Вулканогенные пояса и их золото-серебряная минерализация

Метасоматиты этого класса относятся, в общем, к низкотемпературным образованиям, развивающимися в разнообразных по составу породах как субвулканического, так и вулканического ряда. Они встречаются в отрицательных вулканоструктурах в виде больших залежей мощностью в несколько сотен метров; часто вдоль разломов формируются линейные зоны длиною в десятки или даже сотни километров; иногда на поверхности выделяются осветленные или ярко окрашенные в бурые тона окислами железа аргилиты, кварциты и т.д.

Не все типы низкотемпературных метасоматитов с одинаковой интенсивностью образуются по одним и тем же породам; в проявлении этого процесса наблюдается некоторая избирательность, вероятно, обусловленная щелочно-кислотным показателем растворов, кислородным потенциалом и термодинамической обстановкой. Гидротермальные кварциты возникают преимущественно в кислых породах: липаритах, туфах, игнимбритах, реже в андезитах и еще реже в базальтах. Аргиллизиты обычно занимают верхнюю зону наиболее интенсивного выщелачивания кислых вулканитов; они связаны различными переходами с кварцитами и пропилитами. В качестве внешней фации многих рудных полей последние возникают в связи с андезитами, базальтами, в виде обособленных массивов проявляются и в вулканитах более кислого состава. В некоторых районах вулканогенных поясов прослеживаются зоны гидротермально измененных пород, в верхней части которых залегают аргиллизиты, затем ниже идут кварциты, под ними находятся пропилиты, нередко наложенные на среднетемпературные (гипабиссальные) пропилиты с эпидотом. Ортоклазовые метасоматиты образуются за счет пород андезитового состава, а также на субвулканических липаритах и дацитах.

Минеральный состав низкотемпературных метасоматитов разнообразен. Для аргиллизитов характерны алунит, каолинит, диккит; в них иногда присутствуют сульфаты железа, ассоциированные с сульфидами. Низкотемпературные кварциты слагаются кварцем с гидрослюдами, адуляром, хлоритами, но встречаются и такие сравнительно редкие минералы, как топаз, флюорит, апатит. Список минералов в пропилитах, особенно когда в них проявляются черты ксенотермальности, несколько расширяется; эти породы слагаются кварцем, гидрослюдами, хлоритами, карбонатами с адуляром, эпидотом, цеолитами. Наконец, сравнительно редкие ортоклазовые метасоматиты характеризуются ортоклазом, биотитом, в меньшей степени альбитом .

Детали механизма образования широкой гаммы метасоматитов, замещающих вулканиты как кислого состава, так и среднеосновного, освещены в работах многих отечественных и зарубежных исследователей, где раскрывается сущность этого сложного процесса и крайне важного для понимания близповерхностного золото-серебряного рудообразования / 10,11,32,35 /. Поэтому отмечу лишь главнейшие тенденции его развития, основываясь на материалах различных исследователей и своих личных наблюдениях /24,26,33/.

В целом, развитие метасоматитов сопровождается выносом петрогенных элементов и перераспределением металлов. Даже кремнекислота, количество которой в монокварцитах достигает 80% и более, играет некоторую роль в балансе выщелачиваемого вещества, хотя кремний, так же как и алюминий, составляющий сущность низкотемпературной кислотно-щелочной переработки вулканогенных толщ, обладает наименьшей относительной подвижностью, по сравнению со всеми другими элементами. Это и понятно, так как процесс протекает в таком температурном интервале, когда активность аниона СО2 резко возрастает, а аниона SiO2 - снижается, определяя тем самым и подвижность Аl. Вспомним в связи с этим, что в последней стадии образования даже среднетемпературных кварцевых жил увеличивается их карбонатный компонент. Алюминий в основном подвергается перераспределению.

В развитии низкотемпературного метасоматоза важную роль играет калий, который в некоторых случаях, подавив подвижность алюминия, выносится (монокварциты), а в других - накапливается, что подчеркивается развитием адуляризации. В целом же его баланс, вероятно, должен быть положительным, и именно поэтому низкотемпературный гидротермальный метаморфизм вулканических толщ следует рассматривать как калиевый метасоматоз со всеми вытекающими отсюда последствиями. Однако это утверждение действительно только для последней стадии развития процесса, когда перераспределение кремния и алюминия в основном произошло, иными словами, когда кислотное выщелачивание ослабевает и кислая среда сменяется на щелочную.

Натрий, кальций и магний подвергаются активному выносу и перераспределяются между отдельными фациями метасоматитов, например при развитии карбонатизации, хлоритизации.

Для низкотемпературного гидротермального метаморфизма практически во всех Тихоокеанских вулканогенных поясах в целом характерен положительный баланс воды, и эта тенденция ярко выражена в новообразованных минералах, содержащих ее в своих решетках (гидрослюды и др.).

Гидротермальный метасоматоз в собственно рудную стадию его развития и формирующиеся при этом гидротермально измененные породы прежде всего обладают вертикальной зональностью и характеризуются пространственно-временными соотношениями с оруденением; на золото-серебряных месторождениях рассматриваемых поясов с удивительным постоянством выделяются три зоны метасоматических образований: нижняя пропилитовая подрудная с эпидот-альбитовой подзоной, околожильная кварц-пропилитовая рудной минерализацией и надрудная аргиллитовая.

Подрудная зона, как правило, слагается эпидот-карбонат-хлоритовыми породами, обычно развивающимися по вулканитам средней основности; книзу она сменяется эпидот-альбитовыми породами, характеризующими более высокие температуры ее образования, чем у собственной рудной зоны.

Залегающие на этих породах кварц-пропилитовые породы являются рудной зоной, вмещающей золото-серебряное оруденение; пределах описываемых поясов подобная зона является вмещающей и для ряда других рудных формаций, от рассмотрения которых я намеренно уклоняюсь в связи с задачей, которую поставил перед собой. Почти всегда наиболее продуктивной частью этой рудной зоны является подзона гидротермальных кварцитов или гидрослюдисто-кварцевых пород. В этих метасоматитах качестве типоморфных минералов присутствуют гидрослюды со структурой 1М, 1М+2М1 и ЗТ. В околожильных метасоматических образованиях, кроме гидрослюд, широко распространен адуляр, а в периферических частях - глинистые минералы; иногда появляются пирит, ярозит, рутил, лейкоксен, гидроокислы железа.

Надрудная верхняя зона почти всегда слагается каолинитом и кварцем, хотя в некоторых случаях развивается алунит существенно калиевой разновидности, с соотношением К2О/Nа2 равным 20-45. Такие минералы, как диккит, накрит, галлуазит, монтмориллонит, имеют второстепенное значение, хотя именно по ним можно судить о среде накопления кварца и о характере минералообразующих растворов. В ассоциации с названными минералами иногда появляются пирит, марказит, антимонит, киноварь /39,42/.

Золото-серебряная минерализация Тихоокеанской системы вулканогенных поясов

В пределах Тихоокеанской системы вулканогенных поясов золото-серебряная минерализация проявлена чрезвычайно ярко и в высшей степени мощно, значительно сильнее, чем любой другой типоморфный для этих структур металл (олово, медь, вольфрам, молибден, ртуть), - встречающийся в Тихоокеанских вулканогенных поясах в различных по характеру и размерам месторождениях. Промышленные концентрации указанных элементов часто образуют и обширные линейно вытянутые зоны, но, тем не менее, проявляются локально. К ним, например, можно отнести медный Чилийско-Перуанский пояс или оловоносную зону Сихотэ-Алиня, или ртутоносные зоны Северо-Востока Азии и т.д.

Металлогенической особенностью вулканогенных структур Тихоокеанского обрамления является пространственная и парагенетическая связь золото-серебряного оруденения с продуктами игнимбритового вулканизма, фиксировавшаяся многими исследованиями, проведенными во второй половине XX столетия. Эта главная особенность металлогении вулканогенных поясов просматривается в тесной связи ее с различными типами вулкано-тектонических структур и с вулканогенными ( в том числе с субвулканическими интрузиями) породами вулкано-плутонических ассоциаций. Однако обращает на себя внимание то обстоятельство, что золото-серебряное оруденение не имеет явных пространственных и, по-видимому, парагенетических связей с гранитоидными плутонами, несмотря на их комагматичность именно с кислыми продуктами вулканизма. В некоторых районах для интрузивно-эффузивной ассоциации характерны околоинтрузивные проявления молибдена, полиметаллов, к которым в качестве второстепенного элемента прибавляется золото со слабой серебристостью. По-видимому, плутоногенная фация оруденения вулканогенных поясов, связанная с очагами формирования гранитоидов, определяется особенностями пород основания различных вулканогенных поясов Тихоокеанского обрамления. В этом смысле интересными и важными в отношении перспектив являются перивулканические зоны и особенно те их отрезки, где вулканогенные пояса сочленяются с более древними золотоносными структурами (Яно-Колымский пояс), перекрывая последние андезит-липаритовыми или игнимбритовыми фациями (см. рис. 2).

По всей вероятности, эволюция кислых магматических расплавов происходила в сравнительно стабильных условиях и при достаточно высоких значениях Рн2о=2000-2500 кг/см. Дивергенция рудного минерального комплекса, связанного с кислыми магмами, одна ветвь которых завершилась гранитообразованием, а другая - эксплозиями игнимбритов, вероятно, произошла на заключительном этапе магматического процесса. Такой вывод подтверждается тем фактом, что к гранитоидам габбро-диоритового и более кислого ряда, которые в основном размещаются в связи с крупными зонами разломов, хотя встречаются и по обрамлению вулканогенных депрессий, тяготеет гипабиссальное золото-редкометальное оруденение. Оно отличается многостадийностью; с начальными стадиями связано образование грейзенов с вольфрамитом, молибденитом; заканчиваются эти стадии отложением низкотемпературных кварцевых и карбонатных друзовидных агрегатов со слабо развитой ассоциацией рудных минералов.

Гипабиссальные рудные тела сложены кварцем с сульфидами, вольфрамитом, касситеритом, теллуридами висмута, местами - магнетитом. Температура дискрепетации кварца из некоторых рудопроявлений, пространственно тяготеющих к указанным интрузиям, размещающимся в пределах различных вулканогенных поясов и являющимся комагматичными ассоциантами с вулканитами, достигает 380-450° . Для рудных полей, связанных с указанными интрузиями, характерна альбитизация, часто отвечающая натриевому составу плутонов.

Собственно близповерхностные вулканогенные золото-серебряные месторождения, как правило, приуроченные к кислым и умеренно кислым формациям вулканогенных толщ (липариты, игнимбриты, дациты, андезиты), отличаются стерильностью в отношении других элементов, отмеченных выше; в то же время золото и серебро не только образуют целые пояса в пределах Тихоокеанского обрамления, но и присутствуют в месторождениях меди, олова, вольфрама, молибдена, ртути. Словом, Тихоокеанскую систему вулканогенных поясов с полным основанием можно назвать золото-серебряной структурой планетарного масштаба. В ней золото-серебряные месторождения локализуются в разнообразных вулкано-тектонических структурах, в какой-то степени определяющихся и складчатым фундаментом, на котором сформировались вулканогенные пояса; они обнаруживают генетическую и парагенетическую связь с определенными формациями вулкано-плутонических ассоциаций, сопровождаются характерными для них метасоматитами. В зависимости от сочетания этих факторов и степени проявления каждого из них золото-серебряные месторождения в разной тектоно-магматической обстановке приобретают те или иные черты морфологии рудных тел, характер жильного и рудного минеральных комплексов, а следовательно, и формационную принадлежность.

В пределах рассматриваемых вулканогенных поясов Тихоокеанского обрамления по морфологическим признакам можно выделить следующие типы золото-серебряных месторождений: жильные (рис. 8,9), прожилково-метасоматические и штокверковые (рис.10). Существуют месторождения переходные между ними; так рудоносные жилы иногда развиваются в полях прожилково-вкрапленного оруденения, последнее на глубине часто переходит в типичные жильные рудные тела.

Жильные золото-серебряные месторождения и многочисленные аналогичные им по форме, но не всегда в одинаковой степени изученные рудопроявления связаны с крупными линейными рудоконтролирующими разломами, как правило, крутопадающими, вдоль которых развиваются протяженные зоны гидротермально измененных пород вулканического ряда, о чем было сказано выше. Они образуют обширные рудоносные зоны, которые включают рудные поля; но эти же жилы нередко группируются в сложные нелинейные поля, приуроченные к отрицательным вулканическим структурам, последние почти всегда контролируются четко выраженными разломами, нанизывающими в виде мозаики различные рудоносные структуры. Рудные зоны могут иметь несогласное с ними протяжение, и в этом случае они являются секущими генеральное направление структур вулканогенных поясов, или, напротив, - согласное с этими структурами протяжение. Часто жильные золото-серебряные системы контролируются длительно развивавшимися кальдерными структурами, и в этом случае они могут размещаться по радиальным трещинам, но иногда сосредоточиваются на периферии кальдер, образуя кольцевые жильные свиты.

Мощность рудоносных жильных тел (рис. 11) и прожилково-метасоматических продуктивных образований варьирует в широких пределах; она иногда достигает нескольких десятков метров при протяженности рудных тел по простиранию в сотни метров или в несколько километров. Некоторые рудные жилы, достигая мощности в сотни метров, прослеживаются на десятки километров, приурочиваясь к тектоническим разломам, расчленяющим фундамент вулканогенных толщ и трассирующим эруптивные аппараты Тихоокеанской системы вулканогенных поясов.

Примечательной особенностью жильных рудных тел и других форм минеральных концентраций золото-серебряных месторождений является широкое развитие брекчиевых текстур, свидетельствующих о тесной сопряженности рудоотложения с тектоническими движениями, внутриформационными напряжениями, снятие которых происходило при нарушении сплошности уже сформировавшихся рудных тел и при дальнейшем развитии трещиноватости в перекрывающей рудоконтролирующий горизонт толще. Рудный процесс, в ходе которого образуются жильные тела (рис. 12) золото-серебряных месторождений, характеризуется метаколлоидными гребенчатыми и шестоватыми текстурами, подчеркивающими, с одной стороны, его пульсационность, а с другой - кристаллизацию гелей. Наряду с этим, в месторождениях имеют место и другие типы текстур, свидетельствующие о колебательных напряжениях рудообразующего процесса, падении и подъеме температур, изменении давления, состава термальных вод и т.д.

Для рассматриваемых месторождений характерна мелкоритмичная текстура руд. По ним, как это делали С.С.Смирнов, Ф.Н.Шахов и другие, обычно судят о пульсирующем характере рудного процесса, что возможно в близповерхностных условиях, где периодически происходит снятие напряжения в моменты, когда динамические глубинные нагрузки превосходят давление кровли. Но несомненно также, что важная роль в формировании этих особенностей руд вулканогенных золото-серебряных месторождений принадлежит перераспределению анизотропии давления, меняющемуся напряжению процесса (теоретическую его основу в свое время пытался рассматривать Д.В.Рундквис). Подобные текстуры распространены и в метасоматитах, что может служить аргументом в пользу генетической общности рудоотложения и гидротермального метаморфизма.

Вместе с тем, накопившийся огромный фактический материал, в частности, полученный при изучении золото-серебряных месторождений Охотско-Чукотского вулканогенного пояса, а также корейских, калифорнийских и других районов Тихоокеанского обрамления / 40,42,43,44 /, позволяет объяснить приведенные выше факты широкого развития ритмичных руд с позиций гипотезы "опережающей волны кислотности" Д.С.Коржинского / 12 /. По-видимому, сам по себе пульсирующий характер рудного процесса не только и не столько связан с эволюцией магматического очага (а именно этому С.С.Смирнов отводил главную роль в эволюции рудообразующего процесса), а вызван развитием послемагматических явлений, в основе которых лежит взаимодействие трансмагматических и послемагматических растворов с минеральным веществом горных пород, причем важное значение отводится структурным условиям, определяющим анизотропный фон напряжений в земной коре. Благоприятной для этого обстановкой являются вулканоструктуры, которым отведена важная роль во многих работах, выполненных в ходе изучения золото-серебряных месторождений Тихоокеанской системы вулканогенных поясов.

Минеральный состав золото-серебряных месторождений различных провинций вулканогенных поясов, где развито оруденение, весьма разнообразен, однако в сложной минералогии руд выделяются устойчивые парагенезисы, которые характеризуют условия образования этих месторождений (рис. 13). Можно сказать, что главной особенностью рассматриваемых месторождений является разнообразие в них рудных минералов. К ним относятся самородные элементы и прежде всего золото (электрум), самородное серебро, иногда медь; за ними идут сульфиды и их аналоги, в их числе - около 20 минералов; затем следуют сульфосоли, являющиеся наиболее примечательной особенностью этих месторождений; они представлены списком, включающим более 10 минералов; иногда присутствуют некоторые окислы и гидроокислы, карбонаты, сульфаты и силикаты.

По составу рудного и жильного минеральных комплексов в группе вулканогенных месторождений Тихоокеанского обрамления выделяется следующий ряд формаций (или типов): золото-серебряная - кварцевая, золото-серебряная - адуляровая, золото-серебряная - родонитовая, золото-серебряная - родохрозитовая, золото-серебряная -хлоритовая, иногда к этой группе месторождений относят золото-серебряную - акантит-адуляровую формацию / 25,26 /.

В минеральных парагенезисах формаций характерными металлами являются Рb, Сu, Fе, Мn, иногда Zn и Нg. При образовании минералов в соответствующих термодинамических условиях эти элементы входят в их структуры с координационными числами 2,3,4 с образованием сульфосолей серебра типа прустита, пираргирита и некоторых других, в парагенезисе с которыми присутствуют моносульфиды Аg, Сu, Рb. По сравнению с сульфосолями моносульфиды занимают второстепенное место; в месторождениях, принадлежащих к вулканогенной группе формаций, они не всегда являются промышленно ценными компонентами.

Золото-серебряную кварцевую формацию вулканогенного ряда (рис. 14) можно рассматривать в качестве вулканогенного аналога золото-кварцевой формации метаморфогенных и плутоногенных золоторудных месторождений. Весьма существенной, а может быть, одной из главных особенностей золото-серебряной кварцевой формации представляется форма нахождения в ней кремнезема, присутствующего в виде полиморфных модификаций в рудных телах; последние часто сложены различными генерациями раскристаллизованного кварца, тонковолокнистыми, а нередко аморфными его разновидностями. В этих формациях сосуществуют кварц, халцедон, кварцин и опал; они образуют друзовые агрегаты, полосчатые структуры, ажурные каркасы, кокардовые и концентрические зональные формы. Самородное золото, электрум и кюстелит в рудах формации состоят из мелких зерен не более 0,2 мм.

Золото-серебряная адуляровая формация (см. рис. 14) широко распространена среди вулканогенных месторождений и рудопроявлений. Адуляр в рудах вулканогенных месторождений присутствует в разнообразных формах. В ряде месторождений он замещает другие полевые шпаты, ассоциирован гидрослюдами, встречается в виде идиоморфных зерен в кварце. С адуляр-кварцевой частью рудных тел связаны тонкие выделения дисперсного рудного вещества и вкрапленников самородного золота с сульфосолями серебра. Рудный комплекс представлен золотом, серебром, электрумом, кюстелитом и сульфидами железа, меди, свинца, отчасти цинка и серебра. С ними ассоциированых сульфосоли серебра.

В золото-серебряной родонитовой (Рис. 14) формации наиболее значим родонит. Минеральный состав гидротермальных золото-серебряных родонитовых месторождений богат и нередко представлен сотней минералов; в рудах формации наблюдаются обильные выделения самородного серебра, золото же, напротив, присутствует в виде мельчайших выделений электрума и кюстелита, ассоциированным с сульфидами или с кварцем.

Золото-серебряная родохрозитовая формация встречается сравнительно редко; по минеральному составу рудного и жильного парагенезисов она почти аналогична описанной выше золото-серебряной родонитовой формации.

Золото-серебряная хлоритовая формация характеризуется присутствием в жильном комплексе хлорита, сравнительно редко возникающего в условиях вулканической деятельности в таком количестве, чтобы превалировать над другими минералами жильного комплекса. По-видимому, это связано с тем, что слоистые силикаты, к которым относятся хлориты, являющиеся продуктами гидролиза орто- и метасиликатов, как правило, возникают в ассоциации с минералами разной генерации кремнезема, адуляра и родонита, подавляющими этот гидролиз.

Вулкано-плутонические месторождения выделены мною в особую группу, так как им свойственен своеобразный комплекс элементов, образующих триаду - сурьма, висмут и теллур; они придают специфические черты этим месторождениям, обладающим переходными свойствами между собственно вулканогенными и плутоногенными формациями. Для них характерно присутствие таких минералов, относящихся к тиосолям, как тетраэдрит, теннантит, фрейбергит, голдфельдит, хакит, прустит, пираргирит, буланжерит и джемсонит. В этой группе, кроме трех формаций (золото-сурьмяной кварцевой, золото-висмутовой кварцевой, золото-теллуровой кварцевой) присутствует также золото-сульфидная с серебром формация (рис. 13).

На месторождениях вулканогенных формаций процесс минералообразования протекает в несколько стадий (см. рис. 13,14). В качестве примера можно описать характер последовательности минералообразования на Дукатском серебряном месторождении, содержащем в виде примеси небольшое количество золота. Здесь фиксируются четыре стадии: 1) кварц-хлорит-сульфидная; 2) кварц-адуляр-серебряная; 3) кварц-родонит-родохрозитовая; 4) гребенчатого кварца. На месторождении выявлены более 20 рудных минералов и около 10 жильных. Кварц интенсивно проявляет себя в трх первых стадиях, в четвертой - он развит слабо и присутствует в ассоциации с хлоритом; следующими наиболее значимыми жильными минералами месторождения являются родонит и родохрозит, проявляющиеся в третьей стадии минералообразования; в четвертой стадии проявлены в слабой форме карбонаты вместе с небольшим количеством кварца и хлорита. К ярко проявляющим себя рудным минералам относятся сфалерит, галенит, самородное серебро, акантит; первые два минерала появляются в рудном комплексе месторождения (рис. 14) в первой и второй стадиях минералообразования, а самородное серебро с акантитом обнаруживается во второй и в третьей стадиях. Эти минералы следуют за золотом и как бы накладываются на него; золото и серебро появляются после сульфидов цинка, свинца и меди, а также после завершения кристаллизации адуляра.

Дукатское месторождение / 39 / обладает рядом особенностей, часто в той или иной степени проявляющихся на других аналогичных или близких по геологической позиции и минеральному составу месторождениях серебра и золота; они заключаются в резком усеребрении руд, в смещении в сторону серебра отношений золото - серебро, находящихся в пределах 1:250 - 1:400-500, в кварц-родонитовом с сульфидами составе руд, в развитии минералов марганца, в ограниченном распространении в рудах сульфидов железа, в перегруппировке минералов серебра, сопровождавшейся появлением регенерированных минералов серебра и некоторых сульфидов, в геохимической связи серебра с сульфидами.

В рассматриваемых месторождениях Тихоокеанской системы вулканогенных поясов геохимическая связь серебра с золотом постоянно обнаруживает себя в совместном присутствии этих двух элементов, несмотря на то, что химия их различна. Этому партнерству помимо амфотерности золота, способствуют близкие величины атомных и ионных радиусов, равных у золота 1,44 А и 1,37 А соответственно, у серебра - 1,44 А и 1,13 А. Оба элемента имеют близкие гранецентрированные кубические решетки (Аu-ае=4,0704 A, Ag-ае=4,0772 A), сходное строение электронных оболочек, почти одинаковые по величине потенциалы ионизации. Золото и серебро в одинаковой мере обладают ярко выраженной склонностью к линейной координации, что, по-видимому, обусловлено малой разницей в энергии между заполненными d-орбитами и незаполненными s-орбитами, а также сходством в стехиометрии соединений в случае одинакового состояния окисления.

Оба элемента, обладая близкими по величине потенциалами ионизации, имеют сходство и в электрохимических свойствах, что позволяет им высаживаться из растворов на сульфидах одновременно, образуя или интерметаллические соединения, или непрерывный ряд твердых растворов. Однако, несмотря на эти сходства партнерства, отношение золота и серебра в количественном выражении отличается от аналогичных показателей в плутоногенных и метаморфогенных месторождениях. Так, по месторождениям Охотско-Чукотского вулканогенного пояса и с учетом данных по месторождениям Эль-Оро, Сильвертон, Комсток, Деламар, Пачука и др. мною получен следующий ряд:1:1-1,5, 2-5:10, 5-7:100, 1-3:10000; каждому члену этого ряда золото-серебряных отношений соответствуют следующие величины пробностей золота: 585-605, 530-550, 530-550, 600-650.

Происхождение андезитов и источники рудного вещества

Материалы изучения Тихоокеанской системы вулканогенных поясов и их металлогенической специализации позволяют наметить последовательность событий, определивших главнейшие особенности развития этих планетарных структур; она может быть представлена следующей схемой: накопление мощных толщ андезитов и продуктов вулканической деятельности андезитового состава - смена андезитового вулканизма дацитовым и существенно кислым в игнимбритовых фациях - внедрение в толщу вулканитов комагматичных интрузий диорит-гранодиоритового ряда - околоинтрузивный гипабиссальный метасоматоз, сопровождающийся альбитизацией, - развитие вдоль зон разломов регионального гидротермального метаморфизма и сопутствующее образование вторичных кварцитов - формирование гипабиссальных рудных минеральных, преимущественно сульфидных, ассоциаций - внедрение гранитов и субвулканических интрузий кислого состава - развитие трещинного и кальдерного метасоматоза, сопровождающегося пропилитизацией вулканитов и образованием кварцитов в близповерхностной зоне, - формирование околорудных метасоматитов с кварц-родонит-адуляровой ассоциацией и образование золото-серебряных и серебряных месторождений вулканогенного ряда с сульфосолевой минерализацией - излияние базальтовых лав и накопление продуктов вулканической деятельности основного состава.

В этой последовательности событий обращает на себя внимание смена андезитового субаэрального вулканизма существенно кислым игнимбритовым, в свою очередь, уступающим место базальтоидному; в пределах некоторых поясов Тихоокеанского обрамления базальтовая стадия их развития не завершилась: излияния основных лав происходят и в голоцене /1/. Аналогичная смена основности магматизма наблюдается и в интрузивных фациях; здесь она происходила в той же последовательности, а именно: от диоритов и гранодиоритов к калиевым гранитам и дацит-липаритовым (риолитовым) субинтрузиям. Метасоматические и рудообразующие процессы, развивавшиеся одновременно, следовали сразу же за внедрением интрузий как гипабиссального, так и близповерхностного рядов.

Изучение современных вулканов в дополнение к материалам, полученным при исследовании различных вулканогенных приматериковых поясов Тихоокеанского обрамления, позволяет считать, что дифференциация магматического расплава в пределах абисали протекает от базальтовой жидкости - через андезитовые - к дацитовым и липаритовым (риолитовым). Она прослеживается во всех фациях: эффузивной, субинтрузивной и плутонической; сопряженно с двумя последними развиваются метасоматические процессы, сопровождающиеся образованием рудных минеральных ассоциаций золото-серебряных и существенно серебряных месторождений, по-видимому, лишь парагенетически связанных с собственно интрузивной деятельностью.

Объяснение причин появления грандиозной планетарной структуры, которой является Тихоокеанская система приматериковых вулканогенных поясов, с ярко выраженной золото-серебряной и серебряной металлогенической специализацией, в равной мере характерной для всех ее звеньев, хотя и сопровождающейся в некоторых случаях месторождениями меди, олова, свинца, цинка, ртути, железа и др. / 43 /, позволяет решить ряд фундаментальных вопросов рудообразования. Полученные данные могут быть использованы при построении моделей рудообразующих систем, которые должны основываться на том, что разнофациальные магматические породы вулканогенных поясов, рудные минеральные парагенезисы и участвующие в образовании месторождений флюиды (рис. 15), вызвавшие метасоматическую переработку вулканитов, несомненно, связаны с единым магма-флюидно-рудогенерирующим источником. Таковым, по всем данным, является магмагенерирующая верхнемантийная абисальная зона, пространственно локализованная в Тихоокеанском сегменте планеты; она в течение длительного времени (мел - голоцен) строго контролируется постоянными давлением и температурой, химическим составом исходного магма-флюидо-рудообразующего вещества и может рассматриваться как инвариантная система.

Формирование Тихоокеанской системы приматериковых вулканогенных поясов сопровождалось мощным тепловым потоком (рис. 16), который достиг максимума в верхнем мелу и палеогене; в ходе этого процесса на поверхность Земли выброшено в эффузивных фациях около 20-25 кубометров материала, поднявшегося с глубины 140-200 км. Газово-флюидная компонента расплава составляла не менее 40% его объема; следовательно, поднимавшаяся магма представляла собой вспененную жидкость, флотировавшуюся к эруптивным аппаратам, преодолевая колоссальное сопротивление статистических нагрузок. Только этим можно объяснить излияние коматиитовых лав / 3 /, образование гигантских по разрезу игнимбритовых покровов и других явлений субаэрального Тихоокеанского вулканизма. Впрочем, на эту особенность изливающихся из абисали магматических расплавов указывают базальтовые плато Сибирской платформы, сложенное лавами Деканское плоскогорье в Индии, африканские траппы бассейна р.Конго, кимберлиты Сибири /21/ и Африки, современные базальтовые срединно-океанические хребты, магнетитовые лавы Чили, Норильские медно-никелевые с платиноидами руды и др..

В этой концепции, опирающейся на геологические факты, решается и проблема с флюидами /5,6/, если отказаться от надуманных представлений о составе мантийного вещества / 41 /, якобы сходного с хондритами метеоритов. Несомненно, их источником является мантия, составляющая 83% объема и 66,7% массы Земли, и ядро, заключающее соответственно 16,26% объема и 32,9% массы планеты, насыщенных водородом / 13 /. Инверсия мантийного вещества в силикатный водородно-водно-щелочной расплав обеспечивает образование флюидно-рудогенерирующих систем. Есть все основания утверждать, что ядро (внешнее и внутреннее) целиком состоит из (рис.17) водорода, присутствующего в нем в виде протонной плазмы; при этом возникающая проблема кулоновских сил может быть разрешена за счет некоторой примеси металлических элементов группы железа, платиноидов и золота, возможно урана, сваренных при взрыве сверхновой звезды и закрученных в недра планеты в ходе развития протопланетного с вихревой структурой термоплазменного спиралевидного облака. / 28,29 /. Протонная плазма в условиях сверхвысокого давления в центральном ядре, достигающего 3,5 млн атмосфер, приобретает твердое состояние с металлическими свойствами; во внешнем ядре, где давление падает до 2 млн атмосфер, металлическое протонное вещество переходит в жидкое состояние. Обладая чрезвычайно высокой подвижностью и способностью насыщать среду мантийного вещества, протоны из жидкой оболочки земного ядра мигрируют в зону верхней мантии, в которой переходят в молекулярное состояние, освобождая при этом энергию в количестве 437 кДж/моль; она приводит к выплавлению мантийного вещества, переходящего из высшей кубической формы симметрии в низшие ее виды, с освобождением некоторого количества энергии; преобразование решеток сопровождается разуплотнением вещества, примерно на 30-40%. Возрастание объемов в верхнемантийной зоне создает высокое напряжение в подкоровом пространстве, где по мере формирования флюидного режима происходит окисление водорода; эта реакция является экзотермической и протекает с освобождением энергии в количестве 928 кДж/моль. Вода вместе с неокисленным водородом образует подвижный силикатный расплав с гидроксильно-щелочными и другими флюидными компонентами, что и определяет в абисальной зоне верхней мантии магмагенерирующие условия, поддерживаемые в течение длительного времени притоком водорода из нижней мантии, взаимодействующей с внешним ядром. Проблема флюидного режима в магмагенерирующей зоне рассматривалась ранее мною, а также А.А.Маракушевым, Ф.А.Летниковым /14,15/ и другими исследователями, поэтому я не буду на ней останавливаться, укажу лишь на глубины от 400 до 700 км, где происходит смена скоростей сейсмических волн, и на уровень последней, ниже которой не фиксируются фокусы землетрясений.

Проблема происхождения базальтов (рис. 18) мною обсуждалась в одной из серии статей, посвященных расслоенным плутонам и некоторым вопросам рудообразования / 27/, поэтому, опуская ее, отсылаю читателей к соответствующим публикациям. В настоящее время существует несколько альтернативных концепций происхождения андезитов / 9 /, однако ни одна из них не решает этого сложного в магматической геологии вопроса до конца. Я полагаю, что в качестве исходного материала для формирования андезитовых лав служит базальтовая флюидонасыщенная жидкость. Последняя эволюционирует в андезитовые расплавы, а при благоприятных условиях в дацитовые и липаритовые (риолитовые) магмы. В основе этой дифференциации лежит не кристаллизационная дифференциация, а разная подвижность прежде всего кремния и алюминия, а также щелочей в соответствующих средах при определенных значениях рН. Эволюция базальтоидных магматических расплавов сопровождается накоплением в абисали рудных элементов. Иными словами, формируется трехкомпонентная система: магма - флюид -рудный комплекс. Напряженное состояние системы, определяющееся разуплотнением мантийного вещества, приводит к ее бифуркации, стимулирующейся глубоко проникающими разломами земной коры. Формирование разломов и торцевых межблоковых швов - особая тема, на которой я лишен возможности останавливаться .

Металлогеническая специализация системы, подвергающейся бифуркации, может быть объяснена с позиций геохимического родства петрогенных и рудных элементов, обусловливающего разделение и последующую их концентрацию в соответствующих зонах, где создаются благоприятные термодинамические условия; возможно также заимствование рудных ассоциаций из мантийных зон, обогащенных до развития магматического процесса соответствующим набором элементов. Это - особая тема.

Возраст вулканогенных золото-серебряных и серебряных месторождений Восточно-Азиатских и Западно-Американских вулканогенных поясов не одинаков; в первых, подавляющая часть месторождений и рудопроявлений датируется верхним мелом -палеогеном, тогда как месторождения Западно-Американской ветви, как правило, имеют миоцен - плиоценовый возраст. Изученные месторождения и рудопроявления Тихоокеанского обрамления всегда оказываются моложе вмещающих их толщ вулканитов на 10-20 млн лет.

В заключение, отмечу, что в пределах рудных полей золото-серебряных и серебряных месторождений рассматриваемых вулканогенных поясов обычно широко развиты жилы флюорита, а в самих месторождениях флюорит часто является типоморфным минералом. В верхнем мелу, палеогене и неогене отложение флюорита, контролируемое крупными разломами глубокого заложения, более чем в полтора раза превосходит по объему "низкотемпературное" флюоритообразование всех предыдущих эпох развития земной коры. Широкое развитие субвулканических месторождений определенным образом коррелируется с этим бурным флюоритообразованием. Планетарный характер металлогенической эпохи (мел - палеоген - антропоген), для которой весьма характерны рассматриваемые месторождения золота и серебра, подтверждается формированием минеральных ассоциаций этих элементов и сопутствующих им парагенезисов в зонах современной вулканической деятельности, сдвинутой в Восточно-Азиатской ветви в океан, а в Западно-Американской - вглубь континента.

Тема настоящего доклада выбрана мною не случайно; В.И.Смирнов длительное время разрабатывал проблемы вулканогенного рудообразования, и его деятельность в этой области по достоинству была оценена советским правительством: он получил Ленинскую премию. Мне же за открытие крупного серебряного месторождения Дукат было присвоено звание лауреата Государственной премии.

Список литературы

1. Белый В.Ф. К проблеме связи тектоники и магматизма. Статья 2. "Базальтовая стадия в геологической истории Земли". Бюл.МОИП М.,1991, т.66, вып. 4, с. 3-11.

2. Ващилов Ю.Я., Зимникова Т.П., Шило Н.А. Петрофизика поверхностных и глубинных образований Северо-Востока Азии. - М.: Наука, 1982. - 163 С.

3. Гирнис А.В., Рябчиков И.Д., Богатиков О.А. Генезис коматиитов и коматиитовых базальтов. - М.: Наука, 1987. - 120 С.

4. Гончаров В. И. Результаты инфракрасной спектрометрии золото-серебряного кварца и некоторые особенности минералообразования на вулканогенных месторождениях/ В кн.: Минералогия и геохимия рудных месторождений Северо-Востока СССР. - Магадан, 1978. С. 34-43.

5. Гончаров В. И., Литвин О.Н. Газы палеогидротерм золото-серебряных месторождений Северо-Востока СССР/ В кн.: Минералогия и геохимия рудных месторождений Северо-Востока СССР. Магадан, 1978 С. 24-33.

6. Доливо-Добровольский В.В. Система Na2O-Al2O3-Fe2O3-SiO2 и подвижность щелочей при магматических явлениях/ В кн.: Очерки физико-химической петрологии. -М.: Наука, 1969. С.45-53.

7.Зимин С. С., Сахно В. Г., Суворов И.Н. и др. Тихоокеанская окраина Азии. Магматизм. - М.: Наука, 1991. 260 C.

8. Ициксон М.И., Красный Л.И., Матвеенко В. Т. Вулканогенные пояса Тихоокеанского кольца и их металлогения/ В кн.: Рудоносность вулканогенных формаций. /М.: Недра, 1965. С.181-195.

9. Кадик А. А., Френкель М.Я. Декомпрессия пород коры и верхней мантии как механизм образования магм.- М.: Наука, 1982. 118 C.

10. Казанский В. И. Задачи и первые результаты глубокого бурения в рудных районах/ В кн.: Основные проблемы рудообразования и металлогении. - М. Наука, 1990. - С.104-118.

11. Коваленкер В. А. Минералого-геохимические закономерности формирования эпитермальных руд золота и серебра. Автореф. доктор.дисс.М.: ИГЕМ РАН,1995. 102 С.

12. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. - М.: Наука, 1982. - 104 С.

13. Ларин В.В. Гипотеза изначально гидридной Земли. - М. Недра, 1980. - 216 С.

14. Летников Ф.А., Жатнуев Н.С., Лашкевич В. В. Флюидный режим термоградиентных систем.- Новосибирск: Наука, 1985. - 134 С.

15. Маракушев А.А., Перчук Л.Л. Термодинамическая модель флюидного режима Земли/ В кн.: Очерки физико-химической петрологии. - М. Наука, 1974.-С.102-130.

16. Милов А.П., Котляр И.Н. Главные типы вулкано-плутонических ассоциаций Охотско-Чукотского вулканогенного пояса/ В кн.: Геологические исследования на Северо-Востоке СССР. .Магадан, 1975, Вып. 68, С.42-51.

17. Сидоров А.А., Гончаров В.И., Найбородин В.И., Еремин Р.А., Савва Н.Е. О температурной эволюции гидротермального процесса при вулканогенном рудообразовании/ В кн.: Минералогия и геохимия рудных месторождений Северо-Востока СССР. - Магадан, 1978 С.15-23.

18. Смирнов В.И. Сульфидное рудообразование в субмаринных вулканогенных геосинклинальных комплексах./ В кн.: Рудоносность вулканогенных формаций. - М.: Недра, 1965. - С.30-34.

19. Старостин В.И. Роль расплавов в формировании рудных месторождений/ В кн.: Основные проблемы рудообразования и металлогении. - М.: Наука, 1990. - С.137-154.

20. Фремд Г.М. Вулкано-тектонические структуры, вулкано-тектонические системы. Геодинамика, магмообразование и вулканизм. - Петропавловск-Камчатский, 1974

21. Харькив А.Д., Зуенко В.В., Зинчук Н.Н. и др. Петрохимия кимберлитов. - М.: Недра, 1991. - 304 С.

22. Хомич В. Г. Металлогения вулкано-плутонических поясов северного звена Азиатско-Тихоокеанской мегазоны взаимодействия. - Владивосток: Дальнаука, 1995. - 342 С.

23.Шило Н.А. Россыпи Яно-Колымского золотоносного пояса. - Магадан: СВ КНИИ, Вып. 6 ,- 484 С.

24.Шило Н.А. Золотое и золото-серебряное оруденение Охотско-Чукотского вулканогенного пояса и некоторые вопросы рудообразования. Современные проблемы геологии/ Записки Ленингр. горного ин-та. - 1974. -ХVII, вып.2, C.20-34

25. Шило Н.А. Золоторудные месторождения метаморфогенной, плутоногенной и вулканогенной формаций/ В кн.: Геолого-геохимические исследования месторождений полезных ископаемых на Северо-Востоке СССР.- Магадан: СВ КНИИ АН СССР, 1976, - Вып. 69, - С. 3-41.

26. Шило Н.А. Основы учения о россыпях. - М.: Наука, 1985. - 400 С.

27. Шило Н.А. Расслоенные плутоны и некоторые вопросы рудообразования. Статья 3. Источник базальтоидных магм. - Новосибирск: Наука, 1987, Тихоокеанская геология № 1, С. 120-126.

28. Шило Н.А. Вихри - колыбель Солнечной системы/ В кн.: Гипотезы, прогнозы. Будущее науки. Международный ежегодник. - М.: Знание, 1988. Вып. 21. - С. 89-111.

29. Шило Н.А. Протосолнечное облако/ В кн.: Гипотезы, прогнозы. Будущее науки. Международный ежегодник. - М.: Знание, 1990 Вып.23, С.106-117.

30. Шило Н.А., Сидоров А.А. Главнейшие черты золотого и золото-серебряного оруденения Восточно-Азиатских вулканогенных поясов. Проблемы металлогении советского Дальнего Востока. - М: Наука, 1967, С.80-92.

31. Шило Н.А., Сидоров А. А., Гончаров В. И. Условия образования рудных месторождений вулканогенных поясов/ Геология рудных месторождений. 1973, Т.20, N 66.

32. Шило Н.А., Гончаров В.И., Сидоров А.А., Козлов В.К. Особенности поведения золота в хлоридных растворах в стандартных условиях/ В кн.: Минералогия и геохимия рудных месторждений Северо-Востока СССР. - Магадан:СВКНИИ ДВНЦ, 1978, - С. 44-54.

33. Шило Н.А., Сидоров А.А. Минералогические и генетические особенности золоторудных месторождений/ Там же С. 3-14.

34. Шило Н.А., Гончаров В. И., Сидоров А. А. Генетические типы и зональность размещения золотого и серебряного оруденения в пределах вулканогенных поясов и сопряженных с ними структур/ В кн.: Вулканизм и вулкано-структукры. - Тбилиси, 1980.

35. Шило Н.А., Гончаров В. И., Котляр И.Н. Проблемы геологии серебра/ Тихоокеанская Геология. 1985. -N 1. - C. 45-50.

36. Шило Н.А., Гончаров В.И., Ворцепнев В.В., Альшевский А.В. К соотношению метаморфогенного и магматогенного гидротермального минералообразования в золоторудных районах Северо-Востока СССР. Критерии отличия метаморфогенных и магматогенных гидротермальных месторождений. - Новосибирск: Наука,- С. 30-42.

37. Шило Н.А., Гончаров В.И., Альшевский А.В., Ворцепнев В.В. Условия формирования золотого оруденения в структурах Северо-Востока СССР. - М.: Наука, 1988. - 182 С.

38. Шило Н.А., Красный Л.И., Милов А.П. Магматизм Тихоокеанского пояса/ Тихоокеанская геология. Новосибирск. - 1990. - N 4. - C. 3-8.

39. Шило Н.А., Сахарова М.С., Кривицкая Н.Н., Ряховская С.К., Брызгалов И.А. Минералогия и генетические особенности золото-серебряного оруденения Северо-Западной части Тихоокеанского обрамления. - М.: Наука, 1992. - 257 C.

40. Aoki K., Ishiwaka K., Kanisawa S. Fluorine geochemistry of basaltic rocks from continental andioceanic regions and petrogenetic application // Contribs Mineral and Petrol. - 1981. - vol. 76, - P.53-79.

41. Green D.H. Magmatic activity as the major process in the chemical evolution of the Earth's crust and muntl// Tectonophysics. - 1972, - vol.13, N 1-4, - P.47-71.

42. Davidson D.F. Selenium in som epithermal deposits of antimony, silver and gold to similar deposits of gold and mercury // US Geol.Bull. - 1960, - 1112-A.

43. Hollister V. F. Reginal characteristics of porphiry copper deposits of South America // Mining Eng. - 1973, vol.25, N 8, - P. 35-56.

44. Kim O.J. Mineral resources of Korea // Circum-Pacific Energy and mineral resources Memoirs AAPG. - 1976, - N 25. - P. 440-447.

45. Shilo N.A., Milov A.P., Sobolev A.P. Calc-alkaline plutonism along the Pacific rim of Southern Alaska. Circum-Pacific Plutonic Terranes/ The Geological Society of America, Inc., 1983, Memoir, 159. - P. 159-170.

Для подготовки данной работы были использованы материалы с сайта <http://www.bibliofond.ru>

Страницы: 1, 2