Синяков В.И. Основы теории рудогенеза
Подождите немного. Документ загружается.
рождений.
Часть
р
уд
ного
вещества
может
отлагаться
на
путях
подъема
гидротерм
в
ранее
отложенных
осадках
в
виде
ПРОЖИЛКОВО-ВКР1!пленного
(штокверкового)
и
метасоматического
оруденения.
Гидротермы
могут
иметь
различное
происхождение
:
порождаться
вул
каническими
и
интрузивными
процессами,
мобилизовываться
из
осадков
,
поступать
из
мантии
(подкоровый
источник)
.
Месторождения
относятся
к
разряду
сингенетичных,
т.
е
,
сформировавшихся
синхронно
с
накоплением
осадков; по
согласному
же
взаимоотношению
рудны
х-зале
жей
со
слоистостью
пород
они
являются
стратиформными
.
для
многих
гидротермально
-
осадочных
месторождений
характерна
тес
ная
пространственная
и
генетическая
связь
с
вулканизмом,
что
позволило
некоторым
исследователям
называть
их
вулканогенно-осадочными
.
Однако
термин
«
вулканогенно
-
осадочные
месторождения»
большинством
геологов
понимается
боле
е
широко
-
сюда
включаются
не
только
месторождения
рассматриваемой
группы,
но
и
многие
другие
генетические
типы
[Попов
В
.
Е.,
1979
г
.
]
.
Отдельные
исследователи
гидротермально-оса
д
очные
месторожде
ния
называют
эксгаляционно-осадочными
(г
.
Шнейдерхен),
подводно-ги
д
ро
термальными
(г.
Рёслер)
.
Все
эти
названия
неудачны
своей
неопределен
ностью;
наиболее
правильно
данный
генетический
тип
месторождений
име
новать
гидротермально-осадочным,
а
при
доказанной
связи
с
вулканизмом
-
вулканогенным
гидротермально-осадочным
.
Выделение
ги
д
ротермально
-осад
очных
месторождений
в
особую
группу
было
сделано
в
60
-х
годах
В
.
и
.
Смирновым
и
Х
.
Офтедалем,
хотя
сама
идея
о
роли
гидротермальных
процессов
в
осадочном
ру
д
ообра
з
овании
имеет
ДЩfТельную
историю
.
ГидротермаЛЫiO
-
осадочные
месторождения
по
своим
генетическим
связям,
источникам
рудного
вещества,
формам
его
переноса
в
мест(!
концентрации,
способу
отложения
рудной
массы
занимают
промежуточное
по
л
ожение
между
эндогенными
и
экзогенными
обра
зо
ва
ниями
.
Набор
рудных
гидротермально-осадочных
накоплений
своеобразен
.
К
до
стоверно
гидротермально
-
осадочным
относятся
некоторые
м
едно
колчедан
ные
и
колчеданко-полиметаллические
месторождения
Урала
(Сибаевское),
Северного
Кавка
за
(Урупск
ое
и
Худесское),
Бурятии
(Озерное)
,
Алтая
,
Японии
(тип
куроко),
Исп
(!н
ии
(Рио-Тинто),
ФРГ
(Мегген,
Раммельсберг)
;
свинцово-цинковые
месторождения
Центрального
Казахстана
(Жайрем);
железорудные
в
ФРГ
(Лан
-д
и
л
ь,
Зауэрланд),
Горной
Шории
(Ке
д
ровское)
,
Горном
Алтае
(Калгутинское):
железо-марганцевые
в
К(!захстане
(Кара
жал)
.
К
метаморфизоваННblМ
ги
·
д
ротермально-оса
д
очным
месторождениям
принадлежат
Брокен-Хилл
и
Маунт-Айза
в
Австралии,
Холоднинское
в
Се
верном
Прибайкалье
.
Сре
д
и
гидротермально
-осадо
чных
месторождений
по
способу
накоп
лен
ия
рудного
вещества
сле
ду
ет
выделнть
два
клас
са:
1)
седиментационный
гидротерма.nьно-осадочныЙ;
2)
комбинированный
-
гидротермально-оса
дочно-метасоматический
(Н
.
С.
Скрипченко,
В
.
и
.
Смирнов)
.
для
первого
класса
ха
рактерно
образование
слоистых
р
уд
с
тонким
ритмичным
чере
д
ованием
ру
д
ных
и
бе
з
рудных
щ>ослоев.
СlIнгенетичные
руды
осаждаются
из
рудного
вещества,
снесенного
в
сторону
от
выходов
гидротермальных
растворов,
и
размещ
u
ю
тся
обычно
среди
преQбладающих
терригенных
и
110
карбонатных
морских
осадков.
Почвой
и
кровлей
рудных
залежей
служат
неизмене
н
ные
осадочные
породы.
Комбинированный
класс
месторождений
представлен
сочетанием
про
дуктов
гидротермально-осадочного
и
гидротермально-метасоматического
рудообразования.
Сплошные
'
рудные
залежи
формируются
непосредственно
на
выходах
газово-гидротермальных
растворов
.
Накопившееся
в
процессе
седиментации
рудное
вещество
подвергается
метасоматическому
воздей
ствию
восходящих
и
фильтрующихся
сквозь
рудный
осадок
растворов.
Рудные
тела
на
всей
площади
или
на
отдельных
участках
подстилаются
гидр~термально
измененными
породами
с
прожилково-вкрапленными
'
эпи
генетическими
рудами.
Для
некоторых
гидротермально-осадочных
месторождений
колчеданных
и
свинцово-цинковых
руд
принимается
двухэтапное
формирование
(поли
генные
месторождения)
:
первому
этапу
отвечает
гид
р
отермально-
о
садоч
ное
рудообразование.
а
второму.
связанному
со
становлением
субвулка
нических
интрузий
,
-
обра
з
ование
гидротермально-метасоматических
руд
с
наложением
этих
руд
на
более
ранние
существенно
пиритовые
гидротер
мально-осадо
ч
ные
с
np"IHlOcOM
меди,
цинка,
свинца,
бария
(например,
барит-свинцовое ору
д
снеНl-lе
месторождения
Жайрем
в
Центра
J
IЬНОМ
Ка
з
ахстане)
.
ГЛАВНЫ
Е
ПРИ
З
НАКИ
ГИДРО
ТЕ
РМ
АЛ ЬНО
-
ОС
А
ДОЧНЫХ
М
Е
СТОРОЖД
Е
НИЙ
Гидротермально-осадочные
месторождения
размещаются
преимущест
венно
среди
морских
вулканогенно-осадочных
и
реже
терригенно-карбо
натных
ТО
Ji
Щ,
сформировавшихся
на
раннем
этапе
геосинклинального
раз
ВfIТИЯ
.
В
региональном
плане
месторождения
контролируются
зонами
раз
ломов
глубокого
заложения.
Колчеданно-полиметаллические
месторождения
в
ву."каногенных
толщах
встречаются
в
областях
широкого
проивлеНIIЯ
а.ндезит-базальтового
вулканизма
.
Все
железорудные
гидротермально-оса
д
очные
месторождения
связаны
с
толщами
вулканитов
диабаз-андезито
вого
и
андезит
-
базаr.ьтового
состава
.
В
о
всех
случаях
доминирует
пиро
кластика
-
туфы
и
продукты
их
перемыва
(туффиты
,
туфопесчаники).
Частое
переслаиваНflе
руд
и
вулканических
образований
свидетельствует
о
синхронности
накопления
рудного
вещества
и
вулканической
деяте."Ь
ности
.
Рудные
тела
имеют
пластовую,
линзовидную
форму
и
резкие
контакты,
з
алегают
строго
С
ОI
'
ласно
с
напластованием
вмещающих
пород.
для
них
х
арактерны
:
1)
полосчатые,
ритмично
-
слоистые
.
текстуры
с
чередованием
ру
д
ных
и
нерудных
слоев,
а
также
с
чередованием
рудных
слоев
различного
с
остава;
2)
асимметричное
строение
ру
д
ных
и
lIерудных
прослоев,
выра
ж
енное
в
градационной
сортировке
материала
по
крупности обломков;
3)
седиментационные
текстуры
и
структуры,
которые
в
метаморфизованных
м
есторождениях
сохраняются
как
реликтовые
(знаки
ряби,
трещины
усыха
ния,
косая
слоистость,
оползневые
деформации
и
пр.);
4)
рудокластовые
г
оризонты,
возникающие
в
результате
разрушения
и
перемещения
ранее
о
бразованных
руд,
что
свидетельствует
о
синхронности
отложения
руд
и
111
вмещающих
пород
.
Характерны
многоярусное
расположение
рудных
тел
в
разрезе,
приуроченность
оруденения
к
верхам
ритмично-слоистых
пачек
п
·
ород.
В
гидротермально-осадочно-метасоматических
месторождениях
при
сутствуют
рудные
тела
двух
морфологических
типов:
пластовые
и
.
штоквер
ковые
.
Все
пластовые
залежи
располагаются
над
ореолом
штокверковой
минерализации
.
Ореол
имеет
форму
воронкообразного
'
тела
и
фиксирует
пути
движения
восходящих
гидротерм
по
зонам
трещиноватости.
Рудные
залежи,
будучи
составной
частью
разреза
вулканогенно
-
осадочной
толщи
,
подвергаются
тем
же
процессам
складчатых
деформаций
.
и
метаморфизма,
что
и
вмещающие
их
породы
.
В
гидротермально-осадочных
месторождениях
раз
л
ичают
три
типа
руд
:
а)
оса
о
чные
слоистые;
б)
осадочно-метасоматические
сплошные;
в)
гид
ротермально-ме-i-асоматические
прожилково-вкрапленные
.
Наиболее
ха
рактерны
слоистые
и
сплошные
руды
.
Руды
имеют
простой
и
довольно
од
нообр;рный
минеральный
состав
.
В
сульфидных
месторождениях
-
это
пирит
,
марказит,
мельниковит,
пирротин,
сфалерит,
в
меньшей
мере
халько
пирит
и
галенит;
в
железорудных
-
гематит
,
магнетит,
встречаются
гидро
гетит
и
лепидокрокит
.
Характерно
одностадийное
формирование
руд
от
дельных
рудных
залежей
.
Руды,
ассоциирующие
с
пластами
вулканогенно-терригенно-кремнистого
состава,
содержат
значительные
количества
кремнезема.
В
рудах
многих
месторождений
присутствует
витрокластика,
встречаются
обломки
эффузи
вов
и
туфов
.
Отмечаются
фациальные
переходы
руд
вдоль
слоя
-
магне
титовые
руды
смеНЯЮТСR
колчеданными;
в
колчеданных
же
наблюдается
смена
по
латерали:
зернистые
пириты
_
слоистые
пирититы
-+:
кислые
слоистые
туфы
.
I
Сплошные
и
полосчатые
руды
характеризуются
тонко-мелкозернистым
строением
.
В
колчеданных
рудах
широко
распространены
колломорфные
и
мета
коллоидные
структуры
и
микротекстуры
:
почковидные,
микроглобу
лярные,
концентрически-зональные,
сферические
,
возникающие
при
диаге
нетической
раскристаллизации
рудных
гелей;
присутствуют
гельпирит
и
гельмарказит,
фрамбоидальные
агрегаты
пирита.
В
железных
рудах
по
добные
структуры
встречаются
редко
.
для
руд
характерны
общие
низкие
содержания
элементов-примесей
и
ограниченный
их набор.
В
колчеданных
рудах
очень
мало
золота,
сурьмы
,
мышьяка,
висмута,
кадмия,
обычных
для
гидротермально-метасоматических
колчеданно-полиметаллических
руд
.
Железные
руды
бедны
титаном
и
фос
фором
.
В
железных
рудах
и
особенно
в
рудах
колчеданно-полиметаллических
месторождений
ярко
выражены
признаки
метаморфогенной
перекристалли
зации
и
перераспределения
рудного
вещества
с
возникновением
различ
ного
рода
прожилков,
гнезд
и
других
жильных
и
метасоматических
обра
зований
.
Наиболее
-подвижными
оказываются
халькопирит
и
галенит,
они
легко
подвергаются перекристаллизации
.
Наименее подвижен
и
долго
со
храняет
свои
первичные
структурные
формы
пирит.
В
процессе
метамор
физма
и
перекр~сталлизации
в
pyд~x
создаются
новообразования
эпиге
нетического
xapa~Tepa.
В
региоиально-метаморфизованных
месторождениях
112
руды
и
вмещающие
их
породы
относятся
к
одной
и
той
же
фации
мета-
м
орфизма
.
.,
ОБЩИЕ
ВОПРОСЫ
ТЕОРИИ
ГИДРОТЕРМАЛЬНО-ОСАДОЧНОГО
РУДООБРАЗОВАНИЯ
Гидротермально-осадочный
рудный
процесс
характеризуется
специфи
ческими
условиями,
отличающими
его
как
от
ТИПl~чного
осадочного,
так
и
от
типичного
гидротермально-метасоматического
процессов.
Обобщенная
модель.
Формирование
гидротермально-осадочных
мес1'о
рождений
связано
с
деятельностью
подводных
гидротермальных
систем
(рис.
20).
Месторождения
образуются
на
дне
морских
бассейнов
путем
седиментации
рудного
вещества
,
вынесенного
в
придонную
область
при
подводной
гидротермальной
деятельности
.
Отложение
руд
происходит
на
дне
относительно
замкнутых
котловин
преимущественно
в
виде
коллоидных
рудных
осадков
синхронно
с
накоплением
вулканогенного
и
хемогенного
материала
.
Источник
гидротермальных
растворов
глубинный
и
связан
с
про
текающими
в
земной
коре
-
вулкано-плутоническими
процессами
.
Выходы
растворов
на
морском
дне
контролируются
разломами
и
системами
трещин;
разгрузка
гидротерм
многоочаговая.
Рудогенерирующий
аппарат
функционирует
в
условиях
открытой
гидро
динамической
,
системы,
а
рудоотложение
происходит
хемогенным
пУ,тем
на
границе раздела
донные
осадки
-
морская
толща
в
зоне
высоких
градиен
тов
температуры,
давления,
окислительно-восстановительного
потенциала.
Гидротермальные
растворы
изливаются
на
дно,
где
смешиваются
с
морской
водой
и в
результате
резкого
изменения
физико-химических
условий
(па
дения
температуры
и
давления,
потери
газовой
фазы)
выделяют
коллоидный
осадок
сложного
состава.
Тонкодисперсные
рудные
массы
осаждаются
на
уплотненные
осадки
.
В
дальнейшем
на
стадии
диагенеза
рудные
илы
пре
терпевают
сложные
преобразования
-
уплотнение,
раскристаллизацию
и
перекристаллизацию
в
тонкодисперсные
кристаллические
агрегаты;
возни
кают
многочисленные
микроконкреционные
стяжения
.
Режим
осадочного
рудообразования
регулируются
как
пульсирующим
характером
поступления
минерализованных
растворов,
так
и
режимом
поступления
в
придонную
часть
морского
бассейна
вулканогенного
и
тер
ригенного
материала.
Состав
же
образующихся
илов
зави
С
ит
от
состава
гидротермальных
растворов
.
Привнос
большого
количества
крупнообломоч
ного
вулканогенного
материала
подавляет
процесс
отложения
рудных
ком
понентов,
и
поэтому
руды
прwурочиваются
обычно
к
более
тонкообломоч
ной
части
разреза
.
Так
возникают
наиболее
характерные
слоистые
f1ИДРО
термально-осадочные
руды
седиментационного
класса
месторождений
.
В
комбинированном
классе
месторождений
одновременно
с
накоплением
слоистых
гидротермально-осадочных
руд
на
участках
восходящего
потока
гидротерм
происходит
метасоматическая
перера60тка
подстилающих
пород
лежачего
бока
и
преобразование
уже
отложенных
рудных
осадков.
На
пути
просачивающихся
гидротермальных
растворов
формируются
штокверковые
корневые
зоны
оруденелых
метасоматитов.
8
З
аказ
26
10
113
а
Морская
дооа
!)?I1
~2ivvI3~41++15§б
/
~71:-:-:18
~
9 W
10
/11
...
.,.
...
12
.113
/
Рис
.
20
.
две
модели
гидротермально-осадочиой
р
удной
системы
.
а
-
модель
сульфндных
месторожде.нА
тнпа
КУРОКО;
6 -
мо
дель
рудоносноil
рltфтоооА
зоlt
ы
.
J -
осадочные
н
8У
Л
К3110rеННО-ОС8
до
чltые
ТQ.IIЩИ;
2 -
лавы
н
rщ
рокластнческне
fIOPOAbl;
3 -
базальты
окезннческоА
коры
:
4 -
РНОЛНТ
ОВ
ЫI1
купо."
;
5
--
8УЛК3110
-I
IЛУТОII
-
II
С
ТОЧ
I
IIIК
глуБИllltOго
РУДООбразующего
ф
л
юt'ДВ
:
б
-
С
lt
лн
к
аТ
IIО
-
ОКНСl
l
ые
11
С)'
,'
l
ьф
Н
.II.
llы
е
рудные
и
лы:
7 -
страТlt
фНIНfР
ОО31
1ны
е
ЗАле
Жtl
M3(
·
..
·IIBHblX
н
сnонс
тых
ко
.л
ч
еД3
ННО
-
IIQлнмеТ8ллнческнх
р
уд
:
8 -
IIрож
и
лково
-
nкраllllеl
Ш
hlН
ТIIII
су.'1Ьф
II
ДНЫХ
руд
:
9 -
9
ндогенныА
Тfl1ломаССОПQТОК
;
10 -
nOCXOAAlUllA
п
оток
метал
ло
но
сных
ра
тоороо
.
8ысаЧIIВ3ЮЩНХСЯ
на
морском
дне:
J J -
""
сходящин
ФНЛЬТРУЮЩllr,
·
я
ПОТОК
MOIH"8(
!tX
ВОД
:
12 - 30l
t8
р
удо
обра
ЗQва
ння
;
13 -
разломы
.
114
Просачивание
флюидов
через
руды
сопровождается
их
пер
е
кристалли
з
ациеА
,
увеличением
зернистости,
частичным
растворением
и
переотложе
нием
рудного
материала
.
Вблизи
мест
выхода
гидротермальных
рудообра
зу
ющих
растворов
формируются
более
высокотемпературные
парагенезисы
.
В
массе
ранних
тонкодисперсных
седиментационно-диагенетических
р
уд
раз
вивается
сеть
прожил
ков,
появляются
отдельные
метакрис!.аллы.
Син
р
удная
перекристаллизация
уничтожает
первичные
генетические
признаки
се
диментогенеза
и
придает
р
уд
ам
метасоматическиА
об
л
ик
.
Признаки
ги
д
ро
те
рмально-осадочного
рудогенеза
сохраняются
только
в
относительно
узкоА
з
оне
наиболее
молодых
руд
в
кровле
рудной
зоны
и
на
удалении
от
выво
д
ных
каналов
гидротерм.
Так
образ
у
ются
месторождения
комбинированно
г
о
гид
ротермально-осадочного
типа
и
·
эпигенетические
жильные
руды
в
подс
ти
л
ающих
породах
.
Ра
ссмо
трим
отдельные
вопросы
рудообразования
бо
лее
де
тально.
Место
н
среда
рудоотложення_
Ги д
ротермально
-осад
очное
рудообра
зо
ва
ни
е
локализуется
на
склонах,
в
ка
л
ьдера
х
и
депрессиях
подводных
ву
лка
но
в
,
в
грабено-
и
же
ло бообра
з
ных
впадинах
морского
дна,
где
проявляет
ся
а
ктивная
гидротерма
льна
я
де
ятельность.
Бо
л
ьшинство
исследователей
СЧII
та
ют
бассейны
седиментации
мелководными
(первые
сотни
метров),
но
не
исключаетс
я
ру
доотло
жение
и
на
глубинах
более
2000
м.
Интенсивное
гидротермально
-осадо
чное
рудообразование
происхо
дит
в
де
прессиях
морского
дна,
где
существует
зам
етное
расслоение
морскоА
воды
по
плотности
и
возникают
придонные
зо
ны
скопления
тяжелых
застой
ных
высококонцентрированных
горячих
рассолов типа
рассолов
Красного
мо
ря.
Моделирование
показыва
ет,
что
максимально
долго
застойная
гидро
д
инамическая
обстановка
сохраняется
в
пре
делах
локальных
впадин,
ДЛИllа
кот
орых
не
бо
лее
1-
1,5
км
,
а
глубина
не
менее
200
м
(Ю
.
Демин)
.
Параметры
снстемы
.
О
соста
ве
горячих
р
удонос
ных
растворов,
изли
вав
шихся
на
морское
дно,
можно
судить
по
химическому
составу
современ
ных
рассолов
Солтон-Си,
Челекена
и
Красного
моря
.
Как
свидетельствуют
да
нные
анализов
[Твалчрели
дзе
А
.
Г
.,
1981] ,
растворы
характеризуются
хло
ридно
-н
атриевым
составом;
они
обогащены
железом,
марганцем,
цин
ком,
свинцом
и
медью,
имеют
кислую
реакцию
(pH=4,5-:--5)
и
высокую
ко
нцентрацию
серы
.
Об
источниках
этих
растворов
существует
несколько
ги
потез
.
Формировани
е
руд
происхо
д
ит
при
общем
давлении
200- 500
бар
.
Све
де
ния
о
температурных
условиях
ру
д
оген
еза
на
морском
дне
о
г
раниченны
.
По
данным
Т
.
Хитона
и
С.
ШеПl1;:lрда
,
штокверковые
медно-колчеданные
руды
залежей
кипрского
типа
формируюtся
при
3000
С,
гидротерма
л
ьно
осадочные
-
ниже
2000
С.
Прожилково-вкрапленные
пирит-халькопири
то
вые
залежи
типа куроко
формируются
в
интервале
250-200
0
С,
а
.
обра
зова
ние
черных
полосчатых
полиметаллических
руд
происходит
при
160
0
С
(Т.
Като)
.
А
.
Г
.
Твалчрелидзе
[1981
J
на
примере
Урупского
месторождения
показал,
что
температура
гидротермального
раствора
в
момент
излияния
на
морское
дно
равна
200-
190
0
С.
Таким
образом
,
температура
рудонос
ног
о
раствора
,
и з
которого
образуются
типичные
гидротермально-осадоч
ные
сульфидные
зале
жи,
не
превышает
2000
С.
Температура
формирования
прожилково-вкрапленного
оруден
ен
ия
на
пути
продвижения
растворов
к
об
ласт
и
высачивания
оценивается
в
200- 3000
С.
8*
115
Механизм
отложения
рудн
ого
вещества.
Механизм
формирования
место
рождений
в
основном
определяется
температурой
гидротермальных
р?ство
ров
и
гидростатическим
давлением,
создаваемым
сtолбом
·
морской
воды,
т.
е.
зависящим
от
глубины
морского
бассейна
.
В
относительно
мелковод
ных
условиях
(100-
150
м)
гидротермальные
растворы
с
температурой
250-~000
С
вскипают
еще
в
рудопЬдводящем
канале,
осаждая
в
породах
основную
массу
рудного
вещества
с
формированием
метасоматических
зон
с
прожилково-вкрапленным
оруденением
.
Более
растворимые
металлы
вы
носятся
остаточными
растворами
в
бассейн
и
отлагаются
в
виде
страти
формных
залежей
на
дне
(месторожд
·
ения
кипрского
типа
и
типа
куроко)
.
В
более
глубоководных
условиях
(не
менее
800- 1000
м)
гидротермальные
растворы
полностью
поступают
на
дно
с
первоначальной
"
концентрацией
и
накапливаются
в
виде
рассола
в
депрессионных
структурах
(рифтовая
зона
Красного
моря)
.
Основно
й
механизм
накопления
гидротермально-осадочных
руд
-'-
хемо
генное
осаждение
.
Главная
причина
отложения рудных
минералов
-
это
.
пересыщение
раствора
в
связи
с
падением
т~мпературы
и
давления,
изме
нением
рН
среды
в
результате
смещивания
гидротермальных
растворов
с
морскими
водами
.
Выпа
дение
рудного
вещества
происходит
в
виде
золей
и
суспензий
.
Формирование
ру
д
ных
залежей
подчиняется
законам
осадочногр
и
вул
каногенно-осадочного
литогенеза
и
происходит
l;Ia
окислит~льно-восстанови
тельном
барьере
.
Выше
этого
барьера
-
·
в
морской
воде
-
хемогенн
.
ым
пу
тем
осаждаются
окисные
(сульфидно-гематитовые),
кремнисто-гематитовые
образования.
Тонкая
слоистость
рудного
n.ljaCTa,
выраженная
чередованием
рудных
и
породных
слойков,
определяется
совокупностью
многих
факторов,
среди
которых
главное
значен
ие
имею
т
режим
деятельности
гидротермаль
ной
системы
и
характер
взаимодействия
эндогенных
растворов
и
морской
воды
чере
з
буферную
зону
придонных
рассолов
-
зону
градиентов
темпе
ратуры,
изменения
рН
растворов
и
концентрации
рассолов
[Скрипченко
Н
.
с.,
1972] "
Диагенез
и
метаморфнзм.
В
формировании
гидротермально-осадочных
месторождений
выделяют
'
две стадии
:
стадию
осаждения
рудных
С6
~д
ине
ний
в
зоне
в~тречи
морских
вод
с
термальным
рассолом
и
стадию
диагене
тически-катагенетического
преобразования
рудного
осадка
.
Первично
отложенные
ру
д
ные
массы
(рудные
илы)
представляют
собой
сложные
поликомпон
нтны
е
системы,
на
95%
состоящие
из
.поровых
вод
.
По
составу
и
строению
они
очень
близки
ру
донос
ным
осадкам
во
впадинах
Красного
моря.
В
стадию
диагенеза
при
температурах
ниже
100
0
С
происхо
дит
уплотнение
и
литификация
рудных
и
нерудных
осадков
,
выделение
и
з
·
них
остаточных
вод
(-морских
и в
смеси
с
гидротермальными)
.
Рудные
илы
раскристаллизовываются
и
перекристаллизовываются
в
тонкозернистые
агрегаты,
образуются
почки
слож
ного
состава,
растут
мета
кристаллы.
Ме
няется
минеральный
состав
-
происходит
сме
на
метастабильных
форм
ста
бильными
(марказит
-
пирит
,
вюртцит
-
сфалерит),
появляются
аутиген
ные
реакционные
минералы
.
Минимальный
уровень
преобразования
руд
устанавливается
на
место
рождения
х,
которые
после
возникновения
подвергаются
лишь
нагрузке
за-
116
хороненных
толщ
.
Этим
условиям
отвечает
цеолитовая
фация
метаморфизма
,
характерная
для
миоценовых
колчеданных
месторождений
ЯПОН}iИ.
На
этих
месторождениях
вулканогеННpIе
толщи
при
чаСТИЧJ:lОМ
сохранении
первичных
минералов
хара~теризуются
широким
развитием
цеолитов
и
гли~истых
ми
нералов
.
В
составе
руд
широко
представлены
'
марказит
и
землистые
ди
сульфиды
железа,
которые
следует
рассматривать
как
непреобразованные
реликты
первично
отлагавшихся
рудных
масс
.
Руды
обладают
землистым
,
тонкозернистым
сложением,
КОЛЛОМОРФНо'-поло~чатыми
и
градационными
те
кстурами.
В
рудах
,
подвергшихся
метаморфизму
фации
.
зеленых
сланцев,
разви
ваются
серицит,
хлорит
.
Рудные
минералы
;
слагают
тонко-
и
укрупненно
зернистые
руды
;
развивается
сланцеватость.
Существенно
большой
интен
сивностью изменений
характеризуются
месторождения,
находящиеся
в
эпи
дот-амфиболитовой
и
амфиболитовой
фациях
метаморфизма.
Во
вмещающи
х
породах
и
рудах
здесь
развиты
силикаты;
в
рудах
-
пирротин,
магнетит
,
га
нит-цинковая
ШПJ;lнель
.
Преобладают
гнейсовидные
и
полосчатые
текстуры
.
Максимальный
уровень
преобразования
известен
на
месторождении
Брокен-Хилл
в
Австралии
.
Здесь
роговообмаНКQво-двупироксеновые
пла
гио
гнейсы
и
ортоклазсодержащие
силлиманитовые
гнейсы
вмещают
сложно
пост
роенные
залежи
грубозернистых
массивных
и
гнейсовидных
руд,
глав
ным
и
минералами
которых
являются
сфалерит,
галенит,
пирротин,
кубани
,
Т,
ма
гнетит
.
РУДНblЕ
ФОРМАЦИИ
ГИДРОТЕРМАЛЬНО-ОСАДОЧНblХ
МЕСТОРОЖДЕНИ
А
. 1.
Формация
медно-колчеданная
и
колчеданно
-
nолиметаллическая.
Представ
ле
на
собственно
гидротермально-осад6чными
и
комбинированными
гидротермально
осадочно-метасоматическими
месторождениями
:
на
Урале,
Северном
Кавказе
(Уруп
ское,
Худесское),
в
Бурятии
(Озерное),
на
А
лтае;
в
Японии
(тип
куроко)
,
Испании
(Рио-Тинто)
и
др
.
2.
Формация
железоруд
на
я.
Кремннсто-гематитовые
месторождения
:
типа
Лан
Диль
в
Рейнских
Сланцевых
горах
,
Гарце
(ФРГ),
Тюрингии
.
(Г
ДР)
и
Моравни
(ЧССР);
Кедровское
в
Горной
Шории
,
Калгутинское
в
Горном
Алтае
(СССР)
.
3.
Формация
железо-марга
нцева
я.
Месторождение
Каражал
и
другие
в
Казах
стане
.
Глава
9
РУДОНОСНЫЕ
КОРЫ
ВЫВЕТРИВАНИЯ
Кора
выветривания
-
это
комплекс
рыхлых
г
орных
пород,
которые
воз
никают
в
континентальных
условиях
в
резу
л
ьтате
разложения
'
и
выщелачи
вания
исходных
горных
поро
д
при
воздействии
на
них
климатических,
гидро-геохимических,
биохимических
и
геолого-структурных
фактО!)ов
и
остаются
на
месте
их
первонача
л
ьного залегания.
Кора
выветривания
яв
ляетс
я
мощным
источником
вещества
,
за
счет
которого
получаются
россып
-
117
ные
и
осадочные
месторождения.
Непо
средственно
с
корой
выветривания
связаlfО
образование
специфических
месторождений
полезных
ископаемых
:
первичных
каолинов,
бокситов,
окисно-силикатных
кобальт-никелевых
руд
.
бурых
железняков
,
фосфоритов,
глин,
а
также
инфильтрационных
месторож
Д~ний
урана
(с
ванадием),
меди,
железа
и
др
.
В
корах
выветривания
происходят
сложные
изменения
и
преобразова
ния
всех
залежей
полезных
ископаемых,
выходящих
на
земную
поверхность
(сульфидных
рудных
тел,
_
пластов
каменного
угля,
залежей
соли,
серы
и
др
.
).
Понятие
«кора
выветривания»
впервые
появилось
в
геологической
литературе
на
рубеже
XIX
и
ХХ
веков
.
Мес
'
торождения
выветривания
подразделяются
на
два
класса
.
'
1.
Остаточные
месторождения
коры
выветривания,
образующиеся
в
ре
зультате
накопления
полезного
вещества
в
верхней
части
коры
выветривания
при
выносе
поверхностными
водами
продуктов,
не
имеющих
ценности
;
развиваются
от
земной
поверхности
до уровня
грунтовых
вод
.
2.
ИнфильтраUИОННl?lе
месторождения,
образующиеся
благодаря
накоп
лению
в
нижней
части
коры
выветривания
ценных
продуктов,
выносимых
в
растворенном
виде
из
верхней
зоны коры
выветривания;
развиваются
ниже
уровня
грунтовых
вод
.
ТИПОМОРФНЫЕ
ОСОБЕННОСТИ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ
ВЫВЕТРИВАНИЯ
Месторождения
выветривания
-
это
т
ипичные
образования
материков,
сформировавшиеся
в
эпохи
их
континентального
существования.
По
времени
возникновения
различают
современную
и
древнюю
коры
выветривания
.
Древняя
кора
выветривания
подвергается
нередко
частичному
или
полному
УНИЧ110жению
последующими
эрозионными
п\>оцессами
.
Она
может
сохра
ниться
только
отдельными
пятнами
на
водораздельных
возвышенностях
или
в
пониженных
участках
древнего
ре
льефа.
Возраст
месторождений
выветривания
различен
.
Вы
дел
яют
пять
эпох
мощного
корообразования
[Петров
В
.
П
.. 1967): 1)
архейско-протерозой
скую,
2)
палеозойскую
(девон).
3)
мезозойскую
(поздний
триас
-
ранняя
юра),4)
раннемеловую,
5)
палеоген-неогеновую
.
Мощные
коры
выветрива
ния
приурочены
к
э
похам
перестройки
климата,
к
эпохам
с
минимальным
осадконакоплением,
а
в
тектоническом
отношении
-
к
времени
длительного
тектони
_
ческого
покоя,
т
.
е
.
к
эпохам
выравнивания
рельефа
.
Месторождения
коры
выветривания
формир
у
ются
на
самы/(
различных
породах
.
Они
могут
быть
неизмененными
или
'
переотложенными
и
преоб
разованными.
Залежи
месторождений
выветривания
могут
быть
открытыми.
выходящими
на
земную
поверхно
ст
ь,
и
погребенными
под
более
молодыми
осадками.
По
форме
и
условиям
нахождения
месторож
д
ений
коры
выветри
вания
подразделяются
на
три
разновидности
:
площадные. линейные
и
при
контактовые
.
Месторождения
площадной
'
коры
выветривания
представлены
в
ви
де
сплошного
покрова
(плаща),
пер
е
крыва
'
ющего
коренные
породы
,
преобразованию
которых
они
обязаны
своим
происхождением.
Нижняя
по
верхность
таких
залежей
имеет
сложную
морфологию
и
постепенный
пере
ход
в
неизмененные
породы
.
Площадь
таких
месторожде
ний
изменяется
от
118
н
ескольких
десятков
до
неско
л
ьких
тысяч
ква
д
ра
тных
метров,
мощ
ность
с
оставляет
десятки
сантиметров
-
первые
десятки
метров
.
Месторождения
линейной
коры
ВЫQетривания,
располагаясь
вдоль
зон
дробления
или
сеl<ущих
породы
жил,
имеют
в
плане
линейно
вытянутую
форму
.
В
вертикальном
разрезе
они
представляют
собой
отде
л
ьные
языки,
уходящие
вниз
-
в
толщу
свежих
пород
.
Месторождения
приконтактовых
кор
выветривания
локализованы
вдо
л
ь
поверхности
контакта
пород,
одна
из
которых
поставляет
полезное
вещество
при
ее.
разложении,
а
другая
осаждает
это
вещество
из
при
поверхностных
водных
растворов.
Примером
могут
служить
месторождения,
возникшие
в
при
контактовой
зоне
серпенти
нитового
массива
с
известняками
.
Карбонатные
породы
здесь
подвергаются
растворению
с
образованием
карстовой
по
л
ости
вдоль
контакта,
а
руды
локализуются
в
карстовых
глинах.
Корам
выветривания
свойственна
смена
ми
нера
льного
и
химического
состава
по
вертикали
от
коренных,
слабо
измененных
пород
до
охр
у
по
верхности
.
В
полном
профиле
выветривания
,
образующемся
в
'
условиях
среднеинтенсивного
водообмена
и
жаркого
тропического
климата,
возникает
следующая
вертикальная
зональность
(профиль
коры
выветривания)
.
1.
Нижняя
зона
представлена
слабо
измененными
породами
с
сохра
н
ившимся
первичным
минеральным
составом
.
Здесь
преобладают
процессы
физической
дезинтег
рации
пород
и
начальное
выщелачивание
.
2.
Средняя
зона
представ
л
ена
глинистыми
образованиями;
это
зона
ко
н
е
чного
выщелачивания,
гидролиза
и
слабого
окисления
.
Сложена
она
ка
олинитами
(в
кис
л
ых
породах)
,
монтморил
л
онитами
(в
основных
и
со
д
ержащих
магниевые
минералы
породах)
,
нонтронитами
(в
основных
и
богатых
же
лез
ом
породах)
и
частично
гиббситом
(в
базальтах)
.
З
.
Верхняя
з
она
-
это
зона
интенсивного
окисления
и
конечного
гидро
лиза.
Сложена
она
охрами
окис
л
ов
и
гидроокислов
железа
и
гиббситом
.
Среди
минералов
,
слагающих
месторо~дения
кор
.выветривания,
выде
ляются:
а)
реликтовые
минера
л
ы
первичных
ПОРОд,
устойчивые
при
вы
ветривании
(кварц,
рутил
,
магнетит
и
др
.
);
б)
минералы
начальной
стадии
разложения
(гидрослюды
,
гидрохлорит,
серпентин,
хлорит,
керолит);
в)
г
л
инистые
минералы
(каолинит,
монтмориллонит,
нонтронит,
галлуазит
,
а
.1л
офан
и
д
р
.
)
;
г)
минералы
вторичные
(гётит
,
гидрогетит,
гидроокислы
марганца,
халцедон,
опал
,
магнезит,
гиббсит,
никелевые
силикаты
и
др
.
).
Весьма
характерно
развитие
в
корах
выветривания
коллоидно-дисперсных
минералов
,
руд
землистого
и
порошковатого
сложения,
состоящих
из
пестро
цветных,
нередко
яркоокрашенных
глин
с
обломками
неразложенных
по
род
и
охр
.
Состав
месторождений
зависит
от
состава
коренных
пород
и
степени
их
выветривания.
ФАКТОРЫ
И
ПРОЦЕССЫ
ВЫВЕТРИВАНИЯ
К
факторам
выветривания
относятся
те
прнчины,
которые
вызывают
зарождение
и
развитие процес
ов
выветривания.
Это
состав
атмосферы
,
форма
рельефа, климат,
живые
организмы
и
органическое
вещество
.
Состав
атмосферы
в
л
ияет
на
тазовый
состав
коры
выветривания.
Циркулирующие
в
почвах
воды
заимствуют
и з
атмосферы
кислород,
азот
,
большую
·
часть
119