag-Sb месторождений и установлена связь масштабов месторождений с концентрацией профилирующих рудных элементов в рудообразуюших растворах.

7. Получены новые оригинальные геологические, изотопно-геохимические и термобарогеохимические данные о генетической

связи серебряного и оловянного оруденения в рамках единых рудно-магматических систем.

8. Разработаны методические основы криометрического анализа солевого состава, а также микрорентгеноспектрального анализа солевых остатков флюидных включений в минералах, что позволило получить новую важную информацию о параметрах рудообразующих флюидов.

Результаты изучения гидротермальных рудообразующих систем, геологических и физико-химических факторов их рудопродуктивности, эндогенной зональности рудных узлов, палеогидрогеологического контроля локализации оруденения, физико-химических параметров и главных факторов рудоотложения, представления о рудных комплексах и закономерностях их проявления имеют важное значение при проведении поисково-оценочных и геолого-разведочных работ, оценке перспектив рудоносности конкретных площадей, прогнозе оруденения на глубоких горизонтах месторождений и рудных жил. На основе полученных данных автором совместно с В.И. Лебедевым, A.A. Оболенским, A.A. Боровиковым, Г.Г. Павловой, А.Г. Владимировым и другими разработан комплекс критериев регионального и локального прогноза Ni-Co-As, Cu-Co-As и Ag-Sb оруденения (Борисенко и др., 1984ф, 1986ф, 1996ф; Владимиров, Борисенко, Чупин и др.,1992ф и др.). С его реализацией связано обоснование и выявление новой сереброрудной провинции на СЗ Монголии (медаль и диплом ВДНХ СССР, 1987), выявление новых серебро-сурьмяных месторождений и рудных зон в северо-западной Монголии (акты внедрения и письма Мингео СССР от 29.06.1984, 01.11.1985, Мингео МНР от 16.08.1987, а такжеАН МНР и др.), обоснование прогноза оруденения на глубоких горизонтах Ni-Co-As месторождений Хову-Аксы (Лебедев и др.,1981 ф, Борисенко и др,.1984ф) и Бу-Аззер (Лебедев и др., 1997), а также серебро-сурьмяных месторождений СЗ Монголии, IOB Памира и других регионов. К практическим результатам работы автора можно отнести внедрение в практику термобарогеохимически'х исследований новых методических основ криометрического анализа (6,14,30,62).

Апробацпя работы н публикации. Результаты исследований и основные развиваемые положения обсуждались на различных Всесоюзных и международных совещаниях, конференциях и симпозиумах: по термобарогеохимии в Уфе (1976),

Владивостоке (1978), Львове (1985), Нанси, Франция (1997), Симпозиуме МАГРМ в Тбилиси (1982), "Основные параметры процессов эндогенного рудообразования" (Новосибирск, 1977), "Генетические модели эндогенных рудных формаций"(Новосибирск, 1981, 1985), Всесоюзного совещания по стабильным изотопам (Москва, 1982, 1987), Всесоюзном металлогеническом совещании (Новосибирск, 1987), Международных симпозиумах "Термодинамика природных процессов" (Новосибирск, 1992), "Бассейны черносланцевой седиментации и связанные с ними полезные ископаемые" (Новосибирск, 1991), Всесоюзной конференции по метасоматозу (Ленинград, 1976), семинарах межведомственных рабочих групп "Построение генетических моделей эндогенных рудных формаций" (Нпкитовка. 1988: Симферополь, ¡988; Владивосток, 10S9), а также im региональных научных и научно-производственных совещаниях и конференциях в Новосибирске, Барнауле, Томске, Улан-Баторе н др.

Г1о теме диссертации автором опубликовано более 120 работ, в гом числе две монографии, 70 основных из них перечислены в приведенном ниже списке. Кроме того, значительная часть материалов по теме диссертации содержится в 21 научных и научно-производственных отчетах, в том числе в крупных обобщающих работах по металлогении Монголии (Кузнецов и др., 1978; Борисенко и др., 1986), по минералогии и генезису серебряного оруденения ЮВ Алтая н СЗ Монголии (Борисенко и др., 1988), ЮВ Памира (Владимиров. Борисенко. Чупин и др., 1992) и других.

которым автор выражает искреннюю благодарность. Выполнению работы во многом способствовало полезное обсуждение результатов исследований с членами-корреспондентами РАН И .Я. Некрасовым, Г.В. Поляковым, М.И. Кузьминым, В.И. Коваленко, а также докторами и кандидатами наук В.И. Белеванцевым, В.И. Бергергом, Э.Г. Дистановым, Ю.А. Долговым, Г.Ф. Ивановой, О.П. Ивановым, В.В. Зайковым, И.Н. Кигаем, Г.Р. Колониным, K.P. Ковалевым, С.К. Мустафиным, H.A. Никифоровым, И.Л. Никольским, А.Л. Павловым, Д.И. Павловым, Б.С. Пановым, В.Ю. Прокофьевым, Ф.Г. Рейфом, H.A. Росляковым, В.И. Сотннковым, В.Н. Шараповым, Ю.Г. Щербаковым, В.В. Алпатовым, P.A. Амосовым, В.А. Амузинским, Ю.К. Березиковым, А.П. Берзиной, H.A. Гибшер, В.А. Говердовским, С.А. Двуреченской, Ю.М. Ишковым, A.B. Костиным, Р.Г. Кравцовой, В.И. Купенко, К.А. Левиным, Б.Н. Лузгиным, В.Б. Наумовым, Т.М. Сущевской, A.A. Томиленко, В.Е. Тупяковым, В.П. Чупиным, И.Н. Широких, а также профессорами Р. Хёллем, Ц Варчеком, М. Штемпроком, Лхамсуреном, докторами Я. Дюришевой, В. Гураем. Всем им автор признателен за доброжелательную критику, конструктивные советы. Автор глубоко благодарен за неоценимую помощь в проведении исследований, сборе фактического материала и его обработке коллегам по лаборатории к.г.-м.н. A.A. Боровикову, Г.Г. Павловой, В.И. Васильеву, Л.В. Гущиной, а также В.В. Бабичу, Г.С. Федосееву, Н.К. Морцеву, Л.И. Свириденко, B.C. Гимон.

Основные защищаемые положения

Особенности геологического строения, геохимии и минерального состава руд, определяющих формационный облик низкотемпературных месторождений, их пространственная обособленность от других типов эндогенного оруденения и проявлений магматизма, определяются своеобразием формирующих их гидротермальных рудообразующих систем. Рассматриваемые в работе месторождения относятся к различным давно выделенным и уже общепризнанным формационным типам: ртутной (мышьяково-сурьмяно-ртутной), золото-ртутной, никель-кобальтовой арсенидной, медно-кобальтовой сульфоарсенидно-сульфосольной, серебро-сурьмяной, серебро-свинцовой, флюоритовой эпитермальной, баритовой и другим рудным формациям (табл. 1). Многие из них в геологическом отношении достаточно хорошо изучены и

Таблица I.

Рудные формации низкотемпературных гидротермальных месторождений

1ЧЛШ.1С формации Гллиные минералы рул Главные и вто* ростеменнмс (в скобках) комио-нен|ы руд Связь с магмаппмом Типовые примеры

Никель- KIH'IÎI.'H. нтлч- арсснндили ( 114 1II (ЛСМСММЫМ) (\i-< о-Дч/ Арсеиилм п суль-фоирсспплы Ni, Со. 1-е, серебро, »нему 1, KÎUIbllllI, ДО-ПОМП г N4, Со. 1Й, Ад, Л<5 (1). Ли, Н{>. Па, СаГ,) Параюнешческая свян» с базалыонд-иым и щелочно-бачалыонднмм магмаппмом^, Лебеде», 1986.1998) Бу-Ачзер, Хову-Аксниекос. Кьиыл-Оюкское (Тува), Кобальт. '}ко-Г»ей (Канада). Я.чимон (Германия)

С) :и.форсенидно- СУЛьфоСОЛММЯ (Cu-Co-As) 1 ciiiiaiiiin. icpc-дорфнт, коблдъгин, арсснпдм NiC о. сульфиды Cu, 1-е, 7,n, киарц, кадьцнг, барш Си, N1, Со, А8 яь. Ие.рь, ¿п, и а) — и — Узун-Ой. Чсриккое. Могенбурсньское(Ту ва), Хяраджульское (Хакасия)

tYpeûpo-сн1И1Поц;»я ( Лц-1'h) Сульфоеолн Ag, fil. 14), 1 П.ЧСИИГ. киарц сидерит Ля, ГЬ^Ь. 13), Си. 7п, Ян) СОЯЗЬ С ОЛОООНОС11Ы-мп грани гондными комплексами МангазеЛское. Прогноз (Якутия), Мард-жанайское (Памир)

Серебри- с\рьм»шя (Ац-SI» Ag-ieipa upin, сульфосолн Cu, Bj, IM), vaJii.Kuiiiipiii. »исмуг. сидсриг Л к, Си, «Ь (Ш. РЬ. Иц, Па) -//- Асхатин, Толбонур-скос (Мошолня), Кумыш гагскос (Таласе), Акджил-1Т1нскос (Памир)

(Мутная1 аншмопит-KHHOISiipiIblii nui (Sb-Ilg) ô:i|ini-миюнаримй (( u-Ua-Нц) Киноварь, амгпмо-ннг. impur, реаль-uip. аурнпшмеш, кальки г. квари, диккиг. ± флюорит Кммонарь. 11ц-блеклые руды, Нц-сфалерт. чалько* пирнг, niipin. ба-рщ. к пари, дмккнг. карбона 1 i»i Ля) II}», На (Си^Ь. Лч. РЬ.Хп) Парагснетнчсская с шелочно- башьюидпым магматизмом (Оболенская, 1971; Оболенский. 1966) — // — Альмаден (Испания), Идрня (Словения), Ники'юоское, ХаП-даркан, Акташское, (СИГ) Терлигхаискос, Чаза-дырскос (Тува), Джилкыдал (Алтай), Саг сл Некое (Монголия)

jo.'UXO-pfyHUUI (AU-IIJÎÏ Jonoio, iiiipHi. «фсемо/жриг. киноварь. П1ПИМОИНГ, реалы ар. лурипнг-MCHI. шсслш. ми-иер;ип.1 'П. киарц. к;шьцпг. барш л« (А^, Мр. Л5."П, 13а, \У) 9 Карлии. К о рте ц. Ноксвилл (США), Юочус (Якутия), Хемло (Канада), Алшар (Македония)

ФлюорИЮИая иимсрмаьиая «'al',) 'iMiioopui, киарц, кальцпг(блриг. пприг. галенш, сфалерит) СяК^иа. РЬ, 7,п) 1 1«рагенстическая с щелочно- башьгоиднмм магматизмом (Оболенский, 1985) Абаитуйское, Калап-гуйское(Забайкалье), Харайрыг. Хошор, Перхе (Монголия)

КарММЖЛЯ ЖИЛ1.- пая <»aï iiapiM. S» -барш. пелес 1 ин кварц, кальщм ( t иири 1, сульфиды Cil, /Л1, гь> 1Ы (.Хг. 1'Ь. 7.п) Смрскос, Па лм 1С кое. Мрасскос, баритовые жилы Коиетдага, Шварцвальда, Гарцл и Др

описаны в работах многих исследователей: В.И. Смирнова, В.А. Кузнецова. A.A. Саукова, Ф.П. Федорчука, В.Э. Пояркова, H.A. Озеровой, И.Л. Никольского, H.A. Никифорова, A.A. Оболенского, Б.С. Панова, В.И. Васильева, В.И. Бергера, Р.В. Оболенской, И.П. Щербаня, В.И. Сорокина, С.К. Мустафина, Э. Бейли, Д. Уайта, Ф. Сопе, Ф. Диксона и многих других - ртутные месторождения; В. Лингрена, Г.А. Крутова, Г. Шнейдерхена, В.А. Унксова. H.H. Шишкина, Ю.М. Дымкова, В.И. Лебедева. И.Я. Некрасова. A.A. Богомола, В.А. Коваленкера. М. Лебланка. Д. Мрня, Л. Бауманна. В.Г. Тюлькина, Г.Б. Наумова. В. Петрука, С. Скотта. А. Чангкакоти и др. -Ni-Co-As и Cu-Co-As месторождения; Г. Шнейдерхена, В.И. Смирнова. И.Я. Некрасова, Л.Н. Индолева, Г.Г. Невойсы, Б.Л. Флерова, М.М. Константинова, Л. Бауманна. Г.Н. Гамянина, Н.С. Бортникова, С. Хоббса, В. Фриклунда, А.Е. Антонова, А.Я. Коляды, A.B. Костина. Г.Г. Павловой, A.A. Боровикова и других - Ag-Sb, Ag-Pb месторождения; Л.К. Савельева, Н.Е. Учамейшвили, В.В. Кулинича. И.А. Комова, Л.П. Харчука, Н.Ф. Шонии и других - баритовые месторождения. В них всесторонне освещены геологические условия образования и закономерности размещения, особенности вещественного состава руд и околорудных метасоматитов, различные проблемы генезиса низкотемпературных месторождений. Эти исследования показали, что рассматриваемые типы месторождений существенно выделяются среди других гидротермальных месторождений (эпитермальных - Au-Ag, Ag-Sn, Ag-Pb-Zn и др., плутоногенных - Au, Sn-W, Mo-W, Cii-Mo и т.д.) устойчиво низкими температурами образования (<200-250°С), пространственной обособленностью от других более высокотемпературных типов оруденения и магматизма, особенно ртутные, никель-кобальтовые арсенидные и баритовые, своеобразием состава руд и околорудных метасоматитов. В существующих классификациях их относят к телетермальным (Hg-Sb, Ni-Co-As, Ва), эпитермальным вулканогенно-гидротермальным (Hg-Sb, Ni-Co-As, Ва, Ag-Sb, Ag-Pb), плутоногенным (Ag-Sb, Ag-Pb, Ni-Co-As), экзогенным (Ва), связывают с теми или иными типами магматических пород и оруденения, объединяя в разные по составу генетические ряды и рудные комплексы. Такая неопределенность объективно связана со слабой изученностью гидротермальных рудообразующих систем, формирующих эти месторождения. В предлагаемой работе сделана попытка решения этой фундаментальной задачи, на основе материала,

полученного автором, обобщения и анализа обширной информации, имеющейся в современной геологической литературе. Проведенные исследования, базирующиеся на комплексном подходе к изучению | пдротермальных рудообразующих систем, включали анализ условий образования и закономерностей размещения низкотемпературных гидротермальных месторождений (I, 2, 4, 25, 36, 46, 49, 53, 61, 70), изучение соотношений различных типов оруденения между собой и с магматизмом (1, 2, 8, 21, 25, 29, 31, 36, 42, 46, 53, 65, 66, 70), стадийности формирования и зональности оруденения (1, 2, 13, 17, 27, 34, 40, 52) анализ палеогидрогеологических обстановок его формирования (11, 20, 22, 39, 47, 49, 60, 64, 69), исследование процессов околорудного метасоматоза (1, 10, 12, 13, 17, 18,21,24,27), физико-химических параметров и главных факторов рудоотложения (1, 3. 5. 6. 7, 8, I I, 16. 19. 20, 21, 28, 34, 47, 48. 51, 54, 55, 56, 57, 58, 62. 65. 67, 68), геохимические и изотопно-геохимические исследования источников рудного вещества и гидротермальных растворов (22, 23. 26, 29, 33, 37, 38. 39. 41, 44. 46, 48, 49. 50, 53, 57, 60. 70).

Под гидротермальной рудообразующей системой мы, вслед за ГЛ. Поспеловым. Д.В. Рундквистом. В.Н. Шараповым и другими, понимаем комплекс взаимосвязанных процессов генерации рудоносных флюидов, их миграции к поверхности и разгрузки на Iеохнмнчеекпч барьерах определяющих формирование аномальных скоплений полезных ископаемых. В таких системах принято выделять корневую зону (область магмо- и флюндозарождення), зону фанепорщ (юпло-массопсрепоса) и зону концентрированного рудоотложения. Для изучения, как правило, доступна лишь зона рудоотложения, которая реализуется в виде ареала развития оруденения, гидротермально измененных пород и ореолов рассеяния рудного вещества, выделяемых в качестве рудных узлов. Для таких рудных узлов характерно:

- генетическое единство и общность развитых в их пределах гидротермальных образований;

- принадлежность оруденения к единому этапу рудообразования;

- единая последовательность формирования минеральных парпгенезисов:

- геохимическое родство различных типов оруденения;

- закономерное зональное их размещение относительно "центра" палеогидротермальной системы, представленного участками развития более высокотемпературного оруденения или проявлениями рудоносного магматизма. Такие рудные узлы, являясь отражением определенного уровня эрозионного среза конкретной рудообразующей системы, и послужили главным объектом исследований при изучении условий зарождения и развития рудообразующих систем низкотемпературных месторождений.

Низкотемпературные гидротермальные месторождения в различных рудных провинциях проявляются, как правило, в виде закономерно сочетающихся ассоциаций или генетических рядов рудных формаций (Константинов, 1964, 1966, 1973; Щеглов, 1966, 1980; Кузнецов, 1975; Индолев, Невойса, 1974; Рундквист, Неженский. 1975; Оболенский, 1975, 1985; Радкевич, 1977; Бергер, 1978; Иванов и др., 1979; Борисенко и др., 1984; Сидоров, Томсон, 1987; Этапы образования..., 1989; Серебро..., 1989 и ми.др.). Такие генетические ряды могут быть представлены соответствующими комплексами либо только низкотемпературного оруденения, либо их закономерными сочетаниями с более высокотемпературными рудными образованиями. Выделяются, как известно (Константинов, 1973), два типа генетических рядов рудных формаций: временные (вертикальные, стадиальные) и латеральные (горизонтальные, фациальные), отражающие соответственно возрастные соотношения последовательно формирующихся типов оруденения или фацпальную изменчивость в пространстве одновозрастного оруденения. Дальнейшее развитие представления о латеральных и временных рядах рудных формаций получило в работах А.А.Сидорова. И.Н. Томсона (1987, Этапы образования..., 1989; Серебро..., 1989 и др.), посвященных обоснованию и выделению базовых и рядовых рудных формаций. Базовая формация охватывает генетически единый комплекс различных типов эндогенного оруденения, являющихся продуктом деятельности конкретной последовательности развивающейся рудообразующей системы.

Анализ одного из временных генетических рядов низкотемпературного оруденения выполнен A.A. Оболенским (Оболенский, 1985; Оболенский, Оболенская, 1982 и др.) на примере целого ряда рудных провинций, металлогеническая специфика которых связана с проявлением следующих последовательно формирующихся рудных формаций: Ni-Co-арсенидная

(пятиэлементная) —> свннцово-цинковая —> флюорптовая —> серебро-сурьмяная —> мышьяково-сурьмяно-ртутная.

Дальнейший анализ пространственно-временных и генетических соотношений различных типов низкотемпературного орудепения между собой и с другими типами более высокотемпературного орудепения на примере конкретных рудных районов и рудных узлов (1,46,53,58) позволил конкретизировать наши представления о генетических рядах и рудных комплексах и сформулировать следующее защищаемые положения.

ПОЛОЖЕНИЕ - I. Низкотемпературные никель-кобальтовые, серебряные, сурьмя по-ртутиые и баритовые месторождения в различных рудных провинциях проявляются в составе четырех рудных комплексов, объединяющих орудененне соответствующих формационных типов орудепения: 1) М-Со-Аб ± Си-Со-Аб ± Ва; 2) БпЛУ ± Си-гп-Бп ± Ag-Pb(Ag-Sb) ± Ва; 3) Нй-БЬ ± Си-Ва-Но ± Ва; 4) Ва(Си-РЬ-гп) ± Ва. Они формируют самостоятельные, пространственно обособленные рудные узлы, отличающиеся по характеру проявления в них "сорудного" магма га тлю п являющиеся продуктами различных независимых рудообрал юшнх систем.

Проведенным анализ пока;ал. что наряду с рудными районами сложною металл»! епического профиля, в которых развито разнотипное низкотемпературное орудененне (Алтай. Тува, Словацкое 1'удогорье, Забайкалье и др.), существуют рудные районы "моноформациоипого" профиля. Типовыми примерами для них могут служить районы Кобальт в Канаде. Анти-Атласа в Марокко с М-Со-Аб ор\дененпем; Донецкий. Иберийский. Южно-Ферганский с БЬ-Нц; Таласский. Базардарипскпй, Западно-Верхоянский с Ад-БЬ и А§-РЬ ор\ лечением и другие 1£ше более четко это выражено на уровне рчдиых узлов, которые, как правило, представлены оруденением одного мегаллогенического профиля. Комплексные рудные узлы с месторождениями разных формационных типов являются скорее редким исключением. Все многообразие узлов ограничивается четырьмя их типами (табл. 2): никель-кобальтовыми, (№-Со); олово-серебряными (Sn-Ag); сурьмяно-ртутными (8Ь-Н§) и собственно баритовыми (Ва). Кроме того, можно выделить еще рудные узлы с эпитермальной флюоритовой минерализацией, которые нами пока не рассматриваются.

Таблица 2.

Типы рудных узлов с низкотемпературным оруденением

Типы рудных узлов Ряды зональности оруденення Типовые примеры

Ni-Co Ni-Co-As ±Ва Бу-Аззер(Марокко), Кобальт, Эко-Бей (Канада)

Ni-Co-As Cu-Co-As->Ba Хову-Аксинский, Абаканский, Кызыл-Оюкский (АССО)

Sn-Ag Ag-Sb Ag-Sb(Ba) -> Ва Г Fe-As Толбонурский (Монголия), Бабахан-ский (Таласс), Марджа-найский (Памир)

Ag-Sb(Ag-Pb) -> Pb-Zn(Ag, Ва) t Fe-As(Sn) Юстыдский (АССО), Кумыштагский (Таласс), Мангазей- ский, Прогноз (Якутия)

Cu-Zn-Sn -> Ag-Pb -> Ag-Sb t Sn-W-As -> Fe-As(Sn) Фрайбергский (Германия), Депутатский, Дыбинский (Якутия), Базардаринский (Памир)

Sb-Hg Sb-Hg -> Hg -» Hg-As Никитовский (Донбасс), Хайдарканский, Чаувайский (Тяньшань)

Hg-Sb-> Cu-Ba-Hg-> Ba Cu-Ba-Hg -> Hg-Sb Словацкое Рудогорье, Сев. Алжир, Чазадыр-ский, Терлигхайскнй, Чаданскмй, Сагсайский (АССО)

Ва Ba(Cu, Pb, Zn) -> Ba -> Ba(Fe) Барыкский, Еазинский, Мрасский (АССО)

площадные ареалы развития арсенпдно-карбонатных жил (Гоуганда. Кобальт, ">ко-licii и Канаде. Конгсберг а Норвегии), или серии сближенных .тннеиных рудоносных жильных или штокверковых зон, ip> кчурно связанных с крупными разрывными нарушениями. Площадь таких рудных узлов колеблется от 15-20 до 100-150 км". Р\дные жилы, являющиеся жилами выполнения, имеют, как правило, небольшую мощность (10-50 см, в редких случаях первые метры) и протяженность (10-100 м, реже 1-2 км). Вертикальный размах рудных жил обычно не превышает 300-500 м.

Для подавляющего большинства рудных узлов весьма характерна приуроченность Ni-Co-As оруденения к породам с повышенным содержанием Ni н Со: серпентиниты (Бу-Аззер, Акол, Бай-Тайга и др.), диабазы, амфиболиты (Кобальт, Гоуганда, Эко-Бей, Р\дные Горы и др.). зоны сульфндизированных пород (Кобальт, Р\дные Горы, Конгсберг, Шладминг) и медистых сланцев (рюккены Мансфельда). Это является одной из важнейших закономерностей размещения арсенидных руд в таких рудных узлах, на что обращалось внимание многими исследователями (Крутов, 1959; Petruk, 1971; Robinson, Olimoto, 1973; Тюлькин, 1980; Борисенко и др., 1984)

В рудных узлах такого металлогенического профиля проявлении \iai млгичесьих порол, близких по времени формирования !, арсспидиомх Ni-С'о о;н денежно. как правило, не устанавливается. В резких случаях Мл-Л; ¡ер. Konicnepi) фиксируются дайки диабазов, юдерпиж п . им профнрии. с которыми предполагается napai смет ическая свяп. арсеип.пнч о оруденения (l.ehlanc. Bullard. 1482. Минеральные. .. 1982 и др ). Однако базальтопдный и щелочно-база.тьтоидный магматизм, близкий по времени проявления с Ni-Co-As оруденением характерен для большинства провинций с рудными узлами этого профиля (1,2).

Формирование оруденения протекает, как правило, в несколько стадий. Обобщенная схема последовательности отложения минеральных ассоциаций карбопатно-арсенндных жил может быть представлена в следующем виде: кварц, карбонаты, барит (±флюорит) —> арсеннды никеля и кобальта (никелин, раммельсбергит, скуттерудпт, саффлорпт и др.) —> сульфоарсениды (гередорфит, кобальтнн) —» самородный мышьяк —» мышьяковые и сурьмяные сульфосоли Pb, Си, Ag ~> сульфиды (±барит). Геохимическая направленность процесса выражается следующим рядом: Ва, Са, Mg (±F) -> Ni, Со, As ~> Ni, Со, As, S -» Cu, Pb, Ag, As, Sb±Hg, Bi.

Следует особо отметить, что для руд некоторых ЬИ-Со-арсенидных месторождений характерны необычно высокие содержания ртути (до 0,8% Кобальт , Онтарио). В них отмечается ртутистое серебро, конгсбергит, акверит, бордозит (Кобальт, Камсел Ривер, Эко-Бей в Канаде, Конгсберг в Норвегии, Актепе, Тянь-Шань), а также ^-блеклые руды, киноварь и другие минералы, что позволяет считать эти месторождения ртутьсодержащими. Однако сколько-нибудь значимых проявлений ртутного оруденения ни в пределах рудных узлов, ни на их периферии не установлено

Для поздних минеральных ассоциаций многих арсенидных месторождений (Бу-Аззер, Кобальт, Яхимов, Акол, Актепе и мн.др.) весьма характерны минералы сурьмы: БЬ-серебро, тетраэдрит, фрейбергит, пираргирит и другие сульфосоли, сурьма самородная, а также барит с сидеритом и другие карбонаты. Эти минеральные ассоциации близки к парагенезисам серебро-сурьмяного оруденения. В рудных узлах такого типа они проявляются в "зачаточном" состоянии, хотя часто достаточно четко обособляются как стадийные минеральные ассоциации.

Более интенсивно на месторождениях данного типа проявлены баритовая (Рудные Горы, Актепе, рюккены Мансфельда и др.) и флюорптовая (Рудные Горы, Шварцвальд) минерализации. Барит и флюорит совместно с карбонатами слагают основу арсенидных жил и отлагаются п основном до основной массы арсенидов никеля и кобальта. Такая комплексность руд (ЬП, Со, Ag, Аб, В), Н£, 5Ь, Ва, Г, РЬ, Ъ\л, Си, и) послужила основанием для выделения ЬП-Со-арсениднои (пятиэлементной) формации в качестве базовой для комплекса низкотемпературного оруденения (Сидоров и др., 1989).

Самостоятельное значение в рассматриваемых рудных узлах имеют лишь Сц-Со-Аб, РЬ-2п(Аз) и Ва оруденение, локализующие по периферии рудных узлов. Характерными их примерами являются многие рудные узлы Алтае-Саянской складчатой области (Ховуаксинский, Абаканский, Кызылоюкский, Каргинский и др.) (рис. I). В размещении оруденения в таких рудных'узлах устанавливается отчетливая зональность, центром которой является, как правило, месторождения МьСо-арсенидных руд, по периферии которых размещаются более мелкие проявления медно-кобальтовой, полиметаллической и баритовой минерализации. Причем, последние локализуются преимущественно в девонских породах верхнего структурного яруса, а арсенидное оруденение в большей мере тяготеет

Рис. 1. Схема размещения №-Со-Аб и Си-Со-Аб оруденения Алтае-Саянской складчатой области (1, 49, Лебедев, 1986, 1998). 1 -мезозойские отложения; 2 - девонские отложения; 3 - герциниды; 4 -каледониды; 5 - разломы; 6 - девонские гипсоносные и соленосные отложения; 7 - 8 - месторождения и рудопроявления: М-Со-Аб (7), Си-Со-Аэ (8).

к нижнепалеозойским толщам нижнего яруса. В общем виде устанавливается следующий латеральный ряд зональности: М-Со-Аэ -» Си-Со-АБ -» РЬ-2п-Си (Аб) Ва (Си, РЬ). В минеральном отношении такая зональность выражается в уменьшении к внешним

частям рудоносных структур количества арсенидов N1 и Со и более широком развитии теннантита и сульфидов Си, РЬ, Ъх\ и барита, отлагавшихся на разных стадиях гидротермального процесса. В связи с этим, такую зональность, с одной стороны, можно рассматривать как фациальную (изменение в пространстве количественных соотношений минералов в составе стадийных парагенетических ассоциаций), а с другой, как стадийную (изменение в пространстве количественных соотношений минеральных ассоциаций разных стадий). Сходная картина наблюдается и в ряде рудных районов Центрально-Европейской платформы (Шварцвальд, Гарц, Мансфельдская кобальтовая грива и др.), где №-Со-Аз оруденение связано с баритовыми, барит-карбонатными жилами. Причем ареал развития последних, локализованных как в породах фундамента (О-С), так и среди платформенных отложений (Р-Т), гораздо шире кобальтового оруденения тяготеющего в основном к породам нижнего структурного яруса, а среди них к разностям, обогащенным N1 и Со (гипербазиты, базиты, зоны сульфидизированных пород и т.д.) (Крутов, 1959; Минеральные..., 1988). Для ряда рудных узлов Кобальт, Эко-бей, Камсел-Ривер, Бу-Аззер, Си-Со-АБ и Ва оруденение менее характерно, оно представлено небольшими проявлениями и отдельными жилами также по периферии рудных узлов. Таким образом, рудные узлы с Со-Аб оруденением характеризуются отсутствием или слабым развитием "сорудного" магматизма (базитового или щелочно-базитового) и проявлением своеобразного комплекса низкотемпературного оруденения М-Со-Аб —> Си-Со-Аб —» РЬ-2п-Си(Аь) -> Ва. В одних рудных узлах он проявляется достаточно полно (Ховуакспнскпй, Абаканский, Кызылоюкский и др.), в других редуцированно (Кобальт в Онтарио, Бу-Аззер в Марокко и др.).

Обособлены от других типов низкотемпературного оруденения (М-Со-Аб, Ag-Pb, Ag-Sb, СаР2, РЬ-7п и др.) и ртутнорудные узлы. Среди них можно выделить узлы с антимонит-киноварным (^-БЬ) и барит-киноварным (Си-Ва-Ь^) оруденением. Примерами узлов первого типа являются Альмаденский в Испании, Никитовский в Донбассе, Хайдарканский на Тянь-Шане, Акташский и Чаганузунский на Алтае и многие другие. В них отмечается, хотя и далеко не всегда, латеральная и вертикальная зональность. Она выражается в приуроченности к центральным частям рудных структур антимонитового или антимонит-киноварного оруденения, сменяющегося к периферии существенно киноварным и далее

реальгар-аурипигмент-киноварным. Такая зональность достаточно детально описана на примере Никитовского, Хайдарканского, Кончочского и других месторождений (Смирнов, 1947, Никифоров. 1969, Федорчук, 1969, 1983, Геология ртутных.., 1979 и мн.др.). Более отчетливо зональность проявлена в рудных узлах с барит-киноварным оруденением, типовыми примерами которых являются Терлигхайский. Чаданский и Чазадырский рудные узлы в Туве, Сагсайская зона в Монголии и юго-востбчный фланг Курайской зоны на Алтае (2,27,49). Особенностью локализации в них ртутного оруденения является приуроченность антимонит-киноварных руд к породам нижнего структурного яруса (С-О-Б), а барит-киноварных и барит-Н£-блеклорудных - к девонским отложениям, выполняющим различного рода прогибы и грабены (рис. 2, 3). Поэтому, в зависимости от того, в породах какого структурного яруса располагается центральная часть рудного узла, реализуется два варианта эндогенной зональности: 1) Н§-БЬ Си-Ва-Н§ -> Ва; 2) Ва + Си-Ва-^ ^-БЬ. Так, в Терлигхайском рудном узле (рис. 3), центральное положение (вблизи контакта О-Б и Э пород) занимает 2-й участок одноименного месторождения, где преобладают в основном киноварные руды, а на глубоких горизонтах (рудное тело №9) антимонитсодержащие ртутные руды с обильной гипогенноп самородной ртутью. По периферии (среди девонских эффузивно-осадочных отложений) они сменяются барит-киноварными (4-й участок, Почтовый лог, Ортохем и др.) и далее безрудными баритовыми жилами. Латеральная зональность оруденения согласуется с вертикальной зональностью. Так на глубоких горизонтах 9-го рудного тела руды представлены кварц-гидрослюдистымн метасоматнтами с вкрапленной киноварыо, гипогенной самородной углистым веществом и редким

антимонтитом. Выше они сменяются существенно киноварными рудами и далее проявлены лишь кварц-каолинитовые метасоматиты с редкими баритовыми и барит-карбонатными жилами с вкрапленностью киновари и ртутьсодержащей блеклой рудой. Зональность оруденения в Терлигхайском рудном узле согласуется с зональным размещением гидротермально измененных пород (18, 27). За пределами Кызылхашской грабен-синклинали, сложенной девонскими осадочными и эффузивно-осадочными отложениями, к которой приурочен Терлигхайский рудный узел, в нижнепалеозойских породах все ртутные проявления представлены киноварными или антимонит- киноварными рудами, не содержащими барита

(уч. Пельорукский, Карабедыкский, Узунсаирский и др.). Такие же соотношения БЬ-Г^, Си-Ва-Н§ и Ва минерализации устанавливаются на юго-восточном фланге Курайской зоны, на Алтае, в Сайгсайской зоне в СЗ Монголии, Чаданском рудном узле в Туве и других районах Алтае-Саянской складчатой области. В Словацком Рудогорье антимонитовое и антимонит-киноварное оруденение тяготеет к

Рис. 3. Схема размещения ртутного (антимонит-киноварного) и пиритового оруденения Терлпгхайского рудного узла (Тува). 1 - 2 -терригенные отложения D-, - С,: 3 - 4 -девонские осадочные П>2 (3) и •>фф\ .пшно-осалочныс - D,.:: 5 - 6 - иижнспалеозопские отложения (С - О

- S): 7 - 9 - мнтручпп кислого (7). основного (8) п среднего (9) состава; 10

- ра '.'Юмы: II - контакты пород: 12- 13 - орулеиеипе: антимонит-миюнарпое I 12 - ;i) бнрит-кннопарное (12 - ó), баритовые жилы ( 13).

nii_\ ipeiiiiiiM частям блока палеозойских метаморфических пород, а барит-киноварное и Hg-блеклорудное - к его периферическим частям и к платформенным отложениям перми и триаса (Bernard, 1965; Haber, 1980; Varcek, 1965,1984) Такая зональность размещения ртутного, барит-блеклорудного и баритового оруденения и ее зависимость от структурных уровней локализации оруденения во многом сходна с зональностью рудных узлов с Ni-Co-As, Cu-Co-As и Ва оруденением, описанным выше.

В ртутнорудных узлах магматизм, близкий по времени формирования с оруденением. либо отсутствует (Нпкитовский,

Идрийский и др.), либо представлен редкими дайками базитов и щелочных базитов (Альмаден, Хайдарканский, Акташский и др.). В целом же для многих ртутнорудных районов и провинций характерно проявление "сорудных" щелочно-базитовых лайковых комплексов типа чуйского на Алтае, миусского в Донбассе, тяньшанского на Тянь-Шане и т.д. (Оболенская, Оболенский, 1971, 1983; Оболенский, 1985; Бутурлинов, 1963, 1966; Мушкин, 1977; Металлогения ртути, 1976, и др.). Гранитоидный магматизм для крупных, промышленно значимых ртутных рудных узлов не характерен, а в случае его проявления ртутное оруденение представлено мелкими месторождениями и рудопроявлениями, причем часто комплексными - золото-ртутными, ртутно-сурьмяно-вольфрамовыми, ртутьсодержащими серебряными и другими (Забайкалье, Верхоянье, Сетте-Дабан, СВ Монголия и другие).

В рудных узлах с Ag-Sb или родственным ему Ag-Pb оруденением также преобладают низкотемпературные месторождения одного формационного типа. Это оруденение весьма характерно для многих оловорудных провинций мира (Рудные горы, Корнуолл, Якутия, Памир, Алтае-Саянская область и др.) и не образует сколько-нибудь значимых проявлений вне районов развития оловянного оруденсния. Причем крупные сереброрудные узлы этого типа (Юстыдский, Толбонурскпй в Монголии, Мангазейскии, Прогноз в Якутии, Базардаринскпй на Памире и др.) характеризуются незначительным развитием Sn-W оруденения, представленного мелкими рудопроявлениями (2, 46, 52, 53, 68, 69, 70). И наоборот, в крупных оловорудных узлах серебряные руды в виде небольших месторождений и проявлений локализованы по периферии ареала развития оловянных руд (Некрасов, 1967; Индолев, Невойса. 1974; Baumann, 1965; Beer, 1979 и др.). Характер зонального размещения оруденения в таких рудных узлах определяется стадийностью формирования руд (Sn-W—> Cu-Zn-Sn (±Ag) ->Ag-Sb) и латеральной изменчивостью минеральных ассоциаций разных рудных этапов (стадий): Sn-W -> Fe-As (Sn) Fe-As; ' Cu-Zn-Sn -> Cu-Pb (±Ag±Sn) Ag-Pb; Ag-Sb(±Ba) Ba (табл. 3). Такие ряды

зональности с той или иной полнотой отчетливо проявлены во многих рудных узлах олово-серебряного профиля. В них развито оруденение двух или трех этапов: Sn-W (кварц, касситерит, арсенопирит, вольфрамит), олово-сульфидного (пирротин, халькопирит, сфалерит (марматит, станнин) и сульфидно- карбонатного (сидерит, галенит, Ag-тетраэдрит и другие сульфосоли Cu, Pb, Ag).

Таблица 3

Зональность оруденения сульфидного этапа в Бп-А§ рудных узлах

Рудные юны Минеральный состав руд сульфидного (сч'льфи дно-карбонатного) этапа

Центральная зона Промежуточная зона Внешняя зона

ФрН1Н>Ср1 ский Германия. (Ваитлпп, 1465) Иприт, пирротин. Галенит, сфалерит. Сидерит, анкерит.

чалькопирит. сфале- халькопирит, станнин. галенит. Фрайбер-

рит . станннн. галенит, арссноннри! сидерит, сульфосоли Си, РЬ. Ag гпт. халькопирит, сульфосоли Си. Р1 Ае, пирит

Кумыштагскнн. Таласс Анкерит, пирротин. Сидерит, джемсонит. Сидерит, тетраэд-

пирит, халькопирит, станннн. арсенопирит. галенит (уч. Учамчек) бурнонит, галенит. сфалерит, тетраэдрит (уч. Левобережный, Учам-чек-Южный) рит. халькопирит, сульфосоли Си, Р1 Ае (уч. Бассат, Тюктю-Арча)

Базардарннский. Памир. (Акджилгпнское рудное иоле) Сидерит, халькопи- Сидерит. Флюорит. Барит, флюорит.

рит. пирит, пирротин. висмутин(уч. При-доржный) фраибергит. халькопирит, висмутин, висмут, станнин, сульфосоли Си, РЬ, Аё (уч. Акджнл-га. Левобережный) сидерит, галенит, сфалерит, сульфосоли Си, РЬ, Ag (уч. Перевальный;

Юсшдскни. Монголия - Алтай (Асхатин-Озерная зона) Сидерит, халькопи- Сидерит, тетраэдрит. Сидерит, анкерит.

рит, пирит, пирротин. халькостибит. шпженит. бурнонит. галенит

галенит, сфалерит (уч. Нарин-Гол, Правобережный) висмитин, висмут, халькопирит (уч. Асхатнн, Пограничное, Кара-Оюк) джемсонит. тетраэдрит. сфалерит (уч. Озерный, Ча-ган-Гол)

Примечание: подчеркнуты главные минералы руд.

В крупных рудных узлах существенно оловянного профиля (Депутатский, Фрайбергский, Корнуолл и др.) такая этапность

проявлена достаточно полно,причем резко преобладают минеральные ассоциации первых двух этапов (Некрасов, 1963; Флеров и др., 1971; Флеров, 1976; Ваишапп, 1965; Новки^, 1964, 1979; Веег, 1979; Иванов. 1991 и др.). В рудных узлах серебряного профиля (Базардаринский, Кумыштагский, Юстыдскнй, Толбонурский, Мангазейский и др.) более полно проявлены минеральные ассоциации позднего сульфидно-карбонатного (сереброрудного) этапа и незначительно раннего олово-вольфрамового. Олово-сульфидный этап представлен сидеритовыми жилами с халькопиритом, пирротином, галенитом, сфалеритом, ±станнином, в связи с чем их, как правило, объединяют в один этап с сереброносными сидерит-сульфосольными жилами (1, 40, 52, 58, 70, Павлова, 1987; Боровиков, 1995 и др.). Оруденение раннего этапа занимает в таких рудных узлах, как правило, центральное положение и вокруг него размещаются сидерит-сульфидные жилы, в которых отчетливо проявлена латеральная зональность (табл. 3). Она выражается в смене пирротин-халькопиритовых или сидерит-халькопиритовых жил сидеритовыми (±флюорит) с сульфосолями Си, А§, РЬ, В1 (основная продуктивная часть жильных зон) и далее сидерит-анкеритовыми, сидерит-баритовыми или баритовыми с незначительным количеством сульфидов. На периферии ряда рудных узлов (ТолбопурскиП) или флангах отдельных жильных зон (уч. Баруп-Сала, Шивеин-гол в Монголии) развиты безрудные баритовые 'жилы. Характерно, что в одних рудных узлах (Юстыдскип, Толбонурский, Базардаринский. Бутучиджилгинский и др.) на флангах жильных зон нарастает содержание сульфидов и сульфосолей РЬ и повышается отношение РЬ/Си в рудах, в других (Кумыштагский, Фрайбергский и др.), наоборот, во внешних зонах преобладают сульфиды и сульфосолн Си, а отношение РЬ/Си снижается. Латеральная зональность жильных зон и рудных узлов в целом является отражением их вертикальной зональности. Наиболее полно она прослежена в Базардаринском рудном узле на Памире, где в условиях резко расчлененного рельефа удалось проследить изменение минерального состава по вертикали более чем 1300 м. Так, на глубоких горизонтах Акджилгинского рудного поля (уч. Придорожный, абс. отм. 3800 м), вскрыты сидеритовые жилы халькопиритом, пиритом, пирротином и висмутином. Выше (уч. С.Рудный, Левобережный, Акджилга, абс.отм. 4300-4600 м) они сменяются сидерит-флюоритовыми жилами с сульфосолями Си, Ag, РЬ, В1 (основные продуктивные жилы) и далее (выше 4600-4800 м)

безрудными или слабо сереброносными сидерит-баритовыми с редкими галенитом, халькопиритом и сульфосолями. Фрагменты такой вертикальной зональности проявлены и в других рудных узлах (Юстыдском - уч. Турген, Толбонурском, Кумыштагском и др.).

Таким образом, в рудных узлах Sn-Ag профиля рудный комплекс представлен вертикальным (возрастным) рядом разноэтапного оруденения: Бп-\*/ Си, гп(Бп); А§-РЬ; А£-БЬ. Оловянное оруденение раннего этапа в различных рудных узлах представлено высокотемпературными кварц-касситеритовыми жилами с вольфрамитом, арсенопиритом (Депутатский. Фрайбергский и др.), кварц-карбонатно-арсенопиритовыми с касситеритом, станнином, шеелитом (Кумыштагский, Юстыдский) или низкотемпературным сидерит-арсенопирит-леллингитовыми жилами с повышенным содержанием Бп (Толбонурский). Оруденение позднего сульфидного этапа (или этапов), в зависимости от интенсивности проявления раннего олово-вольфрамового, представлено той или иной частью латерального ряда: Си-гп(Бп) Ag-Pb -» Ag-Sb -» Ва (табл. 2, 3).

Изучение сереброрудных узлов, где иногда проявлены различные типы низкотемпературного оруденения, позволило выяснить пространственно-временные и генетические их взаимоотношения. Так, но Фрайбергском рудном узле на варпсское Бп-М1 и Ай-РЬ оруденения, имеющие возраст около 260 млн лет (11-РЬ метод), наложены более поздние молодые мезозойские серебро-арсенндные жилы с возрастом 160-180 млн. лет (и-РЬ метод), что свидетельствует об их значительном отрыве во времени и самостоятельности проявления М-Со-Аб (Ag) минерализации. Такие же соотношения описаны в других рудных районах Европы (Гарц, Шварцвальд, Корнуолл). В Юстыдском рудном узле разнотипное Со оруденение (ЫьСо-Аб, Со-Аб и Со-содержащее арсенопиритовое и арсенопприт-леллингитовое) сформировалось до серебро-сурьмяного. Хотя следует отметить, что Со-минерализация Юстыдского рудного узла существенно отличается от типовых М-Со-Аб месторождений Алтае-Са'янской области (более железистым профилем руд - сидерит, арсенопирит, леллингит, присутствием в них повышенных содержаний Бп, Мо, V/, температурами образования и составом рудообразующих растворов). К тому же N1- Со- Аб оруденение ЮВ Алтая разновозрастно: в Южно-Чуйском хребте и-арсенидные жилы датируются в 242-252 млн. лет (и-РЬ), в Западной Туве 210-212 млн. лет (и-РЬ), а Си-Со-\У в Юстыдском прогибе 250-258 млн. лет (11-РЬ).

В Каргинском рудном узле (ЮЗ Тува) молодое Ni-Co-As и Cu-Co-As оруденение наложено на нижнеюрские отложения (Митропольский, Кулик, 1975; Тюлькин, 1980 и др.).

Ртутное оруденение по времени формирования более сближено с Ag-Sb, хотя пространственно они явно обособлены. Редкий случай их структурного совмещения можно проиллюстрировать на примере Кальтатур-Апльутекского рудного поля в Центральном Памире (рис. 4). Оно представляет собой изометричный ареал развития сидерит-блеклорудных жил (с Ag, Bi, Sn), с севера ограниченный зоной Ванч-Акбайтальского разлома, являющимся крупной региональной структурой, контролирующей размещение ртутного оруденения. В зоне влияния этого разлома отмечаются проявления киноварной минерализации и сидерит-блеклорудные жилы, содержащие Hg в виде изоморфной примеси в блеклой руде, концентрация которой снижается на удалении от этой рудоконтролирующей структуры. Такое же структурное совмещение Sb-Hg и Ag-Sb оруденения наблюдается и в Юстыдском рудном узле, ограниченном с севера и востока зоной Курайско-Кобдинского разлома, контролирующего размещение ртутной минерализации. Баритовое оруденение наиболее "космополитично" и формирует как собственные обособленные ареалы (рудные узлы), так и участвует в строении Ni-Co-As, Ag-Pb и Hg-Sb рудных узлов, о чем уже говорилось выше. Примерами самостоятельных рудных узлов являются Барыкскин в Туве, Базинский в Хакасии, Мрасский в Кузбассе (рпс.1), Чордскнй на Кавказе, ряд рудных узлов Копетдага, Центральной Европы и других регионов. Они представлены площадными млн линейными ареалами развития баритовых жил, сложенных в основном баритом с незначительной прпмесыо кварца, карбонатов и сульфидов. Их зональность выражена не всегда ясно, но все же иногда устанавливается направленая смена от центральных частей к периферическим барит-сульфидной (барит, халькопирит, галенит, пирит) - существенно баритовой и далее барит-гематитовой минерализацией. Такие рудные узлы, как правило, амагматичны. Проявлений магматизма, близких по времени формирования с баритовой минерализацией, в них не устанавливается.

Таким образом, рассмотренные выше четыре типа рудных узлов (табл. 2) представляют собой пространственно обособленные ареалы развития низкотемпературного оруденения,

характеризующиеся развитием определенных комплексов

I к

Рис. 4. Соотношения ртутного и серебро-сурьмяного оруденення уч. Калькатур - Апльутек (Памир). 1 - четвертичные отложения; 2 - 4 - мезозойские отложения: карбонатные - К| (2), песчаники - _12.з (3), конгломераты - (4); сланцы (С - Р); 6 - 8 -разломы: Акбаптальский (6), крутопадающие (7), надвиги (8); 9 - 10 -оруденение: ртутное-киноварное (9а), ¡-^-блеклорудное (96). серебро-сурьмяное (10).

генетически связанных типов оруденення, сходной зональностью в их размещении, соотношением с магматизмом и рассматриваются нами как продукты различных самостоятельных гидротермальных рудообразующих систем.

ПОЛОЖЕНИЕ - II. Выделенные рудные комплексы (SnAg; Ni-Co-As; Sb-Hg н Ba) и рудные узлы с низкотемпературным орудеиением, являются производными четырех тппов гидротермальных рудообразующнх систем: магматогспно-гидротермальных, смешанно-флюидных, вторично-

гидротермальных и экзогенно-гидротермальных, принципиально отличающихся различной ролью эндо- и экзогенных факторов в их зарождении и развитии и участием разных по происхождению, составу п металлоносности рудоносных растворов.

Это положение вытекает из анализа, в рассмотренных выше типах рудных узлов, условий образования, закономерностей размещения и эндогенной зональности оруденения, его соотношения с магматизмом, источников рудного вещества и гидротермальных растворов, показавшего, что наиболее фундаментальные различия рудообразующнх систем низкотемпературных гидротермальных месторождений определяются происхождением рудоносных гидротерм и причинами обусловившими их высокую металлоносность. Выделяются четыре основных типа рудообразующнх систем (табл. 4 ). Они отличаются различной ролью эндо- и экзогенных факторов в их зарождении и развитии, а также участием тех или иных типов нрпродиых вод в рудообразовании.

Экзогенно-гндротермальные рудообразующие системы

Экзогенно-гндротермальные рудообразующие системы связаны своим происхождением с артезианскими бассейнами высококонцентрированных хлоридных металлоносных рассолов галогенных отложений. Среди различных тппов экзогенных подземных вод хлоридные рассолы галогенных отложений резко выделяются высокой металлоносностью, особенно по содержанию таких элементов как Sr, Ba, Pb, Zn, Си (рнс.5), а иногда Ni, Со, Ag, Cd и других (Пиннекер, 1966; Carpenter, 1980; Голева и др., 1981; Jureczko, 1981, Giblin, Dickson, 1992, и мн. др.). Их металлоносность в отношении этих элементов существенно выше, чем у термальных вод областей современного вулканизма и приближается к уровню содержаний в эндогенных рудоносных флюидах. С артезианскими бассейнами таких рассолов многие исследователи связывают возникновение экзогенных гидротермальных рудообразующнх систем (Германов, 1953; Павлов, 1975; Хейл и др., 1977; Уайт, 1977, Хэнор, 1982; ), формировавших низкотемпературные месторождения барита, целестина, свинца, цинка и меди.

Таблица 4

Типы рудообрачующих систем низкотемпературных гидротермальных месторождений

Характерные ripHjll.lMI Гииы гидротермальных рудообразуюших систем

Экзог енно-тидрогерчальные Вторично-г ил ро ге риальные Смешанно-флюидные Магматоген ноги дротермальные

Источники рудоносных флюидов Экзогенный Хлоридные рассолы Хлоридные рассолы, щелочные хлоридио-6и карбонатные воды Хлоридные рассолы, нефтяные воды •

Эндогенный - - Хлоридные. хло- ридно-углекислые. хлоридно- бикарбонатные растворы Хлоридные растворы

£ о >, с. -в 3 с 5 н - У Металл о-носность рудоносных растворов Экзогенные воды Ва, Ьг, РЬ, Си, 7л, Ь Я. Ва, Си, гь,гп Ni, Со, Pb, Zn, Си, Вя, ±Aß -

Эндогенные флюиды • Иг, д$,5ь, г As,Sb(IIg, Bi), F Ag.Sb, Си. Pb. Zn, Bi, Sa, F

Вмешюшие породы ф Ni, Co, Pb, Zn, Си, Bat Ag Ag. Ba, Pb, Zn, Си

Магматизм Отсутствует либо редкие проявления шелочно-базальтоидного магматизма БазальтондныЙ и щелочно- базальтоядный Гранитоидный. базальтоидный

Источник leiuia Региональный тепловой поток Региональный тепловой поток Аномально-повышенный тепловой поток Эндогенный

Смешение рашых типов флюидов как фактор рудоошъкения Смешение термодинамически неравновесных растворов разных г идродина-мических уровней артезианских бассейнов Смешение термодинамически неравновесных растворов разных гидродинамических уровней артезианских бассейнов Смешение зндо-teniibiN флюидов с различными типами металлоносных экзогенных вол Смешение эндогенных флюидов с метеорными водами

Характерные типы месторождений Ва, Ва-Ьг, Ва-ГЬ- ш, гь-гл Н% (БЬ-Аз) Ni-Co-As, Cu-CoAs. As-Sb-Hg, Au-Нг. CaF; Ag-Sb, Ag-Pb. Ac-Sn

Типовые рудные у ал и и месюрождения Сырское. Бакинское. Мрасскнй (13а) Г'аурдакское (13а- ЯМ. месторождения Миссисипи (РЬ-1п) Альмаден (Мц). Ни кито некий Акташскии (Н£) Хову-Аксннскин (Ni-Co-As). Бу-Аззерский (Ni-Co-As) Юстыдский (Ag-Sb), Базардаринскнй (Ag-Sb), Кумы штатский (Ag-Sb), Маигазейский (As-Pb).

Рис. 5. Содержание Cu, Pb и Zn в экзогенных хлорилных рассолах в различных артезианских бассейнах (I - Бакинский архипелаг; II - Центрально Мисснсппскнй; III - Чекелен; IV - Лнгаро-Ленскпй; V -Припятскии; VI - цехштейн Зап. Европы; VIII - Красноморский; IX -Данакпльская вппдппа; VII - воды термальных источников областей современного вулканизма (Камчатка, зап. побережье США и др. (по литературным данным).

Высокомннералнзованные хлоридные пластовые воды известны практически во всех артезианских бассейнах, в строении которых принимают участие галогенные отложения. Такие воды установлены в Ангаро-Ленском, Минусинском, Тувинском артезианских бассейнах, в целом ряде бассейнов Русской, Центрально-Европейской, Северо-Американской и Африканской платформ и во многих других регионах. Они представлены

высококонцентрированными (от 100 до 600 г/л) хлоридно-натриевыми или хлоридно-натриево-кальциевыми рассолами, с весьма характерным микрокомпонентным составом: Fe, Br, Ва, Sr (до 6-10

г/л), Si, Al (до 2-3 г /л), Cu, Pb, Zn, Cd, В, J (0,n г/л), а также Li, Ni, Со, F, Ag и целый ряд других элементов. Такие рассолы являются кислыми, причем наиболее низкими значениями рН (3-5) отличаются С1-Са рассолы. Сульфаты и карбонаты в них как правило отсутствуют. В газовой фазе преобладают СН4, N2, С02 и иногда H2S, что определяет восстановленный характер рассолов. Такие рассолы обычно залегают на глубоких горизонтах артезианских бассейнов, где температуры их заметно повышены: Терско-Каспийский - 17-175°; Предкарпатский - 160°; Западно-Сибирский, Центрально-Миссисипский - 130- 150°; Челекен - 25-105°; Южно-Минусинский-81.8°; Припятский - 50-80°; Ангаро-Ленский - 77° и т.д. (Розин, 1977; Пиннекер, 1966; Зуев, 1963; Carpenter, 1980; Лебедев, 1975 и др.).

В артезианских бассейнах этого типа проявлена сходная гидрохимическая зональность. В приповерхностной зоне в них распространены гидрокарбонатно-натриевые или гидрокарбонатно-кальциевые воды с минерализацией до 1 г/л, на более глубоких горизонтах сменяющиеся гидрокарбонатно- или сульфатно-хлоридными натриевыми водами с концентрацией солей до 10 г/л и азотно-кислородной или азотно-углекислотной газовой фазой. Последние уступают место хлоридно-натриевым растворам, концентрация которых растет с глубиной (до 70-140 г/л). В глубокопогруженных участках прогибов (более 2 км) залегают высококонцентрированные хлоридно-натриевые или хлоридно-натриево-кальциевые рассолы с минерализацией 300 г/л и более. Они характеризуются, как правило, азотно-метановой или азотно-углекислотно-метановой (часто и тяжелыми углеводородами) газовой фазой, повышенными температурами (до 80-100° С и более), присутствием ряда специфических компонентов, таких как , Br, H2S, Sr, Ва, Fe, Cu, Pb, Zn и др. Состав и концентрация последних в значительной мере определялась геохимическими особенностями пород, по которым осуществлялась фильтрация хлоридных рассолов (Основы гидрогеологии, 1982; Крайнов и др., 1974; и др.). Так в породах цехштейна и медистых песчаниках Центральной Европы они обогащены Си, в карбонатных отложениях Сибирской и СевероАмериканской платформ - Pb и Zn, в метабазитах - Cu, Ni, Со, в интрузивных и вулканических породах - F, Ва и т.д. (Jureczko, 1981; Белозерова, 1967; Puchelt, 1967; White et al., 1963; Carpenter, 1980, Вовк, 1982 и др.). Все это согласуется с представлениями о

заимствованном характере микрокомпонентов в хлоридных рассолах, что подтверждается и данными по изотопии РЬ и Sr.

В целом гидрохимическая зональность таких артезианских бассейнов выражалась в преобладании на глубоких горизонтах высококонцентрированных металлоносных хлоридных рассолов с низкими значениями рН и Eh, а на верхних близповерхностных уровнях слабо- или умеренноконцентрированных хлоридных вод, содержащих сульфаты. Появление сероводорода в них определяется развитием процессов сульфат-редукции, чему способствует наличие толщ, обогащенных органическим веществом (Виноградов, 1980). Присутствие на разных гидродинамических уровнях столь резко отличающихся по составу растворов обуславливает внутреннюю термодинамическую неравновесность артезианских бассейнов. Поэтому смешение в зонах разгрузки металлоносных хлоридных рассолов с сероводородными или сульфатными водами неизбежно приводит к отложению сульфидов, барита, карбонатов и других минералов, что в действительности наблюдается в зонах разрывных нарушений или скважинах вскрывающих такие рассолы: Челекен, Предкарпатский прогиб, Сибирская и Африканская платформы и др. (Латтерман, 1933; Пшшекер, 1966; Лебедев, Бугельский, 1967; Хэнор, 1982; Abou Akbar, 1993 и др.). Таким образом, артезианские бассейны хлоридных металлоносных рассолов представляют собой реальные (или потенциальные) экзогенно-гидротермальные рудообразующие системы. Реализация их потенциальной рудопродуктивности может быть рассмотрена на примере баритовых месторождений Алтае-Саянской складчатой области.

установлены гипсоносиые и соленосньге отложения. Наиболее широко они развиты в Тувинском прогибе, где в осадочных породах самагалтайской, чаанекской, барыкской и саглинской свит отмечаются глиптоморфозы каменной соли, а в отложениях ихедушиингольской свиты - пласты каменной соли, гипса и ангидрита. По наблюдениям автора, глиптоморфозы по каменной соли среди красноцветных терригенных толщ нижнего и среднего девона встречаются практически повсеместно вдоль южного, западного и северозападного обрамления Тувинского прогиба (р. Барык, Чадан, Чалайлык, Саглы, Торгалык, оз. Урюкнур), а также в ЮВ части Минусинского прогиба, в составе аксайской свиты (02) в Южно-Чуйском хребте. Еще шире развиты проявления гипса и ангидрита (Тувинский и Минусинский прогибы, Крапивинский купол в Кузбассе, Южно-Чуйский хр. и др.). Прибрежно-морские и лагунно-континентальные красноцветные отложения отмечаются в разрезах девонских толщ практически всех герцинских прогибов Алтае-Саянской области. Характерно, что участки наиболее интенсивного проявления баритовой минерализации пространственно совпадают с районами развития гнпсо- и соленосных девонских отложений (рис. 2). Участие галогенных отложений в строении герцинских прогибов Алтае-Саянской области предопределило специфику состава залегающих в них экзогенных вод Так, на глубоких горизонтах Минусинского прогиба и в настоящее время широко распространены хлоридно-натриевые рассолы с концентрацией 140-312 г/л и температурой до 81.8°. Вверх по разрезу они сменяются слабоконцентрированными хлоридными, хлоридно-сульфатными водами (Зуев, 1963; Гидрогеология СССР, 1976). Хлоридно-натриевые растворы с концентрацией до 70 г/л вскрыты скважинами и на глубоких горизонтах Кузнецкого прогиба. Весьма высококонцентрированные рассолы свойственны Тувинскому прогибу, в строении которого участвуют соленосные отложения (Пиннекер, 1968; Зуев, 1963, 1971). Обогащенность разреза девонских эффузивно-осадочных пород Ва и Бг (Лапин, 1963; Павлов, 1969 и др.) предопределила соответствующую специализацию залегающих в них рассолов.

отдельных жил достигает 10-12 м, протяженность до 500-800 м. Сложены жилы крупно- или среднезернистым баритом (часто Бг-содержагцпм до 2-5%), с небольшим количеством кварца, кальцита, анкерита, витерита, гематита и сульфидов (пирит, халькопирит, галенит, сфалерит). Вмещающие жилы породы слабо изменены и замещены агрегатом гидрослгоды, каолинита, шамозита, сколита, а также кварца, карбонатов. Баритовая минерализация проявлена, как правило, обособлено от других типов гидротермального оруденения (Минусинский и Тувинский прогибы, Юг Кузбасса, СЗ Монголия), однако в рудных узлах с ртутным, свинцово-цинковым и серебряным оруденением она участвует в формировании комплексных барит-киноварных, барит-свинцово-цинковых или барит-^-блеклорудных жильных месторождений. Какой-либо пространственной или генетической связи жильного баритового оруденения с теми или иными магматическими породами в этом регионе не устанавливается.

Изучение физико-химических условий образования баритовых жил Ллтае-Саянской области показало (1,20,23,47,49), что они формируются при достаточно низких температурах (165-40°) из хлоридно-натриевых или хлоридно-натриево-кальциевых растворов с повышенной концентрацией растворенных компонентов от 5-7 до 2530% (рис.6). Проявления баритовой минерализации Минусинского прогиба отличаются относительно невысокими концентрациями 5-14% и существенно хлоридно-натриевым составом (1эвт= -23 -23.5°); баритовые жилы Тувинского прогибы характеризуются хлоридно-натриево-кальциевым составом (1звт= -50 -55° или -78°) и концентрациями 8-30%. Характерно присутствие в растворах брома, на что указывают низкие температуры замерзания эвтектики и присутствие этого элемента, наряду с йодом, в растворах водных вытяжек. Высокие концентрации минералообразующих растворов отмечаются и на проявлениях барита Северо-Западной Монголии, Горного Алтая, Салаире, Кузбасса. Газовая составляющая минералообразующих растворов представлена в основном углекислотой, присутствие которой устанавливается по данным газовой хроматографии.

На многих месторождениях и проявлениях баритовой минерализации наблюдается направленное снижение температуры и концентрации минералообразующих растворов от ранних периодов гидротермального процесса к поздним. Это отчетливо устанавливается по изменению этих параметров в последовательно

т.'с

750

ЮО-

Кварц

ю го ¿о

Концентрация р-рое, °/о

Сульфиды

Барит

1 1

-Ю -5

ТК-На-Г (Карасуг)

Гипс, ангидрит (0|.2)

-Р-

10 15

20^ 25

Бариюпме месторождения

700 7.05 7,10 7,/5 в7$г/ве5г

Рис. 6. Температуры образования, концентрация минералообразугощих растворов, изотопный состав Б и Бг баритовых месторождений Адтае-Саянской складчатой области.

кристаллизовавшихся минералах баритовых жил: кварц-» барит-> кальцит. Так, на проявлениях баритовой минерализации Тувинского прогиба мелкие кристаллы раннего кварца содержат двух- и трехфазовые включения с галитом (Т= 165-90°; С№С| =25-30%); в более позднем барите одно- и двухфазовые включения (Т=110-40°; СМаа =8-22%), а поздние карбонаты содержат включения разбавленных растворов (Т<50°; СмаС|=<5-7%). Все это свидетельствует о сходстве химического состава минералообразугощих растворов месторождений

барита с экзогенными рассолами девонских прогибов Алтае-Саянской области.

Участие экзогенных хлоридных рассолов в формировании баритовых месторождений этого региона доказывается:

- повсеместной приуроченностью баритового оруденения к районам развития девонских отложений, особенно галогенных, и связанных с ними артезианских бассейнов хлоридных рассолов;

- сходством макро- и микрокомпонентного состава (ЫаС1, СаС12, .1, Вг, Ва) и концентрации экзогенных рассолов и рудообразующих растворов; низкими температурами рудоотложения;

- данными по изотопному составу кислорода, серы и стронция (рис.6), свидетельствующими об участии в рудообразовании изотопно-легких экзогенных вод, серы морских сульфатов и полигенном источнике стронция, на что указывают широкие вариации его изотопного состава даже в пределах конкретных рудных узлов (22, 33, 39,41,47,49, 53).

Таким образом, основные черты генетической модели экзогенно-гидротермальных рудообразующих систем, формировавших низкотемпературные жильные баритовые месторождения определяются следующими её элементами.

1. Флюидогенерирующие очаги (корневая зона рудообразующих систем) отождествляются с артезианскими бассейнами экзогенных хлоридных рассолов.

2. Рудное вещество (Ва, Бг, Ре, РЬ, Zn, Б) заимствуется хлоридными рассолами из вмещающих пород.

3. Связь с магматизмом отсутствует.

4. Физико-химические параметры рудоотложения определяются составом и свойствами экзогенных вод, участвующих в рудообразовании.

5. Главным фактором рудоотложения является смешение в зонах разгрузки термодинамически неравновесных металлоносных экзогенных хлоридных рассолов глубоких частей артезианских бассейнов с сероводородными и сульфатными водами верхних гидродинамических уровней.

Участие экзогенных хлоридных рассолов в формировании баритового оруденения Алтае-Саянской складчатой области определяет палеогидрогеологический контроль размещения этих месторождений структурами палеоартезианских бассейнов, что в конечном итоге выражается в их приуроченности к девонским прогибам.

Вторично-гидротермальные рудообразующие системы.

В эндогенно-активных областях металлоносность экзогенных вод значительно разнообразнее, что обусловлено в основном двумя факторами: 1) повышенным тепловым потоком, определяющим более высокие температуры глубокозалегающих экзогенных вод и более интенсивное протекание процессов выщелачивания ими микрокомпонентов из вмещающих пород; 2) накоплением в экзогенных водах легколетучих элементов и их соединений (Hg±As±Sb±F), имеющих эндогенное происхождение. Второй фактор имеет решающее значение при формировании ртутных месторождений "телетермального" типа. В рудообразующих системах этих месторождений корневая зона отождествляется многими исследователями с глубинными мантийными флюидогенерирующими очагами, возникающими в связи с процессами дегазации мантии (Озерова, 1977, 1986) или мантийных щелочно-базальтоидных очагов (Оболенский, 1975, 1985). Такие очаги генерируют сложные по составу флюиды, в которых могли концентрироваться многие рудные элементы. Однако на протяженных путях их миграции к приповерхностной зоне они претерпевают значительные изменения состава и концентрации (охлаждение, отложение части растворенного вещества, частичное или полное "осушение" флюида за счет развития процессов гидратации алюмосиликатных пород и возникновения эвтектических расплавов, гетерогенизация и т.д.), что определяет высокую степень их отсепарированности на верхних уровнях земной коры. Причем ртуть (и при соответствующих физико-химических параметрах As, Sb и F) в силу ее высокой летучести может самостоятельно (даже без участия фазы Н20) мигрировать на значительные расстояния от флюндогенерирующего очага. Общеизвестны факты повышенных содержаний ртути в воздухе и газах над зонами крупных региональных разломов на континентах и над срединно-океаническими хребтами, активно действующими вулканами (Озерова, 1977, 1986, 1998; Меняйлов и др., 1977; Weisberg et. al., 1978, 1988; Siegel e.a., 1984; Трухни и др., 1986 и др.), что свидетельствует о существовании газовых потоков Hg в разломных зонах эндогенно-активных областей (ртутное "дыхание" Земли по H.A. Озеровой).

В качестве доказательства миграции ртути в "сухих" эндогенных флюидах можно привести данные о составе рудообразующих растворов глубоких горизонтов Никитовского

рудного поля и ртутных месторождений Дружковско-Константиновской антиклинали в Днепрово-Донецком прогибе. Как известно, он выполнен многокилометровой толщей терригенных угленосных отложений карбона (рудовмещающая толща) и подстилается мощными соленоснымн отложениями девона. Мигрируя сквозь них, глубинные рудоносные флюиды неизбежно достигли бы предела насыщения по ЫаС1 (до 30-40 мас.%), как это мы видим на примере соседних ртутных месторождений, локализованных в соляных куполах (Славянское, Бантышевское). Однако, даже на глубоких горизонтах Никитовского месторождения, по сути дела на подрудном его уровне, мы фиксируем слабоконцентрированные (4-6 мас.%) хлоридно-бикарбонатные растворы, сходные по составу и концентрации с экзогенными водами зоны затрудненного водообмена (до 40 г/л или 4.0 мас.%), но отличаются от них высоким содержанием С02 (22,62) Можно предположить, что Н§ и С02 мигрировали сквозь соленосную толщу в составе "сухого" флюида, а не гидротермального раствора. Такие доказательства можно привести и по другим районам, где рудообразующие растворы ртутных месторождений не несут геохимических признаков глубокозалегающих подстилающих толщ.

таких растворах, равновесных с самородной ртутью при температурах гомогенизации включений (210°), составляла около 26 мг/л (расчет по данным Сорокина и др., 1988; Гущиной и др., 1991). Содержание

ртути в аналогичных включениях из месторождения Идрия (Словения) составляет 15-20 мг/л (при 190-200°). Такие же оценки металлопосности рудообразующих растворов сделаны и для включении содержащих киноварь или включений в самой киновари (табл.5, рис.7). Это свидетельствует о том, что концентрация в гидротермальных растворах ртутных месторождений 100-1000 раз выше, чем в современных гидротермах и конденсатах вулканических газов.

VH3 "J - •6 -■7 • 1 liJ 4-11 II я "Jk ИМ CM HI.IС HO.11.1 Га ИИ П> .1 kait ИЧСС KIIO i a & i.I ( nupcMcMMi.ic герма.ihiibie itc шчиикit .

pn (i.i К jm'I j i к a ( III 4 ii. т.

r T

Рис. 7. Содержание Hg в различных типах природных вод (Ilg-месторождения по данным автора - таблица 5, остальное по литературным данным).

Анализ известных данных по содержанию ртути в различных типах природных вод показывает, что наиболее высокие ее концентрации установлены не в вулканических газах и растворах современных термальных источников областей активного вулканизма, а в экзогенных хлоридных рассолах, нефтяных водах ряда артезианских бассейнов и нефте-газовых залежах (Bailey et. al., 1961;

Таблица 5.

Содержание рудных элементов в растворах флюидных включений низкотемпературных месторождений.

Месторождение Т том., °С Конц-ня р-ров (мае. %) Главные компоненты Концентрация рудных элементов (г/кг) Метод определения Ссылки

Акджилпш-ское рудное поле (Памир) де-яь 280-130 38-6 __С1 Na-Fe-K Ге 2,5-50,7; Мп 0.2-3.2; Ва 0.2-2,0; Zn 0,1-1.0; Ag 0.1-0,2 Fe 0,1-62,0; Си до I.I; Ag 0,2-1,9 м/з солевых остатков лазерный м/с 51. 57. 58. 59. Боровиков. 1995

Безымянное. МпнгазеЛскиП рулиыН узел. Якутия. Дй-ГЬ 220-130 29-9 С1 Fe 0,1-12,0; Мп 0,1-5,4; Ba0,l-2,0;Zn 2,1; РЬ 4.1; Ag 0,2-1,9 м/з солевых остатков 62

Na-Fe-K

Бу-Аззер. Марокко М-Со-Ав 275-50 40-20 С1 Fe 1,3; Мп 0,25-10,0; Ва 0,6-5,2; Zn 0,8; N1, Со, As - качесг- венно; Си 0.050,7: N¡0,87 м/з солевых остатков лазерный м/с Лебедев. 1998

Na-Ca

Хову-Аксы. Тува М-Со-Л5 160-40 35-20 СТ Fe 10.0; Ni 1.47 ат. абсорбц крупных включений 1

Na-Ca

Альмаден. Испания "к 210-140 200 <1,0 llg 0,026 расчет по вкл cllg°

Илрия. Словения, Не 200-190 <1,5 - llg 0,02-0,015 — // —

Нпкитовское, Донбасс, Нц 180 5,2(4-6) - llg 0,0007-0,003 — И —

Вань-Шань. КитаИ 190-115 >175 6,5-18,0 С1 llg 0,0001-0.0007 llg, Sb качественно — // — лазерный м/с

Na-Ca

Лухумское, Грузия 300-150 8,0-2,0 CI-HCO, Fe, As 2-3 расчет по вкл с FeAsS Аревадзе. 1989

Примечание: м/з - микрорентгеноспектральный анализ; м/с - лазерный микроспектральный анализ.

Розин, 1977; Гидрогеология..., 1978; Озерова, 19816 1986; Басков, Пустовалова, 1979; Учишелева, 1979 и мн. др.). Причем такие высокие концентрации характерны лишь для артезианских бассейнов и нефтегазовых структур, располагающихся над крупными разломами. Например, хлоридные рассолы Даиакильской впадины, приуроченной к Восточно-Африканскому рифту, содержат до 10 мг/кг Н§; нефть и нефтяные воды месторождения Цимрик (разлом Сан-Андреас) - 20.0 и 0.41 мг/л соответственно и т.д. По данным Н.А. Озеровой (1986), содержание ^ в ряде газовых залежей Центральной Европы достигает предела насыщения (>3 мг/м3) и она отлагается в

самородном виде и в виде амальгам в эксплуатационных трубах. На месторождении Цнмрик при откачке нефтяных вод отлагается киноварь. Высокие содержания ртути установлены в артезианских водах Предкавказского и Предкарпатского прогибов. Возникновение таких высокометаллоносных в отношении Hg экзогенных вод и газов, сопоставимых по концентрации ртути с рудообразующими растворами ртутных месторождений, связано с ее накоплением в экзогенных водах и газах за счет глубинных газовых потоков этого элемента (Озерова, 1981, 1986). Судя по экспериментальным исследованиям и термодинамическим расчетам (Сорокин и др., 1988; Белеванцев и др., 1980, 1998; Гущина, 1991 и др.), наиболее "металлоемкими" в этом отношении являются кислые (рН=3.5-5) хлорид ные рассолы галогенных отложений. В них по термодинамическим оценкам при 200° (верхний предел образования HgS в ртутных рудах по данным изучения флюидных включений) может растворяться до О.п г/л ртути. Природными примерами накоплениям в них Hg являются хлоридные рассолы Данакильской впадины (Восточно-Африканский рифт) и нефтяного месторождения Цимрик (Калифорния).

и газах: 1) артезианские бассейны хлоридных рассолов, связанные с различного рода синклинальными структурами (прогибы, впадины, грабены) и 2) нефтегазовые залежи с газообразной ртутью и связанные с ними экзогенные воды в различного рода антиклинальных структурах. Это соответствует двум главным структурным позициям размещения крупных ртутных месторождений: 1) приуроченность барит-киноварных и барит-блеклорудных месторождений к структурам обрамления различного рода синклинальных структур, с которыми были связаны палеоартезнанские бассейны хлоридных рассолов (Тувинский, Минусинский прогибы, месторождения Словацкого рудогорья, Пфальца в Германии н др.); 2) локализация киноварных и антимонит-киноварных месторождений в антиклинальных структурах (антиклинали, брахиантиклинали, куполовидные выступы поверхности надвиговых структур и т.д. -Донбасс, Тянь-Шань, Монте-Амиата, Идрия и др.).

Дальнейшее развитие рудообразующих систем, связанных с артезианскими бассейнами хлоридных рассолов (1 тип), протекает по аналогии с выше описанными экзогенио-гидротермальными системами: деструкция артезианских бассейнов -> возникновение очагов разгрузки артезианских вод -> смешение термодинамических неравновесных вод разных гидродинамических уровней (глубокозалегающих, восстановленных, металлоносных (с БЬ+Аб, Ва, Бг, Си, РЬ, Ъп) рассолов с сернистыми или сульфатными водами верхних горизонтов) -> рудоотложение. Схематически такая модель изображена на рис.8-а. В современных условиях она реально наблюдается при откачке нефтяных вод месторождения Цимрик.

С деятельностью таких рудообразующих систем связано формирование комплексных по составу ртутных месторождений барит-киноварного и барит-Н§-блеклорудного минеральных типов. Для них характерны:

- повсеместная приуроченность к различного рода прогибам и впадинам, выполненным осадочными и эффузивно-осадочнымп отложениями, в составе которых присутствуют гипсо- и соленосные толщи (Тувинский, Юстыдский, Кузнецкий и другие прогибы в Алтае-Саянской области (рис.2), Северная Африка, Пиренеи, Рудняны в Словацком рудогорье, соляные купола СЗ Донбасса и др.);

- комплексный состав руд (киноварь, Г^-содержащий барит, Ре-карбонаты), главными компонентами которых являются БЬ, Аб, имеющие эндогенное происхождение (Озерова, 1986; Оболенский,

И И I I

Kg, C0¡ (± Sb, ± As. ± F) t 200°

llu. Sb. As. CO, I -201)" С - ' И) мас.%

1985; 1,22,50), и Ва, Sr, Си, Pb, и Zn, характерные для хлоридных рассолов (20,22,31,49);

- высокие концентрации (10-40 мас.%) и Cl-Na или Cl-Na-Ca состав рудообразующих растворов, присутствие в иих повышенных концентраций J и Вг, что свойственно хлоридным рассолам экзогенного происхождения;

- низкие температуры рудоотложения, как правило ниже 160° и редко до 180° (5,7,10,11,12,16,19,49), что отличает их от других минеральных типов ртутных месторождений (лиственитового, карбонатио-киноварного, диккит-киноварного и др.) (рис.8);

- заимствованный источник Sr (Ва), Pb (Zn, Си) и S, что доказывается исследованиями изотопного состава этих элементов (рис.9).

Изотопный состав Pb и Sr мезозойского ртутного оруденения Ллтае-Саянской складчатой области (38,42,46,47,53) существенно отличается от первичного состава Pb и Sr мезозойских магматических пород этого региона (базиты, щелочные базиты, гранитоиды), что не позволяет считать последние источником этих элементов. В то же время устанавливаются значимые различия изотопного состава Sr флюоритов и баритов для ртутных руд, залегающих в породах различного состава и возраста (девонские эффузивы, терригенные породы, кембрийские известняки и т.д.), что согласуется с заимствованным характером этого элемента и геохимически сходного с ним Ва. Низкие значения б,80 рудообразующих растворов (рис.9), свидетельствуют о существенной доли в их составе вод экзогенного происхождения (35,41,49).

Сопоставление геологических и минерально-геохимических особенностей ртутных (барит-киноварный тип) и жильных баритовых

б) 1 - накопление ртути в глубоких частях артезианского бассейна хлоридных рассолов (вторичный очаг); 2 - разгрузка металлоносных рассолов вторичного очага и формирование Си-Ва-Н§ и Ва оруденения.

Л Б

Рис. 9. Температуры образования руд антимонит-киноварных (Ь^ (БЬ, Аб), барит-киноварных и барит-бдеклорудных (Си-Ва-Н£) месторождении и концентрация рудообразующих растворов - А (по 1, 5, 7. 11, 12, 16, 20, 62 и литературным источникам), изотопный состав серы сульфидов и сульфатов - Б (22, 39, 44, 49, 50, Озерова, 1986; Озерова и др. 1967,1973 и др.). Изотопный состав свинца - В (по 38, 42, 46, 53) и стронция - Г (по 46, 53) ртутных месторождений. На рис. В поле О - область значений свинца девонских эффузивно-осадочных отложений; М - область эволюции мантийных свинцов (Алтай, Тува).

месторождений показало, что их различия сводятся лишь к присутствию в рудах последних высоких концентраций Н§, БЬ, Лб, а также С02 в мннералообразующих растворах. Все это свидетельствует о том, что они являются производными сходных рудообразуюшнх систем по структуре и источнику гидротермальных флюидов и отличаются лишь участием эндогенных компонентов (Ь^, БЬ, Аб, СО?) во вторично-гидротермальных системах, формирующих ртутные месторождения барит-киноварного типа.

Достаточно эффективное концентрирование газовых потоков ртути может происходить по принципу формирования газовых залежей Центральной Европы под экраном непроницаемых пород. В таком качестве могут выступать пласты глинистых пород, солей, гипса, милоннтизированных пород в надвиговых структурах. При этом наиболее благоприятными для концентрирования потоков газовых флюидов (С02,СН4 и Н§) являются различного рода поднятия, антиклинали и брахантиклинали, диапиры, куполовидные структуры поверхностей надвигов и т.д. Именно к таким структурам и приурочено большинство крупных ртутных месторождений мира: антиклинальные структуры - Ннкитовка, Монте-Амиата, месторождения Китая; куполовидные структуры поверхности надвигов: Хайдаркан, Идрия, Мрас-Ма, Рас-Эль-Ма и др.; соляно-купольные структуры - Славянское, Бантышевское и др. Причем в нижней части разреза многих крупных ртутно-рудных районов как раз и развиты мощные толщи глинистых пород, пласты каменной соли и гипса (Ю. Тянь-Шань, Донбасс, Китайская платформа, Средиземноморская провинция, которые могли явиться эффективным экраном для накопления газовых компонентов, в том числе и ртути. Реальность механизма такого накопления ртути подтверждается не только структурными условиями локализации ртутных месторождений, но и широким развитием на их глубоких горизонтах гнпогенной самородной ртути (Альмаден, Идрия, Хайдаркан, Терлигхая, месторождения Китая и др.), присутствием углеводородов нефти и газа в рудах (Вань-Шань, Тамватней, Ныо-Альмаден, Ныо-Идрия и мн. др.) и во флюидных включениях в минералах руд.

Таким образом, "корневой частью" рудообразующих систем этого типа являются газовые залежи с или бассейны трещинно-жнльных и артезианских вод с Дальнейшее развитие таких

систем происходит по следующей схеме: тектоническое вскрытие вторичного очага металлоносных растворов или газовых залежей ->

миграция флюидов на более высокие уровни смешение с сероводородсодержащимн водами -> рудоотложение. С развитием рудообразующих систем этого типа связано формирование ртутных месторождений диккит-киноварного (Никитовка, Альмаден, Палянское, Кураиское и др.), карбонатно-киноварного (Акташ, Хайдаркан, Чаувай, Сарасинское и др.) и лиственитового (Чаган-Узун, Чонкой, Ныо-Альмаден и др.) минеральных типов. Для них характерно:

- простой, существенно киноварный (реже антимонит-киноварный) состав руд; слабое развитие или полное отсутствие минералов Ва, Бг, РЬ, Zn, Си, характерных для руд барит-киноварного минерального типа;

приуроченность к различного рода антиклинальным структурам (антиклинали, брахиантиклиналн, куполовидные выступы поверхности надвигов и т.д.);

- низкие концентрации (0.5-10 мас.%, обычно 3-4 мас.%), хлориднын (±С02) или хлоридно-бикарбонатный (НаС1-МаНС02±С02) состав рудообразующих растворов (6, 7, 9, 12, 16, 19, 22, 49, 62);

- относительно повышенные температуры рудоотложения (250-50°), что отличает их от более низкотемпературных месторождений барит-киноварного минерального типа (5, 7, 10, 12, 16, 19, 20, Манучарянц и др., 1970; Шамрай и др., 1972; Ишан-Шо, 1975; Головченко, 1982 и ми. другие);

- коровый, заимствованный источник серы (Озерова, 1986; Озерова и др., 1967, 1973, 1977; 39,49);

низкие значения 5|80 рудообразующих растворов, указывающие на участие в формировании руд изотопно-легких экзогенных вод (22,23,41,49).

Таким образом, предлагаемая генетическая модель гидротермальных рудообразующих систем, формирующих ртутные месторождения, основывается на следующих положениях (рис.8-6)

1. Мантийный источник ртути, поступающей в земную кору с потоками глубинных флюидов.

2. Накопление (концентрирование) этого элемента в экзогенных водах или газовых залежах с формированием вторичных очагов металлоносных флюидов (растворов).

3. Разгрузка вторичных очагов при деструкции артезианских бассейнов или нефте-газовых залежей.

4. Отложение ртутных руд на геохимических барьерах (снижение температуры, смешение рудоносных флюидов с сероводородными водами, взаимодействие с вмещающими породами и т.д.).

Такая модель формирования ртутных месторождений объясняет многие спорные вопросы их генезиса: пространственную обособленность от других типов оруденения и проявлений магматизма, высокую металлоносность и пестроту химического состава рудообразующих растворов, как правило, соответствующего составу тех или иных типов экзогенных вод, эндогенный источник IТ^ (БЬ, Аэ, Р) и заимствованный для Б, Ва, Бг, N1, Со, РЬ, что следует из изотопно-геохимических данных, мантийное происхождение ртути и отсутствие убедительных изотопно-геохимических доказательство эндогенного источника рудоносных растворов, сходство условий локализации ртутных и нефте-газовых месторождений, на что обращали внимание многие исследователи (Добрянский и др., 1980; Гавриш и др., 1984). Важная роль экзогенных вод в формировании ртутных месторождений выражается в том, что они являются не только средой для накопления но и источником целого ряда элементов (Ва, Бг, Б и др.), а также служат в качестве эффективного геохимического барьера для отложения руд (Н25, 5042", 02 и др.). В геологическом отношении их участие в рудообразовании выражается в палеогидрогеологическом контроле ртутного оруденения на региональном и локальном уровнях.

Смешанно-флюидные рудообразующие системы

К смешанно-флюидным мы относим рудообразующие системы, в зарождении и развитии которых принимали участие разные по происхождению и металлоносное™ гидротермальные растворы. Производными таких систем в определенной мере являются рассмотренные выше барит-киноварные и барит-Р^-блеклорудные месторождения, в формировании которых принимали участие глубинные эндогенные металлоносные БЬ, Аэ) флюиды и

экзогенные хлоридные рассолы, с которыми связан привнос в зону рудоотложения Ва, Си, РЬ, 2п и других элементов, хотя последние и не относятся к числу важных полезных компонентов руд. Типовым примером смешанно-флюидных систем являются рудообразующие системы, формирующие МьСо-арсенидные и Си-Со-Аэ месторождения.

Ni-Со-арсеиидное оруденение в целом представляет собой конвергентную группу гидротермальных образований, весьма сходных по минеральному составу, по относящихся к продуктам разных рудообразующих систем и проявившихся на месторождениях различного геохимического профиля. Оно известно на золоторудных месторождениях (Зодское на Кавказе, Берикульское в Кузнецком Алатау), ртутных (Сагсайское в Монголии, Чазадырское в Туве, Севано-Акерннская зона на Кавказе, Леоганг в Австрии и другие),серебро-сурьмяных (Таласский хр. в Киргизии, ЮВ Алтай-СЗ Монголия и др.), оловорудных (Якутия) и образует собственные Ni-Со-арсенидные (пятиэлементные) и Cu-Co-As месторождения. Главной особенностью локализации такого оруденения является отчетливо выраженная приуроченность к породам резко обогащенным Ni и Со (гипербазиты, базиты, зоны ранней сульфидной минерализации с высоким содержанием Ni и Со и т.д.). Это привело многих исследователей к выводу о местном, заимствованном источнике этих элементов.

Ni-Co-As и Cu-Co-As месторождения представляют собой весьма своеобразный тин гидротермальных объектов, характеризующихся :

- пространственной и временной обособленностью от других типов гидротермального оруденения, в том числе и низкотемпературного (Канадская, Анти-Атласская, Алтае-Саянская и другие провинции);

- полным отсутствием или слабым развитием "сорудного" магматизма, представленного редкими дайками базитов или щелочных базитов (месторождения Канады, Бу-Аззер, Рудные горы, Хову-Аксинский рудный узел и др.);

- четко выраженной приуроченностью к полям развития пород, обогащенных Ni и Со, что хорошо показано на примере месторождении Бу-Аззер, Хову-Аксы, Кобальт, Эко-Бей, Асхатин-гол и многих других в работах Г.А. Крутова (1959, 1970), В.И. Лебедева (1979, 1986, 1998 и др., 1), В.Г. Тюлькина (1980), Б.В. Образцова (1981), M. Leblanc (1973, 1986), J. Jambor (1971);

- комплексным поликомпонентным составом руд (Ni, Со, Си, Bi, U, As, Sb, Hg, Ag, Au, Pb, Zn, Ba, F и др.), что резко выделяет эти месторождения среди других типов гидротермального оруденения и неизбежно ставит вопрос о полигенности источников рудного вещества.

Этот вопрос достаточно детально рассматривался многими исследователями (Крутов, 1959; Pilot et.al., 1970; Boyle, Dass, 1971; Petriik, 1971; Leblanc, Coeffic, 1974; Лебедев, 1986, 1998; Тори, 1977; Legier et. al., 1984), а также автором (1,26,38,42,46,53), показавшими, что часть рудных компонентов (Ni, Со, Си, Pb, Zu, Ва и отчасти Bi. Ag и другие) явно заимствованы из вмещающих пород, обогащенных этими элементами. Это доказывается:

- пространственной приуроченностью Ni-Co-As и Cu-Co-As месторождения к полям развития таких пород;

- зависимостью компонентного состава руд от геохимических особенностей вмещающих пород: сходство соотношений Ni:Co:Fe в породах и рудах, появление высоких содержаний висмута на месторождениях, локализованных в экзоконтактах ранних гранитоидных интрузий с Bi-специализацией (Рудные горы, Асхатин-гол и др.), медный (сульфосоли Си) или свинцово-цинковый (галенит, сфалерит) профиль руд в зависимости от обогащеиности этими элементами вмещающих пород и т.д. (1,2,43);

- наличием площадных отрицательных ореолов выноса Ni, Со, Ва, Си и других (1,43; Образцов, 1981 ; Лебедев, 1996 и др.);

- данными по изотопному составу свинца, свидетельствующими о местном его источнике (1,38,53, Jambor, 1971; Kanasewich, Farquhar, 1965; Торп, 1977; Legier et. al., 1984 и др.).

На примере Алтае-Саянской складчатой области показано, что рудные свинцы Ni-Co-As и Cu-Co-As месторождений различных рудных узлов, локализованых в породах разного возраста (Каргинский - J, Юстыдский и Абаканский - D, Хову-Аксинский - C-O-D), существенно различаются между собой по изотопному составу (рис.10), а их модельный возраст грубо отвечает возрасту вмещающих пород. В то же время изотопный состав рудных свинцов существенно отличается от первичного состава породного свинца, близкого по возрасту магматических пород этого региона (мезозойские граниты, лампрофиры чуйского комплекса, базиты). Это не позволяет рассматривать последние в качестве источника данного элемента (рис.10) (38, 53). Детальные исследования изотопного состава свинца Ni-Co-арсенидных месторождений Канады (Jambor, 1971; Тогр, 1977 и др.) показали, что он заимствован из вмещающих рудные жилы диабазов и, возможно, архейских сульфидизированных метаморфических пород.

го го м *о

конивнтраа о» раствора, V,

Хону-Лксипский р.у.

Яхимов 1 -X гпад^п

Лсхатин-Гол . ПТТЙЪ_

Лктепе

_иВ_

Хову-Лксы

_Ь1ь___-

Г>у- Лэер ■ ,_,_

Кар| ннскнй р.у.

Юстыдскнй р.). . (А

/И5 Ь

ЛПакамскин р.у.

Рис. 10.Температуры образоваиия руд и концентрации рудообразующих растворов (Л), изотопный состав серы сульфидов (черное) и сульфатов (белое) (Б), изотопный состав свинца галенитов (В) М-Со-Лб месторождений (по данным 1, 38, 42, 46, 53, Лебедев, 1998 и др.). На рис В - черные треугольники - №-Со-А5, черно-белые - Си-Со-Аэ.

Другая группа рудных элементов Аб, БЬ, и, вероятно, Ag, I7 имеет явно иное происхождение, и связана, по мнению многих исследователей (1,26,43,53, Мрня, 1963, Данчев, Стреляное, 1977 и др.), с привносом их глубинными эндогенными флюидами. Об этом свидетельствует сквозной характер проявления мышьяковой (±8Ь, Н§)

минерализации в разрывных структурах, контролирующих размещение М-Со-Аб оруденения. Наличие широких положительных геохимических аномалий Аз, БЬ, независимость их проявления от состава вмещающих пород и т.д.

Основываясь на этих данных о полнгенном источнике рудного вещества, можно предположить, что образование М-Со-Аб и Си-Со-АБ месторождений связано с поступлением эндогенных флюидов, содержащих Аз(± 8Ь,Н§), заимствованием ими Со, Си и других элементов из вмещающих пород и отложением их в рудных жилах в виде арсенидов, сульфоарсенидов и сульфосолей. Такая модель действительно реализуется при формировании ртутных (Сагсайское, Пезасское, Чазадырское и др.), золоторудных (Зодское, Берикульское), серебро-сурьмяных (Кумыштагское, Толбонурское, Чагангольское) и, возможно, некоторых серебро-арсенидных (Актепе, Конгсберг и др.) месторождений, руды которых локализованы среди ультраосновных и основных обогащенных № и Со сульфидизированных пород. Однако, масштабы проявления в них №-Со-арсенидной минерализации несоизмеримо малы по сравнению с её объемами на М-Со-Аб месторождениях. При этом следует учитывать следующие факты.

1. Мощность зон измененных пород вокруг арсенидных жил ничтожно мала (О.п-п-1 м), что не может обеспечить объем N1 и Со, содержащийся в рудных жилах (месторождения Канады, Хову-Аксы и др.). Расчеты, проведенные для конкретных месторождений показывают, что для формирования реальных №-Со-арсенидных жил по этой модели необходимы гораздо более мощные зоны околожильных метасоматитов (до п-100м).

2. Нет соответствия между мощностью зон околорудных метасоматитов и масштабами проявления №-Со-арсенидного оруденения. Так, мощные (п-10м) зоны лиственитизации серпентинитов, березитизации и аргиллизацип основных пород на золоторудных и ртутных месторождениях вмещают рудные жилы с убогой арсенидной минерализацией. И, наоборот, мощные карбонатно-арсенидные жилы ЭД-Со-Аб месторождений (Хову-Аксы, Бу-Аззер, месторождения Канады и др.) сопровождаются весьма незначительными зонками околожильных метасоматов.

3. Рудные жилы с М-Со-Ав оруденением локализуются как непосредственно в породах, обогащенных этими элементами, так и в стороне от них и, что немаловажно, структурно ниже. Например, серебро-арсенидные жилы месторождений Канады располагаются

часто под пологозалегающими спллами диабазов, которые являются источником Ni и Со. Это свидетельствует о том, что существуют иные механизмы заимствования рудных компонентов из вмещающих пород и поступления их в зону рудоотложения.

арсенидные месторождения, залегающие вдоль линии, ограничивающей развитие платформенных, в том числе и галогенных отложений. Последние установлены и среди докембрийских толщ (Жарков, 1974). В такой же позиции залегают многие Ni-Co-As месторождения Центральной Европы, локализованные как в породах фундамента (Рудные горы, Шварцвальд, Альпы), так и непосредственно среди пермских соленосных платформенных отложений (рюккены Мансфельдской кобальтовой гряды, месторождения Вислох и другие). В последнем случае они представлены барит-карбонатными или флюорит-баритовыми жилами, секущими соленосные и гипсоносные отложения перми. Арсениды Ni и Со в них проявляются лишь на участках пересечения жилами медистых сланцев, обогащенных Ni, Со, Ag и другими элементами. Характерно также, что по данным (Jureczko, 1981) именно на этом стратиграфическом уровне хлоридные рассолы пермских соленосных отложений содержат исключительно высокие содержания Си, Ni, Со, Ва, Sr заимствованных из вмещающих медистых сланцев. Рудообразугощие растворы, формировавшие такие жилы, отличались высокими концентрациями (17-27 мас.%) и хлоридио-натриево-кальциевым составом, близким к составу экзогенных рассолов пермских и триасовых галогенных отложений. В такой же позиции залегают Ni-Co-As месторождения Анти-Атласа в Марокко(Крутов, 1959, 1970; Leblanc et. al., 1977, 1982, 1986; Лебедев, 1998 и др.). Рудные жилы локализованы в тектонически нарушенных контактах гидротермально измененных серпентинитов с вмещающими их докембрийскимн породами фундамента Африканской платформы. Реже жилы проникают в платформенные отложения венда и кембро-ордовика, где в их составе появляется значительное количество барита. Кембрийские, девонские и каменноугольные толщи АнтиАтласа содержат галогенные отложения (Жарков, 1974), среди которых в прилегающих к Анти-Атласу прогибах и в настоящее время развиты высококонцентрированные (250-370 г/л) хлоридные рассолы (Гидрогеология Африки, 1978). Таким образом, своеобразие условий локализации Ni-Co-As оруденения заключается в приуроченности его к породам нижнего структурного яруса разреза вблизи их контакта с перекрывающими галогенными отложениями (Хову-Аксинский, Каргинский и другие рудные узлы в Туве, Бу-Аззерский в Марокко, многие месторождения Центральной Европы и т.д.). Присутствие галогенных отложений обусловило появление экзогенных хлоридных

рассолов как среди осадочных толщ верхнего структурного яруса, так и в метаморфических и интрузивных породах нижнего яруса, что и сейчас наблюдается в различных регионах аналогичного строения -Канадский щит, Марокко, Рудные горы, Гарц, Русская платформа и другие (ЬаНеппап, 1933; Грепслер и др., 1970; Баззапо е1.а1., 1972; Безроднов, 1979; Гидрогеология Африки, 1978; 1игесгко, 1981 и др.). Залегающие в обогащенных № и Со породах хлоридные рассолы отличаются высокими содержаниями Со, а также Ва, Бг, Си, РЬ и других элементов. С такими рассолами связано площадное выщелачивание рудных компонентов из вмещающих пород и привнос их в зону рудоотложения, что более подробно будет рассмотрено ниже.

В связи с этим наиболее вероятным представляется формирование М-Со-Лб оруденения по модели смешения двух разных по происхождению металлоносных растворов: глубинного эндогенного (Аб ± Н§ ± БЬ ± И) и экзогенного хлорндного (№, Со, Си, Ва, Бг) (рис. 11), являющихся производными соответственно двух разных флюидогенерирующих очагов: эндогенного (магматического) и экзогенного (артезианские бассейныхлоридных рассолов). Смешение двух металлоносных флюидов и является главной особенностью выделяемых нами смешанно-флюидных рудообразующих систем. Примеры таких систем многочисленны и детально рассмотрены нами совместно с В.И. Лебедевым и В.Г. Тюлькпным (1) на примере различных кобальтовых провинций мира.

Таким образом, главными элементами генетической модели рудообразующих систем №-Со-Аз месторождений являются:

- заимствованный источник N1 и Со, которые привносятся в зону рудоотложения экзогенными хлоридными рассолами, экстрагирующими их из вмещающих пород;

- глубинный источник Аб, БЬ, и Р, связанных с участием эндогенных флюидов;

- главным фактором рудоотложения является смешение разных по происхождению металлоносных растворов;

- палеогидрогеологический контроль оруденения структурами палеобассейнов экзогенных хлоридных рассолов.

Магматогенно-гидротермальные рудообразующие системы

Магматогенно-гидротермальные рудообразующие системы низкотемпературных месторождений отличаются от ранее рассмотренных преимущественно магматическим источником рудного

Со)'.

<300-500 г/л

л^ь, цй), си<, с()2(р) Т->200", С-<10,0 мае. %

+ + 3 П П 4

ЕЗ5 Г7~\б

Рис. 11. Схематическая модель формирования №-Со-А§, Си-Со-Аб и Ва оруденешш в смешано-флюидной рудообразугощей системе. 1 -осадочные (в том числе галогенные) и эффузивно-осадочные породы; 2 -метаморфические породы; 3 - граниты; 4 - гипербазиты; 5 - направление движения эндогенных (а) и экзогенных (б) растворов; оруденение: б -М-Со-Аб; 7 - Си-Со-Аб (а) и Ва (б).

вещества и гидротермальных растворов. Типовыми объектами, связанными с системами такого типа, являются серебро-сурьмяные (Асхатин, Толбонурское, Шарабурегское в Монголии, Озерное и Пограничное на Алтае, Акджилгинское, Левобережное на Памире, Кумыштагское, Бабаханское в Киргизии), серебро-свинцовые (Мангазейское, Прогноз, Менкеченское и др. в Якутии, Марджанайское на Памире) и олово-серебряные (Потоси, Оруро в Боливии; Дукат, СВ России). Оруденение этих формационных типов

характерно для многих оловорудных провинций мира. Наглядными примерами могут служить многие рудные районы Европы (Рудные горы, Корнуолл, Шварцвальд, Словацкое рудогорье), Якутии, Боливии, Алтае-Саянской складчатой области (ЮВ Алтай, СЗ Монголия), Средней Азии (Таласс) и других регионов. Характерно, что вне районов развития оловянного оруденения не установлено пока сколько-нибудь значимых объектов серебро-сурьмяного и серебро-свинцового типов (2,58,60,68).

В рудных провинциях серебро-оловянного профиля серебряное оруденение входит в состав сложных последовательно формирующихся рядов рудных формаций, начинающихся с оловорудных: Бп, XV Си, Ъп, Бп А§, РЬ; Ag, БЬ ->• Не, БЬ (СаР2) (Константинов, 1973; Рундквист, Неженский, 1975; Индолев, Невойса, 1974; Сидоров и др., 1989; Борисенко и др., 1992 и др.). Причем в конкретных рудных узлах устанавливается обратная зависимость между масштабами проявления раннего высокотемпературного оловянного и позднего низкотемпературного серебряного. Так крупные серебро-свинцовые и серебро-сурьмяные месторождения (Асхатин в Монголии, Мангазейское и Прогноз в Якутии, Дукат на СВ России, Акджилгинское на Памире и многие другие) проявлены в рудных узлах с убогим оловянным оруденением. И наоборот в пределах крупных оловорудных узлов (Депутатский в Якутии, Корнуолл в Англии, Рудные горы и другие) серебряное оруденение рассматриваемых формационных типов представлено в основном мелкими месторождениями и рудопроявлениями, локализованными по периферии ареала развития оловянных руд или на верхних горизонтах. Представляется, что эти два типа руд являются продуктами единых длительно развивающих рудно-магматических систем, разным эрозионным (по вертикали) срезам которых соответствуют рудные узлы с преобладанием серебряного или оловянного оруденения. Об этом свидетельствуют:

1. Тесная пространственная связь этих двух типов оруденения, проявляющаяся не только на региональном (рудные провинции, рудные районы), но и локальных уровнях (рудные узлы, месторождения);

2. Наличие в конкретных рудных узлах контрастной эндогенной зональности, классические примеры которой описаны для Депутатского (Некрасов, 1963; Флеров, 1976; Индолев, Невойса. 1974 и др.), Фрайбергского (Вашпапп, 1965), Базардаринского (2, 52,

70,Тготнн, Безуглый, 1990), Кумыштагского (2; Смирнов, 1976), Мангазейского (Костин и др., 1997; Индолев, Невойса, 1974) и многих других рудных узлов.

3. Геохимическая общность этих типов оруденения (Sn, Ag, Bi, Ми, As и др.) определяется присутствием в серебряных рудах станнина, Sn -содержащих сульфосолей, Fe-Mn карбонатов, сульфидов и сульфосолей Bi, самородного Bi, а в оловянных рудах -серебросодержащих станнина и галенита, висмутовых сульфидов и сульфосолей, Mn-содержащих карбонатов, вольфрамитов, сфалеритов и т.д.

4. Сходство в конкретных рудных узлах изотопного состава свинца (галениты и сульфосоли РЬ) оловянных и серебряных руд (38,42,70; Pilot et. al., 1970; Legier et. al„ 1984; Костин и др., 1997 и др.) (рис.12). В то же время он существенно отличается от свинца Мо-W грейзенового, золотого, ртутного, золото-сурьмяного оруденения, проявленного в олово-серебряных рудных узлах и за их пределами (Юстыдский, Толбонурский, Базардаринский и др.).

5. Близость 87Sr/86Sr отношений во флюоритах, баритах и карбонатах серебро-сурьмяных и серебро-свинцовых месторождений и флюоритах из оловянных руд, что показано нами на примере Депутатского, Базардаринского и Юстыдского рудных узлов (рис.12). При этом изотопный состав стронция из этих руд сходен с первичным составом стронция из близких по времени формирования редкометалльных гранитов (гранит-порфиры, онгониты). Для ЮВ Алтая и СЗ Монголии установлено, что он существенно отличается от стронция других типов гидротермального оруденения: Mo-W грейзенового (Калгутинское), ртутного (Джилкыдал, Сагсай, Ак-Кая и др.), баритовых (Карагай, Буратин-Даба, Ирбисту) и редкоземельных флюорит-баритовых (Карасукское, Тува).

6. Сходным изотопным составом серы сульфидов оловянных и серебряных руд (рис.12) (39,51,70; Красножина и др., 1988; Иванов, 1991; Pilot et. al., 1970 и другие).

7. Близким солевым (Cl-Na-Fe-K-Mn) и газовым (CO2-CH4-N2) составом и высокими концентрациями рудообразующих растворов (1, 43, 51, 54, 58, 59, 62, 63, 65, 67, 68). Своеобразие их состава для рассматриваемых типов оруденения в олово-серебряных рудных узлах заключается в высоких концентрациях Fe, Мп и других элементов (NaCl>FeCl2>KCl=MnCl2>CaCl2) и резко восстановленном характере (присутствие FeCl2, СН4), что отличает их от рудообразующих

Рис. 12. Концентрация рудообразующих растворов и температура формирования и Ag-Sb руд (А) в 8п-А§ рудно-

магматических системах (цифры - содержание Ag в флюидных включениях, 1, 33 43, 51, 58, 59, 65, 67, 70). Изотопный состав серы (Б), свинца (В) и стронция (Г) в оловянных (черное) и серебряных (белое) рудах олово-серебряных рудных узлов (38, 39, 42, 46, 53, 68, 70).

растворов Мо^, Аи, М-Со-Аз, Щ-БЬ и других типов месторождений. Такого же состава растворы установлены и во флюидных включениях

п кварце граннт-порфиров, онгонитов и топазсодержащих аляскитов ряда оловорудных месторождений (63, 65, 67; Боровиков, 1995 и др.). На примере Депутатского оловорудного месторождения состав газовой фазы флюидных включений в кварце рудных жил от глубоких горизонтов (1000 м от поверхности) вверх закономерно изменяется от существенно метанового и азотно-метанового (СН4>Ы2) до метан-азотно-углекислотного (С02>М2>СН4) и приближается к составу газовой фазы рудообразующих растворов серебро-свинцовых месторождений этого региона (рис.13) (63, 65).

Рис. 13. Состав газовой фазы флюидных включений в кварце и Ag-Pb руд Верхоянья. 1 - 3 - Депутатское месторождение: 1 -газовые включения, 2 - двухфазные (Ж+Г), 3 - многофазные (водно-солевые) цифры отражают глубину отбора проб в м; 4 - серебряные месторождения Мангазейское, Прогноз.

8. Присутствием в составе рудообразующих растворов оловорудных месторождений высоких концентраций серебра (от 0.1.0 до 8.5 г/кг), установленных во флюидных включениях в кварце на основе применения различных методов исследования: лазерного микроспектрального (57, 58, 59; Боровиков, 1995), микрорентгеноспектрального (59,65,67), протонного микрозондового

(Heinrich et. al., 1994), ISP-MS (Audedat et. al., 1997), а также качественно методом водных вытяжек и на электронном микроскопе с энергодисперсной приставкой "Kevex".

(кварц+хлорит+пирротин+халькопирит), а при Т<200°С с минералами серебро-сурьмяных руд (KBapu+cimepnT+Ag2S) (рис.14). Это свидетельствует о том, что охлаждение рудообразующих растворов, аналогичных установленным на ряде оловорудных месторождений

Рис. 14. Состав минеральных парагенезисов, равновесных с Ag-содержащим рудообразующим раствором Депутатского оловорудного месторождения (65, 67) при температурах отложения Ag-Pb(Ag-Sb) и Sn-W руд (программа "Селектор")

(Депутатское - 65,67; Трезубец - 58,59, Боровиков,1995; Караоба - 57, Зап. Австралии - Audedat et. al., 1977 и др.), неизбежно приводит к отложению минеральных парагенезисов руд серебро-сурьмяных месторождений. Такие высококонцентрированные растворы, содержащие (в г/кг раствора) Ag -0.1-8.5; Fe - до 150; Мп - до 30; Zn -до 10; РЬ - до 6; Си - 0.1-1.2; As - 0.5; Sb - 0.1, рассматриваются нами в качестве исходных рудоносных растворов для формирования серебро-сурьмяного и серебро-свинцового оруденения. И действительно, растворы таких концентраций (до 40 мас.%) с высокими содержаниями Fe, Mn, Zn, Pb, Си, Ag установлены на глубоких

горизонтах (подрудных уровнях кварц-сидеритовых жил) ряда серебряных месторождений (58,59,62,68; Боровиков, 1995). Характерно, что во включениях в кварце топазпротолитионитовых гранитов (Базардаринский рудный узел), топазсодержащих аляскитов (месторождение Одинокое, Якутия), гранит-порфитов (месторождения Депутатское и Дукат) установлены магматогенные высококонцентрированные флюиды, сходные по солевому (№С1>РеС12>КС1>МпС12) и газовому (CH4>N2>C02) составу с рудообразующими растворами оловорудных и серебро-свинцовых месторождений (59,63,65,67). В них также установлены высокие содержания серебра (от 0.1 до 4 г/кг). Это свидетельствует о том, что серебро являлось сквозным элементом в олово-серебряных рудообразующих системах и оно фиксируется на разных этапах их развития как в магматогенных флюидах, так и в рудообразующих растворах, отлагавших оловянные и серебряные руд.

Основываясь на этих данных, а также данных о соотношении оловянного и серебряного оруденения и их зональном размещении в конкретных рудных узлах, можно предполагать, что рудообразующие системы Ag-Sb и А§-РЬ месторождений являются по сути дела верхней, низкотемпературной составной и неотъемлемой частью более сложных Sn-Ag рудообразующих систем. Визуализировать модель таких рудообразующих систем можно следующей схемой (рис.15). Она основывается на следующих положениях.

1. Генетическая связь серебряного (А§-8Ь, Ag-Pb) оруденения с оловянным и рудоносными гранитоидными комплексами.

2. Многоэтапность и единая направленность развития рудно-магматических систем (граниты > гранит-порфиры, онгониты и др. _ Бп^ орудененеие (кварц, касситерит, вольфрамит, арсенопирит) _ олово-сульфидное (пирротин, халькопирит, станнин, сфалерит) на глубоких уровнях; серебряное - Ag-Pb, Ag-Sb (сидерит, тетраэдрит, галенит, станнин, минералы А§) на верхних уровнях систем.

3. Преимущественно магматогенный источник рудоносных растворов и рудного вещества.

4. Высокие концентрации рудообразующих растворов, низкие значения ЕЬ и рН, своеобразие их состава (ЫаС1>РеС12>КС1>МпС12) и металлоносности (Ре, Мп, Zn, РЬ, Ag, Си и др.).

5. Основным фактором отложения серебряных руд является снижение температуры и концентрации растворов. Наиболее эффективно он реализуется при смешении рудоносных хлоридных

Э[аи I

Этап II

А^-БЬ-

+ +

С1. Р.СИ,

Т - 400-500". С - )0-60 мае

Ре. Си, гп. РЬ.

Ае, вь. В1. С1.Р,СИ<

Т - 400-500°. С - 30-60 мае '

З^ЕЕЕ6

Рис. 15. Схематическая модель формирования оловянного и серебряного оруденения в 5п-А§ рудно-магматнческих системах. 1 -граниты; 2 - дайки основных пород (а), гранит-порфиров и онгонитов (б); 3 - олово-вольфрамовое оруденение (а) и олово-содержащее арсенопиритовые жилы (б); 4 - олово-сульфидное оруденение (Си^п-Бп); 5 - серебро-свинцовое и серебро-сурьмяное оруденение (А§-РЬ, Ag-БЬ); 6 - направление движения магматических флюидов (а) и экзогенных вод (б).

растворов с холодными метеорными водами, что фиксируется по резкому снижению концентрации и облегчению изотопного состава кислорода растворов в зоне рудоотложения и будет рассмотрено ниже. Такое смешение рассматривается нами как одна из важных причин формирования концентрированного серебряного оруденения и его пространственного обособления от более высокотемпературного оловянного.

Выделенные типы рудообразующих систем рассмотрены в порядке нарастания роли эндогенных флюидов в их зарождении и развитии (от экзогенно-гидротермальных к магматогенно-гидротермальным). При этом первый и последний типы являются соответственно типичными экзо- и эндогенными системами, а вторично-гидротермальные и смешанно-флюидные своего рода переходными типами.

ПОЛОЖЕНИЕ - III. Важная роль экзогенных вод в зарождении н функционировании гидротермальных рудообразующих систем низкотемпературных месторождений (NiCo-As, Cu-Co-As, Ag-Sb, Ag-Pb, Hg-Sb, Cu-Ba-Hg, Ba и др.) выражается в том , что они являются важным компонентом полнгенных гидротермальных растворов, источником части рудного вещества н эффективным геохимическим барьером при рудоотложетш. Их участие в рудообразовании определяет палеогндрогеологнческий контроль размещения оруденення на региональном н локальном уровнях.

Важная роль экзогенных вод в формировании различных типов рудных месторождений: Cu-Мо-порфировых, колчеданно-полиметаллических, свинцово-цинковых, эпитермальных золото-серебряных, мышьяково-сурьмяно-ртутных и других отмечалась многими исследователями. Для низкотемпературных гидротермальных месторождений эта проблема была детально рассмотрена лишь для As-Sb-Hg, Pb-Zn и Ba-Sr месторождений (Германов, 1953, 1961; White, 1974, 1970, 1977; Хейл и др., 1977; Карпов, Павлов, 1976; Карпов, 1988; Набоко, 1980; Тейлор, 1982; Вейсберг и др., 1982; Сауков и др., 1972; Оболенский, 1985; Озерова, 1986; Хэнор, 1982 и мн. др.). Так, для мышьяково-сурьмяно-ртутных месторождений отмечалось, что рудообразуюгцие растворы представляли собой эндогенные флюиды, многократно разбавленные экзогенными водами (метеорными, нефтяными и др.). Причем последние являлись не только составной частью рудообразующих растворов, но и эффективным геохимическим барьером при рудоотложении, что определялось привносом ими сульфидной и сульфатной серы (осаждение сульфидов и барита) и кислорода (повышение Eh). Для Pb-Zn (Миссисипи) и Ba-Sr месторождений экзогенные хлоридные рассолы различных гидродинамических уровней рассматривались как источник рудообразующих растворов, рудного вещества и фактор рудоотложения (Хейл и др. 1977; Хэнор,

1982 и др.). Вместе с тем для низкотемпературных Ni-Co-As, Cu-CoAs, Ag-Sb, Ag-Pb и Cu-Ba-Hg месторождений эта проблема до последнего времени была слабо проработана. Как показали проведенные нами исследования и аналнз имеющихся литературных данных, роль экзогенных вод в зарождении и развитии рудообразугощих систем низкотемпературных гидротермальных месторождений оказалась значительно шире и многообразнее.

Доказательства участия экзогенных вод в рудообразовашш основываются на: 1) приуроченности того или иного типа оруденения к определенным палеогидрогеологическим бассейнам; 2) сходстве состава и концентрации рудообразующих растворов и экзогенных вод;

3) особенностях их микрокомпонентного состава (Br, J, Ва, Sr и т.д.);

4) данных изотопии О, С и S минералов руд и др. Наиболее обоснованно это можно показать на примере ртутных месторождений (22,31,33,35,39,45,49,50). Как известно, среди других формационных типов низкотемпературных гидротермальных месторождений (Ni-Co-As, Cu-Co-As, Ag-Sb, Ag-Pb, Au-Sb) они отличаются наибольшей пестротой состава и концентрации рудообразующих растворов, даже в пределах отдельных рудных провинций или рудных районов (Алтай, Тува, Донбасс, Забайкалье и др.) (7, 9, 11,12, 16, 20, 33, 62). Это трудно объяснить с позиции изменения состава единого гидротермального раствора. Как показал анализ палсо!пдрогсологическнх обстаиовок формирования ртутных месторождении и изучение источников рудообразующих растворов, особенности состава последних во многих случаях достаточно корректно могут быть объяснены участием в формировании руд тех или иных типов экзогенных вод: хлоридных рассолов, нефтяных и метеорных вод п т.д.

Участие хлоридных рассолов галогенных отложений наиболее детально изучено нами на примере Алтае-Саянскоп складчатой области. В этом регионе для Sb-Hg (антимонит-киноварных) месторождений, локализованных среди докембрийских и нижнепалеозойских отложений (V, С, О), характерны низко- или умеренно концентрированные (<10 мас.%) хлоридно-бикарбонатные растворы с переменным количеством углекислоты, а для Cu-Hg-Ba (барит-киноварных и барит-блеклорудных) месторождений, залегающих на более высоких стратиграфических уровнях и среди нижне- и среднедевонских отложений - высококонцентрированные (до 40 мае. %) хлоридные рассолы. Такая связь состава растворов со

стратиграфическими уровнями локализации оруденения проявляется не только в региональном масштабе, но и в пределах отдельных рудных зон (Курайская, Толбонурская и др.) и рудных узлов (Терлигхайский, Чазадырский и др.) (рис. 16). Растворы ртутных месторождений, залегающих среди девонских отложений, отличаются к тому же облегченным изотопным составом кислорода, что свидетельствует о существенной доли в их составе изотопно-легких экзогенных вод. Этот факт, а также явно выраженная приуроченность Си-Р^-Ва месторождений к различного рода прогибам и впадинам, выполненными девонскими, в том числе гипсо- и соленосными отложениями, сходство макро- и микрокомпонентного состава

Т. С гоо

Терлигханский р. у. (Тува) Н8 (6-0)

Си-Ва-Нц (0(.,|

ю го зо

Р-Р&, лас %

Т. С 200-

Курайская Ну зона (Алтай) Н8(У-0)

Си-Ва-Н8

О Ю 20 30

Концентрация Р'/"*, ^сс.'/.

Си-0а-|1ц (0,.,) Си-Ва-Нц (Э,..)

.. .А. Л -рт Ф^^Н п Л . . X

Нв(е-О) , , . , д.. , , , Нв<у"0) ^

I И пг

-г» -а -/г -б

¡"5

гг 0 г*

в /г м

Р'я

б а

рудообразующнх растворов п экзогенных хлоридных рассолов галогенных отложении (NaCI, CaCI:, J. Br, Ва, Sr и т. д) доказывают, что последние играли существенную роль в их формировании. Это согласуется с данными по изотопному составу серы сульфидов и сульфатов руд (рис.16), особенностями минерального состава и т.д. (19, 22, 39). С девонскими прогибами, к которым приурочены большинство Cu-Ba-Hg месторождений Алтае-Саянской складчатой области (рис. 2), были связаны артезианские бассейны хлоридных рассолов залегающие и в настоящее время на глубоких горизонтах Минусинскою. Тувинского н других прогибов (Зуев, 1963, 1971; Ишшекер. 1968). Такие рассолы могли служить эффективными концентраторами эндогенных потоков Hg, что наряду с повсеместно повышенными в них содержаниями Sr. Ва, Си, Pb, Zn и др. (рис. 5), определило поликомпонентный состав ртутных руд этого типа (барит, киноварь, Hg-блеклая руда, галенит, сфалерит). Такой же состав рудообразуюших растворов характерен для многих ртутных месторождений других регионов, локализованных среди (или вблизи) галогенных отложений: Рудняны в Словацком Рудогорье (гписоносные отложения Р), Швац, Миттерберг и др. в Австрийских \tmi.ix ! соленосные оиожепия Р-Т). Джалама, Артын-Булак в knpi ниш i i пиеопоепые iojIliui lX-,j. а шкже месторождения Сев. Лфрпкн. Нфа.п.на. соляных куполов Донбасса п др.

Важною роль в формировании ртпых месторождений играли ||еф|иные иолы, па что пеодпокраiпо обращали внимание многие исследователи (Сауков, 1960, 1963; Сауков и др. 1972; Bailey et. al 1959, Германов, 1961; Озерова и др. 1967, 1973; Озерова, 1986; White, 1967, 1973, 1974; Федорчук, 1967; Кузнецова и др., 1967 и мн. др.). Их участие в рудообразованпн доказывается приуроченностью ртутных месторождении ряда регионов к структурам обрамления нефте-кноносных бассейнов, нахождением в р\дах капель нефтей и битумов и особенностям п.х состава, а также изотопным составом S, С, О и Ы в минералах руд. Роль нефтяных вод, как важного фактора формирования ртутных руд в связи с привносом ими в зону рудоотложения H2S и S042* убедительно показана Н.А. Озеровой на основе изучения изотопного состава серы. Кроме того, бассейны нефтяных вод, особенно высококонцентрированных хлоридных, могли служить резервуарами для накопления ртути, поступавшей по разломным зонам с потоками глубинных флюидов. Модельным объектом реализации такого механизма является нефтяное

месторождение Цимрик в Калифорнии, где в газах, нефтях и нефтяных водах установлены высокие содержания ртути (Beilev et al.. 1961).

Достаточно очевидным и хорошо обоснованным изотопно-геохимическими данными и изучением современных термальных источников, отлагающих минералы ртути, является участие в рудообразовании метеорных вод (White, 1967, 1973: Уайт. 1970, 1977; Павлов, Карпов, 1972; Оболенский. 1985; Озерова. 1986; Карпов. 1988 и мн. др., а также 22. 33. 35. 39, 49). Их роль как фактора отложения ртутных руд связана с разбавлением рудоносных флюидов (снижение концентрации и температуры) и нрпниосом в зону рудоотложения атмосферного кислорода (повышение Eli). Ma примере современных термальных источников это устанавливается прямыми натурными наблюдениями, а на древних ртутных месторождениях - по данным изучения состава и концентрации растворов и газов флюидных включений в минералах и изотопного состава кислорода рудообразующих растворов, как например на Акташском месторождении на Алтае (рис. 17). Таким образом, пестрота рудообразующих растворов ртутных месторождений, локализованных на верхних структурных уровнях (пли образовавшихся в блпзповсрхностных обстановках). в различных ртутных провинциях связана с участием в рудообразов.пнш разных по состав\ экзогенных вол (метеорных, различных типов артезианских и т.д.).

Менее определенно вопрос о происхождении рудообразующих растворов решается для ртутных п сурьмяно-ртутных месторождений, образовавшихся в более глубинных условиях. К ним достаточно определенно можно отнести месторождения Южно-Ферганского и Зеравшано-Гиссарского ртутных поясов в Южном Тянь-Шане. Ннкитовского рудного поля в Донбассе. Курайской и СараспнскоП рудных зон на Алтае, а также ряд месторождений Якутии. Ктая и других регионов. Для них характерны: киноварный или антимонш-кпповарным состав руд. повышенные температуры (до 200-250''. рис 9) и давления (до 500-1000 бар) их отложения, что косвенно свидетельствует о более глубинном образовании, по сравнению с месторождениями барит-киноварного типа. Рудообразующие растворы этих месторождений повсеместно имеют хлоридно-бикарбонатно-натриевый состав с переменным содержанием С02. Концентрация таких растворов колеблется от 1.0 до 10.0 мас.%. но обычно составляет 2.0-6.0 мас.%. Содержание NaHCOj в растворах нередко равно или превышает концентрацию NaCI (Чаган-Узун.

Рис. 17. Изотопный состав кислорода рудообразующих растворов ртутных (Н§). никель-кобальтовых (№-Со-Аб) и серебро-арсенидиых (М-Со-Л»), серебро-сурьмяных, ссребро-свпнцовых (Ag-Sb. Ац-РЬ). в юм числе бартсодержащпх (Л^-8Ь(Ва) - А. Изменение по вер ткали о 11:С) рудообразующих растворов на глубоко разведанных месторождениях - Б (но I. 33, 41: Владимиров, Борнсенко, Чупнн и др.. 1992 ф и литературным данным).

Чаувай, Чонкой и др.). В составе газовой фазы резко преобладает С02 (>85-90 мол.%), в меньших количествах присутствуют N: и Cll.i Иногда отмечаются высокие содержания H:S (Хайларкаи. Чагаи-Узун). Возможно, такие растворы являлись глубинными эн/иненными. хотя их состав не характерен для магмагогенных флюидов. Вместе с тем, следует отметить их сходство с щелочными водами зон сверхгидростатнческих давлений, установленными на глубоких горизонтах ряда артезианских бассейнов (Зап. Сибирский. Прикаспийский, Азово-Кубанский) и структурах фундамента Русской и Северо-Американской платформы (Ежов и др., 1970, 1986; Розин и др., 1977; Карцев, 1980 и мн. др.). Эти воды отличаются хлорндно-бикарбонатно-иатриевым составом, концентрацией до 60 г'л. высоким содержанием С(Х повышенными концентрациями F. As. В. Li. Kb. Cs и других элементов, многие из которых характерны для рул [путных месторождений (В - Терлигхая. Чазадыр, Кадырель и др. I.i -месторождения Донбасса, Rb - Кючус, Cs - Чаувай и т.д.). Такими же особенностями состава характеризуются и углекислые хлоридно-бикарбонатные воды ряда горно-складчатых областей (Кавказ, Карпаты, Памир, Альпы и др.) (Басков, Пустовалова, 1979, Крайнов и др. 1974; Голева и др., 1981). Не исключено, что такие i л) бокоза.те! акшше \ i лекнслые хлоридно-бпкароона i мыс воды принимали участие в формировании (тутиы.х месторождений.

Таким образом, жннеииые ho.ti.i. являясь влжпым факюром «рождения п ра ¡пития р\ дообраз> кшшх систем, формировавших ртутные месторождения, и фа к юром рудоотложеппя (иривнос Иа. ILS. SO.,:"). во многом определили peí попальиые и локальные >е юнин локализации оруденения и ею кош роль структурами na.ieoóucicnmm экзогенных вод. Наиболее отчетливо такой контроль проявлен для барит-киноварного оруденения Алтае-Саянской складчатой области (рис.2,3), где подавляющее большинство месторождении данного типа локализовано в структурах обрамления прогибов, выполненных девонскими отложениями. Причем наиболее значимые объекты (м-пия Терлигхая. Эзирлиг, Чазадыр и др.) приурочены к тем частям прогибов, где проявлены галогенные отложения и ешманные с ними хлоридные рассолы. В геологическом отношении зго выражается и том, что в пределах крупных региональных разломов, контролирующих размещение ртутных месторождений, последние локализуется на участках пересечения или обрамления ими различного рода прогибов и грабенов. Именно к таким участкам и

приурочены основные ргутпорудные узлы в Тувинским прогибе ('] ерлигхапскпи, Чаданскин, Чазадырский)- Такая же приуроченность Cu-Ba-Hg оруденеиия к районам развития галогенных отложений устанавливается в других ртутных провинциях мира, что уже отмечалось выше.

Участие в рудообразованпл экзогенных хлоридных рассолов определяло особенности размещения Cu-Ba-Hg месторождений не только на региональном уровне, но и в пределах конкретных рудных узлов и месторождений, через проявление эндогенной зональности оруденеиия и его приуроченности к определенным структурным уровням (рис. 2, 3, табл. 3). Важное значение, как фактор палеогндрогеологического контроля размещения ртутного оруденеиия имеют нефте-газоносные бассейны и связанные с ними сероводородсодержащнс нефтяные воды, что детально рассмотрено в работах H.A. Озеровой (Озерова и др., 1967, 1973; Озерова, 1986 и яр).

В отличие от ртутных месторождений рудообразуюшие растворы Ni-Co-As, Cu-Co-As и Ва месторождений характеризуются удивительным однообразием состава и концентрации независящих от I ео.тогнческпх условии их образования п состава вмещающих пород. I!\ eo/ifiii >!! "iipe.ie. тс: си преобладанием N'a П п CaCF

(Nal'l.;('aC I KCl i eC'l. .MjiCI,) upn отношении Na/Ca oi 2-3 до 0.1 (среднее - 1). хлориды К. Fe. Мп являю 1СЯ inopoeieiieiuibiMii K0MN0iienia.mii (1,22,3-1,47,02; Лебедев, 1998; lissaraj ei.al., 1997 и др.). Они с> шее i вепио о пинаются от т ипично магматогенных хлоридных растворов (Sn-W. Sn-Ag. Mo-W. Cu-Mo, TR-флюори r-барнтовые карбонат итовые и другие типы месторождений), в которых соотношение основных солевых компонентов характеризуется следующим рядом: NaCI>FeCI2>K.CI>CaCI2> MnCI2>ZnCI2 (51, 54, 58, 59. 62. 65, 67; Heinrich et. al., 1994; Audetat et. al., 1997; и многие другие). Особенности состава рудообразуюших растворов Ni-Co-As, Cu-Co-As и Ва месторождении во многом определяются участием в их формировании экзогенных хлоридных рассолов, что доказывается, как уже отмечалось выше, пространственной приуроченностью этих месторождений к районам развития галогенных отложений, сходством макро- и мпкрокомпонентного состава рудообразующих растворов и экзогенных рассолов, данными по изотопному составу S, О, С, Pb, Sr.

В строении большинства типовых М-Со-Лб рудных узлов выделяются два главных структурных яруса. Нижний ярус сложен сильно дислоцированными метаморфическими или магматическими породами (фундамент платформ, впадин, прогибов), верхний -пологозалегающими осадочными или вулканогенно-осадочными породами (платформенный чехол, отложения различного рода прогибов и впадин). В строении верхнего структурного яруса, как правило, принимают участие галогенные отложения, во многом определяющие геохимический режим залегающих в них подземных вод, их хлоридный состав и высокие концентрации. Такие хлоридные рассолы в силу своей высокой плотности (до 1.4 г/см') могут глубоко проникать в породы нижнего структурного яруса, особенно в участках повышенной трещиноватости. Глубина проникновения в породы фундамента могла достигать 2-3 км. Такая картина наблюдается в настоящее время на Русской, Сибирской, Северо-Американской и Центрально-Европейской платформах (Гидрогеология.., 1974, 1976, 1978; Коротков и др., 1978), где концентрированные хлоридные воды, обязанные своим происхождением галогенным отложениям платформенного чехла, обнаружены среди метаморфических пород фундамента на больших глубинах.

При погружении, в условиях повышенных температур и давлений они неизбежно взаимодействуют с вмещающими породами, обогащаясь выщелоченными из них мнкрокомпонентамп (Грейслер и др.. 1970; ЭаБзапо е1. а1., 1972; Безроднов, 1979; .киесгко, 1981; 'Габаксблат, Рапопорт, 1988 и др.). В таких условиях формируются крупные резервуары (очаги) высококонцентрированных металлоносных хлорндных рассолов, реальное существование которых устанавливается многочисленными гидрогеологическими исследованиями. Обогащенность рудными элементами, в том числе N¡, Со, Си и другими, позволяет рассматривать их в качестве потенциальных рудоносных растворов. При проявлении тектонических движений и эндогенных гидротермальных процессов создаются предпосылки для возникновения очагов разгрузки экзогенных рассолов и смешения их с глубинными АБ-содержащими гидротермальными растворами. Зона их смешения и является местом формирования собственно рудообразующих растворов, отлагающих в благоприятной структурной обстановке рудные минералы. Физико-химические параметры рудообразующих растворов и "готовность" к рудоотложению в конечном итоге определяется свойствами их

исходных составляющих: эндогенных мышьяксодержащих флюидов и металлоносных хлорпдных вод, каждый из которых характеризуется весьма большим разбросом значений рН, ЕЬ, Т, Р (рис.17), концентраций Н;5. СО:. рудных элементов. Поэтому параметры рудообразующего раствора, возникающего при смешении, могут колебаться в значительных пределах. Если в результате такого смешения достигаются необходимые условия (ЕЬ, рН, N1', Со, Аб и др.) для кристаллизации минералов никеля и кобальта, то зона рудоотложенпя будет пространственно совпадать с зоной смешения. Если такие условия не достигаются, то отложение руд может произойти лишь после соотвек'твуюших изменений физико-химических параметров рудообразующего раствора на более высоких горизонтах (Ьорисеико и др.. 1981. 1984. 1987; Лебедев, 1998). В первом случае при смешении резко неравновесных экзогенных рассолов и Аб (± 1БЬ, С02, Г и др.)-содсржащих эндогенных растворов формируются богатые ЬП-Со-Аб руды, характеризующиеся развитием колломорфных структур, дендритных и скелетных кристаллических форм рудных минералов, халцедоновидного кварца и т.д. Во втором случае отлагаются полнокристаллические М-Со-Аб и Сн-Со-Аб руды.

Акали! кч>ло1 ическот сфоеипи и зональное! п рчдиых узлов показывает, что непосредственно в зоне смешения формируется арсеипдиая КП-Со н сулы|)оарсенидная Со жильная минерализация, на более высоких структурных и гидродинамических уровнях -сульфоарсенидно-сульфосольная и сульфидно-сульфосольная (Ховуаксинск'ий, Абаканский. Кызылоюкский и др. рудные узлы).

Таким образом, экзогенные хлоридные рассолы явились не только источником части рудных элементов, заимствованных ими из вмещающих порол, но и эффективным геохимическим барьером при р\ доотложении. Они обеспечили выщелачивание N1. Со. Си и других злементов из больших объемов пород (наличие площадных отрицательных аномалий), и их поступление в зону рудоотложенпя. В свою очередь, с эндогенными флюидами связана та или иная геохимическая специализация ЬП-Со-Аб руд: Аи, Ag, Мо (Бу-Аззер), Ац. Г, и (Рудные горы. Шварцвальд к др.), А«, Н§, БЬ. Р (Конгсберг) п т.д.

Участием в рудообразовании экзогенных вод обусловлен палеогидрогеологический контроль ЬН-Со-Аб и Сч-Со-Аб оруденения

структурами палеобассейнов хлоридных рассолов, что выражается в приуроченности его к районам развития галогенных отложений и структурам обрамления различного рода прогибов и грабенов, выполненных осадочными толщами, в том числе гипсо- и соленосными. Наиболее наглядно это можно проиллюстрировать на примере Алтае-Саянской складчатой области (рис.1), где подавляющее большинство М-Со-Аб и Си-Со-Аз месторождений располагаются в структурах обрамления Тувинского и Минусинского прогибов. Часть рудных узлов этого типа располагается на некотором удалении от основных полей развития девонских отложений, остатки которых сохранились от эрозии в пределах этих узлов лишь в небольших по размеру приразломных грабенах. Участие хлоридных рассолов в формировании М-Со-Лб и Си-Со-Аэ месторождений определяет не только региональные особенности их размещения в этом регионе, но и характер локализации оруденения и его зональность в пределах рудных узлов (Ховуаксинский, Абаканский, Кызылоюкский и др.) Такой же контроль размещения рассматриваемых типов оруденения структурами палеобассейнов хлоридных рассолов устанавливается и в других кобальтоносных районах и провинциях (Антн-Атлас, Канада, Центрально-Европейская провинция).

Рудообразующие растворы Ag-Sb и Ag-Pb месторождений являлись эндогенными (магматогенными) по своей природе, что доказывается данными геохимических, изотопно-геохимических и термобарогеохимических исследований (2,51,58,59,62,67,68,70). Вместе с тем роль экзогенных вод в формировании этих типов оруденения также достаточно велика и проявляется как важный фактор рудоотложения. Как показали экспериментальные исследования и термодинамические расчеты по растворимости серебра (Зотов, Левин, 1986; Левин, 1987 и др.), наиболее важными параметрами, определяющими его миграцию в гидротермальных растворах, являются температура и концентрация хлора, резкое снижение которых является одной из причин отложения самородного серебра, сульфидов и сульфосолей А§. Наиболее резкое изменение этих параметров достигается при смешении эндогенных металлоносных растворов с холодными метеорными водами. Это реально устанавливается на многих изученных на большую глубину Ag-Sb и Ag-Pb месторождениях (Акджилгинское рудное поле на Памире, месторождение Прогноз в Верхоянье и другие). Так в

Акджилгинском рудном поле (ЮВ Памир) вертикальная зональность А£-БЬ оруденения и его преимущественная локализация на определенных уровнях высот (абс. отметка 4300-4900 м) тесно увязывается с резким снижением концентрации рудообразующих растворов н 5 ,80 (рис. 17,18). что можно объяснить лишь участием в рудоотложенин изотопно-легких низкоконцентрированных метеорных вод (5 1.58.69.70; Боровиков, 1995). Этому же уровню отвечает и резкое

йбс лыс. км

Рис. 18. Изменение по вертикали изотопного состава кислорода рудообразующих растворов (А) и их концентрации (Б) на серебро-сурьмяных месторождениях Акджплгинского рудного поля (Памир). 1 -зона Акджплгинского рудокоп фолпрующего разлома; И -зоны оперяюши.х ею нарушении; цифры - расстояние (в км) от Акджплпи ¡скоо разлома.

снижение температур мпнералообразовання, особенно для рудных стадий гидротермального процесса. Такое изменение физико-химических параметров рудоотложения устанавливается не только по вертикали в центральной части рудного поля вблизи рудоконтролирующего Акджилгииского разлома, по и по латералп вдоль оперяющих его разрывных структур, являющихся рудовмещающими (рис.18). Этим, на наш взгляд, объясняется сходство и единонаправленность вертикальной и латеральной зональности орудененпя. отчетливо проявленной в лом районе. Важная роль метеорных вод, как фактора рудоотложения. выявляется и на других Ag-Sb и Ag-Pb месторождениях (Мангазейское. Прогноз в Якутии и др.).

Таким образом, в образовании всех рассмотренных выше типов низкотемпературных гидротермальных месторождений и формирующих их рудообразующих систем принимали участие различные типы экзогенных вод. Для одних систем они являлись лишь фактором рудоотложения (магматогенно-гидротермальные), для других - источником рудного вещества, рудообразующих растворов и фактором отложения рудного вещества.

ПОЛОЖЕНИИ - IV. Высокая рудоиродукт и вногп. I п.ipo I ерма. и.ных р\.кншра ! \ юшпч сие i ем. фор чир\кипи\ крупные месторождения Ni-Co-As, Ag-Sb, Ag-1'b, llg-Sb и др.. связана с участием в формировании руд высокомстал.тоноспых флюидов и концентрированным рудоотложенпем на контрастных геохимических барьерах, главным из которых для этого типа месторождений является смешение рудоносных флюидов с различными типами экзогенных вод. Основными механизмами, определяющими возникновение высокометаллопосных флюидов, являются: I) накопление лепсолетучих элементов и их соединений (Hg, ±Sb, ±As, ±F) в экзогенных водах (вторично-гидротермальные системы); 2) заимствование металлов Ni. Со. Ва, Sr, Cu, Pb, Z11 и др. экзогенными хлорплпыми рассолами и эндогенными растворами из вмещающих пород (смешанно-флюидные экзогенные и магматогенные гидротермальные системы); 3) концентрирование рудных элементов в магматогенных флюидах на завершающих этапах кристаллизации флюпдогенерпруюишх очагов и при последующей гетерогенизацин флюидов с обособлением водно-солевой фазы (магматогенные гидротермальные системы).

До последнего времени представления о металлоносности гидро! ермал1.пы\ флюидов низкотемпературных месторождении основывалось па к-рмодпнампческих оценках растворимости рудных элементов в растворах разного состава, их содержании в водах термальных источников и редких определениях в водных вытяжках из флюидных включении в минералах. Эти данные указывали на относительно невысокие концентрации рудных элементов. Применение современных инструментальных методов исследования и возможность изучения уникальных крупных флюидных включений в минералах руд М-Со-Аб, Ag-Sb, А£-РЬ, Ь^-БЬ месторождений позволило существенно уточнить и значительно расширить наши представления по этому вопросу. Причем весьма важно, что на ряде крупных глубокоразведанных месторождений (Хову-Аксы, Бу-Аззер, Никитовское. Альмаден, Акджилга и др.) удалось изучить состав и металлоносность флюидов на подрудном уровне (ниже зоны рудоотложения), где физико-химические условия для отложения руд еще не достигались т. е. рудоносные флюиды еще не сбросили свою рудную нагрузку.

Эти данные, приведенные в табл.5, показывают, что на крупных №-Со-Л5. Ац-БЬ, и Ь^-БЬ месторождениях содержание ирофили|П1оши.ч р\Д1ил\ пометив (Мк Со, Ль. Л», 1достигало весьма высоких значений: Ау. N1, Со. Си. 1'Ь. 7.п. Л.ч - п1 г/кг: Пи.. 0.п-и Он I м. 1е - н-10 I к1. 'Ли с\шее I пенно выше ( вЮО-ЮОО раз), чем в водах современных к'рмальных источников, вулканических кпах. а шкже чем содержания лих элементов в магматогеппых (флюидах по экспериментальным оценкам коэффициентов распределения рудных элементов в системе расплав-флюид. Вместе с тем, эти данные по флюидным включениям хорошо согласуются с термодинамическими расчетами и экспериментальными исследованиями по растворимости А", РЬ, Ъх\, Ь^, БЬ и других элементов (Левин, Зотов, 1986: Левин, 1987; Сорокин и др., 1988; Гущина, 1995; Белеванцев и др., 1983, 1998 и др.). Это свидетельствует о том, что в природе существует целый ряд процессов, приводящих к повышению концентраций рудных элементов в рудоносных флюидах до содержаний, фиксируемых в них в зоне рудоотложения и особенно на глубоких горизонтах месторождений.

1. Накопление легколетучнх элементов в экзогенных водах является важным процессом формирования высокометаллоносных

флюидов для вторично-гидротермальных рудообразуюших систем. Как уже отмечалось выше, содержание ртути в рудообразуюших растворах ртутных месторождений на 2-3 порядка выше, чем в газовых потоках над разломами, в вулканических газах и водах современных термальных источников, отлагаюшн.х минералы ртути. При этом следует отметить, что llg в высокотемпературных вулканических газах и гидротермах в Полыней мере связана с газовой (паровой) фазой, что отчетливо выявляется при н.х конденсации (Weisberg, Rohde, 1978; Трухни и др., 1986 и др.). Поэтому представляется, что для достижения содержаний Hg, установленных в рудообразуюших растворах ртутных месторождений, необходимо дополнительное концентрирование этого элемента во флюидах. Механизмами такого концентрирования являются накопление ртути в экзогенных водах при барбатпрованип через них ртутьсодержашнх флюидов и накопление этого элемента в составе газовых залежей под экраном непроницаемых пород. Современными природными примерами реализации таких механизмов являются хлоридные рассолы Данакильской впадины (Восточно-Африканский рифт), пефт и нефтяные воды месторождения Цимрик (разлом Сан-Андреас. Калифорния), ртутьсодержашие газовые залежи (газовые мееiорождення Центральной Гвропы. Днепроно-Донепкоп вмллппы п др.).

В зависимости от состава, концентрации и le.Miiepaiуры экзогенных вод накопление в них ртути iiponcxo.ini в р;и.тнчпых формах: в кислых (р11—3-5j) хлоридныч рассолах - в пиле хлорндныч комплексов (MgCl-,'. Пу.С14:). в щелочных (pl 1^8) о льфидсодержашич водах - сульфидных комплексов (llgSIIS'. Hg(II.S):. IIl:S: ii лр ) в ннзкоконцентрнровпнных при повышенных температурах ( 200") - и виде Hg°aq . Исходя из известных экспериментальных данных и термодинамических расчетов (Белеванцев и др., 1983, 1998; Сорокин и др., 1988; Гущина, 1995 и др.) её содержание в экзогенных водах при температуре 200° (верхний предел отложения киновари на Hg месторождениях) может достигать: п-1, О.Оп и 0.02 г/кг соответственно. Анализ содержания ртути в реальных гидротермальных растворах по данным изучения флюидных включений и вод современных термальных источников, отлагающих минералы ртути, показал, что её концентрация в рудообразуюших растворах конкретных месторождений коррелнрчется с запасами

металла (рис. 19). Ого свидетельствует о том. что крупные ртутные месторождения формировались из высокомсталлоносных в отношении рудообразуюших растворов.

Уровень накопления ртути в экзогенных водах определяется не только их "металлоёмкостью", длительностью поступления эндогенных ртутеносных флюидов, но и их концентрированием в локальных флюидопроводящих структурах. В связи со значительной удаленностью рудогенерирующих очагов от зон рудоотложения и возможностью рассеяния рудоносных флюидов в породах коры, важное значение имеет фактор гидродинамического

¿д с\ .г А г

-г-*

-з-

-■н

-6

-7

а,/

/О I

6 1! • ?

ю /О2 ю3

Заласи Нд ,е т

го*

/О"

Рис. 19. Содержание Ну, в рудообразуюших растворах разных по масштаб)1 ртутных месторождений. 1 - Альмаден, 2 - Идрия, 3 -Никитовка, 4 - Ваньшань, 5 - Акташ, б - Сарасинское, 7 - Чазадыр, 8 -Терлигхая, 9 - Чаган-Узун; термальные источники отлагающие ртуть (литературные данные): 10 - Ньява, 11 - Сальфер-Бенк, 12 - Стимбот, 13 - Аппалель, 14 - Узок.

концентрирования (фокусирования) потока эндогенных флюидов в локальных флюидопроводящих структурах, обеспечивающих их фильтрацию на верхние структурные уровни (60,64,69). Судя по приуроченности большинства крупных ртутных месторождений к двум типам глобальных разрывных структур - зонам или палеозонам субдукции (Юж.Тянь-Шань, Алтай, Алжир, Калифорния и др.) и структурам внутриплитного рифтогенеза (Донбасс, Китай и др.), главными типами флюидопроводящих зон для миграции ртутеносных флюидов являются системы пологих разрывных нарушений (надвиги, шарьяжи и т.д.) и крутопадающие зоны деструкции земной коры. В первом случае зоны пологих разрывных структур, являясь своего рода экранами, служат областью сбора рассеянного объемного потока мантийных газовых флюидов и преобразования его в плоскопараллельный единонаправленный поток, в котором осуществлялся газовый перенос Н§ на верхние уровни земной коры (рис.8-а).

В зонах крутопадающих разрывных структур такого предварительного концентрирования потока глубинных флюидов не достигается, и они служат лишь флюидопроводящими каналами для их миграции. Более эффективно концентрирование газовых флюидов может достигаться на верхних горизонтах земной коры по типу формирования газовых залежей под слабопронпцаемым экраном. В качестве такового могли служить пласты глинистых пород, солей, гипса, поверхности надвигов и т.д., а благоприятными структурами для концентрирования эндогенных флюидов - различного рода бра.хпантиклинали, диапиры. куполовидные выступы поверхности надвигов и т.д. Именно к таким структурам и приурочено подавляющее большинство крупных ртутных месторождений мира (Никитовка, Хайдаркан, Идрия, месторождения Китая). Причем в нижней части геологического разреза многих ртутных провинций широко развиты мощные толщи глинистых пород (Юж. Тянь-Шань, Китайская платформа и др.), пласты каменной соли, гипса (Донбасс, Идрия и др.), которые могли явиться эффективным экраном для накопления газовых компонентов, в том числе и ртути. Вероятность такого механизма концентрирования ртути подтверждается открытием в нефтегазоносных структурах Центральной Европы и других регионов газовых месторождений ртути (Озерова, 1986), по запасам которой они могут быть отнесены к числу средних и соответствуют таким ртутным месторождениям как Акташ и Чаган-Узун на Алтае.

2. Для магматогенных гидротермальных месторождений возникновение металлоносных флюидов связано с выносом ими рудных элементов при кристаллизации магматических расплавов. Эффективность этого механизма, как известно, в свою очередь определяется металлогенпческои специализацией магм, РТ-параметрами их кристаллизации, составом и концентрацией Mai матогенмыч флюидов. Судя по имеющимся оценкам на основе жснеримеп талвпых исследований и термодинамических расчетов (Holland, 1972; Рябчиков и др.. 1974, 1984; Хнтаров и др., 1982; Малинии и др.. 1984; Некрасов, 1984; Чевычелов и др., 1987, 1998 и мн. др.), содержания рудных элементов достигают достаточно высоких значений, хотя и на порядок ниже, чем в реальных рудообразующнх флюидах, содержащихся во флюидных включениях в минералах руд (Рёддер, 1987; Наумов и др., 1980, 1988; Рейф, 1990; Рейф и др., 1992; Прокофьев, 1992,1993, 1996; Боровиков, 1995; Heinrich et. al., 1994; Audetat et. al., 1997, и мн.др., а также 48.57.58,59.62.65,67). Установленные на основе применения различных методов исследования состава включений (микрорентгеноспектральный, протонный микрозонд, ISP-MS, лазерный микроспектральный, водные вытяжки, расчетный по минералам-} ишка.м и др.) содержания рудных элементов составляют: Fe - до 10-15 мае."и. Мп. Zn, Pb - до п-1 мас.%, Си, Ag, As, Те - до О.п мае."у. Это свидетельств}ст о существовании других механизмов дополнительного концентрирования магматогенных флюидов.

Одним из таких механизмов является процесс их тетерогепизации с обособлением малоплотной газовой (Н:0, С02, N2, С11J и водно-солевой фаз, в которой и концентрируются многие рудные элементы. При этом концентрация водно-солевой фазы может в 10-15 и более раз превышать концентрацию исходного магмагогенного флюида. Именно в таких высококонцентрированных (до 60 и более мас.%) растворах установлены высокие содержания многих рудных элементов, в том числе и серебра (табл. 6).

Возникновение таких высокометаллоносных в отношении Ag рудообразующнх флюидов детально проанализировано на примере эпнтермальных золото-серебряных рудно-магматических систем (Коваленкер, 1995, Коваленкер и др., 1988, 1994; Наумов и др., 1998.1990,1994; Прокофьев и др., 1992,1994 и мн.др.). С такими же процессами гетерогенизации магматогенных флюидов связано

Таблица б.

Содержание Ag в растворах флюидных включений в минералах руд гидротермальных месторождений.

№ п.п. Месторождение Содержание серебра в р-ре в г/кг Метод исследования Ссылка

1 1(Аи) 0,024-0,68 Водные вытяжки. Баранова и др., 1980

2 2(Аи) 0,004-0,21 — // — — // —

3 Гаврнловское(Аи) 0.007-2.44 — и — Рослякова н др., 1989

4 Саланрское -" - 2,96 — и — — // —

5 Берпкульское (Аи) „-"-1,07 — и — — // —

6 Банска-Штявница (Аи-А§) 0,12-7,6 ЛазерныП микроспектр альпыП. Прокофьев и др. 1992

7 Кочбулак (Аи-А§) 4,6-5,1 Рас-т по включениям с минералами Наумов и др. 1986; Коваленкер, 1995

8 Зыряновское (РЬ-гп) 1,2-34,0 Лазерный микроспектр альный. Прокофьев и др., 1993

9 Кара-Оба (\У(8п) = 1,0 — И — Рейфидр., 1992

10 Трезубец (Бп-\У) 0,3 — И — Боровиков и др., 1994, 1995

1 1 Депхтатское 0.4-0.8 Микрорентгеноспектра льныП солевых остатков. Борпсенко и лр . 1997

12 Зап. Австрия (БиЛУ) 0,3-0,8 ЬА-^Р-МЙ Audedat е.а., 1997

13 — // — Качественное определение Протонным микрозонд. Неп1пс11 е.а., 1992

1-4 Лкджнлга (Ag-Sb) 0.22-11,0 Лазерный микроспектр альныП. Боровиков п др., 1994

15 0,1-0,2 Микрорентгеноспектра льнып солевых остатков. Боровиков и др.. 1994

16 Мапгазенское (Л8-РЬ) 0.2-1.9 — // — Борисенко и др., 1994

образование концентрированных растворов с высокими содержаниями серебра на более глубинных, плутоногенных олово-серебряных рудообразующих системах (58, 59, 65, 67, 70; Боровиков, 1995 и др.). Отличием их от эпитермальных систем является то, что в них фиксируются не только процессы гетерогенизации, но и последующей гомогенизации флюидов при фильтрации последних вверх и по латерали от центральной части рудообразующей системы. Наиболее

легально это удалось проследить на примере Депутатского рудного учла, где и центральной его части, особенно на глубоких горизонтах, в кварце рудных жил преобладают существенно газовые (I l:0>CCK>N*>CI IJ и водно-солевые (до 60 мас.%) включения, постепенно сменяющиеся к внешним частям двухфазовыми включениями с менее концентрированными растворами (от 35 до 14 мас.%).

Анализ флюидного режима Sn-Ag рудообразующих систем показал, что продуктивными в отношении Ag-Pb, Ag-Sb и Ag-Sn оруденения являются лишь те из них, в которых рудообразующие флюиды прошли стадию гегерогенизации с образованием высококопиентрпрованпых растворов. Примерами их могут служить Депутатский. Базардаринский, Юстыдский, Фрайбергский, Дукатский, Пошей и друже рудные узлы (53, 63, 65, 67; Боровиков,1995; Красножипа и др, 1988; Берман и др.,1993; Sugaki et. al., 1988 и др.). Характерно, что наиболее высокие содержания Ag в растворах установлены лишь на крупных серебряных месторождениях: (Мангазепское. Акджилга. Кочбулак, Дукат, Банска Штявница и другие).

3. Важное значение для возникновения высокометаллоносных растворов имеет выщелачивание рудных элементов из вметающих пород, роль которого особенно значительна для Ni-Co-\s. (,'n-C'o-As п жчогеиных На месторождений. Это доказывается приуроченностью Ni-Со месторождений к породам, обогащенным Ni и Со. данными по изотопному состав)' РЬ и Sr в минералах руд и т.д. Среди всех известных типов экзо- и эндогенных растворов наиболее "металлоёмкими" являются хлорпдные рассолы, обладающие наибольшей способностью к выщелачиванию многих рудных элементов даже при достаточно низких температурах. Это хорошо видно на примере поведения Ni. Со. Си. Ва и других элементов в зонах низкотемпературного изменения алюмосиликатных пород: листвепптизацпя. аргилличацпя, беречитизацпя (13,18,19; Борисенко, 1974). Так. при лнетвенптпзацнп гнпербазитов концентрированными растворами хлорпдно-углекислого состава выносится до 80-90% Со и до 50-80% Ni и Си (в случае если в образовавшихся лпетвенитах отсутствуют сульфиды), в то время как слабо концентрированные хлоридно-углекпелые (< 5-8% NaCl) растворы выносят всего около 20% этих элементов из алюмосиликатной матрицы. В случае

появления в метасоматитах сульфидов (пирит, бравоит, миллерит и др.) заметного выноса этих элементов не устанавливается. Аналогично и при аргиллизации эффузивно-осадочных пород концентрированными растворами выносится соответственно около 80 и 20% Ва и Бг (рис. 20). Более эффективно выщелачивание Со, Си, РЬ н других протекает в породах, предварительно подготовленных предшествующими процессами гидротермального или контактового метаморфизма (рудоподготовительные процессы по Г.Б.Наумову и др., 1983), в ходе которых многие рудные элементы переведены в сульфидную или иные формы, более благоприятные для экстрагирования. На №-Со-Аб месторождениях такими породами являются скарны, сульфидизированные породы, роговики и др. Залегающие именно в таких породах экзогенные хлоридные растворы имеют наиболее высокие содержания многих рудных элементов: Со, Си, РЬ, Хп (медистые сланцы Центр. Европы, метабазиты Канадского шита, метаморфические породы Рудных гор и другие).

Рис. 20. Привнос-вынос Со, Ва, № в зонах лиственитизацин и аргиллизации пород концентрированными хлоридными (сплошная линия) и слабоконцентрнрованными хлоридно-углекислыми (пунктир) растворами.

Процессы выщелачивания рудных элементов достаточно хорошо моделируются в эксперименте, что было воспроизведено многими исследователями, в том числе и автором (1; Петренко и др.. 1974; Лрупонян и др.. 1979). Эти данные свидетельствуют, что хлоридные рассолы могут содержать до О.п г/кг Ni, Со, Си и других элементов, что и фиксируется в реальных экзогенных хлорндных рассолах. Такие же концентрации Ni и Со установлены в рудообразующих растворах наиболее крупных Ni-Co-As месторождений - Хову-Аксы, Бу-Аззер (табл.5).

Хлоридные рассолы обладают высокой способностью к выщелачиванию и в отношении серебра, особенно при повышенных ■емиературах (Левин, 1987). что является дополнительным фактором повышения его концентрации в магматогенных флюидах при их фильтрации и взаимодействии с породами, обогащенными этим элементом. Даже при низких температурах экзогенные хлоридные рассолы ряда артезианских бассейнов содержат повышенные количества Ag (например в Ангаро-Ленском до 6.8 мг/л; Белозерова, 1967; Пиннекер, 1966).

В природе существуют и другие механизмы повышения концентрации рудообразующих флюидов и содержания в них рудных элементов, например "осушение" флюида при метасоматических процессах с образованием водоеодержаишх минералов - слюд, хюршов и |.д. Масппабы uimix процессов пиоиш весьма значи1ельпы.

Кроме образования металлоносных флюидов, важным и необходимым фактором реализации высокой рудопродуктивности рудообразующих систем является наличие контрастных геохимических барьеров для отложения рудного вещества. Для разных типов рудообразующих систем они различны (табл.7), как различна их физико-химическая природа (снижение температуры и концентрации растворов, изменение Eh и рН, привнос в зону рудоотложения H2S, SO/', О- и т.д.). В геологическом отношении эти факторы в наиболее эффективно проявляются через смешение различных типов экзогенных вод с рудоносными растворами и взаимодействие последних с вмещающими породами, что детально рассмотрено многими исследователями, в том числе и автором, на примере различных типов низкотемпературных месторождений (Оболенский, 1985; Сорокин, 1988; Озерова, 1986; Бергер, 1978; Левин, 1987, Коваленкер, 1995 и мн. др., а также 1,11, 12, 13, 16, 17, 19, 27, 35, 43, 49,51,56,58,69).

Таблица 7.

Главные факторы рудоотложения на низкотемпературных _месторождениях._

Тмпы месторождений Факторы рудоотложения

Лg-Sb. Ag-Pb Смешение эндогенных металлоносных флюидов с холодными низкоконцентрированными метеорными водами. Взаимодействие с вмещающими породами. Снижение Т, Са, повышение ЕЙ. Снижение Т.

№-Со-Аз Смешение А5 (Н§, 5Ь, С02, Р) -содержащих эндогенных флюидов с экзогенными хлоридными металлоносными (N1. Со. Си, Ва и др.) растворами. Снижение Т, взаимодействие двух термодинамически неравновесных типов растворов (Аб; С02 — N11, Со, Си)

№-Со-Л§-А$ — // —, и последующее смешение с метеорными водами — // — , смижеине Сс,

Н§-5Ь Смешение глубокозалегающих экзогенных Нд-содержащих вод (вторичного очага) с сероводородными водами. Взаимодействие с вмещающими породами. Снижение Т, повышение С5. Снижение Т, рН, повышение ЕЙ.

Си-Нд-Ва Смешение глубокозалегающих Щ-содержащнх хлорнднмх рассолов с П25 - или 5042' - содержащими водами. Снижение Т, повышение С5, Е11. взаимодействие двух термодинамически неравновесных растворов (Н£С1!2- — Н25; Ва2* — БО,2-).

Ва Смешение Ва-содержащих (экзогенных) хлормдных рассолов глубоких частей артезианских бассейнов с сульфатными водами верхних гидродинамических уровней. Взаимодействие двух термодинамически неравновесных растворов (Ва2* — вО.,2").

Роль контрастностного геохимического барьера отчетливо проявлена на Ag-Sb, Ag-Pb и Ni-Co-Ag-As месторождениях (табл. 8). На тех из них, где основным фактором рудотложения являлось только лишь снижение температуры (Толбонурское, Асхатин, Кумыштагское -Ag-Sb; Хову-Аксы, Бу-Аззер - №-Со-А5) - образуются руды с невысокими содержаниями Ag и тетраэдритом с низкими содержаниями cepeбpa(Ag-Sb месторождения). В случае смешения рудоносных флюидов с метеорными водами

Таблица 8.

Фи шко-химичсские факюрм рудоогложення при формировании серебряных месторождений.

Мссшрождонпи 1 сор р\л СО (ПСрГ К'МП | ралисш ГС/100 м) Вариации ком-цеп[раним р>лоо(1рл-пюша о р-ра (мае %) Iланпые (|»;1кюры рулоо пюжс-нпя Солержа-мпс Л£ в жилах 0/г) Срелнее солержание Л у в блеклых рулах (мае. %) Ссылки

Лд-КЬ и Л£-РЬ месторождения

1 и'|Гч>и\рскос (Мши п.1мя) 200-70 (К> .10-20 Снижение Г 250-300 0.5 1

Л(. \.1 ниг (Моню.жя) 205-70 С) К.-2.1 - " """" 30(1-400 2.0 1

Кумыш кп скос ( 1 а.мсО 245-100 .18-22 Снижение Г 600-800 8 Дачные А А. Ьорогшкова и автора

Лкджил! а (Памир) 230-90 (8-14) .16-1.5 Снижение Т. рл{Г)аплсние мс1сорными кодами >1000 5.5.22 51.58

Пропни (Якутия) 235-100 28-9 -//- >100 10-20 68. Гамянин н лр , 1998

МанпиеПскос (Якутия) 220-110 29-9 — и — >1000 15-30 и более Данные автора, Костин и др., 1997

М-Со-Лб и N¡-Co-Лg-Лs месторождения

\ин\-Лкч.1 • 1 мм) 1 (.0-411 (7-111 .15-27 Снижение '1 200-300 С'улм||нл<л. счльфоеолп АВ 1. 28. 34

1.\ -Л 1 <ср 270-10 (Х-121 1 1-1Х ц _. 200-100 — // — 1. ЛсПслсн. 1998

Я\п.\нш (Чехия) 210-7(1 38-2.5 (.Тшжспис I. ра (бавленне мосоримми волами и 1000 Л£ - самородный Данные ангора. Вашплпп с а.. 1972. 1973

лкюмс (Ушскпскш) 280-50 22-1.9 — II — 11 1000 — И — 1, Коваденкер п др.. 1994

Кпбали (Канала) 250-100 32-5 — И — iv 1000 — II — Га>1ог, 1970; КоЫпяоп. 011-1110(0. 1973 н др.

(ра 16,тление. речкое снижении температуры) (формируются богатые р\ды ( 10001 т) е высокосеребристым тетраэдритом и н фрапбергнтом. Эш фаыоры определяют и вертикальный размах Ag-и Лц-РЬ орудснення: 800-1000 м и более метров в первом случае I 500-800 м во втором. Аналогично проявляется действие этих фактороЕ и на ртутных месторождениях, например богатые руды Акташскогс месторождения (вертикальный размах оруденения около 500 метров) I выдержаные на глубину относительно бедные месторождения Чаган-Узун на Алтае (рис. 17).

Полученные при изучении гидротермальных рудообразующих систем данные о геологических и физико-химических факторах их рудопродуктивности, палеогидрогеологическом контроле локализации низкотемпературных месторождений, физико-химических параметрах и главных факторах рудоотложения, генетических рядах и рудных комплексах являются базой для разработки научно-обоснованных критериев регионального и локального прогноза оруденения и оценки перспектив рудоносности конкретных площадей.

Критерии регионального прогноза низкотемпературного оруденения и прогноза выявления возможных его типов вытекают из палеогидрогеологического анализа обстановок рудообразования во многих изученных автором рудных районах, особенностей проявления в них магматических и рудных комплексов, геохимической специализации вмещающих пород и т.д. Так, определяющее значение для формирования М-Со-Лб, Си-Со-Аэ, Си-Ь^-Ва и Ва оруденения имело наличие в том или ином регионе палеобассейнов экзогенных хлоридных рассолов, к структурам которых приурочено большинство месторождений этих типов. Кроме этого, необходимым условием возникновения ЫьСо-Аб и Си-Со-Аб месторождений являлось наличие пород, обогащенных никелем и кобальтом. Региональные закономерности размещения оруденения рассматриваемых типов определяются его приуроченностью к разрывным структурам, с которыми связана деструкция таких палеобассейнов и возникновение очагов разгрузки экзогенных рассолов. В качестве таковых, как правило, выступают структуры обрамления различного рода прогибов и впадин, выполненных осадочными, в том числе и галогенными отложениями. Главной региональной особенностью размещения Ag-Sb и Ag-Pb оруденения является повсеместная приуроченность к рудным районам Sn-Ag металлогенического профиля, причем в конкретных рудных узлах масштабы их проявления связаны обратной зависимостью с масштабами развития оловянного оруденения, что определяется разным уровнем эрозионного среза Sn-Ag рудообразующих систем.

эталонного в этом отношении Базардаринского рудного узла на Памире (Владимиров, Борисенко. Чупин и др., 1992ф), где в полной мере удалось изучить подрудные, рудные и надрудные уровни месторождении. Это позволило наметить комплекс взаимоувязанных минералогических, геохимических и физико-химических критериев опенки уровня зрозионного среза месторождений и отдельных рудных ;<щ и жил. а также прогноза оруденения на глубину.Такой же комплекс критериев был разработан п для ¡\li-Co-As месторождений на примерах Хоиуаксинского п Буаззерского рудных узлов.

Важное значение для оиенкн возможных масштабов проявления того или иного типа оруденения в конкретных рудных узлах имеет опенка факторов рудопродуктивности гидротермальных рулообразуюших систем. К ним относятся: геолого-структурные условия локализации оруденения и наличие структур для реализации механизмов Iпдродпнамического концентрирования потоков т.|0! 1'|цм,|\ флюидов (шоричнотидрогермальпые и магматогенно-I идрок'рм.ги.ные спеюмы), масштабы флюпдогенерируюших очагов |)к;о1синых п шдогенных). ме 1аллоносность рудообра зующих растворов п определяющие её факторы; контрастность геохимических барьеров при р_\ доотложешш Полпота реализации всех факторов рхлопролукт шзпос ш конкретной гидротермальной рудообразующей системы на разных её уровнях и этапах развития во многом определяет масштабность формируемых ею низкотемпературных гидротермальных месторождений.

Заключение.

В днссерищии на основе анализа геологических условий образования и закономерностей размещения низкотемпературных месторождении. палеогпдрогеологического анализа обстановок р>дообразовапия. изучения вещественного состава и эндогенной зональности орхденення, источников рудного вещества и гидротермальных растворов, физико-химических параметров и главных факторов рудоотложенпя рассмотрены условия зарождения и развития гидротермальных рулообразуюших систем и дана оценка факторов, определяющих их высокую рудопродуктивность в отношении низкотемпературною Нц-БЬ. ЬП-Со-Аз, Си-Со-Аб, Ац-БЬ, Дц-РЬ и Ва орхденення. Установлено, что наиболее фундаментальные различия таких систем определяется происхождением

рудообразующих растворов и причинами, обусловившими их высокую металлоносность. Выделено четыре основных типа рудообразующих систем: экзогенно-гидротермальные, вторично-гидротермальные, смешанно-флюидные и магматогенно-гидротермальные. Они принципиально отличаются различной ролью эндо- и экзогенных факторов в их зарождении и развитии, участием в рудообразовании различных типов экзогенных вод, своеобразием источников рудного вещества. Главными факторами, определяющими высокую рудопродуктивность таких систем, являются высокая металлоносность рудообразующих растворов, масштабность флюидогенерирующих очагов (эндо- и экзогенных), гидродинамическое концентрирование потоков рудоносных растворов в благоприятных геологических структурах и контрастность геохимических барьеров при рудоотложении. Возникновение высокометаллоносных флюидов в рамках рассматриваемых рудообразующих систем связано с накоплением легколетучих элементов и их соединений в экзогенных водах, заимствованием рудного вещества из вмещающих пород, концентрированием рудных элементов в магматогенных флюидах при кристаллизации флюидогенерирующих очагов и при последующей их -етерогенизации с обособлением водно-солевой высокометаллоносной {)азы. Проведенные исследования показали важную роль различных типов экзогенных вод в зарождении и функционировании рудообразующих систем и формировании низкотемпературного >руденения, что выражается в палеогидрогеологическом контроле его юкализацни структурами древних бассейнов экзогенных вод. 1оследнне являлись одним из источников рудного вещества и >удообразующих растворов и эффективным геохимическим барьером 1ля отложения руд.

На основе детальных термобарогеохимических исследований юказана специфика рудообразующих растворов различных типов шзкотемпературных месторождений, дана оценка их [еталлоносности, установлена связь масштабов месторождений с онцентрацией профилирующих рудных элементов в рудообразующих астворах, а также обоснована генетическая связь серебряного и ловянного оруденения в рамках единых рудно-магматических систем. 1оследнее подтверждается и данными изотопно-геохимических сследований.

Полученные в ходе выполнения работы результаты и выводы ослужили основой для разработки комплекса критериев

регионального н локального прогноза низкотемпературного орчдененпи. что было использовано при оценке перспектив р\доносносгп конкретных рхдных районов и рудных узлов, прогнозе ор_\ дснеппя па глубоких горппимах месторождении и отдельных

р\ 1111,IX VKII.I

Список оспонных ииубликоианных работ автора по теме диссертации

1. Ьорисеико A.C. Лебедев В.И.. Тюлькин В.Г. Условия образования гидротермальных кобальтовых месторождений. Новосибирск: Наука, 1984. 172 е

2. Ьорисеико A.C.. Павлова Г.Г.. Оболенский A.A., Лебедев В.И., Ьедарен H.H.. Боровиков A.A.. Дышу к М.Ю.. Коледа А.Я., Мориев H.fC. Серебро-су рьмяная рудная формация. Новосибирск: Наука. 1992. 189 с.

.4. Наплои АЛ . Оболенский Л.Л.. Борисенко A.C. Влияние некоторых физико-химических факторов на глубинность и зональность рудоотложения на ртутных месторождениях '/Материалы симпозиума по глубинности и зональности оруденепия. Владивосток. 1971. е. 58-60.

4. Кузнецов В.А.. Оболенский A.A.. Борисенко A.C., Васильев В.И., А. МартаП. Первое рудопроявление рп'ти в Монголии //Геология и геофизика. 1973. №6. с I 13-1*16.

5. Васильев В.И.. Оболенский A.A.. Борисснко A.C. Температурные \е.юнпя формирования ртпы.х месторождении //Докл. АН СССР. 1974, т.209.

2. с -151-45.1

6. Ьорисеико А С. О возможном определении карбонатов и бикарбонатов натрия н рас шорах та iono-жпдких включении в минералах //Докл. All ( CCI'. |у74 I 214. .V» 3. е 917-920

7 Ьорисеико A.C. Васильев 15 И.. Оболенский A.A.. Шугурова H.A. I осин i озоио-лидких включении и минералах р\д ртутных месторождений и \I!мi! jм р\. [опорных paci ворон Док.т AI I СССР. 1974. т. 2 14. № 4. с. 673-676.

S Дистапон Cieô.iéna Al . Оболенский A.A.. Кочеткова К.В.,

Ьорисеико АС. Генеятс Удереиского ¡олото-с\рьмяното месторождения в l'.iiiiceiiCKOM кряже /Теология и геофизика. 1974. № 8.

9 Ьорисеико A.C. Определение карбонатов и бикарбонатов натрия в растворах газово-жидких включений в минералах методом криометрии //Минералогия жиленных образований. Труды ЗСОВМО, вып. 2, 1974, с. 98-104.

10 Ьорисеико А С.. Оболенский A.A. Минеральные типы листвепитов и фтико-хнмическне условия их обраювания (па ирттмере Алтае-Саянскои складчатой области и Мошолнп) //Материалы по экспериментальной и теистической минералогии. Г.9. Новосибирск: Наука. 1976, с. 193-207.

II. Борисенко A.C.. Лебедев В.И.. Оболенский A.A., Зайков В.В., Тюлькин В.Г. Физико-химические условия формирования гидротермальных месторождений Западной Тувы //Тезисы сов. Основные параметры природных процессов эндогенного рудообразования. Новосибирск. 1977, с. 113-114.

12. Борисенко A.C. Физико-химические условия формирования лиственитов Алтае-Саянской складчатой области (по данным изучения газово-жидких включений //Геология и генезис рудных месторождений Юга Сибири. Новосибирск, Наука, 1977, с. 144-157.

13. Борисенко A.C., Оболенский A.A. О соотношении аргиллизации вмещающих пород и рудоотложения на ртутных месторождениях //Геохимические особенности миграции и концентрации рудных элементов. М: Наука, 1977. с. 119-138.

14. Борисенко A.C. Изучение солевого состава растворов газово-жидких включений в минералах методом крнометрии //Геология и геофизика, 1977. №8, с. 16-28.

15. Кузнецов В.А., Оболенский A.A., Васильев В.И., Борисенко A.C. Монголия - новая ртутная область//Геология и геофизика, 1977, № 5, с. 67-73.

16. Оболенский A.A., Борисенко A.C., Васильев В.И. Физико-химические условия и некоторые факторы рудоотложения при формировании ртутных месторождений //Генетическая минералогия ( по включениям в минералах), Новосибирск: Изд-во ИГиГ СО РАН, 1978, с. 141-160.

17. Оболенский А.А, Борисенко A.C. О соотношении лиственитизации и рудоотложения на ртутных месторождениях магнезиалыю-карбонатно-кииоварного (лиственитового ) типа //Генетическая минералогия (по включениям в минералах). Новосибирск: Изд-во ИГиГ СО РАН, 1978, с. 27-42.

18. Борисенко A.C., Оболенский A.A. Метасоматиты и условия локализации в них ртутного оруденения //Метасоматизм и рудообразование. М: Наука, 1978, с. 168-175.

19. Оболенский A.A., Борисенко A.C. Физико-химические параметры и главные факторы рудообразопания на эпитермальных месторождениях ртути, сурьмы и мышьяка //Основные параметры природных процессов эндогенного рудообразования. Т.2, Новосибирск: Наука, 1979, с. 181-193.

20. Борисенко A.C., Лебедев В.И., Оболенский A.A., Зайков В.В., Тюлькин В.Г. Физико-химические условия формирования гидротермальных месторождений Западной Тувы //Основные параметры природных процессов эндогенного рудообразования. Т.2, Новосибирск: Наука, 1979, с. 226-233.

21. Широких И.Н., Борисенко A.C., Скороходов В.Н. Стадийность и физико-химические параметры образования метасоматитов Алханайского рудного узла //Природа растворов и источники рудообразующих веществ эндогенных месторождений. Новосибирск: Наука, 1979, с. 139-146.

22. Оболенский A.A., Борисенко A.C., Оболенская Р.В. Природа растворов и источники рудного вещества эпитермальных месторождений ртути, сурьмы и мышьяка //Природа растворов и источники рудообразующих веществ эндогенных месторождений. Новосибирск: Наука, 1979, с. 42-70.

23. Борисенко A.C. Геохимические особенности формирования гидротермальных баритовых месторождений //Тезисы Всес. Совещ. "Генетические модели эндогенных рудных формаций", Новосибирск, 1981, т.2, с. 150-152.

24. Борисенко A.C. Формации околорудных метасоматитов эпитермальных месторождений ртути, сурьмы и мышьяка //Эндогенные рудные формации и процессы рудообразования. Новосибирск: Изд-во ИГиГ СО РАН, 1981, с. 11-118.

25. Оболенский А.А . Борисепко A.C.. Васильев В.И. Металлогения ¡mm Mill' Вопросы м.нмаппма и металлогении Монгольской Народной IVur.ñ ink и I 1ов.>спС>ирек. И и-но ИГиГ СО l'Ail. 1981. с.27-35.

l'y Борисепко А С . Лебедев H II.. I ю.п.кип В.Г. Геохимические черп.1 i .-ni'i п'кч кои мо le.ni i идро i cpxia.i и u>i\ кооалиовых месторождении Гезиеы IkVv ('оцет "I снстчсскпе модели >iuoiекпых p\;iiii,i\ формации". 11оноспГ>ирск. IУХ I. i.2.c. 153-15-1

27 Борисепко A.C.. Гречитена В.11. Околорудиые метасомашты pi> 1111.14 месторождении Т\ны //Гидротермальное низкотемпературное р> дообраюнлпие и метасоматоз. Новосибирск: Наука. 1982, с. 43-82.

28 Борисепко A.C.. Лебедев 13. И. Физико-химические условия обра юнання р\д Хону-Аксииекого кобальтового месторождения

lii.ipoiep.mii.ii.iuie пи ¡ко i см пера турное р\ лообразовапие и метасоматоз. I ЬмпчпГ'прск. Наука. 1482. с. 1-12-157

2ч Обо ¡опекая Г Ii . Ьориеснко АС. Шипицип 10.Г.. Макуха 'I'll. Mm ¡ч> .ломот м к MoioioiicKHN щелочных базадьтоидах Горного Алтая Ммкри мечет ы как индикатры i оологических процессов. Новосибирск: Изд-II.- Ill ni Cl » l'Ail. 1982

30. Ьориеенко A.C. Анализ соленою состава растворов газово-жидких нк мочений к минералах методом криометрии //Использование методов lep.Moôapoiеохимии при поисках и изучении рудных месторождений. М: Недра. 1982. е. 37-47

31. Оболенский A.A.. Оболенская Р.В., Борисепко A.C. Актуальные аспекты reiieiических моделей рудообразования эпитермальных месторождений '•Vencíплоские модели эндогенных рудных формации. Т.1. Новосибирск: Наука. I983.о 154-160

32 ( loo loiieKTiii A A. Борисепко АС.. Оболонская Р.13. Генетические ря.па р\.ип.1\ форхмчпп тпиюрма.п.ных месторождении и их ирогпозно-ucta.i.toioniiTcch'oc значение / I loiii.ie данные по металлогении Забайкалья. Чита: и ¡.i-no i.iül Ulli. 1983. с 9-22

33 IщрщоисKiiii К) Д.. Обо.loilOKiiii A.A.. Борисова С.А., Бориееикч: \ (. . Медведковская 1111.. Оболенская Р.В. Изотопный состав кислорода и м.теро.та жильных минералов шикоте.миературных гидротермальных меоюрождонпй Цеп тральной Азии //Генетическая минералогия и геохимия р\лн1.1х месторождении Сибири. Новосибирск: Наука. 1984. с. 100-112.

34. Лебедев В.И.. Бориоеико A.C., Стадийность образования и минеральная ¡опа.п.посп. арсонилпых жил Хову-Аксипского мссторождеии* I eiiei пческая мпнера.кн ия и юохихшя рчдных местрожлений Сибири Новосибирск' I 1а\ ка. 1984. с. N9-163,

!5 Ки/пеып VA. Obolcnski> А..Д.. Вштьепко A.S.. Obolenskaya R.V i i;e-loM!iu!p vi slenb оГ low-lempoialiire h> dmlhermal doposils //Proceedings of llv MNtli (,)uaüieiiinal .IACOI) S\ mposium. Stulloaal. (îermany. 1984. p. 142-147.

36. K> ¡попов В А.. Оболенский A.A.. Бориоеико A.C., Оболенская Р.В. Лебедев В.И Meia.T.ioi ения Мошольекой Народной Республики (ртуть) ! loiiiicnónpcK: I Iзд-no И1 иГ СО PAII. 1986, 30 с.

37. Скуридин В.А.. Борисепко A.C.. Боровиков A.A., Шипицин Ю.С. Говерловекий В.А. Поведение рудных элементов в контактовом ореоле

Остыдского массива (ЮВ Горного Алтая) //Тезисы локл Всес. совет, по -ео.химии. Новосибирск. 1986. с. 96-97

38. Троицкий В.А.. Чернышев 13.И.. Корисеико А.С . Оболенский А А. -Ъотопиый состав свинца и происхождение нипермальпич месторождении юга \лтас-Саяпской складчатой области -'/Тезисы локл. Всес совет по а абп.п.пмч потопам. Москва. 1986. с. 3-46-348.

39. Озерова H.A.. Борисенко A.C.. Виноградов В.II . Оболенский A.A.. -1осик Л.П.. Уразлии Н.И. Источники серы ртутных месторождений Л.пас-^аянской складчатой области //Эндогенные рудные формации Сибири и фоблемы рудообразования. Новосибирск. Наука, 1986. с. 156-170.

40. Борисенко A.C., Бортников Н.С.. Павлова Г.Г.. Пепин А.И.. Тоспелова Л.Н. Висмутсодержащие минералы в сидерит-сульфосольных жилах Остыдского прогиба//Геология и геофизика. 1986. № 10, с. 70-77.

41. Борщевский (O.A., Оболенский A.A.. Борисенко A.C., Борисова '.Л., Медведовская Н.И., Иванова О.И., Храповская Л.В. Изотопный состав ислорода и углерода карбонатов сидерит-сульфосольной минерализации Эстыдского прогиба //Тезисы докл. Всес. совет, по стабильным изотопам. íocKBa, 1986, с. 40-42.

42. Троицкий В.А., Чернышев И.В., Борисенко АС.. Оболенский A.A. [зотопный состав свинца эпитермальных месторо-ждениПАлтае-Саянской кладчатой области. Изотопная геохимия процессов рудообразования. М: Наука, 988, с 39-46.

43. Борисенко A.C., Оболенский A.A., Лебедев В.И. Основные черты ;нстических моделей эпитермальных серебряных месторождений //Построение одел ей рудообразующих систем. Новосибирск: Наука. 1987. с. 107-118.

44. Борисенко A.C.. Павлов И.А.. Павлова ГГ. Боровиков ДА сточиикн серы сидерит-сульфосольных жил Юстылского npoi ион /<1 еология и юфизика, 1988. № 7. с 125-129.

45. Оболенский A.A.. Оболенская Р.В . Борисенко А.С . Войпеховекля .Б.. Гущина Л.В. Некоторые общие вопросы создания iiniei ра.п.ных пешческих моделей рудных формаций ртутных месюрожлеинй 5улообразовапие и генетические модели эндогенных р>лпых (формаций эвосибирск: Наука, 1988, с. 295-302.

46. Борисенко A.C., Скуридин В.А.. Лебедев В.И., Оболенская Р.В . :резиков Ю.К., Говердовский В.А. Металлогения рудного района Северо-)стока Горного Алтая и Северо-Западной Монголии //Закономерности змещения полезных ископаемых. Т.XV. М: Наука. 1988, с. 131-140.

47. Борисенко A.C. Физико-химические параметры формирования ритовой минерализации Алтае-Саянской складчатой области "ермобарогеохимические исследования процессов рудообразования. шосибирск: Наука, 1988, с. 165-176.

48. Рослякова Н.В., Борисенко A.C.. Радоетена П.Г.. Осоргин II.IO. угурова H.A., Цимбалист В.Г. Металлы во флюидных включениях зологодных формаций //Геохимия рудообразующих систем и металлогеническнй ализ. Новосибирск: Наука, 1989, с. 165-179.

49. Борисенко A.C. Палеогидрогеологический контроль ¿термального оруденения Алтае-Саянской складчатой области //Источники

рудного вещества и физико-химические условия эпитермальноп рудообразования. Новосибирск: Наука. 1990, с. 74-84.

50. Озерова H.A., Горчаков П.Н., Манучарянц В.А., Борисенко A.C. Oi источниках вещества ртутных и сурьмяных месторождений //Источник! рудного вещества и физико-химические условия эпитермальноп рудообразования. Новосибирск: Наука, 1990, с. 53-73.

51. Борисенко A.C., Боровиков A.A., Павлова Г.Г., Морцев Н.К Физико-химические условия формирования серебро-сурьмяного оруденени: Базардаринского рудного узла //Гранитоидный магматизм и оруденени Базардаринского горно-рудного района (Южный Памир). Новосибирск: Изд-bi ИГиГ, 1990, с. 160-180.

52. Павлова Г.Г., Борисенко A.C., Морцев Н.К., Дышук М.Ю. Боровиков A.A. Минеральный состав и стадийность формирования серебро сурьмяного оруденения Акджилгинского рудного поля (Юго-Восточньп Памир) //Гранитоидный магматизм и оруденение Базардаринского горно рудного района (Южный Памир). Новосибирск: Изд-во ИГиГ, 1990, с. 124-159.

53. Борисенко A.C., Скуридин В.А., Оболенский A.A., Троицкий В.А Чернышев И.В., Пономарчук В.А., Говердовский В.А. Проблема связ: эндогенного оруденения с магматизмом в рудном районе Юго-Восточноп Алтая и Северо-Западной Монголии //Изотопные исследования npoueccoi рудообразования. Новосибирск: Наука, 1991, с. 151-170.

54. Борисенко A.C., Боровиков A.A., Дашкевич1 Г.Э., Федосеев Г.С Особенности состава рудообразующих растворов молибден-вольфрамового олово-вольфрамового оруденения ЮВ Алтая и СВ Монголии //Физико химические модели эндогенных месторождений. Кызыл: Тув. Книжн. изд-вс 1991. с.6-9.

55. Борисенко A.C., Боровиков A.A., Шебанин А.П. Роль метан углекислотных флюидов в формировании мышьяк-содержащих минеральны парагенезисов //Физико-химические модели эндогенных месторождени? Кызыл: Тув. Книжн. изд-во, 1991, с. 9-11.

56. Павлова Г.Г., Третьяков Г.А., Борисенко A.C. Термодинамическо моделирование на ЭВМ условий формирования сульфосольных парагенезисо серебро-сурьмяных месторождений //Физико-химические модели эндогенны месторождений. Кызыл: Тув. Книжн. изд-во, 1991, с. 30-33.

57. Рейф Ф.Г., Прокофьев В.Ю., Боровиков A.A., Борисенко А.С Берзина А.П. и др. О концентрации металлов в рудообразующих флюида //Докл. РАН,т.325, № 3, 1994, с. 585-589.

58. Борисенко A.C., Боровиков A.A., Шебанин А.П., Павлова Г.Г., Кру H.H., Морцев Н.К. Эндогенные флюиды олово-серебряных рудообразующи систем Базардаринского рудного района (Юго-Восточный Памир //Термобарогеохимия минералообразукнцих процессов. Новосибирск, изд-во О РАН, 1994, с. 83-91.

59. Боровиков A.A., Борисенко A.C., Ишков Ю.М., Поспелова Л.Ь Рудные элементы и особенности состава минералообразующих флюиде серебро-сурьмяных месторождений //Термобарогеохимия минералообразующи процессов. Новосибирск: изд-во СО РАН, 1994, с. 92-100.

Введение Диссертация по геологии, на тему "Рудообразующие системы низкотемпературных гидротермальных месторождений"

Актуальность исследований. К низкотемпературным гидротермальным месторождениям относят, как известно, большую группу промышленно важных месторождений сурьмы и ртути, никеля и кобальта, серебра, золота, свинца и цинка, барита, флюорита и других полезных ископаемых. Они характеризуются низкими температурами образования (< 25()°С), о чем свидетельствуют низкотемпературный характер минеральных парагенезнсов рул. и околорудных метасоматитов; удаленностью от магматических рудогенерирующих очагов и отсутствием или параге'нетической связью с проявлениями магматизма; пространственной обособленностью от других более высокотемпературных типов гидротермального оруденения; малоглубинностью формирования и т.д. Эти месторождения относятся к различным формационным типам: ртутной (мышьяково - сурьмяно - ртутной), золото - ртутной, никель-кобальтовой арсенидной (пятиэлементной). медно-кобальтовой сульфоарсенидно-сульфосольной. серебро-сурьмяной. серебро-свинцовой, флюоритовой эпитермальной, баритовой и другим рудным формациям. Месторождения в геологическом отношении достаточно хорошо изучены. Их геологическоеение и закономерности размещения, минеральный состав руд и околорудные метасоматиты, физико-химические параметры рудоотложения и другие вопросы детально рассмотрены в работах многих исследователей.

Вместе с тем, целый ряд фундаментальных проблем генезиса этих месторождений до последнего времени оставался остро дискуссионным и нерешенным. К ним относятся проблемы соотношения низкотемпературных месторождений с магматизмом и другими типами оруденения, источников рудного вещества и гидротермальных растворов, роли эндогенных флюидов и различных типов экзогенных вод в их формировании, геологических и физико-химических факторов рудоотложения и другие. Особенно это касается слабо изученных до последнего времени в генетическом отношении • - ^никель-кобальтовых арсенидных, медно-кобальтовых ульфоарсенидных, серебро-сурьмяных и серебро-свинцовых § месторождений. В конечном итоге оставалось неясным, в чем £ ^ецифика гидротермальных рудообразующих систем, С' формировавших такие своеобразные по составу руд месторождения, часто весьма крупные по запасам и богатые по содержанию рудных компонентов, пространственно обособленные от других типов оруденения. Неясность многих вопросов генезиса выразилась в том, что одни и те же типы низкотемпературных гидротермальных месторождений (например, ртутные, баритовые и др.) в существующих классификациях относятся к разным генетическим группам: телетермальным, эпитермальным, экзогенным, магматогенным, метаморфогенным и т.д., а соответственно стратегия поисков и разведки в разных регионах и особенно в разных странах строилась на основе прямо противоположных генетических концепций. Системный подход к решению многих проблем генезиса низкотемпературных месторождений наиболее полно и эффективно может быть реализован через изучение гидротермальных рудообразующих систем, условий их зарождения и развития.

Цель и задачи исследований. Цель работы заключалась в выяснении главных геологических и физико-химических факторов, определяющих высокую рудопродуктивность гидротермальных рудообразующих систем, формировавших крупные низкотемпературные месторождения никеля и кобальта, серебра, сурьмы и ртути, барита, на основе анализа условий зарождения и развития таких систем и разработки их генетических моделей.

Для её достижения решались следующие задачи.

1. Изучение пространственно-временных и генетических соотношений между различными типами низкотемпературного гидротермального оруденения, с другими более высокотемпературными типами руд оруденения и магматизмом.

2. Выяснение роли эндо- и экзогенных факторов в зарождении и развитии рудообразующих систем низкотемпературных месторождений и роли в этом различных типов экзогенных вод (метеорных, хлоридных рассолов. галогенных отложений, вод нефтегазоносных бассейнов и т.д.)

3. Установление основных источников рудного вещества и гидротермальных растворов.

Фактический материал и методы исследований. В основу диссертации в виде научного доклада положены результаты многолетних (197.0-1998 гг.) исследований автора на более чем 120 разных по масштабам месторождениях Н£, БЬ, №, Со, А§, барита и флюорита Сибири, Якутии, Монголии, Памира, Тянь-Шаня, а также Донбасса, Чехии и других регионов. Исследования проводились в соответствии с планами НИР Института геологии и геофизики, а затем Института геологии СО РАН по темам: "Процессы образования и закономерности локализации месторождений ртутных формаций (1970-1975 г.), "Рудные формации эндогенных месторождений Сибири и научные основы их прогнозирования (1976-1980 г.), "Условия образования и рудноформационный анализ эндогенных месторождений рудных районов Сибири (1981-1985 г.), "Эволюция процессов рудообразования и разработка геолого-генетических моделей эндогенных рудных формаций (1986-1990 г.), "Генетические модели рудных формаций и рудообразующие системы гидротермальных месторождений структур тектоно-магматической активизации (1990-1995 г.), "Металлогения и рудообразующие процессы в геодинамических обстановках внутриплатного рифтогенеза (1996-1998 г.), в которых автор выполнял разделы по изучению околорудных метасоматитов ртутных месторождений, физико-химических параметров формирования месторождений Н§, N1 и Со, Ag, Аи, Бп-У/, Мо-\"/, флюорита и барита, условий их образования и закономерностей размещения и других вопросов генезиса. В разные годы (за период с 1971 по 1989 г.) принимал участие в работах Советско-Монгольской геологической экспедиции АН СССР и АН МНР по изучению ртутных" и серебро-сурьмяных месторождений Монголии, был ответственным исполнителем и научным руководителем 12 хоздоговорных тем с различными геологическими производственными организациями и геологическими комитетами Сибири, Якутии и Киргизии, а также комплексных тематических исследований в рамках научных тем и проектов совместно с геологами научных и производственных организаций СО РАН, Мингео СССР, Монголии и Марокко.

За период проведения этих исследований автором лично и совместно с коллегами из ОИГГМ СО РАН, ИГЕМ РАН, ТИКОПР СО РАН. ЯИГН СО РАН и других научных и производственных организаций изучались ртутные месторождения Алтая, Тувы, Забайкалья, Монголии, Тянь-Шаня, Донбасса; никель-кобальтовые арсемидные месторождения Тувы, Хакасии, Алтая, Средней Азии, Чехии, Марокко; серебро-сурьмяные и серебро-свинцовые месторождения Монголии, Алтая, Памира, Таласса, Якутии; баритовые месторождения Хакасии, Тувы, Алтая, Монголии, а также флюоритовые, золоторудные и редкометалльные месторождения в различных регионах. Изученный круг объектов охватывал основные типы низкотемпературных гидротермальных месторождений, а также месторождения, в которых пространственно совмещено оруденение различных формацнонных типов. При этом особое внимание было уделено исследованию рудных узлов (более 25), анализу особенностей размещения в них оруденения, эндогенной зональности, пространственно-временных и генетических соотношений различных типов оруденения, характеру проявления магматизма. Собранный материал явился основой для изучения условий зарождения и развития и факторов рудопродуктивности гидротермальных рудообразующих систем, формировавших месторождения рассматриваемых типов.

Для решения поставленных в работе задач был использован комплекс методов, включающий традиционные методы геологического и минералогического картирования, изучения вещественного состава руд и матасоматитов и т.д., а также современные методы термобарогеохимии (гомогенизации, криометрии, KP-спектроскопии, газовой хроматографии, микрорентгеноспектрального анализа солевых остатков, электронной микроскопии и т.д.), изотопной геохимии (изотопы Pb, Sr, S, С, О), минерало-геохимических исследований (микрозонд, нейтронно-активационный анализ, атомная абсорбция и т.д.), термодинамического моделирования (программа "Селектор") и другие. Решение общегеологических вопросов проводилось совместно с В.А.Кузнецовым, A.A. Оболенским, В.И. Лебедевым, A.A. Боровиковым, Г.Г. Павловой, А.Г. Владимировым, В.Г. Тюлькиным, термобарогеохимическое изучение - с A.A. Боровиковым, В.И. Лебедевым, В.И. Васильевым; изотопно- геохимические исследования - совместно с И.В. Чернышевым, В.А. Троицким, В.А. Халиловым (изотопы РЬ), В.А. Пономарчуком (изотопы Sr), H.A. Озеровой, В.И. Виноградовым, А.П. Перцевой, Л.П. Носиком, (изотопы S), Ю.А. Борщевским и А.П. Перцевой (С, О). Изучение минерального состава руд выполнялось совместно с Г.Г. Павловой, В.И. Лебедевым, В.И, Васильевым, Н.С. Бортниковым, А.А, Боровиковым и Н.К. Морцевым, околорудных метасоматитов - с А.А, Оболенским, В.Н. Гречищевой и И.Н. Широких, термодинамическое моделирование - с Г.Г, Павловой и Г.А. Третьяковым.

Научная новизна и практическое значение исследований.

1. Установлено, что все многообразие гидротермальных рудообразующих систем, формировавших низкотемпературные месторождения, сводится к четырем их типам, принципиально отличающимся разной ролью эндо- и экзогенных факторов в их зарождении и развитии: магматогенно-гидротермальные, экзогенно-гидротермальные, смешанно-флюидные и вторично-гидротермальные. Выделение двух последних типов в авторской интерпретации обосновано впервые.

2. Выявлены главные геологические и физико-химические факторы высокой рудопродуктивности гидротермальных рудообразующих систем, формировавших крупные ртутные, никель-кобальтовые арсенидные, серебро-свинцовые, серебро-сурьмяные и баритовые месторождения. Показано, что наиболее важными из них для таких систем являются: высокая металлоносность рудообразующих растворов, гидродинамическое концентрирование потока гидротермальных флюидов и контрастность геохимических барьеров, главным из которых является смешение металлоносных растворов с экзогенными водами.

3. Показана важная роль экзогенных вод в зарождении и развитии гидротермальных рудообразующих систем низкотемпературных месторождений. Различные типы экзогенных вод являлись одним из компонентов полигенных гидротермальных растворов, источником части рудного вещества и фактором рудоотложения.

4. На примере большой группы низкотемпературных месторождений (Ь^-8Ь, Си-Ва-Н§, Ш-Со-Ав, Си-Со-АБ, Ва) установлена определяющая роль палеогидрогеологического контроля в локализации оруденения на региональном и локальном уровнях.

5. На основе детальных термобарогеохимических и изотопно-геохимических исследований показано, что своеобразие состава и концентрации солевых и газовых компонентов рудообразующих растворов, формировавших руды различных типов низкотемпературных месторождений во многом определяется типом эндогенных флюидов и экзогенных вод,' участвующих в рудообразовании

6. Впервые на основе изучения флюидных включений дана опенка металлоносности реальных рудообразующих растворов ^-БЬ, N¡-00 и Ag-Sb месторождений и установлена связь масштабов месторождений с концентрацией профилирующих рудных элементов в рудообразующих растворах.

7. Получены новые оригинальные геологические, изотопно-геохимические и термобарогеохимические данные о генетической связи серебряного и оловянного оруденения в рамках единых рудно-магматических систем.

Результаты изучения гидротермальных рудообразующих систем, геологических и физико-химических факторов их рудопродуктивности, эндогенной зональности рудных узлов, палеогидрогеологического контроля локализации оруденения, физико-химических параметров и главных факторов рудоотложения, представления о рудных комплексах и закономерностях их проявления имеют важное значение при проведении поисково-оценочных и геолого-разведочных работ, оценке перспектив рудоносности конкретных площадей, прогнозе оруденения на глубоких горизонтах месторождений и рудных жил. На основе полученных данных автором совместно с В.И. Лебедевым, A.A. Оболенским, A.A. Боровиковым, Г.Г. Павловой, А.Г. Владимировым и другими разработан комплекс критериев регионального и локального прогноза Ni-Co-As, Cu-Co-As и Ag-Sb оруденения (Борисенко и др., 1984ф, 1986ф, 1996ф; Владимиров, Борисенко, Чупин и др.,1992ф и др.). С его реализацией связано обоснование и выявление новой сереброрудной провинции на СЗ Монголии (медаль и диплом ВДНХ СССР, 1987), выявление новых серебро-сурьмяных месторождений и рудных зон в северо-западной Монголии (акты внедрения и письма Мингео СССР от 29.06.1984, 01.11.1985, Мингео МНР от 16.08.1987, а такжеАН МНР и др.), обоснование прогноза оруденения на глубоких горизонтах Ni-Co-As месторождений Хову-Аксы (Лебедев и др.,1981ф, Борисенко и др,.1984ф) и Бу-Аззер (Лебедев и др., 1997), а также серебро-сурьмяных месторождений СЗ Монголии, ЮВ Памира и других регионов. К практическим результатам работы автора можно отнести внедрение в практику термобарогеохимически'х исследований новых методических основ криометрического анализа (6,14,30,62).

Апробация работы и публикации. Результаты исследований и основные развиваемые положения обсуждались на различных Всесоюзных и международных совещаниях, конференциях и симпозиумах: по термобарогеохимии в Уфе (1976),

Владивостоке (1978), Львове (1985), Нанси, Франция (1997), Симпозиуме МАГРМ в Тбилиси (1982), "Основные параметры процессов эндогенного рудообразования" (Новосибирск, 1977), "Генетические модели эндогенных рудных формаций"(Новосибирск, 1981, 1985), Всесоюзного совещания по стабильным изотопам (Москва, 1982, 1987), Всесоюзном металлогеническом совещании (Новосибирск, 1987), Международных симпозиумах "Термодинамика природных процессов" (Новосибирск, 1992), "Бассейны черносланцевой седиментации и связанные с ними полезные ископаемые" (Новосибирск, 1991), Всесоюзной конференции по метасоматозу (Ленинград, 1976), семинарах межведомственных рабочих групп "Построение генетических моделей эндогенных рудных формаций" (Никитовка, 1988; Симферополь, 1988; Владивосток, 1989), а также на региональных научных и научно-производственных совещаниях и конференциях в Новосибирске, Барнауле, Томске, Улан-Баторе и др.

По теме диссертации автором опубликовано более 120 работ, в том числе две монографии, 70 основных из них перечислены в приведенном ниже списке. Кроме того, значительная часть материалов по теме диссертации содержится в 21 научных и научно-производственных отчетах, в том числе в крупных обобщающих работах по металлогении Монголии (Кузнецов и др., 1978; Борисенко и др., 1986), по минералогии и генезису серебряного оруденения ЮВ Алтая и СЗ Монголии (Борисенко и др., 1988), ЮВ Памира (Владимиров, Борисенко, Чупин и др., 1992) и других.

Благодарности. Работа выполнена в лаборатории гидротермального рудообразования и металлогении ОИГГМ СО РАН и автор выражает искреннюю благодарность руководству Института за внимание и поддержку при проведении исследований. Особую признательность автор испытывает к академику В.А. Кузнецову и профессору A.A. Оболенскому, во многом способствовавшим формированию моих научных интересов и оказавших неоценимую помощь при проведении исследований, особенно в ранние периоды научной деятельности. Весьма плодотворным было сотрудничество с В.И. Лебедевым,H.A. Озеровой, И.В. Чернышевым, В.А. Троицким, Ю.А. Борщевским, В.Г. Тюлькиным, Н.С. Бортниковым, Г.Н. Гамяниным, А.И. Холмогоровым, А.Г. Владимировым, В.Н. Гречищевой , В.А. Пономарчуком, Н.П. Бедаревым, А.И. Колядой, которым автор выражает искреннюю благодарность. Выполнению работы во многом способствовало полезное обсуждение результатов исследований с членами-корреспондентами РАН И.Я. Некрасовым, Г.В. Поляковым, М.И. Кузьминым, В.И. Коваленко, а также докторами и кандидатами наук В.И. Белеванцевым, В.И. Бергергом, Э.Г. Дистановым, Ю.А. Долговым, Г.Ф. Ивановой, О.П. Ивановым, В.В. Зайковым, И.Н. Китаем, Г.Р. Колониным, K.P. Ковалевым, С.К. Мустафиным, H.A. Никифоровым, И.Л. Никольским, А.Л. Павловым, Д.И. Павловым, Б.С. Пановым, В.Ю. Прокофьевым, Ф.Г. Рейфом, H.A. Росляковым, В.И. Сотниковым, В.Н. Шараповым, Ю.Г. Щербаковым, В.В. Алпатовым, P.A. Амосовым, В.А. Амузинским, Ю.К. Березиковым, А.П. Берзиной, H.A. Гибшер, В.А. Говердовским, С.А. Двуреченской, Ю.М. Ишковым, A.B. Костиным, Р.Г. Кравцовой, В.И. Купенко, К.А. Левиным, Б.Н. Лузгиным, В.Б. Наумовым, Т.М. Сущевской, A.A. Томиленко, В.Е. Тупяковым, В.П. Чупиным, И.Н. Широких, а также профессорами Р. Хёллем, Ц Варчеком, М. Штемпроком, Лхамсуреном, докторами Я. Дюришевой, В. Гураем. Всем им автор признателен за доброжелательную критику, конструктивные советы. Автор глубоко благодарен за неоценимую помощь в проведении исследований, сборе фактического материала и его обработке коллегам по лаборатории к.г.-м.н. A.A. Боровикову, Г.Г. Павловой, В.И. Васильеву, Л.В. Гущиной, а также В.В. Бабичу, Г.С. Федосееву, Н.К. Морцеву, Л.И. Свириденко, B.C. Гимон.

Основные защищаемые положения

ГОСУД^. *

БИБЛИЙТ\.„ •

Таблица I.

Рудные формации низкотемпературных гидротермальных месторождений

Рудные формации Г лавные минералы руд Главные и второстепенные (в скобках) компоненты руд Связь с магматизмом Типовые примеры

1 {икель- кобальтовая- арсеш/дная (мя полементная) (М-Со-Ая) Лрсеннды и сунь* (|юарсенилы N1, Со, Ге, серебро, висмут, кальцит, доломит N1, Со, В1, Лg, Ав (и. Ли, Нё, Ва, СаР3) Парат гетическая связь с базальтоид-иым и щелочно-базальтоидным магматизмом (1, Лебедев. 11Ж1, 1 Бу-Атзер, Хову-Аксииское, Кызыл-Огакское (Тува), Кобальт, Эко-Бей (Канада), Яхимов (Германия) ульфорсенидно- СУ,'11,фОСОЛМ1<'1Я « и-Со-Дх) Тсинантит. «ерс-дорфит, кобальпш. арсеииды N1-Со. сульфиды Си, 1ч\ 7ли кварц, кальцит. барит Си, N1, Со, Л» (Лц. Sh.Hg.Pb. 7,п. В а) — // — Узун-Ой. Чсргагское. Мотенбуреньское(Ту ва), Хараджульское (Хакасия)

Серебро- свинцовая (Дц-РЬ) Сульфосоли Дк, Си, 1М>, галенит, кварц, сидерит ле, гь (вь, ш. Си, я«) 0»я*зь. с оловоносными гранигоидными комплексами Мангазейское, Прогноз (Якутия), Мард-жанайское (Памир)

Серебро- сурьмяная (ЛК-8Ь) Дй-тетраздрит, сульфосоли Си, Ш, 1М). халькопирит, висмут, сидерит Л^, Си, ИЬ (В/, РЬ, Н&, Ва) — И — Асхатин, Толбонур-ское (Монголия), Кумыштагское (Таласс), Акджил-гинское (Памир)

Р»утпая: аншмониг-КИПОВарНЫИ тип (8Ь-11Й) барит- киноварный (Си-Ва-Щ) Киноварь, аитнмо-инг, пирит, реальгар. ауриишмоит, кальцит, кварц, диккит, ± флюорит Киноварь, Поблеклые руды, сфалернт, халькопирит, пирит, барит. кварц, диккит, карбонаты Пк(ЯЬ. Л5) Ва (Си, ЯЬ, Ав, РЬ, гп) Парагенетическая с щелочио- базальтоидным магматизмом (Оболенская, 1971; Оболенский, 1966) — // — Альмаден (Испания), Идрия (Словения), Иикнтовскос, Хай-даркан, Акташское, (СНГ) Терлигхайское, Чаза-дырское (Тува). Джилкыдал (Алтай), Сагсайское (Монголия)

Зол ото-ртутная Золото, мирит, арсеноиирит. кино-впрь, антимонит, реальгар, аурнпиг-мент. шеелит, минералы 'П. кварц, кальцит, барт Ли (Лй, эь, Лэ, Т1, Ва, W) 7 Карлик, Кортец. Ноксвилл (США), Кючус (Якутия), Хемло (Канада), Алшар (Македония)

Флморнювам ннпермаьная (С:. I-,) Флюорит, кварц, кальци т (барит, пирит, галс/ип, сфалерит) Са1Г1 (Ва, РЬ. 2п) 1 {ара/ смсгмческля с телочно- базальтоидиым магматизмом (Оболенский. 1985) Аблгатуйское, Калан-туйское(Забанкалье), Харайрыг, Хоигор, Берхе (Монголия)

Баритовая жильная (Им) Варит. Бг-барит', целестин, кварц, кальцит (± пирит, сульфиды Си, Хп, РЬ) Ва (8г, РЬ, Zn) Смрское, Базикское, Мрасское, баритовые жилы Копетдага, Ц] варивальда. Гарца и др. описаны в работах многих исследователей: В.И. Смирнова, В.А. Кузнецова. A.A. Саукова, Ф.П. Федорчука, В.Э. Пояркова, H.A. Озеровой, И.Л. Никольского, H.A. Никифорова, A.A. Оболенского, Б.С. Панова, В.И. Васильева, В.И. Бергера, Р.В. Оболенской, И.П. Щербаня, В.И. Сорокина, С.К. Мустафина, Э. Бейли, Д. Уайта, Ф. Сопе, Ф. Диксона и многих других - ртутные месторождения; В. Лингрена, Г.А. Крутова, Г. Шнейдерхена, В.А. Унксова. H.H. Шишкина, Ю.М. Дымкова, В.И. Лебедева. И.Л. Некрасова. A.A. Богомола, В.А. Коваленкера. М. Лебланка. Д. Мрня, Л. Бауманна. В.Г. Тюлькина, Г.Б. Наумова. В. Петрука, С. Скотта. А. Чангкакоти и др. -Ni-Co-As и Cu-Co-As месторождения; Г. Шнейдерхена, В.И. Смирнова. И.Я. Некрасова, Л.Н. Индолева, Г.Г. Невойсы, Б.Л. Флерова, М.М. Константинова, Л. Бауманна. Г.Н. Гамянина, Н.С. Бортникова, С. Хоббса, В. Фриклунда, А.Е. Антонова, А .Я. Коляды, A.B. Костина. Г.Г. Павловой, A.A. Боровикова и других - Ag-Sb, Ag-Pb месторождения; Л.К. Савельева, Н.Е. Учамейшвили, В.В. Кулинича. И.А. Комова, Л.П. Харчука, Н.Ф. Шонии и других - баритовые месторождения. В них всесторонне освещены геологические условия образования и закономерности размещения, особенности вещественного состава руд и околорудных метасоматитов, различные проблемы генезиса низкотемпературных месторождений. Эти исследования показали, что рассматриваемые типы месторождений существенно выделяются среди других гидротермальных месторождений (эпитермальных - Au-Ag, Ag-Sn, Ag-Pb-Zn и др., плутоногенных - Au, Sn-W, Mo-W, Cu-Mo и т.д.) устойчиво низкими температурами образования (<200-250°С), пространственной обособленностью от других более высокотемпературных типов оруденения и магматизма, особенно ртутные, никель-кобальтовые арсенидные и баритовые, своеобразием состава руд и околорудных метасоматитов. В существующих классификациях их относят к телетермальным (Hg-Sb, Ni-Co-As, Ва), эпитермальным вулканогенно-гидротермальным (Hg-Sb, Ni-Co-As, Ва, Ag-Sb, Ag-Pb), плутоногенным (Ag-Sb, Ag-Pb, Ni-Co-As), экзогенным (Ва), связывают с теми или иными типами магматических пород и оруденения, объединяя в разные по составу генетические ряды и рудные комплексы. Такая неопределенность объективно связана со слабой изученностью гидротермальных рудообразующих систем, формирующих эти месторождения. В предлагаемой работе сделана попытка решения этой фундаментальной задачи, на основе материала, полученного автором, обобщения и анализа обширной информации, имеющейся в современной геологической литературе. Проведенные исследования, базирующиеся на комплексном подходе к изучению гидротермальных рудообразующих систем, включали анализ условий образования и закономерностей размещения низкотемпературных гидротермальных месторождений (1, 2, 4, 25, 36, 46, 49, 53, 61, 70), изучение соотношений различных типов оруденения между собой и с магматизмом (1, 2, 8, 21, 25, 29, 31, 36, 42, 46, 53, 65, 66, 70), стадийности формирования и зональности оруденения (1,2, 13, 17, 27, 34, 40, 52) анализ палеогидрогеологических обстановок его формирования (И, 20, 22, 39, 47, 49, 60, 64, 69), исследование процессов околорудного метасоматоза (1, 10, 12, 13, 17, 18, 21, 24, 27), физико-химических параметров и главных факторов рудоотложения (1, 3, 5, 6, 7, 8, I I, 16, 19, 20, 21, 28, 34, 47, 48, 51, 54, 55, 56, 57, 58, 62, 65, 67, 68), геохимические и изотопно-геохимические исследования источников рудного вещества и гидротермальных растворов (22, 23, 26, 29, 33, 37, 38, 39, 41, 44, 46, 48, 49, 50, 53, 57, 60, 70).

Под гидротермальной рудообразующей системой мы, вслед за Г.Л. Поспеловым, Д.В. Рундквистом, В.Н. Шараповым и другими, понимаем комплекс взаимосвязанных процессов генерации рудоносных флюидов, их миграции к поверхности и разгрузки на геохимических барьерах определяющих формирование аномальных скоплений полезных ископаемых. В таких системах принято выделять корневую зону (область магмо- и флюидозарождения), зону транспорта (тепло-массопереноса) и зону концентрированного рудоотложения. Для изучения, как правило, доступна лишь зона рудоотложения, которая реализуется в виде ареала развития оруденения, гидротермально измененных пород и ореолов рассеяния рудного вещества, выделяемых в качестве рудных узлов. Для таких рудных узлов характерно:

- генетическое единство и общность развитых в их пределах гидротермальных образований;

- принадлежность оруденения к единому этапу рудообразования;

- единая последовательность формирования минеральных парагенезисов;

- геохимическое родство различных типов оруденения;

Низкотемпературные гидротермальные месторождения в различных рудных провинциях проявляются, как правило, в виде закономерно сочетающихся ассоциаций или генетических рядов рудных формаций (Константинов, 1964, 1966, 1973; Щеглов, 1966, 1980; Кузнецов, 1975; Индолев, Невойса, 1974; Рундквист, Неженский. 1975; Оболенский, 1975, 1985; Радкевич, 1977; Бергер, 1978; Иванов и др., 1979; Борисенко и др., 1984; Сидоров, Томсон, 1987; Этапы образования., 1989; Серебро., 1989 и мн.др.). Такие генетические ряды могут быть представлены соответствующими комплексами либо только низкотемпературного оруденения, либо их закономерными сочетаниями с более высокотемпературными рудными образованиями. Выделяются, как известно (Константинов, 1973), два типа генетических рядов рудных формаций: временные (вертикальные, стадиальные) и латеральные (горизонтальные, фациальные), отражающие соответственно возрастные соотношения последовательно формирующихся типов оруденения или фациальную изменчивость в пространстве одновозрастного оруденения. Дальнейшее развитие представления о латеральных и временных рядах рудных формаций получило в работах А.А.Сидорова. И.Н. Томсона (1987, Этапы образования., 1989; Серебро., 1989 и др.), посвященных обоснованию и выделению базовых и рядовых рудных формаций. Базовая формация охватывает генетически единый комплекс различных типов эндогенного оруденения, являющихся продуктом деятельности конкретной последовательности развивающейся рудообразующей системы.

Дальнейший анализ пространственно-временных и генетических соотношений различных типов низкотемпературного оруденения между собой и с другими типами более высокотемпературного оруденения на примере конкретных рудных районов и рудных узлов (1,46,53,58) позволил конкретизировать наши представления о генетических рядах и рудных комплексах и сформулировать следующее защищаемые положения.

ПОЛОЖЕНИЕ - I. Низкотемпературные никель-кобальтовые, серебряные, сурьмяно-ртутные и баритовые месторождения в различных рудных провинциях проявляются в составе четырех рудных комплексов, объединяющих оруденение соответствующих формационных типов оруденения: 1) М-Со-Лб ± Си-Со-Ах ± Ва; 2) Бп-ХУ ± Си-гп-Бп ± Ag-Pb(Ag-Sb) ± Ва; 3) ^-БЬ ± Си-Ва-Щ ± Ва; 4) Ва(Си-РЬ-гп) ± Ва. Они формируют самостоятельные, пространственно обособленные рудные узлы, отличающиеся по характеру проявления в них "сорудного" магматизма и являющиеся продуктами различных независимых рудообразующих систем.

Проведенный анализ показал, что наряду с рудными районами сложного металлогенического профиля, в которых развито разнотипное низкотемпературное оруденение (Алтай, Тува, Словацкое Рудогорье, Забайкалье и др.), существуют рудные районы "моноформационного" профиля. Типовыми примерами для них могут служить районы Кобальт в Канаде, Анти-Атласа в Марокко с N¡-00-Аз оруденением; Донецкий, Иберийский. Южно-Ферганский с БЬ-Н§; Таласский, Базардаринский, Западно-Верхоянский с Ag-Sb и А§-РЬ оруденением и другие. Еще более четко это выражено на уровне рудных узлов, которые, как правило, представлены оруденением одного металлогенического профиля. Комплексные рудные узлы с месторождениями разных формационных типов являются скорее редким исключением. Все многообразие узлов ограничивается четырьмя их типами (табл. 2): никель-кобальтовыми, (N¡-00); олово-серебряными (Sn-Ag); сурьмяно-ртутными (8Ь-Н£) и собственно баритовыми (Ва). Кроме того, можно выделить еще рудные узлы с эпитермальной флюоритовой минерализацией, которые нами пока не рассматриваются.

Таблица 2.

Типы рудных узлов с низкотемпературным оруденением

Типы рудных узлов Ряды зональности оруденения Типовые примеры

Ni-Co Ni-Co-As -> ±Ва Бу-Аэзер(Марокко), Кобальт, Эко-Бей (Канада)

Ni-Co-As -» Cu-Co-As-»Ba Хову-Аксинский, Абаканский, Кызыл-Оюкский (АССО)

Sn-Ag Ag-Sb -> Ag-Sb(Ba) -> Ba t . Fe-As Толбонурский (Монголия), Бабахан-ский (Тапасс), Марджа-найскнй (Памир)

Ag-Sb(Ag-Pb) -> Pb-Zn(Ag, Ba) T Fe-As(Sn) Юстыдский (АССО), Кумыштагский (Таласс), Мангазей- ский, Прогноз (Якутия)

Cu-Zn-Sn -> Ag-Pb -> Ag-Sb T Sn-W-As -> Fe-As(Sn) Фрайбергский (Германия), Депутатский, Дыбинский (Якутия), Базардаринский (Памир)

Sb-Hg Sb-Hg Hg Hg-As Никитовский (Донбасс), Хайдарканский, Чаувайский (Тяньшань)

Hg-Sb Cu-Ba-Hg -> Ba Cu-Ba-Hg -> Hg-Sb Словацкое Рудогорье, Сев. Алжир, Чазадыр-ский, Терлигхайский, Чаданский, Сагсайский (АССО)

Ba Ba(Cu, Pb, Zn) -» Ba -> Ba(Fe) Барыкский, Базинский, Мрасский (АССО)

Наиболее четко обособлены рудные узлы с Ni-Co-As оруденением, типовыми примерами которых могут служить узлы с такими известными месторождениями как Бу-Аззер (Марокко), Кобальт, Гоуганда, Элк-Лейк в Онтарио, Эко-Бей и Камсел-Ривер в Северо-Западных Территориях (Канада), Конгсберг (Норвегия), Рудные горы (Германия), Хову-Аксы, Кызыл-Оюк (Тува), Абаканское, Хараджульское (Хакасия) и ряд другие. Они достаточно хорошо изучены и описаны (1,2, Крутов, 1959, 1979; Шнейдерхен, 1957; Кемпбелл, 1964; Томпсон, 1964; Мур, 1964; Petruk, 1968, 1971, Jambor, 1971; Mrna, Parlou, 1958; Дымков, 1960; Leblanc, Billard, 1982; Leblanc, 1986; Changkakoti et al., 1986; Andrews at al., 1986; Минеральные., 1982, 1988; Урановые., 1984; Коваленкер и др., 1994; Лебедев, 1986, 1998 и другие). Они представляют собой площадные ареалы развития арсенидно-карбонатных жил (Гоуганда, Кобальт, Эко-Бей в Канаде, Конгсберг в Норвегии), или серии сближенных линейных рудоносных жильных или штокверковых зон, структурно связанных с крупными разрывными нарушениями. Площадь таких рудных узлов колеблется от 15-20 до 100-150 км2. Рудные жилы, являющиеся жилами выполнения, имеют, как правило, небольшую мощность (10-50 см, в редких случаях первые метры) и протяженность (10-100 м, реже 1-2 км). Вертикальный размах рудных жил обычно не превышает 300-500 м.

Для подавляющего большинства рудных узлов весьма характерна приуроченность Ni-Co-As оруденения к породам с повышенным содержанием Ni и Со: серпентиниты (Бу-Аззер, Акол, Бай-Тайга и др.), диабазы, амфиболиты (Кобальт, Гоуганда, Эко-Бей, Рудные Горы и др.), зоны сульфидизированных пород (Кобальт, Рудные Горы, Конгсберг, Шладминг) и медистых сланцев (рюккены Мансфельда). Это является одной из важнейших закономерностей размещения арсенидных руд в таких рудных узлах, на что обращалось внимание многими исследователями (Крутов, 1959; Petruk, 1971; Robinson, Ohmoto, 1973; Тюлькин, 1980; Борисенко и др., 1984)

В рудных узлах такого металлогенического профиля проявлений магматических порот, близких по времени формирования к арсепидному Ni-Co оруденепшо, как правило, не устанавливается. В редких случаях (Бу-Аззер, Конгсберг) фиксируются дайки диабазов, долеритов и лампрофиров. с которыми предполагается парагенетическая связь арсенидного оруденения (Leblanc, Bullard, 1982; Минеральные., 1982 и др.). Однако базальтоидный и щелочно-базальтоидный магматизм, близкий по времени проявления с Ni-Co-As оруденением характерен для большинства провинций с рудными узлами этого профиля (1,2).

Формирование оруденения протекает, как правило, в несколько стадий. Обобщенная схема последовательности отложения минеральных ассоциаций карбонатно-арсенидных жил может быть представлена в следующем виде: кварц, карбонаты, барит (±флюорит) -» арсениды никеля и кобальта (никелин, раммельсбергит, скуттерудит, саффлорит и др.) —> сульфоарсениды (гередорфит, кобальтин) самородный мышьяк -» мышьяковые и сурьмяные сульфосоли Pb, Си, Ag -» сульфиды (±барит). Геохимическая направленность процесса выражается следующим рядом: Ва, Са, Mg (±F) Ni, Со, As Ni, Co, As, S Cu, Pb, Ag, As, Sb±Hg, Bi.

Следует особо отметить, что для руд некоторых №-Со-арсенидных месторождений характерны необычно высокие содержания ртути (до 0,8% Кобальт , Онтарио). В них отмечается ртутистое серебро, конгсбергит, акверит, бордозит (Кобальт, Камсел Ривер, Эко-Бей в Канаде, Конгсберг в Норвегии, Актепе, Тянь-Шань), а также Щ-блеклые руды, киноварь и другие минералы, что позволяет считать эти месторождения ртутьсодержащими. Однако сколько-нибудь значимых проявлений ртутного оруденения ни в пределах рудных узлов, ни на их периферии не установлено

Более интенсивно на месторождениях данного типа проявлены баритовая (Рудные Горы, Актепе, рюккены Мансфельда и др.) и флюоритовая (Рудные Горы, Шварцвальд) минерализации. Барит и флюорит совместно с карбонатами слагают основу арсенидных жил и отлагаются в основном до основной массы арсенидов никеля и кобальта. Такая комплексность руд (N1, Со, Аб, В1, Н§, БЬ, Ва, Б, РЬ, Ъъ, Си, и) послужила основанием для выделения N¡-00-арсенидной (пятиэлементной) формации в качестве базовой для комплекса низкотемпературного оруденения (Сидоров и др., 1989).

Самостоятельное значение в рассматриваемых рудных узлах имеют лишь Сц-Со-Аб, РЬ-гп(Аз) и Ва оруденение, локализующие по периферии рудных узлов. Характерными их примерами являются многие рудные узлы Алтае-Саянской складчатой области (Ховуаксинский, Абаканский, Кызылоюкский, Каргинский и др.) (рис. 1). В размещении оруденения в таких рудных'узлах устанавливается отчетливая зональность, центром которой является, как правило, месторождения №-Со-арсенидных руд, по периферии которых размещаются более мелкие проявления медно-кобальтовой, полиметаллической и баритовой минерализации. Причем, последние локализуются преимущественно в девонских породах верхнего структурного яруса, а арсенидное оруденение в большей мере тяготеет

Рис. 1. Схема размещения №-Со-Аб и Си-Со-Аэ оруденения Алтае-Саянской складчатой области (1, 49, Лебедев, 1986, 1998). 1 -мезозойские отложения; 2 - девонские отложения; 3 - герциниды; 4 -каледониды; 5 - разломы; б - девонские гипсоносные и соленосные отложения; 7 - 8 - месторождения и рудопроявления: №-Со-Аз (7), Си-Со-Аб (8). к нижнепалеозойским толщам нижнего яруса. В общем виде устанавливается следующий латеральный ряд зональности: М-Со-Аэ —> Сы-Со-Аб РЬ-2п-Си (Аб) Ва (Си, РЬ). В минеральном отношении такая зональность выражается в уменьшении к внешним частям рудоносных структур количества арсенидов № и Со и более широком развитии теннантита и сульфидов Си, РЬ, Ъп и барита, отлагавшихся на разных стадиях гидротермального процесса. В связи с этим, такую зональность, с одной стороны, можно рассматривать как фациальную (изменение в пространстве количественных соотношений минералов в составе стадийных парагенетических ассоциаций), а с другой, как стадийную (изменение в пространстве количественных соотношений минеральных ассоциаций разных стадий). Сходная картина наблюдается и в ряде рудных районов Центрально-Европейской платформы (Шварцвальд, Гарц, Мансфельдская кобальтовая грива и др.), где М-Со-Аб оруденение связано с баритовыми, барит-карбонатными жилами. Причем ареал развития последних, локализованных как в породах фундамента (Б-С), так и среди платформенных отложений (Р-Т), гораздо шире кобальтового оруденения тяготеющего в основном к породам нижнего структурного яруса, а среди них к разностям, обогащенным № и Со (гипербазиты, базиты, зоны сульфидизированных пород и т.д.) (Крутов, 1959; Минеральные., 1988). Для ряда рудных узлов Кобальт, Эко-бей, Камсел-Ривер, Бу-Аззер, Си-Со-АБ и Ва оруденение менее характерно, оно представлено небольшими проявлениями и отдельными жилами также по периферии рудных узлов. Таким образом, рудные узлы с Мь Со-Аб оруденением характеризуются отсутствием или слабым развитием "сорудного" магматизма (базитового или щелочно-базитового) и проявлением своеобразного комплекса низкотемпературного оруденения ЬП-Со-Аб —> Си-Со-Аэ -» РЬ-2п-Си(АБ) Ва. В одних рудных узлах он проявляется достаточно полно (Ховуаксинский, Абаканский, Кызылоюкский и др.), в других редуцированно (Кобальт в Онтарио, Бу-Аззер в Марокко и др.).

Обособлены от других типов низкотемпературного оруденения (М-Со-Аз, А£-РЬ, А£-БЬ, СаР2, РЬ-2п и др.) и ртутнорудные узлы. Среди них можно выделить узлы с антимонит-киноварным (1^-8Ь) и барит-киноварным (Си-Ва-^) оруденением. Примерами узлов первого типа являются Альмаденский в Испании, Никитовский в Донбассе, Хайдарканский на Тянь-Шане, Акташский и Чаганузунский на Алтае и многие другие. В них отмечается, хотя и далеко не всегда, латеральная и вертикальная зональность. Она выражается в приуроченности к центральным частям рудных структур антимонитового или антимонит-киноварного оруденения, сменяющегося к периферии существенно киноварным и далее реальгар-аурипигмент-киноварным. Такая зональность достаточно детально описана на примере Никитовского, Хайдарканского, Кончочского и других месторождений (Смирнов, 1947, Никифоров. 1969, Федорчук, 1969, 1983, Геология ртутных., 1979 и мн.др.). Более отчетливо зональность проявлена в рудных узлах с барит-киноварным оруденением, типовыми примерами которых являются Терлигхайский. Чаданский и Чазадырский рудные узлы в Туве, Сагсайская зона в Монголии и юго-восточный фланг Курайской зоны на Алтае (2,27,49). Особенностью локализации в них ртутного оруденения является приуроченность антимонит-киноварных руд к породам нижнего структурного яруса (С-О-Б), а барит-киноварных и барит-^-блеклорудных - к девонским отложениям, выполняющим различного рода прогибы и грабены (рис. 2, 3). Поэтому, в зависимости от того, в породах какого структурного яруса располагается центральная часть рудного узла, реализуется два варианта эндогенной зональности: 1) Щ-БЬ Си-Ва-Щ Ва; 2) Ва + Си-Ва-^ ^-БЬ. Так, в Терлигхайском рудном узле (рис. 3), центральное положение (вблизи контакта О-Б и Б пород) занимает 2-й участок одноименного месторождения, где преобладают в основном киноварные руды, а на глубоких горизонтах (рудное тело №9) антимонитсодержащие ртутные руды с обильной гипогенной самородной ртутью. По периферии (среди девонских эффузивно-осадочных отложений) они сменяются барит-киноварными (4-й участок, Почтовый лог, Ортохем и др.) и далее безрудными баритовыми жилами. Латеральная зональность оруденения согласуется с вертикальной зональностью. Так на глубоких горизонтах 9-го рудного тела руды представлены кварц-гидрослюдистыми метасоматитами с вкрапленной киноварью, гипогенной самородной Н§, углистым веществом и редким антимонтитом. Выше они сменяются существенно киноварными рудами и далее проявлены лишь кварц-каолинитовые метасоматиты с редкими баритовыми и барит-карбонатными жилами с вкрапленностью киновари и ртутьсодержащей блеклой рудой. Зональность оруденения в Терлигхайском рудном узле согласуется с зональным размещением гидротермально измененных пород (18, 27). За пределами Кызылхашской грабен-синклинали, сложенной девонскими осадочными и эффузивно-осадочными отложениями, к которой приурочен Терлигхайский рудный узел, в нижнепалеозойских породах все ртутные проявления представлены киноварными или антимонит- киноварными рудами, не содержащими барита

Рис. 2. Схема размещения ртутного (антимонит-киноварного (б); барит-киноварного (7) и баритового (8) оруденения Алтае-Саянской области. 1 - кайнозойские отложения; 2 - девонские отложения; 3 -герцинские структуры; 4 - каледонские структуры; 5 - разломы. уч. Пельорукский, Карабедыкский, Узунсаирский и др.). Такие же соотношения БЬ-Ь^, Си-Ва-Н§ и Ва минерализации устанавливаются на юго-восточном фланге Курайской зоны, на Алтае, в Сайгсайской зоне в СЗ Монголии, Чаданском рудном узле в Туве и других районах Алтае-Саянской складчатой области. В Словацком Рудогорье антимонитовое и антимонит-киноварное оруденение тяготеет к

21 баритового оруденения Терлигхайского рудного узла (Тува). ! - 2 -терригенные отложения D; - С(; 3 - 4 -девонские осадочные Dj (3) и эффузпвно-осадочпые - D|.2; 5 - б - нижнепалеозойские отложения (С - О

- S); 7 - 9 - интрузии кислого (7), основного (8) и среднего (9) состава; 10

- разломы; I I - контакты пород: 12- 13 - оруденение: антимонит-киноварное (12 - а), барит-киноварное (12 - б), баритовые жилы (13). внутренним частям блока палеозойских метаморфических пород, а барит-киноварное и Hg-блеклорудное - к его периферическим частям и к платформенным отложениям перми и триаса (Bernard, 1965; Haber, 1980; Varcek, 1965,1984) Такая зональность размещения ртутного, барит-блеклорудного и баритового оруденения и ее зависимость от структурных уровней локализации оруденения во многом сходна с зональностью рудных узлов с Ni-Co-As, Cu-Co-As и Ва оруденением, описанным выше.

В ртутнорудных узлах магматизм, близкий по времени формирования с оруденением, либо отсутствует (Никитовский,

Идрийский и др.), либо представлен редкими дайками базитов и щелочных базитов (Альмаден, Хайдарканский, Акташский и др.). В целом же для многих ртутнорудных районов и провинций характерно проявление "сорудных" щелочно-базитовых дайковых комплексов типа чуйского на Алтае, миусского в Донбассе, тяньшанского на Тянь-Шане и т.д. (Оболенская, Оболенский, 1971, 1983; Оболенский, 1985; Бутурлинов, 1963, 1966; Мушкин, 1977; Металлогения ртути, 1976, и др.). Гранитоидный магматизм для крупных, промышленно значимых ртутных рудных узлов не характерен, а в случае его проявления ртутное оруденение представлено мелкими месторождениями и рудопроявлениями, причем часто комплексными - золото-ртутными, ртутно-сурьмяно-вольфрамовыми, ртутьсодержащими серебряными и другими (Забайкалье, Верхоянье, Сетте-Да^ан, СВ Монголия и другие).

В рудных узлах с Ag-Sb или родственным ему Ag-Pb оруденением также преобладают низкотемпературные месторождения одного формационного типа. Это оруденение весьма характерно для многих оловорудных провинций мира (Рудные горы, Корнуолл, Якутия, Памир, Алтае-Саянская область и др.) и не образует сколько-нибудь значимых проявлений вне районов развития оловянного оруденения. Причем крупные сереброрудные узлы этого типа (Юстыдский, Толбонурский в Монголии, Мангазейский, Прогноз в Якутии, Базардаринский на Памире и др.) характеризуются незначительным развитием Sn-W оруденения, представленного мелкими рудопроявлениями (2, 46, 52, 53, 68, 69, 70). И наоборот, в крупных оловорудных узлах серебряные руды в виде небольших месторождений и проявлений локализованы по периферии ареала развития оловянных руд (Некрасов, 1967; Индолев, Невойса. 1974; Baumann, 1965; Beer, 1979 и др.). Характер зонального размещения оруденения в таких рудных узлах определяется стадийностью формирования руд (Sn-W-> Cu-Zn-Sn (±Ag) ->Ag-Sb) и латеральной изменчивостью минеральных ассоциаций разных рудных этапов (стадий): Sn-W -> Fe-As (Sn) -» Fe-As; ' Cu-Zn-Sn -» Cu-Pb (±Ag±Sn) Ag-Pb; Ag-Sb(±Ba) -> Ba (табл. 3). Такие ряды зональности с той или иной полнотой отчетливо проявлены во многих рудных узлах олово-серебряного профиля. В них развито оруденение двух или трех этапов: Sn-W (кварц, касситерит, арсенопирит, вольфрамит), олово-сульфидного (пирротин, халькопирит, сфалерит (марматит, станнин) и сульфидно- карбонатного (сидерит, галенит, Ag-тетраэдрит и другие сульфосоли Cu, Pb, Ag).

Таблица 3

Зональность оруденения сульфидного этапа в рудных узлах

Рудные тоны Минеральный состав руд сульфидного (сульфидно-карбонатного) этапа

Центральная зона Промежуточная зона Внешняя зона

Фрайбергский Германия. (Ваитапп. 1965) Пирит. пирротин. Галенит, сфалерит. Сидерит, анкерит. халькопирит, сфале- халькопирит, станнин. галенит, фрайберрит. станнин. галенит, арсснопнрит сидерит, сульфосоли Си, РЬ, Ag гит, халькопирит, сульфосоли Си. РЬ. Ае, пирит

Кум ыштагский. Таласс Анкерит, пирротин. Сидерит, джемсонит. Сидерит, тетпаэдпирит, халькопирит, станции, арссношшит. галенит (уч. Учамчек) бурнонит. галенит, сфалерит, тетраэдрит (уч. Левобережный, Учам-чек-Южный) рит, халькопирит, сульфосоли Си, РЬ, Аё (уч. Бассат, Тюктю-Арча)

Базардарннский. Памир. (Акджилгинское рудное поле) Сидерит, халькопи- Сидерит. Флюорит, Барит, флюорит. рит, пирит, пирротин, висмутин(уч. При-доржный) фрайбергит. халькопирит, висмутин, висмут, станнин,сульфосоли Си, РЬ, Ag (уч. Акджил-га. Левобережный) сидерит, галенит, сфалерит, сульфосоли Си, РЬ, Ag (уч. Перевальный)

Юстыдский, Монголия - Алтай (Асхатин-Озерная зона) Сидерит, халькопи- Сидерит, тетраэдрит. Сидерит, анкерит. рит, пирит, пирротин. халькостибит. цинкенит. бурнонит. галенит. галенит, сфалерит (уч. Нарин-Гол, Правобережный) висмутин, висмут, халькопирит (уч. Асхатин, Пограничное, Кара-Оюк) джемсонит, тетраэдрит. сфалерит (уч. Озерный, Ча-ган-Гол)

Примечание: подчеркнуты главные минералы руд.

В крупных рудных узлах существенно оловянного профиля (Депутатский, Фрайбергский, Корнуолл и др.) такая этапность проявлена достаточно полно,причем резко преобладают минеральные ассоциации первых двух этапов (Некрасов, 1963; Флеров и др., 1971; Флеров, 1976; Baumann, 1965; Hosking, 1964, 1979; Beer, 1979; Иванов. 1991 и др.). В рудных узлах серебряного профиля (Базардаринский, Кумыштагский, Юстыдский, Толбонурский, Мангазейский и др.) более полно проявлены минеральные ассоциации позднего сульфидно-карбонатного (сереброрудного) этапа и незначительно раннего олово-вольфрамового. Олово-сульфидный этап представлен сидеритовыми жилами с халькопиритом, пирротином, галенитом, сфалеритом, ±станнином, в связи с чем их, как правило, объединяют в один этап с сереброносными сидерит-сульфосольными жилами (1, 40, 52, 58, 70, Павлова, 1987; Боровиков, 1995 и др.). Оруденение раннего этапа занимает в таких рудных узлах, как правило, центральное положение и вокруг него размещаются сидерит-сульфидные жилы, в которых отчетливо проявлена латеральная зональность (табл. 3). Она выражается в смене пирротин-халькопиритовых или сидерит-халькопиритовых жил сидеритовыми (±флюорит) с сульфосолями Си, Ag, Pb, Bi (основная продуктивная часть жильных зон) и далее сидерит-анкеритовыми, сидерит-баритовыми или баритовыми с незначительным количеством сульфидов. На периферии ряда рудных узлов (Толбонурский) или флангах отдельных жильных зон (уч. Барун-Сала, Шивеин-гол в Монголии) развиты безрудные баритовые 'жилы. Характерно, что в одних рудных узлах (Юстыдский, Толбонурский, Базардаринский. Бугучиджилгинский и др.) на флангах жильных зон нарастает содержание сульфидов и сульфосолей РЬ и повышается отношение Pb/Cu в рудах, в других (Кумыштагский, Фрайбергский и др.), наоборот, во внешних зонах преобладают сульфиды и сульфосоли Си, а отношение Pb/Cu снижается. Латеральная зональность жильных зон и рудных узлов в целом является отражением их вертикальной зональности. Наиболее полно она прослежена в Базардаринском рудном узле на Памире, где в условиях резко расчлененного рельефа удалось проследить изменение минерального состава по вертикали более чем 1300 м. Так, на глубоких горизонтах Акджилгинского рудного поля (уч. Придорожный, абс. отм. 3800 м), вскрыты сидеритовые жилы халькопиритом, пиритом, пирротином и висмутином. Выше (уч. С.Рудный, Левобережный, Акджилга, абс.отм. 4300-4600 м) они сменяются сидерит-флюоритовыми жилами с сульфосолями Си, Ag, Pb, Bi (основные продуктивные жилы) и далее (выше 4600-4800 м) безрудными или слабо сереброносными сидерит-баритовыми с редкими галенитом, халькопиритом и сульфосолями. Фрагменты такой вертикальной зональности проявлены и в других рудных узлах (Юстыдском - уч. Турген, Толбонурском, Кумыштагском и др.).

Таким образом, в рудных узлах Бп-Ао профиля рудный комплекс представлен вертикальным (возрастным) рядом разноэтапного оруденения: 8п-\У Си, гп(8п); А§-РЬ; Ag-Sb. Оловянное оруденение раннего этапа в различных рудных узлах представлено высокотемпературными кварц-касситеритовыми жилами с вольфрамитом, арсенопиритом (Депутатский. Фрайбергский и др.), кварц-карбонатно-арсенопиритовыми с касситеритом, станнином, шеелитом (Кумыштагский, Юстыдский) или низкотемпературным сидерит-арсенопирит-леллингитовыми жилами с повышенным содержанием Бп (Толбонурский). Оруденение позднего сульфидного этапа (или этапов), в зависимости от интенсивности проявления раннего олово-вольфрамового, представлено той или иной частью латерального ряда: Си-2п(Бп) —» А§-РЬ —» А§-БЬ —> Ва (табл. 2, 3).

Изучение сереброрудных узлов, где иногда проявлены различные типы низкотемпературного оруденения, позволило выяснить пространственно-временные и генетические их взаимоотношения. Так, во Фрайбергском рудном узле на варисское Бп^ и А"-РЬ оруденения, имеющие возраст около 260 млн лет (1)-РЬ метод), наложены более поздние молодые мезозойские серебро-арсенидные жилы с возрастом 160-180 млн. лет (и-РЬ метод), что свидетельствует об их значительном отрыве во времени и самостоятельности проявления ТчП-Со-Аз (Ag) минерализации. Такие же соотношения описаны в других рудных районах Европы (Гарц, Шварцвальд, Корнуолл). В Юстыдском рудном узле разнотипное ТЧь Со оруденение (№-Со-Аз, Со-Аб и Со-содержащее арсенопиритовое и арсенопирит-леллингитовое) сформировалось до серебро-сурьмяного. Хотя следует отметить, что Со-минерализация Юстыдского рудного узла существенно отличается от типовых М-Со-Ав месторождений Алтае-Са'янской области (более железистым профилем руд - сидерит, арсенопирит, леллингит, присутствием в них повышенных содержаний Бп, Мо, XV, температурами образования и составом рудообразуюших растворов). К тому же N1- Со- Аб оруденение ЮВ Алтая разновозрастно: в Южно-Чуйском хребте и-арсенидные жилы датируются в 242-252 млн. лет (и-РЬ), в Западной Туве 210-212 млн. лет (и-РЬ), а Си-Со-\У в Юстыдском прогибе 250-258 млн. лет (и-РЬ).

Ртутное оруденение по времени формирования более сближено с Ag-Sb, хотя пространственно они явно обособлены. Редкий случай их структурного совмещения можно проиллюстрировать на примере Кальтатур-Аильутекского рудного поля в Центральном Памире (рис. 4). Оно представляет собой изометричный ареал развития сидерит-блеклорудных жил (с Ag, Bi, Sn), с севера ограниченный зоной Ванч-Акбайтальского разлома, являющимся крупной региональной структурой, контролирующей размещение ртутного оруденения. В зоне влияния этого разлома отмечаются проявления киноварной минерализации и сидерит-блеклорудные жилы, содержащие Hg в виде изоморфной примеси в блеклой руде, концентрация которой снижается на удалении от этой рудоконтролирующей структуры. Такое же структурное совмещение Sb-Hg и Ag-Sb оруденения наблюдается и в Юстыдском рудном узле, ограниченном с севера и востока зоной Курайско-Кобдинского разлома, контролирующего размещение ртутной минерализации. Баритовое оруденение наиболее "космополитично" и формирует как собственные обособленные ареалы (рудные узлы), так и участвует в строении Ni-Co-As, Ag-Pb и Hg-Sb рудных узлов, о чем уже говорилось вы nie. Примерами самостоятельных рудных узлов являются Барыкский в Туве, Базинский в Хакасии, Мрасский в Кузбассе (рис.!), Чордский на Кавказе, ряд рудных узлов Копетдага, Центральной Европы и других регионов. Они представлены площадными или линейными ареалами развития баритовых жил, сложенных в основном баритом с незначительной примесью кварца, карбонатов и сульфидов. Их зональность выражена не всегда ясно, но все же иногда устанавливается направленая смена от центральных частей к периферическим барит-сульфидной (барит, халькопирит, галенит, пирит) - существенно баритовой и далее барит-гематитовой минерализацией. Такие рудные узлы, как правило, амагматичны. Проявлений магматизма, близких по времени формирования с баритовой минерализацией, в них не устанавливается.

Таким образом, рассмотренные выше четыре типа рудных узлов (табл. 2) представляют собой пространственно обособленные ареалы развития низкотемпературного оруденения, характеризующиеся развитием определенных комплексов 0 ю

Рис. 4. Соотношения ртутного и серебро-сурьмяного оруденения уч. Калькатур - Аильутек (Памир). 1 - четвертичные отложения; 2 - 4 - мезозойские отложения: карбонатные - К| (2), песчаники - ]2-з (3), конгломераты - .Ь.з (4); сланцы (С - Р); б - 8 -разломы: Акбайтальский (б), крутопадающие (7), надвиги (8); 9-10-оруденение: ртутное-киноварное (9а), Р^-блеклорудное (96), серебро-сурьмяное (10). генетически связанных типов оруденения, сходной зональностью в их размещении, соотношением с магматизмом и рассматриваются нами как продукты различных самостоятельных гидротермальных рудообразующих систем.

ПОЛОЖЕНИЕ - II. Выделенные рудные комплексы (SnAg; Ni-Co-As; Sb-Hg и Ba) и рудные узлы с низкотемпературным оруденением, являются производными четырех типов гидротермальных рудообразующих систем: магматогенно-гидротермальных, смешанно-флюидных, вторичногидротермальных и экзогенио-гидротермальных, принципиально отличающихся различной ролью эндо- и экзогенных факторов в их зарождении и развитии и участием разных по происхождению, составу и металлоносности рудоносных растворов.

Это положение вытекает из анализа, в рассмотренных выше типах рудных узлов, условий образования, закономерностей размещения и эндогенной зональности оруденения, его соотношения с магматизмом, источников рудного вещества и гидротермальных растворов, показавшего, что наиболее фундаментальные различия рудообразующих систем низкотемпературных гидротермальных месторождений определяются происхождением рудоносных гидротерм и причинами обусловившими их высокую металлоносность. Выделяются четыре основных типа рудообразующих систем (табл. 4 ). Они отличаются различной ролью эндо- и экзогенных факторов в их зарождении и развитии, а также участием тех или иных типов природных вод в рудообразовании.

Экзогенно-гидротермальные рудообразующие системы

Экзогенно-гидротермальные рудообразующие системы связаны своим происхождением с артезианскими . бассейнами высококонцентрированных хлоридных металлоносных рассолов галогенных отложений. Среди различных типов экзогенных подземных вод хлоридные рассолы галогенных отложений резко выделяются высокой металлоносностью, особенно по содержанию таких элементов как Sr, Ba, Pb, Zn, Си (рис.5), а иногда Ni, Со, Ag, Cd и других (Пиннекер, 1966; Carpenter, 1980; Голева и др., 1981; Jureczko, 1981, Giblin, Dickson, 1992, и мн. др.). Их металлоносность в отношении этих элементов существенно выше, чем у термальных вод областей современного вулканизма и приближается к уровню содержаний в эндогенных рудоносных флюидах. С артезианскими бассейнами таких рассолов многие исследователи связывают возникновение экзогенных гидротермальных рудообразующих систем (Германов, 1953; Павлов, 1975; Хейл и др., 1977; Уайт, 1977, Хэнор, 1982; ), формировавших низкотемпературные месторождения барита, целестина, свинца, цинка и меди.

Таблица 4

Типы рудообразующих систем низкотемпературных гидротермальных месторождений

Характерные признаки Типы гидротермальных рудообразуюших систем

Экзогенно-гидротермальные Вторично-гидротермальные Смешанно-флюидные Магматогенно-гидротермальные

Источники рудоносных флюидов Экзогенный Хлоридные рассолы Хлоридные рассолы, щелочные хлоридно-бикарбонатные воды Хлоридные рассолы, нефтяные воды

Эндогенный - - Хлоридные. хло-ридно-у глекисл ые. хлоридно-би карбонатные растворы Хлоридные растворы о о X — X = § £ И Металло-носность рудоносных растворов Экзогенные воды Ва. Яг, РЬ, Си, Я, Ва, Си, РЬ, гп N1, Со, РЬ, Хп, С«, Вл,±А%

Эндогенные флюиды Ая^Ь, Р Ав, 5Ь(Пе, В»), Р 5Ь,Си. РЬ, гп, В1,5п, Р

Вмешаюшие породы Со, РЬ. 2п, Си, Ва ± Аб Ag, Ва, РЬ. Ъп. Си

Магматизм Отсутствует либо редкие проявления шелочно-базальтоидного магматизма Базальтоидный и шелочно- базальтоидный Гранитоидный, базальтоидный

Источник тепла Региональный тепловой поток Региональный тепловой поток Аномально-повышенный тепловой поток Эндогенный

Смешение разных типов флюидов как фактор рудоотложения Смешение термодинамически неравновесных раствороо разных гидродинамических уровней артезианских бассейнов Смешение термодинамически неравновесных растворов разных гидродинамических уровней артезианских бассейнов Смешение эндогенных флюидов с различными типами металлоносных экзогенных вод Смешение эндогенных флюидов с метеорными водами

Характерные типы месторождений Ва, Ва-Бг, Ва-РЬ-2п, РЪ-Хп Н$ (БЬ-А5) М-Со-А5, Си-Со-Аи-Н?. СаИг Аё-$Ъ, А%-РЬ, Аё-Бп

Типовые рудные узлы и месторождения Сырское, Базинское, Мрасский (Ва) Гаурдакское (Ва» месторождения Миссисипи (РЬ- Хп) Альмаден (ВД,-Никитовский Акташский (Н§) Хову-Аксинский <№-Со-А$)( Бу-Аззерский (№-Со-А$) Юстыдский (Ав-БЬ), Базардари некий (АЕ-вЬ), Кумыштагский (Ае-БЬ). Мангазейский <А?-РЬ).

Рис. 5. Содержание Cu, Pb и Zn в экзогенных хлоридных рассолах в различных артезианских бассейнах (I - Бакинский архипелаг; II - Центрально Миссисипский; III - Чекелен; IV - Ангаро-Ленский; V -Припятский; VI - цехштейн Зап. Европы; VIII - Красноморский; IX -Данакильская впадина; VTI - воды термальных источников областей современного вулканизма (Камчатка, зап. побережье США и др. (по литературным данным).

Высокоминерализованные хлоридные пластовые воды известны практически во всех артезианских бассейнах, в строении которых принимают участие галогенные отложения. Такие воды установлены в Ангаро-Ленском, Минусинском, Тувинском артезианских бассейнах, в целом ряде бассейнов Русской, Центрально-Европейской, Северо-Американской и Африканской платформ и во многих других регионах. Они представлены высококонцентрированными (от 100 до 600 г/л) хлоридно-натриевыми или хлоридно-натриево-кальциевыми рассолами, с весьма характерным микрокомпонентным составом: Fe, Br, Ва, Sr (до 6-10 г/л), Si, А1 (до 2-3 г /л), Си, Pb, Zn, Cd, В, J (0,n г/л), а также Li, Ni, Со, F, Ag и целый ряд других элементов. Такие рассолы являются кислыми, причем наиболее низкими значениями рН (3-5) отличаются С1-Са рассолы. Сульфаты и карбонаты в них как правило отсутствуют. В газовой фазе преобладают СН4, N2, С02 и иногда H2S, что определяет восстановленный характер рассолов. Такие рассолы обычно залегают на глубоких горизонтах артезианских бассейнов, где температуры их заметно повышены: Терско-Каспийский - 17-175°; Предкарпатский - 160°; Западно-Сибирский, Центрально-Миссисипский - 130- 150°; Челекен - 25-105°; Южно-Минусинский-81.8°; Припятский - 50-80°; Ангаро-Ленский - 77° и т.д. (Розин, 1977; Пиннекер, 1966; Зуев, 1963; Carpenter, 1980; Лебедев, 1975 и др.).

В артезианских бассейнах этого типа проявлена сходная гидрохимическая зональность. В приповерхностной зоне в них распространены гидрокарбонатно-натриевые или гидрокарбонатно-кальциевые воды с минерализацией до 1 г/л, на более глубоких горизонтах сменяющиеся гидрокарбонатно- или сульфатно-хлоридными натриевыми водами с концентрацией солей до 10 г/л и азотно-кислородной или азотно-углекислотной газовой фазой. Последние уступают место хлоридно-натриевым растворам, концентрация которых растет с глубиной (до 70-140 г/л). В глубокопогруженных участках прогибов (более 2 км) залегают высококонцентрированные хлоридно-натриевые или хлоридно-натриево-кальциевые рассолы с минерализацией 300 г/л и более. Они характеризуются, как правило, азотно-метановой или азотно-углекислотно-метановой (часто и тяжелыми углеводородами) газовой фазой, повышенными температурами (до 80-100° С и более), присутствием ряда специфических компонентов, таких как , Br, H2S, Sr, Ва, Fe, Си, Pb, Zn и др. Состав и концентрация последних в значительной мере определялась геохимическими особенностями пород, по которым осуществлялась фильтрация хлоридных рассолов (Основы гидрогеологии, 1982; Крайнов и др., 1974; и др.). Так в породах цехштейна и медистых песчаниках Центральной Европы они обогащены Си, в карбонатных отложениях Сибирской и СевероАмериканской платформ - Pb и Zn, в метабазитах - Си, Ni, Со, в интрузивных и вулканических породах - F, Ва и т.д. (Jureczko, 1981; Белозерова, 1967; Puchelt, 1967; White et al., 1963; Carpenter, 1980, Вовк, 1982 и др.). Все это согласуется с представлениями о заимствованном характере микрокомпонентов в хлоридных рассолах, что подтверждается и данными по изотопии РЬ и Sr.

В целом гидрохимическая зональность таких артезианских бассейнов выражалась в преобладании на глубоких горизонтах высококонцентрированных металлоносных хлоридных рассолов с низкими значениями рН и Eh, а на верхних близповерхностных уровнях слабо- или умеренноконцентрированньгх хлоридных вод, содержащих сульфаты. Появление сероводорода в них определяется развитием процессов сульфат-редукции, чему способствует наличие толщ, обогащенных органическим веществом (Виноградов, 1980). Присутствие на разных гидродинамических уровнях столь резко отличающихся по составу растворов обуславливает внутреннюю термодинамическую неравновесность артезианских бассейнов. Поэтому смешение в зонах разгрузки металлоносных хлоридных рассолов с сероводородными или сульфатными водами неизбежно приводит к отложению сульфидов, барита, карбонатов и других минералов, что в действительности наблюдается в зонах разрывных нарушений или скважинах вскрывающих такие рассолы: Челекен, Предкарпатский прогиб, Сибирская и Африканская платформы и др. (Латтерман, 1933; Пиннекер, 1966; Лебедев, Бугельский, 1967; Хэнор, 1982; Abou Akbar, 1993 и др.). Таким образом, артезианские бассейны хлоридных металлоносных рассолов представляют собой реальные (или потенциальные) экзогенно-гидротермальные рудообразующие системы. Реализация их потенциальной рудопродуктивности может быть рассмотрена на примере баритовых месторождений Алтае-Саянской складчатой области.

Приуроченность жильного баритового оруденения к районам развития галогенных отложений характерна для многих бариеносных провинций - Тувинский и Минусинский прогибы, СЗ Монголия, Западная Грузия, Копетдаг, Центральная Европа и многие другие (1, 23, 39, 47, 49; Кореневский, 1973; Савельев, 1978 и др.). Особенно наглядно это можно показать на примере Алтае-Саянской складчатой области, где большинство жильных баритовых проявлений и месторождений приурочено к различного рода прогибам и грабенам, выполненным девонскими осадочными и эффузивно-осадочными отложениями, в том числе и галогенными (рис.2). При этом более 95% проявлений баритовой минерализации локализовано среди девонских отложений и на контакте с ними в породах иного возраста. В составе красноцветных толщ нижнего и среднего девона этих прогибов установлены гипсоносные и соленосные отложения. Наиболее широко они развиты в Тувинском прогибе, где в осадочных породах самагалтайской, чаанекской, барыкской и саглинской свит отмечаются глиптоморфозы каменной соли, а в отложениях ихедушиингольской свиты - пласты каменной соли, гипса и ангидрита. По наблюдениям автора, глиптоморфозы по каменной соли среди красноцветных терригенных толщ нижнего и среднего девона встречаются практически повсеместно вдоль южного, западного и северозападного обрамления Тувинского прогиба (р. Барык, Чадан, Чалайлык, Саглы, Торгалык, оз. Урюкнур), а также в ЮВ части Минусинского прогиба, в составе аксайской свиты (Б2) в Южно-Чуйском хребте. Еще шире развиты проявления гипса и ангидрита (Тувинский и Минусинский прогибы, Крапивинский купол в Кузбассе, Южно-Чуйский хр. и др.). Прибрежно-морские и лагунно-континентальные красноцветные отложения отмечаются в разрезах девонских толщ практически всех герцинских прогибов Алтае-Саянской области. Характерно, что участки наиболее интенсивного проявления баритовой минерализации пространственно совпадают с районами развития гипсо- и соленосных девонских отложений (рис. 2). Участие галогенных отложений в строении герцинских прогибов Алтае-Саянской области предопределило специфику состава залегающих в них экзогенных вод Так, на глубоких горизонтах Минусинского прогиба и в настоящее время широко распространены хлоридно-натриевые рассолы с концентрацией 140-312 г/л и температурой до 81.8°. Вверх по разрезу они сменяются слабоконцентрированными хлоридными, хлоридно-сульфатными водами (Зуев, 1963; Гидрогеология СССР, 1976). Хлоридно-натриевые растворы с концентрацией до 70 г/л вскрыты скважинами и на глубоких горизонтах Кузнецкого прогиба. Весьма высококонцентрированные рассолы свойственны Тувинскому прогибу, в строении которого участвуют соленосные отложения (Пиннекер, 1968; Зуев, 1963, 1971). Обогащенность разреза девонских эффузивно-осадочных пород Ва и Бг (Лапин, 1963; Павлов, 1969 и др.) предопределила соответствующую специализацию залегаюших в них рассолов.

Проявления баритовой минерализации представлено секущими жилами и жильными зонами, залегающими в основном среди девонских эффузивно-осадочных и реже породах иного возраста (от РЯ до 1) вблизи их контакта с девонскими образованиями. Мощность отдельных жил достигает 10-12 м, протяженность до 500-800 м. Сложены жилы крупно- или среднезернистым баритом (часто Эг-содержагцим до 2-5%), с небольшим количеством кварца, кальцита, анкерита, витерита, гематита и сульфидов (пирит, халькопирит, галенит, сфалерит). Вмещающие жилы породы слабо изменены и замещены агрегатом гидрослюды, каолинита, шамозита, сколита, а также кварца, карбонатов. Баритовая минерализация проявлена, как правило, обособлено от других типов гидротермального оруденения (Минусинский и Тувинский прогибы, Юг Кузбасса, СЗ Монголия), однако в рудных узлах с ртутным, свинцово-цинковым и серебряным оруденением она участвует в формировании комплексных барит-киноварных, барит-свинцово-цинковых или барит-Н^-блеклорудных жильных месторождений. Какой-либо пространственной или генетической связи жильного баритового оруденения с теми или иными магматическими породами в этом регионе не устанавливается.

Изучение физико-химических условий образования баритовых жил Алтае-Саянской области показало (1,20,23,47,49), что они формируются при достаточно низких температурах (165-40°) из хлоридно-натриевых или хлоридно-натриево-кальциевых растворов с повышенной концентрацией растворенных компонентов от 5-7 до 2530% (рис.6). Проявления баритовой минерализации Минусинского прогиба отличаются относительно невысокими концентрациями 5-14% и существенно хлоридно-натриевым составом (1эвт= -23 -23.5°); баритовые жилы Тувинского прогибы характеризуются хлоридно-натриево-кальциевым составом (1ЭВТ= -50 -55° или -78°) и концентрациями 8-30%. Характерно присутствие в растворах брома, на что указывают низкие температуры замерзания эвтектики и присутствие этого элемента, наряду с йодом, в растворах водных вытяжек. Высокие концентрации минералообразующих растворов отмечаются и на проявлениях барита Северо-Западной Монголии, Горного Алтая, Салаире, Кузбасса. Газовая составляющая минералообразующих растворов представлена в основном углекислотой, присутствие которой устанавливается по данным газовой хроматографии.

Т.'с юо

SOо ООО ® /•; и

Барит / о о/9 • г / ю го зо

Концентрации) р-ров, ^гагс. 0/0

Сульфиды п Барит

1 1

-л?

ТК-Ва-1-(Карасуг)

Гипс, ангидрит (0,.2)

О 15 го гз «г-ну й

Баритовые месторождения оо 7,0$ ?,/г в?$г/ее5г.

Рис. 6. Температуры образования, концентрация минералообразующих растворов, изотопный состав Б и 8г баритовых месторождений Алтае-Саянской складчатой области. кристаллизовавшихся минералах баритовых жил: кварц—» барит—> кальцит. Так, на проявлениях баритовой минерализации Тувинского прогиба мелкие кристаллы раннего кварца содержат двух- и трехфазовые включения с галитом (Т= 165-90°; СЫаС| =25-30%); в более позднем барите одно- и двухфазовые включения (Т=110-40°; СЫаа=8-22%), а поздние карбонаты содержат включения разбавленных растворов (Т<50°; Смас1=<5-7%). Все это свидетельствует о сходстве химического состава минералообразующих растворов месторождений барита с экзогенными рассолами девонских прогибов Алтае-Саянской области.

Участие экзогенных хлоридных рассолов в формировании баритовых месторождений этого региона доказывается:

- сходством макро- и микрокомпонентного состава (№С1, СаС12, Л В г, Ва) и концентрации экзогенных рассолов и рудообразующих растворов; низкими температурами рудоотложения;

2. Рудное вещество (Ва, 8г, Бе, РЬ, Хп, Б) заимствуется хлоридными рассолами из вмещающих пород.

3. Связь с магматизмом отсутствует.

Вторично-гидротермальные рудообразующие системы.

В эндогенно-активных областях металлоносность экзогенных вод значительно разнообразнее, что обусловлено в основном двумя факторами: 1) повышенным тепловым потоком, определяющим более высокие температуры глубокозалегающих экзогенных вод и более интенсивное протекание процессов выщелачивания ими микрокомпонентов из вмещающих пород; 2) накоплением в экзогенных водах легколетучих элементов и их соединений (Hg±As±Sb±F), имеющих эндогенное происхождение. Второй фактор имеет решающее значение при формировании ртутных месторождений "телетермального" типа. В рудообразующих системах этих месторождений корневая зона отождествляется многими исследователями с глубинными мантийными флюидогенерирующими очагами, возникающими в связи с процессами дегазации мантии (Озерова, 1977, 1986) или мантийных щелочно-базальтоидных очагов (Оболенский, 1975, 1985). Такие очаги генерируют сложные по составу флюиды, в которых могли концентрироваться многие рудные элементы. Однако на протяженных путях их миграции к приповерхностной зоне они претерпевают значительные изменения состава и концентрации (охлаждение, отложение части растворенного вещества, частичное или полное "осушение" флюида за счет развития процессов гидратации алюмосиликатных пород и возникновения эвтектических расплавов, гетерогенизация и т.д.), что определяет высокую степень их отсепарированности на верхних уровнях земной коры. Причем ртуть (и при соответствующих физико-химических параметрах As, Sb и F) в силу ее высокой летучести может самостоятельно (даже без участия фазы Н20) мигрировать на значительные расстояния от флюидогенерирующего очага. Общеизвестны факты повышенных содержаний ртути в воздухе и газах над зонами крупных региональных разломов на континентах и над срединно-океаническими хребтами, активно действующими вулканами (Озерова, 1977, 1986, 1998; Меняйлов и др., 1977; Weisberg et. al., 1978, 1988; Siegel e.a., 1984; Трухин и др., 1986 и др.), что свидетельствует о существовании газовых потоков Hg в разломных зонах эндогенно-активных областей (ртутное "дыхание" Земли по H.A. Озеровой).

В качестве доказательства миграции ртути в "сухих" эндогенных флюидах можно привести данные о составе рудообразующих растворов глубоких горизонтов Никитовского рудного поля и ртутных месторождений Дружковско-Константиновской антиклинали в Днепрово-Донецком прогибе. Как известно, он выполнен многокилометровой толщей терригенных угленосных отложений карбона (рудовмещающая толща) и подстилается мощными соленосными отложениями девона. Мигрируя сквозь них, глубинные рудоносные флюиды неизбежно достигли бы предела насыщения по №С1 (до 30-40 мас.%), как это мы видим на примере соседних ртутных месторождений, локализованных в соляных куполах (Славянское, Бантышевское). Однако, даже на глубоких горизонтах Никитовского месторождения, по сути дела на подрудном его уровне, мы фиксируем слабоконцентрированные (4-6 мас.%) . хлоридно-бикарбонатные растворы, сходные по составу и концентрации с экзогенными водами зоны затрудненного водообмена (до 40 г/л или 4.0 мас.%), но отличаются от них высоким содержанием С02 (22,62). Можно предположить, что Н§ и С02 мигрировали сквозь соленосную толщу в составе "сухого" флюида, а не гидротермального раствора. Такие доказательства можно привести и по другим районам, где рудообразующие растворы ртутных месторождений не несут геохимических признаков глубокозалегающих подстилающих толщ.

Вместе с тем, концентрации ртути в таких газовых потоках весьма низки: атмосфера (на поверхности и в подземных выработках) над зонами разломов - <0.001 мг/м3 (Озерова, 1977, 1986, 1998; Фурсов, 1977, 1983 и др.), вулканические газы Толбачика, Мутновского, Килауэ, Святой Елены и многих других вулканов - <0.0п мг/м3 в газе и до 0.088 мг/л в конденсате (Меняйлов и др., 1977; \Veisberg е1. а1., 1978, 1982; Вшеск, 1981; Трухин и др., 1986 и др.). Этого явно недостаточно для формирования концентрированного ртутного оруденения, отлагавшийся из высокометаллоносных в отношении Н§ гидротерм. Как показали исследования флюидных включений в минералах ртутных месторождений и термодинамические оценки растворимости ртути в реальных гидротермальных растворах, содержание этого элемента в них может достигать весьма высоких значений (до О.п -*п г/кг). Так, в кварце месторождения Альмаден, Испания, (образцы А.А.Оболенского), установлены флюидные включения разбавленных (<1.0 мас.%) растворов, содержащих капли жидкой ртути. Концентрация Н§°ач в таких растворах, равновесных с самородной ртутью при температурах гомогенизации включений (210°), составляла около 26 мг/л (расчет по данным Сорокина и др., 1988; Гущиной и др., 1991). Содержание ртути в аналогичных включениях из месторождения Идрия (Словения) составляет 15-20 мг/л (при 190-200°). Такие же оценки металлоносности рудообразующих растворов сделаны и для включений содержащих киноварь или включений в самой киновари (табл.5, рис.7). Это свидетельствует о том, что концентрация Щ в гидротермальных растворах ртутных месторождений 100-1000 раз выше, чем в современных гидротермах и конденсатах вулканических газов. v й3

Экзогенные полы

В утопические

1.ПМ

Сощч-меннис термальные Курил 1.1 источники .

Рис. 7. Содержание Hg в различных типах природных вод (Hg-месторождения по данным автора - таблица 5, остальное по литературным данным).

Анализ известных данных по содержанию ртути в различных типах ' природных вод показывает, что наиболее высокие ее концентрации установлены не в вулканических газах и растворах современных термальных источников областей активного вулканизма, а в экзогенных хлоридных рассолах, нефтяных водах ряда артезианских бассейнов и нефте-газовых залежах (Bailey et. al., 1961;

Таблица 5.

Содержание рудных элементов в растворах флюидных включений низкотемпературных месторождений.

Месторождение Т гом„ °С Конц-ия р-ров (мае. %) Главные компоненты Концентрация рудных элементов (г/кг) Метод определения Ссылки

Акджилгин-ское рудное поле (Памир) Аи-ЭЬ 280-130 38-6 С1 Ыа-Ре-К Ре 2,5-50,7; Мп 0,2-3,2; Ва 0,2-2,0; гп 0,1-1,0; Аш 0,1-0,2 Ре 0,1-62,0; Си до 1,1; А* 0,2-1,9 м/з солевых остатков лазерный м/с 51, 57. 58, 59, Боровиков, 1995

Безымянное, Маигазейский рудный узел, Якутия. Ай-РЬ 220-130 29-9 С1 Ре 0,1-12,0; Мп 0,1-5,4; Ва 0,1-2,0; Ха 2,1; РЬ 4,1; Ag 0,2-1,9 м/з солевых остатков 62

Ыа-Ре-К

Бу-Аззер, Марокко №-Со-Ав 275-50 40-20 С1 Ре 1,3; Мп 0,25-10,0; Ва 0,6-5,2; Ъп 0,8; №, Со, А» - качест- венно; Си 0,050,7: № 0,87 м/з солевых остатков лазерный м/с Лебедев, 1998

Ыа-Са

Хову-Аксы. Тува №-Со-А5 160-40 35-20 С1 Ре 10,0; № 1.47 ат. абсорбц. крупных включений 1

Ыа-Са

Альмаден, Испания Нб 210-140 200 <1,0 Щ 0,026 расчет по вкл.

Илрия, Словения, Не 200-190 <1,5 - 0,02-0,015 — и —

Никитовское, Донбасс, Н% 180 5.2(4-6) - Н% 0,0007-0,003 — и —

Вань-Шань, Китай 190-115 >175 6,5-18,0 с\ 0,0001-0,0007 БЬ качественно лазерный м/с

Ыа-Са

Лухумское. Грузия Нй-вЬ-Ав 300-150 8,0-2,0 С1-НСО, Ре, А« 2-3 расчет по вкл. с РеАз5 Аревадзе, 1989

Ыа

Примечание: м/з - микрорентгеноспектраяьный анализ; м/с - лазерный микроспектральный анализ.

Розин, 1977; Гидрогеология., 1978; Озерова, 19816 1986; Басков, Пустовалова, 1979; Учишелева, 1979 и мн. др.). Причем такие высокие концентрации характерны лишь для артезианских бассейнов и нефтегазовых структур, располагающихся над крупными разломами. Например, хлоридные рассолы Данакильской впадины, приуроченной к Восточно-Африканскому рифту, содержат до 10 мг/кг Щ; нефть и нефтяные воды месторождения Цимрик (разлом Сан-Андреас) - 20.0 и 0.41 мг/л соответственно и т.д. По данным Н.А. Озеровой (1986), содержание Щ в ряде газовых залежей Центральной Европы достигает предела насыщения (>3 мг/м3) и она отлагается в самородном виде и в виде амальгам в эксплуатационных трубах. На месторождении Цимрик при откачке нефтяных вод отлагается киноварь. Высокие содержания ртути установлены в артезианских водах Предкавказского и Предкарпатского прогибов. Возникновение таких высокометаллоносных в отношении Hg экзогенных вод и газов, сопоставимых по концентрации ртути с рудообразующими растворами ртутных месторождений, связано с ее накоплением в экзогенных водах и газах за счет глубинных газовых потоков этого элемента (Озерова, 1981, 1986). Судя по экспериментальным исследованиям и термодинамическим расчетам (Сорокин и др., 1988; Белеванцев и др., 1980, 1998; Гущина, 1991 и др.), наиболее "металлоемкими" в этом отношении являются кислые (рН=3.5-5) хлоридные рассолы галогенных отложений. В них по термодинамическим оценкам при 200° (верхний предел образования HgS в ртутных рудах по данным изучения флюидных включений) может растворяться до О.п г/л ртути. Природными примерами накоплениям в них Hg являются хлоридные рассолы Данакильской впадины (Восточно-Африканский рифт) и нефтяного месторождения Цимрик (Калифорния).

Кроме экзогенных вод, ртуть может накапливаться под соответствующими экранами в газообразной форме в виде "сухих" газовых залежей. Как было показано Н.А. Озеровой (1981, 1986), ртуть в значительных количествах (до 3 мг/м3 и выше, до предела насыщения) присутствуют на ряде газовых месторождениях Европы, располагающихся над крупными трансконтинентальными разломами. Причем предел насыщения ее в таком газе определяется температурой, при которой происходит концентрирование ртути, и составляет 0.02 г/м3 при 25°; 23.3 г/м3 при100°; 115.5 г/м3 при 200°. Это свидетельствует о том, что в таких экзогенных обстановках формируются вторичные резервуары (очаги) металлоносных (ртутоносных) растворов и газов, являющихся корневой частью и основой для зарождения вторично-гидротермальных рудообразующих систем, продуцирующих месторождения ртути. Ее содержания в экзогенных водах сопоставимы с концентрацией ртути в рудообразующих растворах ртутных месторождений (табл.5, рис.7), а запасы Hg в некоторых газовых залежах оцениваются в 3-5 тыс. тонн, что сопоставимо со средними по масштабу ртутными месторождениями. Таким образом, в природе существуют (есть реальные современные природные аналоги) два типа геологических обстановок накопления (концентрирования) ртути в экзогенных водах и газах: 1) артезианские бассейны хлоридных рассолов, связанные с различного рода синклинальными структурами (прогибы, впадины, грабены) и 2) нефтегазовые залежи с газообразной ртутью и связанные с ними экзогенные воды в различного рода антиклинальных структурах. Это соответствует двум главным структурным позициям размещения крупных ртутных месторождений: 1) приуроченность барит-киноварных и барит-блеклорудных месторождений к структурам обрамления различного рода синклинальных структур, с которыми были связаны палеоартезианские бассейны хлоридных рассолов (Тувинский, Минусинский прогибы, месторождения Словацкого рудогорья, Пфальца в Германии и др.); 2) локализация киноварных и антимонит-киноварных месторождений в антиклинальных структурах (антиклинали, брахиантиклинали, куполовидные выступы поверхности надвиговых структур и т.д. -Донбасс, Тянь-Шань, Монте-Амиата, Идрия и др.).

Дальнейшее развитие рудообразующих систем, связанных с артезианскими бассейнами хлоридных рассолов (1 тип), протекает по аналогии с выше описанными экзогенно-гидротермальными системами: деструкция артезианских бассейнов возникновение очагов разгрузки артезианских вод смешение термодинамических неравновесных вод разных гидродинамических уровней (глубокозалегающих, восстановленных, металлоносных (с Щ± БЬ+Аэ, Ва, Бг, Си, РЬ, Zn) рассолов с сернистыми или сульфатными водами верхних горизонтов) -> рудоотложение. Схематически такая модель изображена на рис.8-а. В современных условиях она реально наблюдается при откачке нефтяных вод месторождения Цимрик.

- повсеместная приуроченность к различного рода прогибам и впадинам, выполненным осадочными и эффузивно-осадочными отложениями, в составе которых присутствуют гипсо- и соленосные толщи (Тувинский, Юстыдский, Кузнецкий и другие прогибы в Алтае-Саянской области (рис.2), Северная Африка, Пиренеи, Рудняны в Словацком рудогорье, соляные купола СЗ Донбасса и др.);

- комплексный состав руд (киноварь, Н^-содержащий барит, Ре-карбонаты), главными компонентами которых являются БЬ, Аз, имеющие эндогенное происхождение (Озерова, 1986; Оболенский,

У/^1 а

НИИ

Hg, COj (± Sb, ± As, ± F) t 200°

I Ig. Sb. As. CO, T>200" С - < 10 мас.%

1985; 1,22,50), и Ва, Sr, Си, Pb, и Zn, характерные для хлоридных рассолов (20,22,31,49);

- высокие концентрации (10-40 мас.%) и Cl-Na или Cl-Na-Ca состав рудообразующих растворов, присутствие в них повышенных концентраций J и Вг, что свойственно хлоридным рассолам экзогенного происхождения;

- низкие температуры рудоотложения, как правило ниже 160° и редко до 180° (5,7,10,11,12,16,19,49), что отличает их от других минеральных типов ртутных месторождений (лиственитового, карбонатно-киноварного, диккит-киноварного и др.) (рис.8);

Изотопный состав Pb и Sr мезозойского ртутного оруденения Алтае-Саянской складчатой области (38,42,46,47,53) существенно отличается от первичного состава Pb и Sr мезозойских магматических пород этого региона (базиты, щелочные базиты, гранитоиды), что не позволяет считать последние источником этих элементов. В то же время устанавливаются значимые различия изотопного состава Sr флюоритов и баритов для ртутных руд, залегающих в породах различного состава и возраста (девонские эффузивы, терригенные породы, кембрийские известняки и т.д.), что согласуется с заимствованным характером этого элемента и геохимически сходного с ним Ва. Низкие значения б180 рудообразующих растворов (рис.9), свидетельствуют о существенной доли в их составе вод экзогенного происхождения (35,41,49).

Рис. 8. Схематическая модель формирования антимонит-киноварного (8 - а) и барит-киноварного (8 - б) оруденения во вторично-гидротермальных рудообразующих системах, а) 1 - сланцы; 2 -терригенно-карбонатные породы; 3 - разломы; 4 - направления движения рассеяных эндогенных потоков Н§ (а) и концентрированных потоков из вторичного очага (б); 5 - подэкранные газовые залежи с газообразной (вторичный очаг); : 6 - антимонит-киноварные руды, б) 1 - накопление ртути в глубоких частях артезианского бассейна хлоридных рассолов (вторичный очаг); 2 - разгрузка металлоносных рассолов вторичного очага и формирование Си-Ва-Н§ и Ва оруденения. в - сульфиды крупных месторождений

104 87Чг/86Хг

Рис. 9. Температуры образования руд антимонит-киноварных (Щ (БЬ, Аб), барит-киноварных и барит-блеклорудных (Си-Ва-Н§) месторождений и концентрация рудообразующих растворов - А (по 1, 5, 7, 11, 12, 16, 20, 62 и литературным источникам), изотопный состав серы сульфидов и сульфатов - Б (22, 39, 44, 49, 50, Озерова, 1986; Озерова и др. 1967,1973 и др.). Изотопный состав свинца - В (по 38, 42, 46, 53) и стронция - Г (по 46, 53) ртутных месторождений. На рис. В поле О - область значений свинца девонских эффузивно-осадочных отложений; М - область эволюции мантийных свинцов (Алтай, Тува). месторождений показало, что их различия сводятся лишь к присутствию в рудах последних высоких концентраций Hg> БЬ, Аб, а также С02 в минералообразующих растворах. Все это свидетельствует о том, что они являются производными сходных рудообразующих систем по структуре и источнику гидротермальных флюидов и отличаются лишь участием эндогенных компонентов БЬ, Аб, С02) во вторично-гидротермальных системах, формирующих ртутные месторождения барит-киноварного типа.

Достаточно эффективное концентрирование газовых потоков ртути может происходить по принципу формирования газовых залежей Центральной Европы под экраном непроницаемых пород. В таком качестве могут выступать пласты глинистых пород, солей, гипса, милонитизированных пород в надвиговых структурах. При этом наиболее благоприятными для концентрирования потоков газовых флюидов (С02,СН4 и Щ) являются различного рода поднятия, антиклинали и брахантиклинали, диапиры, куполовидные структуры поверхностей надвигов и т.д. Именно к таким структурам и приурочено большинство крупных ртутных месторождений мира: антиклинальные структуры - Никитовка, Монте-Амиата, месторождения Китая; куполовидные структуры поверхности надвигов: Хайдаркан, Идрия, Мрас-Ма, Рас-Эль-Ма и др.; соляно-купольные структуры - Славянское, Бантышевское и др. Причем в нижней части разреза многих крупных ртутно-рудных районов как раз и развиты мощные толщи глинистых пород, пласты каменной соли и гипса (Ю. Тянь-Шань, Донбасс, Китайская платформа, Средиземноморская провинция, которые могли явиться эффективным экраном для накопления газовых компонентов, в том числе и ртути. Реальность механизма такого накопления ртути подтверждается не только структурными условиями локализации ртутных месторождений, но и широким развитием на их глубоких горизонтах гипогенной самородной ртути (Альмаден, Идрия, Хайдаркан, Терлигхая, месторождения Китая и др.), присутствием углеводородов нефти и газа в рудах (Вань-Шань, Тамватней, "Нью-Альмаден, Нью-Идрия и мн. др.) и во флюидных включениях в минералах руд.

Таким образом, "корневой частью" рудообразующих систем этого типа являются газовые залежи с или бассейны трещинно-жильных и артезианских вод с Щач°, Дальнейшее развитие таких систем происходит по следующей схеме: тектоническое вскрытие вторичного очага металлоносных растворов или газовых залежей миграция флюидов на более высокие уровни смешение с сероводородсодержащими водами -> рудоотложение. С развитием рудообразующих систем этого типа связано формирование ртутных месторождений диккит-киноварного (Никитовка, Альмаден, Палянское, Курайское и др.), карбонатно-киноварного (Акташ, Хайдаркан, Чаувай, Сарасинское и др.) и лиственитового (Чаган-Узун, Чонкой, Нью-Альмаден и др.) минеральных типов. Для них характерно:

- простой, существенно киноварный (реже антимонит-киноварный) состав руд; слабое развитие или полное отсутствие минералов Ва, Sr, Pb, Zn, Си, характерных для руд барит-киноварного минерального типа;

- приуроченность к различного рода антиклинальным структурам (антиклинали, брахиантиклинали, куполовидные выступы поверхности надвигов и т.д.);

- низкие концентрации (0.5-10 мас.%, обычно 3-4 мас.%), хлоридный (±С02) или хлоридно-бикарбонатный (NaCl-NaHC02±C02) состав рудообразующих растворов (б, 7, 9, 12, 16, 19, 22, 49, 62);

- коровый, заимствованный источник серы (Озерова, 1986; Озерова и др., 1967, 1973, 1977; 39,49); низкие значения 5|80 рудообразующих растворов, указывающие на участие в формировании руд изотопно-легких экзогенных вод (22,23,41,49).

1. Мантийный источник ртути, поступающей в земную кору с потоками глубинных флюидов.

2. Накопление (концентрирование) этого элемента в экзогенных водах или газовых залежах с формированием вторичных очагов металлоносных флюидов (растворов). \

3. Разгрузка вторичных очагов при деструкции артезианских бассейнов или нефте-газовых залежей.

Такая модель формирования ртутных месторождений объясняет многие спорные вопросы их генезиса: пространственную обособленность от других типов оруденения и проявлений магматизма, высокую металлоносность и пестроту химического состава рудообразующих растворов, как правило, соответствующего составу тех или иных типов экзогенных вод, эндогенный источник Hg (Sb, As, F) и заимствованный для S, Ва, Sr, Ni, Со, Pb, что следует из изотопно-геохимических данных, мантийное происхождение ртути и отсутствие убедительных изотопно-геохимических доказательство эндогенного источника рудоносных растворов, сходство условий локализации ртутных и нефте-газовых месторождений, на что обращали внимание многие исследователи (Добрянский и др., 1980; Гавриш и др.,1984). Важная роль экзогенных вод в формировании ртутных месторождений выражается в том, что они являются не только средой для накопления Hg, но и источником целого ряда элементов (Ва, Sr, S и др.), а также служат в качестве эффективного геохимического барьера для отложения руд (H2S, S042", 02 и др.). В геологическом отношении их участие в рудообразовании выражается в палеогидрогеологическом контроле ртутного оруденения на региональном и локальном уровнях.

Смешанно-флюидные рудообразуюшие системы

К смешанно-флюидным мы относим рудообразующие системы, в зарождении и развитии которых принимали участие разные по происхождению и металлоносности гидротермальные растворы. Производными таких систем в определенной мере являются рассмотренные выше барит-киноварные и барит-^-блеклорудные месторождения, в формировании которых принимали участие глубинные эндогенные металлоносные (Hg, Sb, As) флюиды и экзогенные хлоридные рассолы, с которыми Связан привнос в зону рудоотложения Ва, Си, Pb, Zn и других элементов, хотя последние и не относятся к числу важных полезных компонентов руд. Типовым примером смешанно-флюидных систем являются рудообразующие системы, формирующие Ni-Co-арсенидные и Cu-Co-As месторождения.

Ni-Со-арсенидное оруденение в целом представляет собой конвергентную группу гидротермальных образований, весьма сходных по минеральному составу, но относящихся к продуктам разных рудообразующих систем и проявившихся на месторождениях различного геохимического профиля. Оно известно на золоторудных месторождениях (Зодское на Кавказе, Берикульское в Кузнецком Алатау), ртутных (Сагсайское в Монголии, Чазадырское в Туве, Севано-Акеринская зона на Кавказе, Леоганг в Австрии и другие),серебро-сурьмяных (Таласский хр. в Киргизии, ЮВ Алтай-СЗ Монголия и др.), оловорудных (Якутия) и образует собственные Ni-Со-арсенидные (пятиэлементные) и Cu-Co-As месторождения. Главной особенностью локализации такого оруденения является отчетливо выраженная приурочекность к породам резко обогащенным Ni и Со (гипербазиты, базиты, зоны ранней сульфидной минерализации с высоким содержанием Ni и Со и т.д.). Это привело многих исследователей к выводу о местном, заимствованном источнике этих элементов.

Ni-Co-As и Cu-Co-As месторождения представляют собой весьма своеобразный тип гидротермальных объектов, характеризующихся:

- четко выраженной приуроченностью к полям развития пород, обогащенных Ni и Со, что хорошо показано на примере месторождений Бу-Аззер, Хову-Аксы, Кобальт, Эко-Бей, Асхатин-гол и многих других в работах Г.А. Крутова (1959, 1970), В.И. Лебедева (1979, 1986, 1998 и др., 1), В.Г. Тюлькина (1980), Б.В. Образцова (1981), M. Leblanc (1973, 1986), J. Jambor (1971);

Этот вопрос достаточно детально рассматривался многими исследователями (Крутов, 1959; Pilot et.al., 1970; Boyle, Dass, 1971; Petruk, 1971; Leblanc, Coeffic, 1974; Лебедев, 1986, 1998; Торп, 1977; Legier et. al., 1984), a также автором (1,26,38,42,46,53), показавшими, что часть рудных компонентов (Ni, Со, Си, Pb, Zn, Ва и отчасти Bi, Ag и другие) явно заимствованы из вмещающих пород, обогащенных этими элементами. Это доказывается:

- пространственной приуроченностью Ni-Co-As и Cu-Co-As месторождения к полям развития таких пород;

- зависимостью компонентного состава руд от геохимических особенностей вмещающих пород: сходство соотношений Ni:Co:Fe в породах и рудах, появление высоких содержаний висмута на месторождениях, локализованных в экзоконтактах ранних гранитоидных интрузий с Bi-специализацией (Рудные горы, Асхатин-гол и др.), медный (сульфосоли Си) или свинцово-цинковый (галенит, сфалерит) профиль руд в зависимости от обогащенности этими элементами вмещающих пород и т.д. (1,2,43);

- наличием площадных отрицательных ореолов выноса Ni, Со, Ва, Си и других (1,43; Образцов, 1981; Лебедев, 1996 и др.);

На примере Алтае-Саянской складчатой области показано, что рудные свинцы Ni-Co-As и Cu-Co-As месторождений различных рудных узлов, локализованых в породах разного возраста (Каргинский - J, Юстыдский и Абаканский - D, Хову-Аксинский - C-0-D), существенно различаются между собой по изотопному составу (рис.10), а их модельный возраст грубо отвечает возрасту вмещающих пород. В то же время изотопный состав рудных свинцов существенно отличается от первичного состава породного свинца, близкого по возрасту магматических пород этого региона (мезозойские граниты, лампрофиры чуйского комплекса, базиты). Это не позволяет рассматривать последние в качестве источника данного элемента (рис.10) (38, 53). Детальные исследования изотопного состава свинца Ni-Co-арсенидных месторождений Канады (Jambor, 1971; Torp, 1977 и др.) показали, что он заимствован из вмещающих рудные жилы диабазов и, возможно, архейских сульфидизированных метаморфических пород. рудообразующих растворов (А), изотопный состав серы сульфидов (черное) и сульфатов (белое) (Б), изотопный состав свинца галенитов (В) М-Со-Аэ месторождений (по данным 1, 38, 42, 46, 53, Лебедев, 1998 и др.)- На рис В - черные треугольники - МьСо-Аб, черно-белые - Си-Со

Другая группа рудных элементов Аб, БЬ, Н^ и, вероятно, А§, Б имеет явно иное происхождение, и связана, по мнению многих исследователей (1,26,43,53, Мрня, 1963, Данчев, Стрелянов, 1977 и др.), с привносом их глубинными эндогенными флюидами. Об этом свидетельствует сквозной характер проявления мышьяковой Н§) минерализации в разрывных структурах, контролирующих размещение М-Со-Аб оруденения. Наличие широких положительных геохимических аномалий Аб, БЬ, Н§, независимость их проявления от состава вмещающих пород и т.д.

Основываясь на этих данных о полигенном источнике рудного вещества, можно предположить, что образование №-Со-Аз и Си-Со-Аэ месторождений связано с поступлением эндогенных флюидов, содержащих Аб(± БЬ,Н§), заимствованием ими N1, Со, Си и других элементов из вмещающих пород и отложением их в рудных жилах в виде арсенидов, сульфоарсенидов и сульфосолей. Такая модель действительно реализуется при формировании ртутных (Сагсайское, Пезасское, Чазадырское и др.), золоторудных (Зодское, Берикульское), серебро-сурьмяных (Кумыштагское, Толбонурское, Чагангольское) и, возможно, некоторых серебро-арсенидных (Актепе, Конгсберг и др.) месторождений, руды которых локализованы среди ультраосновных и основных обогащенных N1 и Со сульфидизированных пород. Однако, масштабы проявления в них №-Со-арсенидной минерализации несоизмеримо малы по сравнению с её объемами на №-Со-Аз месторождениях. При этом следует учитывать следующие факты.

1. Мощность зон измененных пород вокруг арсенидных жил ничтожно мала (О.п-п-1 м), что не может обеспечить объем № и Со, содержащийся в рудных жилах (месторождения Канады, Хову-Аксы и др.). Расчеты, проведенные для конкретных месторождений показывают, что для формирования реальных №-Со-арсенидных жил по этой модели необходимы гораздо более мощные зоны околожильных метасоматитов (до п-100м).

2. Нет соответствия между мощностью зон околорудных метасоматитов и масштабами проявления №-Со-арсенидного оруденения. Так, мощные (л-Юм) зоны лиственитизации серпентинитов, березитизации и аргиллизации основных пород на золоторудных и ртутных месторождениях вмещают рудные жилы с убогой арсенидной минерализацией. И, наоборот, мощные карбонатно-арсенидные жилы №-Со-Аэ месторождений (Хову-Аксы, Бу-Аззер, месторождения Канады и др.) сопровождаются весьма незначительными зонками околожильных метасоматов.

3. Рудные жилы с №-Со-Аэ оруденением локализуются как непосредственно в породах, обогащенных этими элементами, так и в стороне от них и, что немаловажно, структурно ниже. Например, серебро-арсенидные жилы месторождений Канады располагаются часто под пологозалегающими силлами диабазов, которые являются источником Ni и Со. Это свидетельствует о том, что существуют иные механизмы заимствования рудных компонентов из вмещающих пород и поступления их в зону рудоотложения.

Исследования флюидных включений в минералах руд (1,11,20,26,28,34,43,62, Наумов и др., 1971; Тугаринов, Наумов, 1962; Teylor, 1976, Scott, O'Connor, 1971; Robinson, Ohmoto, 1973; Shegelski, Scott, 1975; Коваленко и др. 1994; Essarraj et.al., 1997; Лебедев, 1988 и др.) изотопного состава О, С, S и Н (1,33,41,49, Pilot, 1969; Harzen, 1970; Clayton, 1959; Robinson, Ohmoto, 1973, Корчемагин и др.; 1980; Changkakoti et.al., 1985, 1986; Коваленкер и др., 1994, Лебедев, 1998 и др.) показали, что эти месторождения формируются при относительно низких (как правило, <250°) температурах из высококонцентрированных хлоридно-натриево-кальциевых растворов (рис.10). В образовании руд принимали участие разные по происхождению растворы: эндогенные и экзогенные. Причем, на серебро-арсенидных месторождениях (месторождения Канады, Рудных гор, Актепе в Средней Азии) они характеризовались переменной концентрацией солевых компонентов, а на собственно NiCo-As растворы оставались высоко концентрированными на всех стадиях гидротермального процесса, даже на гипергенном этапе (Хову-Аксы, Бу-Аззер). Причем, по составу и концентрации они весьма сходны с экзогенными хлоридными рассолами галогенных отложений не только на макро-, но и на микрокомпонентном уровне: присутствие таких характерных элементов экзогенных рассолов как J, Br, Ва, Sr и др. (1,11,20,62, Лебедев, 1998). Участие экзогенных рассолов в рудообразовании согласуется с данными по изотопному составу кислорода, углерода и серы (рис.10). Изотопный состав серы барита из арсенидных руд месторождений Бу-Аззер, Хову-Аксы, Актепе, рюккенов Мансфельда, Могенбуреньского, Мергенбулакского и других соответствует сере морских сульфатов (рис.10). Все это согласуется с приуроченностью многих рудных узлов и месторождений с Ni-Co-As и Cu-Co-As оруденением к районам развития галогенных отложений (1,11,20,22,26,43,49). Типовыми примерами этому являются месторождения Тувы, локализованные в структурах обрамления Тувинского и Минусинского прогибов, в которых развиты девонские соленосные и гипсоносные толщи, а на глубоких горизонтах и в настоящее время залегают высококонцентрированные хлоридные рассолы (рис.1). Сереброарсенидные месторождения, залегающие вдоль линии, ограничивающей развитие платформенных, в том числе и галогенных отложений. Последние установлены и среди докембрийских толщ (Жарков, 1974). В такой же позиции залегают многие Ni-Co-As месторождения Центральной Европы, локализованные как в породах фундамента (Рудные горы, Шварцвальд, Альпы), так и непосредственно среди пермских соленосных платформенных отложений (рюккены Мансфельдской кобальтовой гряды, месторождения Вислох и другие). В последнем случае они представлены барит-карбонатными или флюорит-баритовыми жилами, секущими соленосные и гипсоносные отложения перми. Арсениды Ni и Со в них проявляются лишь на участках пересечения жилами медистых сланцев, обогащенных Ni, Со, Ag и другими элементами. Характерно также, что по данным (Jureczko, 1981) именно на этом стратиграфическом уровне хлоридные рассолы пермских соленосных отложений содержат исключительно высокие содержания Си, Ni, Со, Ва, Sr заимствованных из вмещающих медистых сланцев. Рудообразующие растворы, формировавшие такие жилы, отличались высокими концентрациями (17-27 мас.%) и хлоридно-натриево-кальциевым составом, близким к составу экзогенных рассолов пермских и триасовых галогенных отложений. В такой же позиции залегают Ni-Co-As месторождения Анти-Атласа в Марокко(Крутов, 1959, 1970; Leblanc et. al., 1977, 1982, 1986; Лебедев, 1998 и др.). Рудные жилы локализованы в тектонически нарушенных контактах гидротермально измененных серпентинитов с вмещающими их докембрийскими породами фундамента Африканской платформы. Реже жилы проникают в платформенные отложения венда и кембро-ордовика, где в их составе появляется значительное количество барита. Кембрийские, девонские и каменноугольные толщи АнтиАтласа содержат галогенные отложения (Жарков, 1974), среди которых в прилегающих к Анти-Атласу прогибах и в настоящее время развиты высококонцентрированные (250-370 г/л) хлоридные рассолы (Гидрогеология Африки, 1978). Таким образом, своеобразие условий локализации Ni-Co-As оруденения заключается в приуроченности его к породам нижнего структурного яруса разреза вблизи их контакта с перекрывающими галогенными отложениями (Хову-Аксинский, Каргинский и другие рудные узлы в Туве, Бу-Аззерский в Марокко, многие месторождения Центральной Европы и т.д.). Присутствие галогенных отложений обусловило появление экзогенных хлоридных рассолов как среди осадочных толщ верхнего структурного яруса, так и в метаморфических и интрузивных породах нижнего яруса, что и сейчас наблюдается в различных регионах аналогичного строения -Канадский щит, Марокко, Рудные горы, Гард, Русская платформа и другие (ЬаИегшап, 1933; Грейслер и др., 1970; Базвапо е1.а1., 1972; Безроднов, 1979; Гидрогеология Африки, 1978; .Гигесгко, 1981 и др.). Залетающие в обогащенных N1 и Со породах хлоридные рассолы отличаются высокими содержаниями №. Со, а также Ва, Бг, Си, РЬ и других элементов. С такими рассолами связано площадное выщелачивание рудных компонентов из вмещающих пород и привнос их в зону рудоотложения, что более подробно будет рассмотрено ниже.

В связи с этим наиболее вероятным представляется формирование М-Со-Аб оруденения по модели смешения двух разных по происхождению металлоносных растворов: глубинного эндогенного (Аэ ± Щ ± БЬ ± Р) и экзогенного хлоридного (N1, Со, Си, Ва, Бг) (рисЛ1), являющихся производными соответственно двух разных флюидогенерирующих очагов: эндогенного (магматического) и экзогенного (артезианские бассейныхлоридных рассолов). Смешение двух металлоносных флюидов и является главной особенностью выделяемых нами смешанно-флюидных рудообразующих систем. Примеры таких систем многочисленны и детально рассмотрены нами совместно с В.И. Лебедевым и В.Г. Тюлькиным (1) на примере различных кобальтовых провинций мира.

Таким образом, главными элементами генетической модели рудообразующих систем №-Со-Аб месторождений являются:

- глубинный источник Аб, БЬ, Н^, и Р, связанных с участием эндогенных флюидов;

- главным фактором рудоотложения является смешение разных по происхождению металлоносных растворов;

- палеогидрогеологический контроль оруденения структурами палеобассейнов экзогенных хлоридных рассолов.

Магматогенно-гидротермальные рудообразуюшие системы

30: С- <300-500 г/л ш

2 + + 3 П П 4

Ав^ь, на), ад, со2(р)

Т - > 200°, С - <10,0 мае.

ЕЗ*

Рис. 11. Схематическая модель формирования M-Co-Ag, Си-Со-Аб и Ва оруденения в смешано-флюидной рудообразующей системе. 1 -осадочные (в том числе галогенные) и эффузивно-осадочные породы; 2 -метаморфические породы; 3 - граниты; 4 - гипербазиты; 5 - направление движения эндогенных (а) и экзогенных (б) растворов; оруденение: 6 -М-Со-Ав; 7 - Си-Со-Аб (а) и Ва (б). вещества , и гидротермальных растворов. Типовыми объектами, связанными с системами такого типа, являются серебро-сурьмяные (Асхатин, Толбонурское, Шарабурегское в Монголии, Озерное и Пограничное на Алтае, Акджилгинское, Левобережное на Памире, Кумыштагское, Бабаханское в Киргизии), серебро-свинцовые (Мангазейское, Прогноз, Менкеченское и др. в Якутии, Марджанайское на Памире) и олово-серебряные (Потоси, Оруро в Боливии; Дукат, СВ России). Оруденение этих формационных типов характерно для многих оловорудных провинций мира. Наглядными примерами могут служить многие рудные районы Европы (Рудные горы, Корнуолл, Шварцвальд, Словацкое рудогорье), Якутии, Боливии, Алтае-Саянской складчатой области (ЮВ Алтай, СЗ Монголия), Средней Азии (Таласс) и других регионов. Характерно, что вне районов развития оловянного оруденения не установлено пока сколько-нибудь значимых объектов серебро-сурьмяного и серебро-свинцового типов (2,58,60,68).

Константинов, 1973; Рундквист, Неженский, 1975; Индолев, Невойса, 1974; Сидоров и др., 1989; Борисенко и др., 1992 и др.). Причем в конкретных рудных узлах устанавливается обратная зависимость между масштабами проявления раннего высокотемпературного оловянного и позднего низкотемпературного серебряного. Так крупные серебро-свинцовые и серебро-сурьмяные месторождения (Асхатин в Монголии, Мангазейское и Прогноз в Якутии, Дукат на СВ России, Акджилгинское на Памире и многие другие) проявлены в рудных узлах с убогим оловянным оруденением. И наоборот в пределах крупных оловорудных узлов (Депутатский,- в Якутии, Корнуолл в Англии, Рудные горы и другие) серебряное оруденение рассматриваемых формационных типов представлено в основном мелкими месторождениями и рудопроявлениями, локализованными по периферии ареала развития оловянных руд или на верхних горизонтах. Представляется, что эти два типа руд являются продуктами единых длительно развивающих рудно-магматических систем, разным эрозионным (по вертикали) срезам которых соответствуют рудные узлы с преобладанием серебряного или оловянного оруденения. Об этом свидетельствуют:

2. Наличие в конкретных рудных узлах контрастной эндогенной зональности, классические примеры которой описаны для Депутатского (Некрасов, 1963; Флеров, 1976; Индолев, Невойса. 1974 и др.), Фрайбергского (Ваитапп, 1965), Базардаринского (2, 52,

70,Тютин, Безуглый, 1990), Кумыштагского (2; Смирнов, 1976), Мангазейского (Костин и др., 1997; Индолев, Невойса, 1974) и многих других рудных узлов.

3. Геохимическая общность этих типов оруденения (Sn, Ag, Bi, Mn, As и др.) определяется присутствием в серебряных рудах станнина, Sn -содержащих сульфосолей, Fe-Mn карбонатов, сульфидов и сульфосолей Bi, самородного Bi, а в оловянных рудах -серебросодержащих станнина и галенита, висмутовых сульфидов и сульфосолей, Mn-содержащих карбонатов, вольфрамитов, сфалеритов и т.д.

4. Сходство в конкретных рудных узлах изотопного состава свинца (галениты и сульфосоли РЬ) оловянных и серебряных руд (38,42,70; Pilot et. al., 1970; Legier et. al., 1984; Костин и др., 1997 и др.) (рис.12). В то же время он существенно отличается от свинца Мо-W грейзенового, золотого, ртутного, золото-сурьмяного оруденения, проявленного в олово-серебряных рудных узлах и за их пределами (Юстыдский, Толбонурский, Базардаринский и др.).

6. Сходным изотопным составом серы сульфидов оловянных и серебряных руд (рис.12) (39,51,70; Красножина и др., 1988; Иванов, 1991; Pilot et. al, 1970 и другие).

7. Близким солевым (Cl-Na-Fe-K-Mn) и'газовым (CO2-CH4-N2) составом и высокими концентрациями рудообразующих растворов (1, 43, 51, 54, 58, 59, 62, 63, 65, 67, 68). Своеобразие их состава для рассматриваемых типов оруденения в олово-серебряных рудных узлах заключается в высоких концентрациях Fe, Mn и других элементов (NaCl>FeCl2>KCl=MnCl2>CaCl2) и резко восстановленном характере (присутствие FeCl2, СН4), что отличает их от рудообразующих

Рис. 12. Концентрация рудообразующих растворов и температура формирования Бп-У/ и Ag-Sb руд (А) в 8п-А§ рудно-магматических системах (цифры - содержание Ag в флюидных включениях, 1, 33 43, 51, 58, 59, 65, 67, 70). Изотопный состав серы (Б), свинца (В) и'стронция (Г) в оловянных (черное) и серебряных (белое) рудах олово-серебряных рудных узлов (38, 39, 42, 46, 53, 68, 70). растворов Мо-'М', Аи, М-Со-Аб, ^-ЭЬ и других типов месторождений. Такого же состава растворы установлены и во флюидных включениях в кварце гранит-порфиров, онгонитов и топазсодержащих аляскитов ряда оловорудных месторождений (63, 65, 67; Боровиков, 1995 и др.). На примере Депутатского оловорудного месторождения состав газовой фазы флюидных включений в кварце рудных жил от глубоких горизонтов (1000 м от поверхности) вверх закономерно изменяется от существенно метанового и азотно-метанового (СН4>К2) до метан-азотно-углекислотного (С02>К2>СН4) и приближается к составу газовой фазы рудообразующих растворов серебро-свинцовых месторождений этого региона (рис.13) (63, 65).

Рис. 13. Состав газовой фазы флюидных включений в кварце и А§-РЬ руд Верхоянья. 1 - 3 - Депутатское месторождение: 1 -газовые включения, 2 - двухфазные (Ж+Г), 3 - многофазные (водно-солевые) цифры отражают глубину отбора проб в м; 4 - серебряные месторождения Мангазейское, Прогноз.

Heinrich et. al., 1994), ISP-MS (Audedat et. al., 1997), а также качественно методом водных вытяжек и на электронном микроскопе с энергодисперсной приставкой "Kevex".

Термодинамический анализ (программа "Селектор") показал, что при Т>200°С сереброносные растворы такого состава равновесны с парагенезисом сульфидно-касситеритовых жил кварц+хлорит+пирротин+халькопирит), а при Т<200°С с минералами серебро-сурьмяных руд (KBapu+CHflepHT+Ag2S) (рис.14). Это свидетельствует о том, что охлаждение рудообразующих растворов, аналогичных установленным на ряде оловорудных месторождений

Депутатское - 65,67; Трезубец - 58,59, Боровиков, 1995; Караоба - 57, Зап. Австралии - Audedat et. al., 1977 и др.), неизбежно приводит к отложению минеральных парагенезисов руд серебро-сурьмяных месторождений. Такие высококонцентрированные растворы, содержащие (в г/кг раствора) Ag -0.1-8.5; Fe - до 150; Мп - до 30; Zn -до 10; РЬ - до 6; Си - 0.1-1.2; As - 0.5; Sb - 0.1, рассматриваются нами в качестве исходных рудоносных растворов для формирования серебро-сурьмяного и серебро-свинцового оруденения. И действительно, растворы таких концентраций (до 40 мас.%) с высокими содержаниями Fe, Mn, Zn, Pb, Си, Ag установлены на глубоких горизонтах (подрудных уровнях кварц-сидеритовых жил) ряда серебряных месторождений (58,59,62,68; Боровиков, 1995). Характерно, что во включениях в кварце топазпротолитионитовых гранитов (Базардаринский рудный узел), топазсодержащих аляскитов (месторождение Одинокое, Якутия), гранит-порфитов (месторождения Депутатское и Дукат) установлены магматогенные высококонцентрированные флюиды, сходные по солевому (НаС1>РеС12>КС1>МпС12) и газовому (СН4>Н2>С02) составу с рудообразующими растворами оловорудных и серебро-свинцовых месторождений (59,63,65,67). В них также установлены высокие содержания серебра (от 0.1 до 4 г/кг). Это свидетельствует о том, что серебро являлось сквозным элементом в олово-серебряных рудообразующих системах и оно фиксируется на разных этапах их развития как в магматогенных флюидах, так и в рудообразующих растворах, отлагавших оловянные и серебряные руд.

Основываясь на этих данных, а также данных о соотношении оловянного и серебряного оруденения и их зональном размещении в конкретных рудных узлах, можно предполагать, что рудообразующие системы А§-8Ь и А§-РЬ месторождений являются по сути дела верхней, низкотемпературной составной и неотъемлемой частью более сложных 8п-А§ рудообразующих систем. Визуализировать модель таких рудообразующих систем можно следующей схемой (рис.15). Она основывается на следующих положениях.

1. Генетическая связь серебряного (А§-8Ь, А§-РЬ) оруденения с оловянным и рудоносными гранитоидными комплексами.

2. Многоэтапность и единая направленность развития рудно-магматических систем (граниты > гранит-порфиры, онгониты и др. Бп-ЭД' орудененеие (кварц, касситерит, вольфрамит, арсенопирит) олово-сульфидное (пирротин, халькопирит, станнин, сфалерит) на глубоких уровнях; серебряное - А£-РЬ, А§-8Ь (сидерит, тетраэдрит, галенит, станнин, минералы Ag) на верхних уровнях систем.

3. Преимущественно магматогенный источник рудоносных растворов и рудного вещества.

4. Высокие концентрации рудообразующих растворов, низкие значения ЕЙ и рН, своеобразие их состава (ШС1>РеС12>КС1>МпС12) и металлоносности (Ре, Мп, Хп, РЬ, Ац, Си и др.).

Этап 1

Этап II

Рис. 15. Схематическая модель формирования оловянного и серебряного оруденения в 5п-А§ рудно-магматических системах. 1 -граниты; 2 - дайки основных пород (а), гранит-порфиров и онгонитов (б); 3 - олово-вольфрамовое оруденение (а) и олово-содержащее арсенопиритовые жилы (б); 4 - олово-сульфидное оруденение {С\х-Хп-Бп); 5 - серебро-свинцовое и серебро-сурьмяное оруденение (А§-РЬ, Ag-БЬ); 6 - направление движения магматических флюидов (а) и экзогенных вод (б). растворов с холодными метеорными водами, что фиксируется по резкому снижению концентрации и облегчению изотопного состава кислорода растворов в зоне рудоотложения и будет рассмотрено ниже. Такое смешение рассматривается нами как одна из важных причин формирования концентрированного серебряного оруденения и его ■ пространственного обособления от более высокотемпературного оловянного.

ПОЛОЖЕНИЕ - III. Важная роль экзогенных вод в зарождении и функционировании гидротермальных рудообразующих систем низкотемпературных месторождений (NiCo-As, Cu-Co-As, Ag-Sb, Ag-Pb, Hg-Sb, Cu-Ba-Hg, Ba и др.) выражается в том , что они являются важным компонентом полигенных гидротермальных растворов, источником части рудного вещества и эффективным геохимическим барьером при рудоотложении. Их участие в рудообразовании определяет палеогидрогеологический контроль размещения оруденения на региональном и локальном уровнях.

Важная роль экзогенных вод в формировании различных типов рудных месторождений: Cu-Мо-порфировых, колчеданно-полиметаллических, свинцово-цинковых, эпитермальных золото-серебряных, мышьяково-сурьмяно-ртутных и других отмечалась многими исследователями. Для низкотемпературных гидротермальных месторождений эта проблема была детально рассмотрена лишь для As-Sb-Hg, Pb-Zn и Ba-Sr месторождений (Германов, 1953, 1961; White, 1974, 1970, 1977; Хейл и др., 1977; Карпов, Павлов, 1976; Карпов, 1988; Набоко, 1980; Тейлор, 1982; Вейсберг и др., 1982; Сауков и др., 1972; Оболенский, 1985; Озерова, 1986; Хэнор, 1982 и мн. др.). Так, для мышьяково-сурьмяно-ртутных месторождений отмечалось, что рудообразующие растворы представляли собой эндогенные флюиды, многократно разбавленные экзогенными водами (метеорными, нефтяными и др.). Причем последние являлись не только составной частью рудообразующих растворов, но и эффективным геохимическим барьером при рудоотложении, что определялось привносом ими сульфидной и сульфатной серы (осаждение сульфидов и барита) и кислорода (повышение Eh). Для Pb-Zn (Миссисипи) и Ba-Sr месторождений экзогенные хлоридные рассолы различных гидродинамических уровней рассматривались как источник рудообразующих растворов, рудного вещества и фактор рудоотложения (Хейл и др. 1977; Хэнор,

1982 и др.)- Вместе с тем для низкотемпературных №-Со-Аб, Си-Со-Аб, А§-5Ь, Ag-Pb и Си-Ва-Н§ месторождений эта проблема до последнего времени была слабо проработана. Как показали проведенные нами исследования и анализ имеющихся литературных данных, роль экзогенных вод в зарождении и развитии рудообразующих систем низкотемпературных гидротермальных месторождений оказалась значительно шире и многообразнее.

Доказательства участия экзогенных вод в рудообразовании основываются на: 1) приуроченности того или иного типа оруденения к определенным палеогидрогеологическим бассейнам; 2) сходстве состава и концентрации рудообразующих растворов и экзогенных вод;

3) особенностях их микрокомпонентного состава (Вг, .1, Ва, Бг и т.д.);

4) данных изотопии О, С и Б минералов руд и др. Наиболее обоснованно это можно показать на примере ртутных месторождений (22,31,33,35,39,45,49,50). Как известно, среди других формационных типов низкотемпературных гидротермальных месторождений (№-Со-Аб, Си-Со-АБ, А§-8Ь, А§-РЬ, Аи-БЬ) они отличаются наибольшей пестротой состава и концентрации рудообразующих растворов, даже в пределах отдельных рудных провинций или рудных районов (Алтай, Тува, Донбасс, Забайкалье и др.) (7, 9, 11,12, 16, 20, 33, 62). Это трудно объяснить с позиции изменения состава единого гидротермального раствора. Как показал анализ палеогидрогеологических обстановок формирования ртутных месторождений и изучение источников рудообразующих растворов, особенности состава последних во многих случаях достаточно корректно могут быть объяснены участием в формировании руд тех или иных типов экзогенных вод: хлоридных рассолов, нефтяных и метеорных вод и т.д.

Участие хлоридных рассолов галогенных отложений наиболее детально изучено нами на примере Алтае-Саянской складчатой области. В этом регионе для БЬ-^ (антимонит-киноварных) месторождений, локализованных среди . докембрийских и нижнепалеозойских отложений (V, С, О), характерны низко- или умеренно концентрированные (<10 мас.%) хлоридно-бикарбонатные растворы с переменным количеством углекислоты, а для Си-Н§-Ва (барит-киноварных и барит-блеклорудных) месторождений, залегающих на более высоких стратиграфических уровнях и среди нижне- и среднедевонских отложений - высококонцентрированные (до 40 мае. %) хлоридные рассолы. Такая связь состава растворов со стратиграфическими уровнями локализации оруденения проявляется не только в региональном масштабе, но и в пределах отдельных рудных зон (Курайская, Толбонурская и др.) и рудных узлов (Терлигхайский, Чазадырский и др.) (рис. 16). Растворы ртутных месторождений, залегающих среди девонских отложений, отличаются к тому же облегченным изотопным составом кислорода, что свидетельствует о существенной доли в их составе изотопно-легких экзогенных вод. Этот факт, а также явно выраженная приуроченность Си-Н^-Ва месторождений к различного рода прогибам и впадинам, выполненными девонскими, в том числе гипсо- и соленосными отложениями, сходство макро- и микрокомпонентного состава

Терлигхайский р. у. (Тува) Н8(€-0)

Курайская Н^ зона (Алтай) Н8(У-0) ю го зо Концентрация р~рсг.

Си-Ва-Нвф,.,)

II«I иА»

Лш нв<е-0) ю го зо Концентрация р-ра,лас.7.

Си-Ва-Н8(0,.г) Л Щ ■ ■ Д 11111

Н8(У-0)

-21 -/<? -/г а в г а г* ко /г гв

Р'Х

Рис. 16. Температуры образования руд и концентрации рудообразующих растворов (А) и изотопный состав серы (Б) сульфидов (черное) и сульфатов (белое) ртутных месторождений, локализованных на разных структурных уровнях в Терлигхайском рудном узле (Тува) и Курайской рудной зоне (Алтай) рудообразующих растворов и экзогенных хлоридных рассолов галогенных отложений (NaCI, CaCI2. J, Br, Ва, Sr и т. д) доказывают, что последние играли существенную роль в их формировании. Это согласуется с данными по изотопному составу серы сульфидов и сульфатов руд (рис. 16), особенностями минерального состава и т.д. (19, 22, 39). С девонскими прогибами, к которым приурочены большинство Cu-Ba-Hg месторождений Алтае-Саянской складчатой области (рис. 2), были связаны артезианские бассейны хлоридных рассолов залегающие и в настоящее время на глубоких горизонтах Минусинского, Тувинского и других прогибов (Зуев, 1963, 1971; Пиннекер, 1968). Такие рассолы могли служить эффективными концентраторами эндогенных потоков Hg, что наряду с повсеместно повышенными в них содержаниями Sr, Ва, Си, Pb, Zn и др. (рис. 5), определило поликомпонентный состав ртутных руд этого типа (барит, киноварь. Hg-блеклая руда, галенит, сфалерит). Такой же состав рудообразующих растворов характерен для многих ртутных месторождений других регионов, локализованных среди (или вблизи) галогенных отложений: Рудняны в Словацком Рудогорье (гипсоносные отложения Р), Швац, Миттерберг и др. в Австрийских Альпах (соленосные отложения P-T), Джалама, Артын-Булак в Киргизии (.гипсоносные толщи 02.3), а также месторождения Сев. Африки, Пфальца, соляных куполов Донбасса и др.

Важную роль в формировании ртутных месторождений играли нефчяные поды, на что неоднократно обращали внимание многие исследователи (Сауков. 1960, 1963; Сауков и др. 1972; Bailey et. al ¡959. I ср.мшкш. 1961; Озерова и др. 1907. 1973; Озерова, 1986; White, 1967, 1973. 1974: Федорчук, 1967: Кузнецова и др. 1967 и мн. др.). Их участие в рудообразовании доказывается приуроченностью ртутных месторождений ряда регионов к структурам .обрамления нефтегазоносных бассейнов, нахождением в рудах капель нефтей и битумов и особенностям их состава, а также изотопным составом S, С, О и Н в минералах руд. Роль нефтяных вод, как важного фактора формирования ртутных руд в связи с привносом ими в зону рудоотложения H2S и S042" убедительно показана Н.А. Озеровой на основе изучения изотопного состава серы. Кроме того, бассейны нефтяных вод. особенно высококонцентрированных хлоридных, могли служить резервуарами для накопления ртути, поступавшей по разломным зонам с потоками глубинных флюидов. Модельным объектом реализации такого механизма является нефтяное месторождение Цимрик в Калифорнии, где в газах, нефтях и нефтяных водах установлены высокие содержания ртути (Beiley et al., 1961).

Достаточно очевидным и хорошо обоснованным изотопно-геохимическими данными и изучением современных термальных источников, отлагающих минералы ртути, является участие в рудообразовании метеорных вод (White, 1967, 1973; Уайт. 1970, 1977; Павлов, Карпов, 1972; Оболенский, 1985; Озерова, 1986; Карпов, 1988 и мн. др., а также 22, 33, 35, 39, 49). Их роль как фактора отложения ртутных руд связана с разбавлением рудоносных флюидов (снижение концентрации и температуры) и привносом в зону рудоотложения атмосферного кислорода (повышение Eh). На примере современных термальных источников это устанавливается прямыми натурными наблюдениями, а на древних ртутных месторождениях - по данным изучения состава и концентрации растворов и газов флюидных включений в минералах и изотопного состава кислорода рудообразующих растворов, как например на Акташском месторождении на Алтае (рис. 17). Таким образом, пестрота рудообразующих растворов ртутных месторождений, локализованных на верхних структурных уровнях (или образовавшихся в близповерхностных обстановках), в различных ртутных провинциях связана с участием в рудообразоваинп разных по составу экзогенных вод (метеорных, различных типов артезианских и т.д.).

Менее определенно вопрос о происхождении рудообразующих растворов решается для ртутных и сурьмяно-ртутных месторождений, образовавшихся в более глубинных условиях. К ним достаточно определенно можно отнести месторождения Южно-Ферганского и Зеравшано-Гиссарского ртутных поясов в Южном Тянь-Шане, Никитовского рудного поля в Донбассе, Курайской и Сарасинской рудных зон на Алтае, а также ряд месторождений Якутии, Китая и других регионов. Для них характерны: киноварный или антимонит-киноварный состав руд, повышенные температуры (до 200-250°, рис. 9) и давления (до 500-1000 бар) их отложения, что косвенно свидетельствует о более глубинном образовании, по сравнению с месторождениями барит-киноварного типа. Рудообразующие растворы этих месторождений повсеместно имеют хлоридно-бикарбонатно-натриевый состав с переменным содержанием С03. Концентрация таких растворов колеблется от 1.0 до 10.0 мас.%. но обычно составляет 2.0-6.0 мас.%. Содержание NaHCOj в растворах нередко равно или превышает концентрацию NaCl (Чаган-Узун,

Рис. 17. Изотопный состав кислорода рудообразующих растворов ртутных (Н°), никель-кобальтовых (М-Со-Ав) и серебро-арсенидных (]\П-Со-А§), серебро-сурьмяных, серебро-свинцовых (А§-8Ь, А§-РЬ), в том числе баритсодержащих (А§-5Ь(Ва) - А. Изменение по вертикали 5 ,80 Н20 рудообразующих растворов на глубоко разведанных месторождениях - Б (по ], 33, 41; Владимиров, Борисенко, Чупин и др., 1992 ф и литературным данным).

Чаувай, Чонкой и др.). В составе газовой фазы резко преобладает С02 (>85-90 мол.%), в меньших количествах присутствуют N2 и СН4 Иногда отмечаются высокие содержания H2S (Хайдаркан. Чаган-Узун). Возможно, такие растворы являлись глубинными эндогенными, хотя их состав не характерен для магматогенных флюидов. Вместе с тем, следует отметить их сходство с щелочными водами зон сверхгидростатических давлений, установленными на глубоких горизонтах ряда артезианских бассейнов (Зап. Сибирский, Прикаспийский, Азово-Кубанский) и структурах фундамента Русской и Северо-Американской платформы (Ежов и др., 1970, 1986; Розин и др., 1977; Карцев, 1980 и мн. др.). Эти воды отличаются хлоридно-бикарбонатно-натриевым составом, концентрацией до 60 г/л, высоким содержанием С02, повышенными концентрациями F, As, В, Li, Rb, Cs и других элементов, многие из которых характерны для руд ртутных месторождений (В - Терлигхая, Чазадыр, Кадырель и др. Li -месторождения Донбасса, Rb - Кючус, Cs - Чаувай и т.д.). Такими же особенностями состава характеризуются и углекислые хлоридно-бикарбонатные воды ряда горно-складчатых областей (Кавказ, Карпаты, Памир, Альпы и др.) (Басков, Пустовалова, 1979, Крайнов и др. 1974; Голева и др., 1981). Не исключено, что такие глубокозалегающпе угле кислы с хлоридно-би карбонатные воды принимали участие в формировании ртутных месторождений.

Таким образом, зкзогеиные полы, являясь важным факчоро.м зарождения и развития рудообразуюших систем, формировавших ртутные месторождения, и фактором рудоотложения (прпвнос Ва. H3S, SO,,"")- во многом определили региональные и локальные условия локализации оруденения и его контроль структурами палеобассейнов экзогенных вод. Наиболее отчетливо такой контроль проявлен для барит-киноварного оруденения Алтае-Саянской складчатой области (рис.2,3), где подавляющее большинство месторождений данного типа локализовано в структурах обрамления прогибов, выполненных девонскими отложениями. Причем наиболее значимые объекты (м-ния Терлигхая, Эзирлиг, Чазадыр и др.) приурочены к тем частям прогибов, где проявлены галогенные отложения и связанные с ними хлоридные рассолы. В геологическом отношении это выражается в том, что в пределах крупных региональных разломов, контролирующих размещение ртутных месторождений, последние локализуется на участках пересечения или обрамления ими различного рода прогибов и грабенов. Именно к таким участкам и приурочены основные ртутнорудные узлы в Тувинском прогибе (Терлигхайский, Чаданский, Чазадырский). Такая же приуроченность Cu-Ba-Hg оруденения к районам развития галогенных отложений устанавливается в других ртутных провинциях мира, что уже отмечалось выше.

Участие в рудообразовании экзогенных хлоридных рассолов определяло особенности размещения Cu-Ba-Hg месторождений не только на региональном уровне, но и в пределах конкретных рудных узлов и месторождений, через проявление эндогенной зональности оруденения и его приуроченности к определенным структурным уровням (рис. 2, 3, табл. 3). Важное значение, как фактор палеогидрогеологического контроля размещения ртутного оруденения имеют нефте-газоносные бассейны и связанные с ними сероводородсодержащие нефтяные воды, что детально рассмотрено в работах H.A. Озеровой (Озерова и др., 1967, 1973; Озерова, 1986 и Др)

В отличие от ртутных месторождений рудообразующие растворы Ni-Co-As, Cu-Co-As и Ва месторождений характеризуются удивительным однообразием состава и концентрации независящих от геологических условий их образования и состава вмещающих пород. Их солевой состав определяется преобладанием NaCl и СаС!, (N а СI > С а С! 2 > К С1 > F е СI, > М п С! 3) при отношении Na/Ca от 2-3 до 0.1 (среднее - I); .хлориды К, 1-е. Мп являются второстепенными компонентами (1.22.34,47,62; Лебедев, 1998; Essaraj el.aL 1997 и др.). Они существенно обличаются от типично магматогенных хлоридных pacnwpoi» (Sü-VV. Sn-Лц. Mo-W, С »-Mo, ТК-флюориг-барнтовые карбона пп оные и другие типы месторождений), в которых соотношение основных солевых компонентов характеризуется следующим рядом: NaCI>FeCI,>KCI>CaCI2> MnCl2>ZnCI, (51, 54, 58, 59, 62, 65, 67; Heinrich et. al., 1994; Audetat et. al., 1997; и многие другие). Особенности состава рудообразующих растворов Ni-Co-As, Cu-Co-As и Ва месторождений во многом определяются участием в их формировании экзогенных хлоридных рассолов, что доказывается, как уже отмечалось выше, пространственной приуроченностью этих месторождении к- районам развития галогенных отложений, сходством макро- и микрокомпонентного состава рудообразующих растворов и экзогенных рассолов, данными по изотопному составу S, О, С, Pb, Sr.

В строении большинства типовых №-Со-Аб рудных узлов выделяются два главных структурных яруса. Нижний ярус сложен сильно дислоцированными метаморфическими или магматическими породами (фундамент платформ, впадин, прогибов), верхний -пологозалегающими осадочными или вулканогенно-осадочными породами (платформенный чехол, отложения различного рода прогибов и впадин). В строении верхнего структурного яруса, как правило, принимают участие галогенные отложения, во многом определяющие геохимический режим залегающих в них подземных вод, их хлоридный состав и высокие концентрации. Такие хлоридные рассолы в силу своей высокой плотности (до 1.4 г/см") могут глубоко проникать в породы нижнего структурного яруса, особенно в участках повышенной трещиноватости. Глубина проникновения в породы фундамента могла достигать 2-3 км. Такая картина наблюдается в настоящее время на Русской, Сибирской, Северо-Американской и Центрально-Европейской платформах (Гидрогеология., 1974, 1976, 1978; Коротков и др., 1978), где концентрированные хлоридные воды, обязанные своим происхождением галогенным отложениям платформенного чехла, обнаружены среди метаморфических пород фундамента на больших глубинах.

При погружении, в условиях повышенных температур и давлений они неизбежно взаимодействуют с вмещающими породами, обогащаясь выщелоченными из них микрокомпонентами (Грейслер и др., 1970; 8а$5апо ее. а!., 1972; Безродное, 1979; .(игеегко, 1981; Табаксблат, Рапопорт, 1988 и др.). В таких условиях формируются крупные резервуары (очаги) высококонцентрированных металлоносных хлоридных рассолов, реальное существование которых устанавливается многочисленными гидрогеологическими исследованиями. Обогащенность рудными элементами, в том числе N1, Со, Си и другими, позволяет рассматривать их в качестве потенциальных рудоносных растворов. При проявлении тектонических движений и эндогенных гидротермальных процессов создаются предпосылки для возникновения очагов разгрузки экзогенных рассолов и смешения их с глубинными АБ-содержащими гидротермальными растворами. Зона их смешения и является местом формирования собственно рудообразующих растворов, отлагающих в благоприятной структурной обстановке рудные минералы. Физико-химические параметры рудообразующих растворов и "готовность" к рудоотложению в конечном итоге определяется свойствами их исходных составляющих: эндогенных мышьяксодержащих флюидов и металлоносных хлоридных вод, каждый из которых характеризуется весьма большим разбросом значений рН, ЕЬ, Т, Р (рис.17), концентраций Н,5, СО,, рудных элементов. Поэтому параметры рудообразуюшего раствора, возникающего при смешении, могут колебаться в значительных пределах. Если в результате такого смешения достигаются необходимые условия (ЕЙ, рН, Ы:', Со, Аб и др.) для кристаллизации минералов никеля и кобальта, то зона рудоотложеиия будет пространственно совпадать с зоной смешения. Если такие условия не достигаются, то отложение руд может произойти лишь после соответствующих изменений физико-химических параметров рудообразующего раствора на более высоких горизонтах (Борисенко и др., 1981, 1984, 1987; Лебедев, 1998). В первом случае при смешении резко неравновесных экзогенных рассолов и Аб (± Н§, БЬ, С02, Р и др.)-содержащих эндогенных растворов формируются богатые М-Со-Аз руды, характеризующиеся развитием колломорфных структур, дендритных и скелетных кристаллических форм рудных минералов, халцедоновидного кварца и т.д. Во втором случае отлагаются полнокристаллические ЬП-Со-Аб и Си-Со-Аб руды.

Анализ геологического строения и зональности рудных узлов показывает, что непосредственно в зоне смешения формируется арсенпдная ЬП-Со и сульфоарсенмдная Со жильная минерализация, на более высоких структурных и гидродинамических уровнях -сульфоарсенидно-сульфосольная и сульфидно-сульфосольная (Ховуаксннскин. Абаканский. Кызылоюкский и др. рудные узлы).

Таким образом, экзогенные хлорндные рассолы явились не 'юлько источником части рудных элементов, заимствованных ими из вмещающих пород, но и эффективным геохимическим барьером при рудоотложении. Они обеспечили выщелачивание Со, Си и других элементов из больших объемов пород (наличие площадных отрицательных аномалий), и их поступление в зону рудоотложения. В свою очередь, с эндогенными флюидами связана та или иная геохимическая специализация М-Со-Аз руд: Аи, Ag, Мо (Бу-Аззер), Ag. Р, и (Рудные горы, Шварцвальд и др.), Ag, Н§, 8Ь, Р (Конгсберг) и т.д.

Участием в рудообразовании экзогенных вод обусловлен палеогидрогеологический контроль ЬИ-Со-Лб и Си-Со-АБ оруденения структурами палеобассейнов хлоридных рассолов, что выражается в приуроченности его к районам развития галогенных отложений и структурам обрамления различного рода прогибов и грабенов, выполненных осадочными толщами, в том числе гипсо- и соленосными. Наиболее наглядно это можно проиллюстрировать на примере Алтае-Саянской складчатой области (рис.1), где подавляющее большинство М-Со-Ав и Си-Со-Аэ месторождений располагаются в структурах обрамления Тувинского и Минусинского прогибов. Часть рудных узлов этого типа располагается на некотором удалении от основных полей развития девонских отложений, остатки которых сохранились от эрозии в пределах этих узлов лишь в небольших по размеру приразломных грабенах. Участие хлоридных рассолов в формировании М-Со-Аз и Си-Со-Аэ месторождений определяет не только региональные особенности их размещения в этом регионе, но и характер локализации оруденения и его зональность в пределах рудных узлов (Ховуаксинский, Абаканский, Кызылоюкский и др.) Такой же контроль размещения рассматриваемых типов оруденения структурами палеобассейнов хлоридных рассолов устанавливается и в других кобальтоносных районах и провинциях (Анти-Атлас, Канада, Центрально-Европейская провинция).

Рудообразующие растворы Ag-Sb и А£-РЬ месторождений являлись эндогенными (магматогенными) по своей природе, что доказывается данными геохимических, изотопно-геохимических и термобарогеохимических исследований (2,51,58,59,62,67,68,70). Вместе с тем роль экзогенных вод в формировании этих типов оруденения также достаточно велика и проявляется как важный фактор рудоотложения. Как показали экспериментальные исследования и термодинамические расчеты по растворимости серебра (Зотов, Левин, 1986; Левин, 1987 и др.), наиболее важными параметрами, определяющими его миграцию в гидротермальных растворах, являются температура и концентрация хлора, резкое снижение которых является одной из причин отложения самородного серебра, сульфидов и сульфосолей А§. Наиболее резкое изменение этих параметров достигается при смешении эндогенных металлоносных растворов с холодными метеорными водами. Это реально устанавливается на многих изученных на большую глубину А£-БЬ и Ag-Pb месторождениях (Акджилгинское рудное поле на Памире, месторождение Прогноз в Верхоянье и другие). Так в

Акджнлгипском рудном поле (ЮВ Памир) вертикальная зональность Ац-БЬ оруденения и его преимущественная локализация на определенных уровнях высот (абс. отметка 4300-4900 м) тесно увязывается с резким снижением концентрации рудообразующих растворов и 6 |80 (рис. 17,18), что можно объяснить лишь участием в рудоотложении изотопно-легких низкоконцентрированных метеорных вод (51,58,69,70; Боровиков,!995). Этому же уровню отвечает и резкое

Дбс. 661С. хм

Рис. 18. Изменение по вертикали изотопного состава кислорода рудообразующих растворов (А) и их концентрации (Б) на серебро-сурьмяных месторождениях Акджидгинского рудного поля (Памир). I -зона Акджилгинского рудоконтролирующего разлома; II -зоны оперяющих его нарушений; цифры - расстояние (в км) от Акджилгинскоо разлома. снижение температур минералообразования, особенно для рудных стадий гидротермального процесса. Такое изменение физико-химических параметров рудоотложения устанавливается не только по вертикали в центральной части рудного поля вблизи рудоконтролирующего Акджилгинского разлома, но и по латерали вдоль оперяющих его разрывных структур, являющихся рудовмещающими (рис.18). Этим, на наш взгляд, объясняется сходство и единонаправленность вертикальной и латеральной зональности оруденения, отчетливо проявленной в этом районе. Важная роль метеорных вод, как фактора рудоотложения, выявляется и на других А§-БЬ и А§-РЬ месторождениях (Мангазейское, Прогноз в Якутии и др.).

ПОЛОЖЕНИЕ - IV. Высокая рудопродуктивиость гидротермальных рудообразующих систем, формирующих крупные месторождения М-Со-Аэ, Ад-БЬ, А»-РЬ, Н§-5(> и др., связана с участием в формировании руд высокомсталлоиоспых флюидов и концентрированным рудоотложением на контрастных геохимических барьерах, главным из которых для этого типа месторождений является смешение рудоносных флюидов с различными типами экзогенных вод. Основными механизмами, определяющими возникновение высокометаллоносных флюидов, являются: 1) накопление легколетучих элементов и их соединений (Иg, ±8Ь, +АЯ, ±Р) в экзогенных водах (вторично-гидротермальные системы); 2) заимствование металлов N1, Со, Ва, Бг, Си, РЬ, Zn н др. экзогенными хлорпднымн рассолами и эндогенными растворами из вмещающих пород (смешанно-флюидные экзогенные и магматогенные гидротермальные системы); 3) концентрирование рудных элементов в магматогенных флюидах на завершающих этапах кристаллизации флюидогенерирующих очагов и при последующей гетерогенизации флюидов с обособлением водно-солевой фазы (магматогенные гидротермальные системы).

До последнего времени представления о металлоносности гидротермальных флюидов низкотемпературных месторождений основывалось на термодинамических оценках растворимости рудных элементов в растворах разного состава, их содержании в водах термальных источников и редких определениях в водных вытяжках из флюидных включений в минералах. Эти данные указывали на относительно невысокие концентрации рудных элементов. Применение современных инструментальных методов исследования и возможность изучения уникальных крупных флюидных включений в минералах руд М-Со-Аб, А§-5Ь, Ag-Pb, Н§-БЬ месторождений позволило существенно уточнить и значительно расширить наши представления по этому вопросу. Причем весьма важно, что на ряде крупных глубокоразведанных месторождений (Хову-Аксы, Бу-Аззер, Никитовское, Альмаден, Акджилга и др.) удалось изучить состав и металлоносность флюидов на подрудном уровне (ниже зоны рудоотложения), где физико-химические условия для отложения руд еще не достигались т. е. рудоносные флюиды еще не сбросили свою рудную нагрузку.

Эти данные, приведенные в табл.5, показывают, что на крупных №-Со-А$, А§-8Ь, и Н§-БЬ месторождениях содержание профилирующих рудных элементов (N1, Со, Аб, А", Н») достигало весьма высоких значений: Ау, N1', Со, Си, РЬ, 2п, Аз - ¡Н г/кг; Нй, БЬ О.н-О.Ом 1''кг; 1'е - п-10 г/кг. Это существенно выше ( в 100-1000 раз), чем в водах современных термальных источников, вулканических Iазах, а также чем содержания лих элементов в магма:огенпых флюидах но экспериментальным оценкам коэффициентов распределения рудных элементов в системе расплав-флюид. Вместе с тем, эти данные по флюидным включениям хорошо согласуются с термодинамическими расчетами и экспериментальными исследованиями по растворимости Ag, РЬ, Ъъ, БЬ и других элементов (Левин, Зотов, 1986; Левин, 1987; Сорокин и др., 1988; Гущина, 1995; Белеванцев и др., 1983, 1998 и др.). Это свидетельствует о том, что в природе существует целый ряд процессов, приводящих к повышению концентраций рудных элементов в рудоносных флюидах до содержаний, фиксируемых в них в зоне рудоотложения и особенно на глубоких горизонтах месторождений.

1. Накопление легколетучих элементов в экзогенных водах является важным процессом формирования высокометаллоносных флюидов для вторично-гидротермальных рудообразующих систем. Как уже отмечалось выше, содержание ртути в рудообразующих растворах ртутных месторождений на 2-3 порядка выше, чем в газовых потоках над разломами, в вулканических газах и водах современных термальных источников, отлагающих минералы ртути. При этом следует отметить, что Н§ в высокотемпературных вулканических газах и гидротермах в большей мере связана с газовой (паровой) фазой, что отчетливо выявляется при их конденсации (\Veisberg, Яо11с1е, 1978; Трухин и др., 1986 и др.). Поэтому представляется, что для достижения содержаний установленных в рудообразующих растворах ртутных месторождений, необходимо дополнительное концентрирование этого элемента во флюидах. Механизмами такого концентрирования являются накопление ртути в экзогенных водах при барбатировании через них ртутьсодержащих флюидов и накопление этого элемента в составе газовых залежей под экраном непроницаемых пород. Современными природными примерами реализации таких механизмов являются хлоридные рассолы Данакильской впадины (Восточно-Африканский рифт), нефти и нефтяные воды месторождения Цимрик (разлом Сан-Андреас, Калифорния), ртутьсодержашие газовые залежи (газовые месторождения Центральной Европы, Днспрово-Донецкий впадины и др.).

В зависимости от состава, концентрации и температуры экзогенных вод накопление в них ртути происходит в различных формах: в кислых (рН=3-5) хлоридных рассолах - в виде хлоридных комплексов (Н§С13\ Ь^С142"), в щелочных (рН=8) сульфидсодержащих водах - сульфидных комплексов (Ь^БНЗ", Н§(Н5)2, Н§822" и др.). в низкоконцентрированных при повышенных температурах (>200°) - в виде Н§°ач . Исходя из известных экспериментальных данных и термодинамических расчетов (Белеванцев и др., 1983, 1998; Сорокин и др., 1988; Гущина, 1995 и др.) её содержание в экзогенных водах при температуре 200° (верхний предел отложения киновари на Ь^ месторождениях) может достигать: п-1, О.Оп и 0.02 г/кг соответственно. Анализ содержания ртути в реальных гидротермальных растворах по данным изучения флюидных включений и вод современных термальных источников, отлагающих минералы ртути, показал, что её концентрация в рудообразующих растворах конкретных месторождений коррелируется с запасами металла (рис. 19). Это свидетельствует о том, что крупные ртутные месторождения формировались из высокометаллоносных в отношении Н§ рудообразуюших растворов.

-в

-7

О,}

5 •

6 Л • * I.

Ю Юг Л?17 Залссб/ А/д , <? т

О*

О"

Рис. 19. Содержание Hg в рудообразующих растворах разных по масштабу ртутных месторождений. 1 - Альмаден, 2 - Идрия, 3 -Никитовка, 4 - Ваньшань, 5 - Апаш, 6 - Сарасинское, 7 - Чазадыр, 8 -Терлигхая, 9 - Чаган-Узун; термальные источники отлагающие ртуть (литературные данные): 10 - Ньява, 11 - Сальфер-Бенк, 12 - Стимбот, 13 - Аппапель, 14 - Узон. концентрирования (фокусирования) потока эндогенных флюидов в локальных флюидопроводящих структурах, обеспечивающих их фильтрацию на верхние структурные уровни (60,64,69). Судя по приуроченности большинства крупных ртутных месторождений к двум типам глобальных разрывных структур - зонам или палеозонам субдукции (Юж.Тянь-Шань, Алтай, Алжир, Калифорния и др.) и структурам внутриплитного рифтогенеза (Донбасс, Китай и др.), главными типами флюидопроводящих зон для миграции ртутеносных флюидов являются системы пологих разрывных нарушений (надвиги, шарьяжи и т.д.) и крутопадающие зоны деструкции земной коры. В первом случае зоны пологих разрывных структур, являясь своего рода экранами, служат областью сбора рассеянного объемного потока мантийных газовых флюидов и преобразования его в плоскопараллельный единонаправленный поток, в котором осуществлялся газовый перенос на верхние уровни земной коры (рис.8-а).

В зонах крутопадающих разрывных структур такого предварительного концентрирования потока глубинных флюидов не достигается, и они служат лишь флюидопроводящими каналами для их миграции. Более эффективно концентрирование газовых флюидов может достигаться на верхних горизонтах земной коры по типу формирования газовых залежей под слабопроницаемым экраном. В качестве такового могли служить пласты глинистых пород, солей, гипса, поверхности надвигов и т.д., а благоприятными структурами для концентрирования эндогенных флюидов - различного рода брахиантиклинали, диапиры, куполовидные выступы поверхности надвигов и т.д. Именно к таким структурам и приурочено подавляющее большинство крупных ртутных месторождений мира (Никитовка, Хайдаркан, Идрия, месторождения Китая). Причем в нижней части геологического разреза многих ртутных провинций широко развиты мощные толщи глинистых пород (Юж. Тянь-Шань, Китайская платформа и др.), пласты каменной соли, гипса (Донбасс, Идрия и др.), которые могли явиться эффективным экраном для накопления газовых компонентов, в том числе и ртути. Вероятность такого механизма концентрирования ртути подтверждается открытием в нефтегазоносных структурах Центральной Европы и других регионов газовых месторождений ртути (Озерова, 1986), по запасам которой они могут быть отнесены к числу средних и соответствуют таким ртутным месторождениям как Акташ и Чаган-Узун на Алтае.

2. Для магматогенных гидротермальных месторождений возникновение металлоносных флюидов связано с выносом ими рудных элементов при кристаллизации магматических расплавов. Эффективность этого механизма, как известно, в свою очередь определяется металлогенической специализацией магм, PT-параметрами их кристаллизации, составом и концентрацией магматогенных флюидов. Судя по имеющимся оценкам на основе экспериментальных исследований и термодинамических расчетов (Holland, 1972; Рябчиков и др., 1974, 1984; Хитаров и др., 1982; Малинин и др., 1984; Некрасов, 1984; Чевычелов и др., 1987, 1998 и мн. др.), содержания рудных элементов достигают достаточно высоких значений, хотя и на порядок ниже, чем в реальных рудообразующих флюидах, содержащихся во флюидных включениях в минералах руд (Рёддер, 1987; Наумов и др., 1980, 1988; Рейф, 1990; Рейф и др., 1992; Прокофьев, 1992,1993, 1996; Боровиков, 1995; Heinrich et. al., 1994; Audetat et. al., 1997, и мн.др., а также 48,57,58,59,62,65,67). Установленные на основе применения различных методов исследования состава включений (микрорентгеноспектральный, протонный микрозонд, ISP-MS, лазерный микроспектральный, водные вытяжки, расчетный по минералам-узникам и др.) содержания рудных элементов составляют: Fe - до 10-15 мас.%. Mn, Zu. Pb - до п-1 мас.%, Си, Ag, As, Те - до О.п мас.%. Это свидетельствует о существовании других механизмов дополнительного концентрирования магматогенных флюидов,

Одним из таких механизмов является процесс их гетерогенизации с обособлением малоплотной газовой (Н,0, С02, N2, СН4) и водно-солевой фаз, в которой и концентрируются многие рудные элементы. При этом концентрация водно-солевой фазы может в 10-15 и более раз превышать концентрацию исходного магматогенного флюида. Именно в таких высококонцентрированных (до 60 и более мас.%) растворах установлены высокие содержания многих рудных элементов, в том числе и серебра (табл. 6).

Возникновение таких высокометаллоносных в отношении Ag рудообразующих флюидов детально проанализировано на примере эпитермальных золото-серебряных рудно-магматических систем (Коваленкер, 1995, Коваленкер и др., 1988, 1994; Наумов и др., 1998,1990,1994; Прокофьев и др., 1992,1994 и мн.др.). С такими же процессами гетерогенизации магматогенных флюидов связано

Таблица 6.

Содержание Ag в растворах флюидных включений в минералах руд гидротермальных месторождений. п.п. Месторождение Содержание серебра в р-ре в г/кг Метод исследования Ссылка

I «Au) 0,024-0,68 Водные вытяжки. Баранова и др., 1980

2 2(Au) 0,004-0,21 — II — — // —

3 Гавриловское(Au) 0.007-2.44 — II — Рослякова и др., 1989

4 Салаирское „ -" - 2,96 — // — — И —

5 Берикульское (Au) „-"-1,07 — и — — II —

6 Банска-Штявница (Au-Ag) 0,12-7,6 Лазерный микроспектральный. Прокофьев и др. 1992

7 Кочбулак (Au-Ag) 4,6-5,1 Рас-т по включениям с минералами Ag. Наумов и др. 1986; Коваленкер, 1995

8 Зыряновское (Pb-Zn) 1,2-34,0 Лазерный микроспектральный. Прокофьев и др., 1993

9 Кара-Оба (W(Sn) « 1,0 — И — Рейф и др., 1992

10 Трезубец (Sn-W) 0,3 — II — Боровиков и др., 1994, 1995

11 Депутатское (Sn-W) 0,4-0,8 Микрорентгеноспектра льный солевых остатков. Борисенко и др., 1997

12 Зап. Австрия (Sn-W) 0,3-0,8 ЬА-ШР-МЭ Audedat е.а., 1997

13 — // — Качественное определение Протонный микрозонд. Heinrich е.а., 1992

14 Акджилга (Ag-Sb) 0,22-11,0 Лазерный микроспектральный. Боровиков и др., 1994

15 — II — 0,1-0,2 Микрорентгеноспектра льный солевых остатков. Боровиков и др., 1994

16 Мангазейское (Ag-Pb) 0.2-1.9 — И — Борисенко и др., 1994 образование концентрированных растворов с высокими содержаниями серебра на более глубинных, плутоногенных олово-серебряных рудообразующих системах (58, 59, 65, 67, 70; Боровиков, 1995 и др.). Отличием их от эпитермальных систем является то, что в них фиксируются не только процессы гетерогенизации, но и последующей гомогенизации флюидов при фильтрации последних вверх и по латерали от центральной части рудообразующей системы. Наиболее детально это удалось проследить на примере Депутатского рудного узла, где в центральной его части, особенно на глубоких горизонтах, в кварце рудных жил преобладают существенно газовые (H,0>C0:>N:>CH,) и водно-солевые (до 60 мас.%) включения, постепенно сменяющиеся к внешним частям двухфазовыми включениями с менее концентрированными растворами (от 35 до 14 мас.%).

Анализ флюидного режима Sn-Ag рудообразующих систем показал, что продуктивными в отношении Ag-Pb, Ag-Sb и Ag-Sn оруденения являются лишь те из них, в которых рудообразующие флюиды прошли стадию гетерогенизации с образованием высококонаентрированных растворов. Примерами их могут служить Депутатский, Базардаринскин, Юстыдский, Фрайбергский, Дукатский, Потоси и другие рудные узлы (53, 63, 65, 67; Боровиков, 1995; Красножина и др, 1988; Берман и др., 1993; Sugaki et. al., 1988 и др.). Характерно, что наиболее высокие содержания Ag в растворах установлены лишь на крупных серебряных месторождениях: (Мангазейское, Акджилга, Кочбулак, Дукат, Банска Штявница и другие).

3. Важное значение для возникновения высокометаллоносных растворов имеет выщелачивание рудных элементов из «мешающих пород, роль которого особенно значительна для Ni-Co-As. Cu-Co-As и экзогенных (За месторождений. Это доказывается приуроченностью Ni-Co месторождений к породам, обогащенным Ni и Со, данными по изотопному составу РЬ и Sr в минералах руд и т.д. Среди всех известных типов экзо- и эндогенных растворов наиболее "металлоёмкими" являются хлоридные рассолы, обладающие наибольшей способностью к выщелачиванию многих рудных элементов даже при достаточно низких температурах. Это хорошо видно на примере поведения Ni, Со, Си, Ва и других элементов в зонах низкотемпературного изменения алюмосиликатных пород: лиственитизация. аргиллизация, березитизация (13,18,19; Борисенко, 1974). Так, при лиственитизации гипербазитов концентрированными растворами хлоридно-углекислого состава выносится до 80-90% Со и до 50-80% Ni и Си (в случае если в образовавшихся лиственитах отсутствуют сульфиды), в то время как слабо концентрированные хлоридно-углекислые (< 5-8% NaCI) растворы выносят всего около 20% этих элементов из алюмосиликатной матрицы. В случае появления в метасоматитах сульфидов (пирит, бравоит, миллерит и др.) заметного выноса этих элементов не устанавливается. Аналогично и при аргиллизации эффузивно-осадочных пород концентрированными растворами выносится соответственно около 80 и 20% Ва и Бг (рис. 20). Более эффективно выщелачивание Со, Си, РЬ и других протекает в породах, предварительно подготовленных предшествующими процессами гидротермального или контактового метаморфизма (рудоподготовительные процессы по Г.Б.Наумову и др., 1983), в ходе которых многие рудные элементы переведены в сульфидную или иные формы, более благоприятные для экстрагирования. На ЭД-Со-Аз месторождениях такими породами являются скарны, сульфидизированные породы, роговики и др. Залегающие именно в таких породах экзогенные хлоридные растворы имеют наиболее высокие содержания многих рудных элементов: N1, Со, Си, РЬ, гп (медистые сланцы Центр. Европы, метабазиты Канадского щита, метаморфические породы Рудных гор и другие).

Рис. 20. Привнос-вынос Со, Ва, № в зонах лиственитизации и аргиллизации пород концентрированными хлоридными (сплошная линия) и слабоконцентрированными хлоридно-углекислыми (пунктир) растворами.

Процессы выщелачивания рудных элементов достаточно хорошо моделируются в эксперименте, что было воспроизведено многими исследователями, в том числе и автором (I; Петренко и др., 1974; Арутюнян и др., 1979). Эти данные свидетельствуют, что хлоридные рассолы могут содержать до О.п г/кг Со, Си и других элементов, что и фиксируется в реальных экзогенных хлоридных рассолах. Такие же концентрации N1 и Со установлены в рудообразующих растворах наиболее крупных ЬП-Со-А.? месторождений - Хову-Аксы, Бу-Аззер (табл.5).

Хлоридные рассолы обладают высокой способностью к выщелачиванию и в отношении серебра, особенно при повышенных температурах (Левин, 1987), что является дополнительным фактором повышения его концентрации в магматогенных флюидах при их фильтрации и взаимодействии с породами, обогащенными этим элементом. Даже при низких температурах экзогенные хлоридные рассолы ряда артезианских бассейнов содержат повышенные количества А£ (например в Ангаро-Ленском до 6.8 мг/л; Белозерова, 1967; Пиннекер, 1966).

В природе существуют и другие механизмы повышения концентрации рудообразующих флюидов и содержания в них рудных элементов, например "осушение" флюида при метасоматических процессах с образованием водосодержащих минералов - слюд, хлоритов и т.д. Масштабы таких процессов иногда весьма значительны.

Кроме образования металлоносных флюидов, важным и необходимым фактором реализации высокой рудопродуктивности рудообразующих систем является наличие контрастных геохимических барьеров для отложения рудного вещества. Для разных типов рудообразующих систем они различны (табл.7), как различна их физико-химическая природа (снижение температуры и концентрации растворов, изменение ЕЬ и рН, привнос в зону рудоотложения Н2Б, БО/', О, и т.д.). В геологическом отношении эти факторы в наиболее эффективно проявляются через смешение различных типов экзогенных вод с рудоносными растворами и взаимодействие последних с вмещающими породами, что детально рассмотрено многими исследователями, в том числе и автором, на примере различных типов низкотемпературных месторождений (Оболенский, 1985; Сорокин, 1988; Озерова, 1986; Бергер, 1978; Левин, 1987, Коваленкер, 1995 и мн. др., а также 1, 11, 12, 13, 16, 17, 19, 27, 35, 43, 49, 51, 56, 58, 69).

Таблица 7.

Главные факторы рудоотложения на низкотемпературных месторождениях.

Типы месторождений Факторы рудоотложения

Ag-Pb Смешение эндогенных металлоносных флюидов с холодными низкоконцентрированными метеорными водами. Взаимодействие с вмещающими породами. Снижение Т, Ссь повышение Е1т Снижение Т.

N¡-00-Аэ Смешение Аэ ЭЬ, С02, Я) -содержащих эндогенных флюидов с экзогенными хлоридными металлоносными (N1, Со, Си, Ва и др.) растворами. Снижение Т, взаимодействие двух термодинамически неравновесных типов растворов (Аз; С02 — N1 Со, Си)

Ii-Co-Ag-As — // —, и последующее смешение с метеорными водами — // —, снижение Са

Нё-8Ь Смешение глубокозалегающих экзогенных ^-содержащих вод (вторичного очага) с сероводородными водами. Взаимодействие с вмещающими породами. Снижение Т, повышение С5. Снижение Т, рН, повышение Е11.

Cu-Hg-Ba Смешение глубокозалегающих Щ-содержащих хлоридных рассолов с Н25 - или БО.,2" - содержащими водами. Снижение Т, повышение С5, ЕЬ, взаимодействие двух термодинамически неравновесных растворов (ЩС132- — Н28; Ва2+ — во,2-).

Ва Смешение Ва-содержащих (экзогенных) хлоридных рассолов глубоких частей артезианских бассейнов с сульфатными водами верхних гидродинамических уровней. Взаимодействие двух термодинамически неравновесных растворов (Ва2+ — $0^')

Роль контрастностного геохимического барьера отчетливо проявлена на Ag-Sb, А§-РЬ и №-Со-А§-Аз месторождениях (табл. 8). На тех из них, где основным фактором рудотложения являлось только лишь снижение температуры (Толбонурское, Асхатин, Кумыштагское -А^-БЬ; Хову-Аксы, Бу-Аззер - №-Со-Аз) - образуются руды с невысокими содержаниями А§ и тетраэдритом с низкими содержаниями серебра(А§-8Ь месторождения). В случае смешения рудоносных флюидов с метеорными водами

Таблица 8.

Физико-химические факторы рудоотложения при формировании серебряных месторождений.

Месторождения 1 обр. рул ("О (иерг к'ми i радист ГО 100 м) Нарнаппи кон-1 ICHграции рудообра-ivioiuei о р-ра (мае. %) 1данные факторы рулоогаоже-ния Содержание Ag в жидах (т/т) Среднее еодержание Д« и блеклых рудах (мае. %) Ссылки

Ag-Sb и Ag-Pb месторождения

ГолСюлурское (.Монголия) 200-70 30-20 Снижение T 250-300 0,5 1

Асхатии (Монголия) 205-70 19) 36-23 — и — 300-400 2,0 1

Кумыштпгское (Тшшсс) 245-100 38-22 Снижение Т 600-800 8 Данные A.A. Боровикова и автора

Акджилп» (Памир) & Я <-*•, ее 36-1,5 Снижение Т. разбавление метеорными водами >1000 5,5; 22 51.58

11рогноз (Я кутя) 235-100 28-9 — И — >100 10-20 68. Гамянин и др., 1998

МангачеПское (Якутия) 220-110 29-9 — // — >1000 15-30 и более Данные автора, Костин и др. 1997

Ni-Co-As и Ni-Co-Ag-As мес торождения

Хону-Акеы О'уча) 160-10 (7-И) 35-27 Снижение Т 200-300 Сульфиды, сульфосолн Ag 1.28. 34

1>у-Аччер (Морокко) 270-40 (8-12) 34-18 — II — 200-300 — и — 1. Лебедев. 1998

Mmimoh I Чечня) 210-70 38-2,5 Снижение I'. разбавление ме (еорпымп кодами и-1000 Ag - самородный Данные автора. Bannumn е.а., 1972.1973

Дк'к'нс (Учоекиетан) 280-50 22-1,9 — // — п-1000 — // — 1. Коваленкер и др. 1994

KnftajiM (Канада) 250-100 32-5 И - IV1000 — И — Taylor. 1970; Robinson. Ob-nioto, 1973 и др. разбавление, резкое снижение температуры) формируются богатые руды (> 1 ОООг/'т) с высокосеребристым тетраэдритом и и фрайбергитом. Эти факторы определяют и вертикальный размах А§-БЬ и А§-РЬ оруденения: 800-1000 м и более метров в первом случае и 500-800 м во втором. Аналогично проявляется действие этих факторов и на ртутных месторождениях, например богатые руды Акташского месторождения (вертикальный размах оруденения около 500 метров) и выдержаные на глубину относительно бедные месторождения Чаган-Узун на Алтае (рис. 17).

Критерии регионального прогноза низкотемпературного оруденения и прогноза выявления возможных его типов вытекают из палеогидрогеологического анализа обстановок рудообразования во многих изученных автором рудных районах, особенностей проявления в них магматических и рудных комплексов, геохимической специализации вмещающих пород и т.д. Так, определяющее значение для формирования М-Со-Аэ, Си-Со-Ав, Си-Щ-Ва и Ва оруденения имело наличие в том или ином регионе палеобассейнов экзогенных хлоридных рассолов, к структурам которых приурочено большинство месторождений этих типов. Кроме этого, необходимым условием возникновения №-Со-Аб и Си-Со-Аэ месторождений являлось наличие пород, обогащенных никелем и кобальтом. Региональные закономерности размещения оруденения рассматриваемых типов определяются его приуроченностью к разрывным структурам, с которыми связана деструкция таких палеобассейнов и возникновение очагов разгрузки экзогенных рассолов. В качестве таковых, как правило, выступают структуры обрамления различного рода прогибов и впадин, выполненных осадочными, в том числе и галогенными отложениями. Главной региональной особенностью размещения Ag-Sb и А§-РЬ оруденения является повсеместная приуроченность к рудным районам Sn-Ag металлогенического профиля, причем в конкретных рудных узлах масштабы их проявления связаны обратной зависимостью с масштабами развития оловянного оруденения, что определяется разным уровнем эрозионного среза Sn-Ag рудообразующих систем.

Критерии локального прогноза оруденения на уровне рудных узлов и месторождений основываются на данных о зональности, выявлении основных геохимических барьеров и физико-химических параметров, благоприятных для рудоотложения. Наиболее детально минералого-геохимические и физико-химические критерии локального прогноза Ag-Sb оруденения отработаны на примере эталонного в этом отношении Базардаринского рудного узла на Памире (Владимиров, Борисенко, Чупин и др., 1992ф), где в полной мере удалось изучить подрудные, рудные и надрудные уровни месторождений. Это позволило наметить комплекс взаимоувязанных минералогических, геохимических и физико-химических критериев оценки уровня эрозионного среза месторождений и отдельных рудных зон и жил, а также прогноза оруденения на глубину.Такой же комплекс критериев был разработан и для ЬП-Со-Аз месторождений на примерах Ховуаксинского и Буаззерского рудных узлов.

Важное значение для оценки возможных масштабов проявления того или иного типа оруденения в конкретных рудных узлах имеет оценка факторов рудопродуктивности гидротермальных рудообразуюших систем. К ним относятся: геолого-структурные условия локализации оруденения и наличие структур для реализации механизмов гидродинамического концентрирования потоков эндогенных флюидов (вторично-гидротермальные и магматогенно-гмдротермадьные системы): масштабы флюидогенерирующих очагов (экзогенных и эндогенных); металлоносность рудообразуюших растворов п определяющие её факторы; контрастность геохимических барьером при рудоотложенпи. Полпота реализации всех факторов рудопродуктивиости конкретной гидротермальной рудообразующей системы на разных её уровнях и этапах развития во многом определяет масштабность формируемых ею низкотемпературных гидротермальных месторождений.

Заключение.

В диссертации на основе анализа геологических условий образования и закономерностей размещения низкотемпературных месторождений, палеогидрогеологического анализа обстановок рудообразования, изучения вещественного состава и эндогенной зональности оруденения, источников рудного вещества и гидротермальных растворов, физико-химических параметров и главных факторов рудоотложения рассмотрены условия зарождения и развития гидротермальных рудообразуюших систем и дана оценка факторов, определяющих их высокую рудопродуктивность в отношении низкотемпературного Н§-5Ь. ЬИ-Со-Лб, Си-Со-Аб, А£-БЬ, А§-РЬ и Ва оруденения. Установлено, что наиболее фундаментальные различия таких систем определяется происхождением рудообразующих растворов и причинами, обусловившими их высокую металлоносность. Выделено четыре основных типа рудообразующих систем: экзогенно-гидротермальные, вторично-гидротермальные, смешанно-флюидные и магматогенно-гидротермальные. Они принципиально отличаются различной ролью эндо- и экзогенных факторов в их зарождении и развитии, участием в рудообразовании различных типов экзогенных вод, своеобразием источников рудного вещества. Главными факторами, определяющими высокую рудопродуктивность таких систем, являются высокая металлоносность рудообразующих растворов, масштабность флюидогенерирующих очагов (эндо- и экзогенных), гидродинамическое концентрирование потоков рудоносных растворов в благоприятных геологических структурах и контрастность геохимических барьеров при рудоотложении. Возникновение высокометаллоносных флюидов в рамках рассматриваемых рудообразующих систем связано с накоплением легколетучих элементов и их соединений в экзогенных водах, заимствованием рудного вещества из вмещающих пород, концентрированием рудных элементов в магматогенных флюидах при кристаллизации флюидогенерирующих очагов и при последующей их гетерогенизации с обособлением водно-солевой высокометаллоносной фазы. Проведенные исследования показали важную роль различных типов экзогенных вод в зарождении и функционировании рудообразующих систем и формировании низкотемпературного оруденения, что выражается в палеогидрогеологическом контроле его локализации структурами древних бассейнов экзогенных вод. Последние являлись одним из источников рудного вещества и рудообразующих растворов и эффективным геохимическим барьером для отложения руд.

На основе детальных термобарогеохимических исследований показана специфика рудообразующих растворов различных типов низкотемпературных месторождений, дана оценка их металлоносности, установлена связь масштабов месторождений с концентрацией профилирующих рудных элементов в рудообразующих растворах, а также обоснована генетическая связь серебряного и оловянного оруденения в рамках единых рудно-магматических систем. Последнее подтверждается и данными изотопно-геохимических исследований.

Полученные в ходе выполнения работы результаты и выводы послужили основой для разработки комплекса критериев регионального и локального прогноза низкотемпературного оруденения. что было использовано при оценке перспектив рудоносности конкретных рудных районов и рудных узлов, прогнозе оруденения на глубоких горизонтах месторождений и отдельных рудных жил.

Список основных опубликованных работ автора по теме диссертации

1. Ьорисенко A.C. Лебедев В.И. 'Гюлькин В.Г. Условия образования гидротермальных кобальтовых месторождений. Новосибирск: Наука, 1984, 172 с.

2. Борисенко A.C., Павлова Г.Г., Оболенский A.A., Лебедев В.И., Бедарев М.П., Боровиков A.A., Дышук М.Ю., Коледа А.Я., Морцев Н.К. Серебро-сурьмяная рудная формация. Новосибирск: Наука, 1992, 189 с.

3. Павлов А.Л., Оболенский A.A., Борисенко A.C. Влияние некоторых физико-химических факторов па глубинность и зональность рудоотложения на ртутных месторождениях .//Материалы симпозиума по глубинности и зональности оруденения. Владивосток. 1971. е. 58-60.

4. Кузнецов В Д. Оболенский Д.Д. Борисенко A.C., Васильев В.И., А. Мартай. Первое рудопроянление .ртути и Монголии //Геология и геофизика. 1973. №6, с 113-116.

5. Васильев В.И. Оболенский A.A. Борисенко A.C. Температурные условии формирования piyiiibix месторождений //Докл. АН СССР, 1974, т.209, к' 2. с 451-154.

6. Борисенко A.C. О возможном определении карбонатов и бикарбонатов натрия в растворах га jobo-жидких включений в минералах //Докл. АН СССР, 1974. т. 214. № 3. с.917-920.

7. Борисенко A.C. Васильев В.И. Оболенский A.A., Шугурова H.A. Состав i озово-жидких включений и минералах руд ртутных месторождений и химизм рудопоспыч растворов //Докл. АН СССР. 1974. т. 2 14, № 4. с. 673-676.

8. Дпстанов О Г. Стеблева А.Г. Оболенский A.A., Кочеткова К.В., Борисенко A.C. Генезис Удерейского золото-сурьмяного месторождения в Рлшссйском кряже/'Геология и геофизика. 1974. № 8.

9. Ьорисенко A.C. Определение карбонатов и бикарбонатов натрия в растворах газово-жидких включений в минералах методом криометрии //Минералогия эндогенных образований. Труды ЗСОВМО, вып. 2, 1974, с. 98-104.

10. Борисенко A.C., Оболенский A.A. Минеральные типы лиственитов и физико-химические условия их образования (на примере Алтае-Саянской складчатой области и Монголии) //Материалы по экспериментальной и генетической минералогии. Т.9. Новосибирск: Наука, 1976, с. 193-207.

11. Борисенко A.C. Лебедев В.И. Оболенский A.A., Зайков В.В., Гюлькин В.Г. Физико-химические условия формирования гидротермальных месторождений 'Западной Тувы //Тезисы сов. Основные параметры природных процессов эндогенного рудообразования. Новосибирск. 1977, с. 113-114.

14. Борисенко A.C. Изучение солевого состава растворов газово-жидких включений в минералах методом криометрии //Геология и геофизика, 1977, №8, с. 16-28.

15. Кузнецов В.А., Оболенский A.A., Васильев В.И., Борисенко A.C. Монголия - новая ртутная область //Геология и геофизика, 1977, Ks 5, с. 67-73.

17. Оболенский А.А, Борисенко A.C. О соотношении лиственитизации и рудоотложения на ртутных месторождениях магнезиально-карбонатно-киноварного (лиственитового ) типа //Генетическая минералогия (по включениям в минералах). Новосибирск: Изд-во ИГиГ СО РАН, 1978, с. 27-42.

19. Оболенский A.A., Борисенко A.C. Физико-химические параметры и главные факторы рудообразования на эпитермальных месторождениях ртути, сурьмы и мышьяка //Основные параметры природных процессов эндогенного рудообразования. Т.2, Новосибирск: Наука, 1979, с. 181-193.

25- Оболенский A.A. Борисенко A.C., Васильев В,И. Металлогения ртути МНР ./Вопросы магматизма и металлогении Монгольской Народной Республики. Новосибирск, Изд-во ИГ'иГ СО РАН. 1981, с.27-35.

26. Борисенко A.C. Лебедев В.И., Тюлькин В.Г. Геохимические черты генегпческои .мололи i идротер.мальных кобальтовых месторождений //Тезисы Uwe ('чисш "I сиетческие модели эндогенных рудных формаций". 1 |,>|«.ст".ирск. N81. 1.2. с 153-154.

2?. Борисенко A.C. Гречишева 13.1-1. Околорудные метасоматиты pi>mi.i\ месторождений Тувы .'/Гидротермальное низкотемпературное р> дообразовапие и метасоматоз. Новосибирск: Наука, 1982, с. 43-82.

28. Борисенко A.C., Лебедев В.И. Физико-химические условия образования руд Хову-Аксинекого кобальтового месторождения /'Гидротермальное низкотемпературное рудообразование и метасоматоз. Новосибирск, Наука, 1982. с. 142-157.

29. Оболенская Р.В. Борисенко A.C. Шипицин Ю.Г., Макуха Т.Н. Микроэлементы в мезозойских щелочных базальтоидах Горного Алтая •/Микроэлементы как индикаторы геологических процессов. Новосибирск: Изд-во ИГиГСО РАН, 1982.

30 Борисенко A.C. Анализ солевого состава растворов газово-жидких ик мочений и минералах методом криометрии //Использование методов гсрмобарогсохимии при поисках и изучении рудных месторождений. М: Недра. !982. с. 37-47.

31 Оболенский A.A. Оболенская Р.В. Борисенко A.C. Актуальные аспекты генетических моделей рудообразования эпитермальных месторождений ■ГенеI ические модели эндогенных рудных формаций. Т. 1. Новосибирск: Наука, 1983. с. 154-160

32. Оболенский A.A. Борисенко A.C., Оболенская Р.В. Генетические ряды рудных формаций эпитермальных месторождений и их прогнозно-меIа.шогеническое значение //Новые данные по металлогении Забайкалья. Чита: псы«) ЗабПИИ 1983. с 9-22

33 Ьорщевскнн ЮЛ. Оболенский A.A. Борисова С.А. Борисенко Л ( Мелис ¡конская 11.11,. Оболенская Р.В. Изотопный состав кислорода и > гтсрода жильных минералов низкотемпературных гидротермальных месторождений Центральной Азии //Генетическая минералогия и геохимия рудных месторождений Сибири. Новосибирск: Наука. 1984, с. 100-112.

34. Лебедев В.И., Борисенко A.C. Стадийность образования и минеральная зональность арсенидных жил Хову-Аксинского месторождения //Генетическая минералогия и геохимия рудных месторождений Сибири. Новосибирск: Наука, 1984, с. 149-163.

35. Ktiznetsov V.A. Obolenskiy A.A., Borisenko A.S., Obolenskaya R.V. Ore-forming systems of lovv-iemperalure hydrothermal deposits //Proceedings of the sixth Quadrennial .IACOD .Symposium. Stuttgard. Germany, 1984, p. 142-147.

36. Кузнецов В.А. Оболенский A.A., Борисенко A.C., Оболенская Р.В., Лебедев В.И. Металлогения Монгольской Народной Республики (ртуть). Новосибирск: Изд-во ИГиГ СО РАН. 1986, 30 с.

37. Скуридин В.А. Борисенко A.C., Боровиков A.A., Шипицин Ю.С., Говердовский В.А. Повеление рудных элементов в контактовом ореоле

Юстыдского массива (ЮВ Горного Алтая) //Тезисы докл. Всес. совет, по геохимии, Новосибирск, 1986, с. 96-97

38. Троицкий В.А., Чернышев В.И., Борисенко A.C. Оболенский A.A. Изотопный состав свинца и происхождение эпитермальных месторождений юга Алтае-Саянской складчатой области //Тезисы докл. Всес. совет, по стабильным изотопам. Москва, 1986, с. 346-348.

39. Озерова H.A., Борисенко A.C. Виноградов В.И. Оболенский A.A. Носик Л.П., Уразлин Н.И. Источники серы ртутных месторождений Алтае-Саянской складчатой области //Эндогенные рудные формации Сибири и проблемы рудообразования. Новосибирск. Наука. 1986. с. 156-170.

40. Борисенко A.C., Бортников U.C. Павлова Г.Г. Пепин А.И. Поспелова Л.Н. Висмутсодержащие минералы в сидсрит-сульфосо.пьных жилах Юстыдского прогиба//Геология и геофизика. 1986. № 10, с. 70-77.

41. Борщевский Ю.А., Оболенский A.A. Борисенко A.C. Борисова C.J1., Медведовская H.H., Иванова О.И. Храповская Л.В. Изотопный состав кислорода и углерода карбонатов сидерит-сульфосольной минерализации Юстыдского прогиба //Тезисы докл. Всес. совет, по стабильным изотопам. Москва, 1986, с. 40-42.

42. Троицкий В.А., Чернышев И.В. Борисенко A.C., Оболенский A.A. Изотопный состав свинца эпитермальных месторожденийАлтае-Саянской -складчатой области. Изотопная геохимия процессов рудообразования. М: Наука. 1988, с 39-46.

43. Борисенко A.C., Оболенский A.A., Лебедев В.И. Основные черты генетических моделей эпитермальных серебряных месторождений //Построение моделей рудообразующих систем. Новосибирск: Наука. 1987. с. 107-1 18.

44. Борисенко A.C., Павлов H.A. Павлова ГГ. Боровиков A.A. Источники серы сидерит-сульфосольных жил Юстыдского прогиба //Теология и геофизика, 1988,№ 7, с 125-129.

45. Оболенский A.A., Оболенская Р.В., Борисенко A.C., Войцеховская М.Б., Гущина Л.В. Некоторые общие вопросы создания интегральных генетических моделей рудных формаций ртутных месторождений //Рудообразование и генетические модели эндогенных рудных формаций. Новосибирск: Наука. 1988, с. 295-302.

46. Борисенко A.C. Скуридин В.А. Лебедев В Н. Оболенская Р В. Берсзиков 10.К. Говердовский В.А. Металлогения рудного района Северо-Востока Горного Алтая и Северо-Западной Монголии //Закономерности размещения полезных ископаемых. T.XV, М: Наука. 1988. с. 13 1-140.

47. Борисенко A.C. Физико-химические параметры формирования баритовой минерализации Алтае-Саянской складчатой области //Термобарогеохимические исследования процессов рудообразования. Новосибирск: Наука, 1988, с. 165-176.

48. Рослякова Н.В., Борисенко A.C., Радостева Н.Е., Осоргин НЛО., Шугурова H.A., Цимбалист В.Г. Металлы во флюидных включениях золоторудных формаций //Геохимия рудообразующих систем и метал.погенический анализ. Новосибирск: Наука, 1989, с. 165-179.

49. Борисенко A.C. Палеогидрогеологический контроль эпитермального оруденения Алтае-Саянской складчатой области //Источники рудного вещества и физико-химические условия эпитермального рудообразования. Новосибирск: Наука, 1990, с. 74-84.

50. Озерова H.A., Горчаков П.Н., Манучарянц В.А., Борисенко A.C. Об источниках вещества ртутных и сурьмяных месторождений //Источники рудного вещества и физико-химические условия эпитермального рудообразования. Новосибирск: Наука, 1990, с. 53-73.

51. Борисенко A.C., Боровиков A.A., Павлова Г.Г., Морцев Н.К. Физико-химические условия формирования серебро-сурьмяного оруденения Базардаринского рудного узла //Гранитоидный магматизм и оруденение Базардаринского горно-рудного района (Южный Памир). Новосибирск: Изд-во ИГиГ, 1990, с. 160-180.

52. Павлова Г.Г., Борисенко A.C., Морцев Н.К., Дыщук М.Ю., Боровиков A.A. Минеральный состав и стадийность формирования серебро-сурьмяного оруденения Акджилгинского рудного поля (Юго-Восточный Памир) //Гранитоидный магматизм и оруденение Базардаринского горнорудного района (Южный Памир). Новосибирск: Изд-во ИГиГ, 1990, с. 124-159.

53. Борисенко A.C., Скуридин В.А., Оболенский A.A., Троицкий В.А., Чернышев И.В., Пономарчук В.А., Говердовский В.А. Проблема связи эндогенного оруденения с магматизмом в рудном районе Юго-Восточного Алтая и Северо-Западной Монголии //Изотопные исследования процессов рудообразования. Новосибирск: Наука, 1991, с. 151-170.

54. Борисенко A.C., Боровиков A.A., Дашкевич1 Г.Э., Федосеев Г.С. Особенности состава рудообразующих растворов молибден-вольфрамового и олово-вольфрамового оруденения ЮВ Алтая и СВ Монголии //Физико-химические модели эндогенных месторождений. Кызыл: Тув. Книжн. изд-во, 1991. с.6-9.

55. Борисенко A.C., Боровиков A.A., Шебанин А.П. Роль метан-углекислотных флюидов в формировании мышьяк-содержащих минеральных парагенезисов //Физико-химические модели эндогенных месторождений. Кызыл: Тув. Книжн. изд-во, 1991, с. 9-11.

56. Павлова Г.Г., Третьяков Г.А., Борисенко A.C. Термодинамическое моделирование на ЭВМ условий формирования сульфосольных парагенезисов серебро-сурьмяных месторождений //Физико-химические модели эндогенных месторождений. Кызыл: Тув. Книжн. изд-во, 1991, с. 30-33.

57. Рейф Ф.Г., Прокофьев В.Ю., Боровиков A.A., Борисенко A.C., Берзина А.П. и др. О концентрации металлов в рудообразующих флюидах //Докл. РАН, т.325, № 3, 1994, с. 585-589.

58. Борисенко A.C., Боровиков A.A., Шебанин А.П., Павлова Г.Г., Крук H.H., Морцев Н.К. Эндогенные флюиды олово-серебряных рудообразующих систем Базардаринского рудного района (Юго-Восточный Памир) //Термобарогеохимия минералообразующих процессов. Новосибирск, изд-во СО РАН, 1994, с. 83-91.

59. Боровиков A.A., Борисенко A.C., Ишков Ю.М., Поспелова Л.Н. Рудные элементы и особенности состава минералообразующих флюидов серебро-сурьмяных месторождений //Термобарогеохимия минералообразующих процессов. Новосибирск: изд-во СО РАН, 1994, с. 92-100.

60. Borisenko A.S. Obolenskiv Д.Л. Concentraiion of ore-lorming solutions as a factor of formation of superlarge deposits ' Geotcciomca el Metallogenia. 1994, v.18. N 3-4. p. 1-4.

61. Obolenskiv A.A. Borisenko A.S. Metallogeny of nftogenie structures of Central Asia (ore-forming system, ore substance sources) VGeotecionica ei Metallogenia, 1994, v. 18, N 3-4. p.23-25.

62. Борисенко А.С., Боровиков А.А.Поспелова Л.Н. Исслсловаиие состава растворов флюидных включений методами криометрии и микрорентгеноспектрального анализа //Геология и геофизика. ¡994. №11 с.22-27

63. Борисеико А.С., Сотников В.И. Боровиков А.Д. Берзина А.14. Гимон В.О. Углерод в редкометаллышх рудно-магматических системах //Геодинамика и эволюция Земли. Новосибирск: издательство СО РАН. 1996. с. 147-149.

64. Дистанои Э.Г. Сотников В.И. Нерзина Д.П. Борисенко .Л ( и др Геодинамические обстановки и оптимальные \ с;юкня формирования крупных и уникальных месторождений мант'ийио-коровых р> жюорач\ ioihun еппчм //Геодинамика и эволюция Земли. Новосибирск: изд-во СО РАН. 1496. с. 150152.

65. Борисенко А.С. Холмогоров А.И. Боровиков Д.Д. Шебанин А.П. Бабич В.В. Состав и металлоносность рудообразующих растворов Депутатского оловорудного месторождения (Якутия) //Геология и геофизика. 1977. т.38. №1 1. с. 183.0-1871.

66. Grechischev O.K. Obolenskiv A.A. Borisenko A.S. Scherbakoi Yu.G. Problems of the forming Ulug-Tansek rare-metal deposit (Tuva) /-'Mineral Deposits Research and exploration. Rotterdam. 1997. p.629-632.

67. Borisenko A. Borovikov A. Babich V. Specific compositional features of ore-lorming fluids at Deputatskoe tin-ore deposits (Yakutia) .'/Prosceedings of the ECROF1 Nancy. France. 1997. p.52-51

68. Гамяиин Г.Н., Аникина F.IO. Бортников II.С. Алпатов ВВ. Борисенко А.С. Носик Л.П. Серебро-полиметаллическое месторождение Прогноз, Якутия: минерало-геохимические особенности и генезис //Геология рудных месторождений, 1998, №5, с.440-458.

69. Дистанов В.Г., Сотников В.И., Оболенский А.А., Борисенко А.С. Берзина А.П., Ковалев К.Р. Главные факторы формирования крупных и уникальных месторождений мантийно-коровых рудообразующих систем (на примере Сибири) //Геология и геофизика. 1998. т.39. №7. с.870-886.

70. Vladimirov A.G., Borisenko A.S. Rudnev S.N. Chupin V P. et at. Ore-bearing granite massifs of the South Pamir. Tajikistan //Ore-bearing Granites of Russiaand Adjacent Countries. 1998. Moscow. 1MGRF. RAS. p.'260-280

Подписано к печати 20.04.99 Формат 60x84/16. Бумага офсетЫ 1. Гарнитура Тайме. Офсетная печать. Печ. л. 5,6. Тираж 100. Заказ 176.

Новосибирск, 90, проспект Коптюга, 3 НИЦ ОИГГМ СО РАН

Информация о работе

Борисенко, Александр Сергеевич
доктора геолого-минералогических наук
Новосибирск, 1999
ВАК 04.00.11

Диссертация

Рудообразующие системы низкотемпературных гидротермальных месторождений - тема диссертации по геологии, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы