CC BY
71
Т.Н. Сурин
Колчеданное оруденение и «спилитизация» рудоносных вулканитов (Учалинско-Александринская зона, Южный Урал)
Колчеданные месторождения часто ассоциируются со спилитами. Это явление отмечается во многих районах мира (Канада, Тасмания, Испания, Франция, Чехия и Словакия, Турция, Япония, Филиппины, Норвегия и т.д.), а также на территории бывшего СССР (Большой и Малый Кавказ, Рудный Алтай, Карелия, Камчатка, Центральный Казахстан и другие) [9; 10; 11]. На Урале рудовмещающие толщи почти всегда альбитизи-рованы, что позволило В. А. Заварицкому в 1946 году для обозначения колчеданоносных бимодальных ассоциаций ввести понятие «спилито-кератофировая формация» [7]. Еще в начале 60-х годов XX века академик Д. С. Коржинский писал: «Как известно, месторождения медистых колчеданов уральского типа обычно залегают среди спилитов и кератофиров и, несомненно, связаны с формированием их толщ, на что впервые обратил внимание А.Н. Заварицкий. Часто говорят, что колчеданные месторождения связаны со спилит-кератофировыми толщами как особой серией пород. Между тем правильнее было бы говорить, что метаморфизм толщ геосинклинальных базальтов и сопровождающих их андезитов и дацитов, превращающий их в спилиты и кератофиры, связан с процессами, приведшими к образованию среди них колчеданных месторождений. Действительно, спилитизация и пропилитизация пород выражены наиболее интенсивно в районах колчеданных месторождений. Этим доказывается связь спилитизации с послемаг-матическими процессами» [12, с. 17]. По-видимому, пространственная связь колчеданных проявлений со спилитовыми толщами не случайна, в связи с чем решение традиционного вопроса о генезисе спилитов приобретает важное прикладное значение. Типичным представителем уральских колчеданоносных «спилит-кератофировых» формаций является эйфель-раннеживетская базальт-риолитовая формация Учалино-Александ-ринской зоны, вмещающая ряд медно-цинковоколчеданных месторождений, справедливо считающихся эталонными рудными объектами «уральского типа» [10; 21; 23 и др.]. Ниже на примере указанной формации обсуждаются особенности «спилитизации» вулканитов и возможная роль этого процесса в колчеданном рудообразовании. Необходимо оговориться, что термин «спилитизация» не является общепринятым; определение этого процесса отсутствует в современных геологических и петрографических словарях (в отличие от альбитизации, пропилитизации, хлоритизации и т.д.), поэтому мы приводим его в кавычках, тем самым подчеркивая, что в данном случае он употребляется не как универсальный термин, а исключительно как обозначение изучаемого нами процесса, под которым мы понимаем процесс альбитизации пород с образованием спилитовых или спилитоподобных структур.
Петрохимическая структура колчеданоносной формации характеризуется отчетливой бимодальностью, выделяется два четко проявленных максимума в распределении кремнезема: 50-53% и 72-75%. В целом для формации характерно резкое преобладание пород основного состава при подчиненном количестве кислых разновидностей. Петрографические особенности вулканитов формации подробно описаны нами ранее [20; 22], поэтому здесь мы не будем на этом останавливаться.
Вулканиты почти всегда альбитизированы. Тем не менее, весьма редко можно обнаружить участки неальбитизированных пород. В Верхнеуральском рудном районе, например, выделяется два участка, на которых можно наблюдать неальбитизированные разновидности базальтов. Первый из них расположен в крайней северо-восточной части
района в пределах так называемой Ялшанской депрессии, где бурением на большую глубину вскрыт разрез базальтов формации с маломощными прослоями кислых вулканитов. Среди мелкопорфировых и афировых базальтов обнаружено несколько потоков мегаплагиопорфировых базальтов с многочисленными крупными (до 1 см) вкрапленниками плагиоклаза с четко выраженной реликтовой зональностью. К сожалению, все пла-гиоклазовые выделения нацело соссюритизированы и хлоритизированы. Важно отметить, что указанная депрессия занимает как бы пограничное положение между Учалинским и Межозерным рудными полями и находится далеко за пределами ореола около-рудных пропилит-серицитолитовых метасоматических изменений.
Второй участок находится в крайней западной части Верхнеуральского района также далеко за пределами рудных полей. Здесь рядом скважин, пробуренных несколько севернее деревни Ложкина, на больших глубинах под мощным чехлом более поздних отложений вскрыты афировые и мелкопорфировые базальты, названные нами «слабо-измененными» [21]. Эти породы характеризуются минеральными ассоциациями, типичными для пренит-пумпеллиитовой фации регионального метаморфизма. Ранее на примере Верхнеуральского района нами показано, что в Учалино-Александринской зоне проявились две стадии развития пумпеллиита и пренита [21]. Первая проявилась одновременно с формированием вулканитов, а вторая имеет, скорее всего, послераннекамен-ноугольный возраст и проявилась одновременно с эпидот-актинолитовой фацией регионального метаморфизма. Минералы разных стадий отличаются друг от друга формами проявления и кристаллооптическими константами [21]. Характернейшими процессами, типичными для слабоизмененных пород, являются деанортизация плагиоклаза и девит-рификация вулканического стекла. Вкрапленники плагиоклаза обычно нацело замещены соссюритом, реже по ним развиваются пумпеллиит, пренит, эпидот, кальцит и другие кальцийсодержащие минералы. В крупных зональных вкрапленниках процесс деанорти-зации развивается от центра к периферии кристаллов. Очень редко в наименее измененных разновидностях базальтов удается обнаружить реликты первичного плагиоклаза, соответствующего лабрадору №50-58 [4]. В слабоизмененных средних и кислых породах первичный плагиоклаз очень редко сохраняется в ядерных частях крупных экструзивных куполов (таких, как Карепановский) за пределами рудных полей. Он варьирует по составу от андезина и олигоклаза в ядре вкрапленников до альбита на их периферии [22]. Все описанные выделения первичного плагиоклаза обладают «высокотемпературной» оптикой. При девитрификации вулканического стекла в большом количестве образуется хлорит и в меньшем количестве кварц, гематит, довольно редок серицит. Хлорит обычно представлен пеннином.
Характерной особенностью подавляющего большинства вулканических образований является альбитизация плагиоклаза в результате натриевого метасоматоза. Она в равной степени проявлена как в эффузивных и экструзивных, так и в субвулканических фациях. Интенсивность этого процесса различна, вследствие чего среди альбитизиро-ванных вулканитов иногда отмечаются участки частично альбитизированных и даже слабоизмененных пород, аналогичных описанным выше. Указанная особенность и почти повсеместная хорошая сохранность микролитов и вкрапленников клинопироксена отличает эти породы от типичных спилитов, испытавших перерождение с образованием альбит-хлоритовой ассоциации [25]. Альбитизация вкрапленников плагиоклаза развивается в направлении, противоположном развитию процесса деанортизации в слабоизмененных породах, т.е. от краевых частей фенокристаллов к центру. В частично «^политизированных» породах довольно редко можно наблюдать альбитовые вкрапленники, в
центральных частях которых еще сохраняются реликтовые зерна соссюритового агрегата. Вместе с альбитизацией вкрапленников в основной массе пород происходит разложение таких кальцийсодержащих минералов, как эпидот и кальцит. Одновременно в матриксе пород образуется большое количество удлиненных, тонких, беспорядочно расположенных альбитовых микролитов, характерных для типичных спилитов. В полностью «спилитизированных» породах альбит как в микролитах, так и во вкрапленниках чистый, прозрачный, без включений, иногда слабо пелитизированный. Изредка наблюдается реликтовая зональность. Вторичный альбит (.№ 1-2) обладает «низкотемпературной» оптикой. По ряду замеров степени упорядоченности методом А.С. Марфунина она определена как максимальная (около 1,0). После альбита наиболее распространенным вторичным минералом в «спилитизированных» породах является хлорит.
Обычно он представлен пеннином. По мере приближения к флангам рудных полей иногда отмечается замещение пеннина более железистой высокоглиноземистой разновидностью - рипидолитом. Обычным вторичным минералом является также гематит. Важной особенностью представляется постепенное исчезновение по мере развития натриевого метасоматоза серицита и кварца, обычных второстепенных минералов слабо-измененных основных пород.
В пределах рудных полей «спилитизированные» породы сменяются пропилитами. Зона пропилитов уверенно выделяется в Верхнеуральском рудном районе как внешняя зона единого ореола метасоматитов, обрамляющая зону околорудных кварц-хлорит-серицитовых пород [21]. Для пропилитовых пород наиболее характерны минеральные ассоциации, отвечающие низкотемпературной карбонат-хлоритовой (альбит-хлори-товой) и среднетемпературной эпидот-хлоритовой фациям пропилитизации [13; 19]. Пропилиты эпидот-хлоритовой ступени обычно с глубиной сменяют пропилиты альбит-хлоритовой ступени. Петрографичекие особенности и химический состав пропилитов охарактеризованы нами ранее [21].
Оживленная дискуссия о генезисе спилитов велась в 60-х и 70-х годах прошлого века. Обзор взглядов различных исследователей на эту проблему приводится в работах [5; 14]. Указанные исследователи считают уральские спилиты породами метаморфическими. По нашему мнению, «спилитизация» основных вулканитов в Верхнеуральском районе имеет гидротермальную природу. В пользу этого говорят следующие факты:
1) наличие реликтов первичных плагиоклазов в неальбитизированных породах;
2) закономерное положение «спилитизированных» пород в латеральном ряду между слабоизмененными породами и пропилитами и их «промежуточный» петрографический облик; 3) неравномерный, избирательный характер альбитизации; 4) несомненно, вторичная природа альбита. На наш взгляд, наиболее вероятной причиной описанных преобразований является длительное химическое взаимодействие пород с разогретыми водами морского палеобассейна, циркулирующими в толще вулканитов по принципу конвективной ячейки [21]. Расмотрим этот вопрос несколько подробнее.
В настоящее время считается, что реакция нагретой морской воды с вулканитами может обусловливать весь спектр зеленокаменных изменений [16]. Определяющими факторами при этом будут являться температура и отношение вода/порода [6; 33; 37 и др.]. При низких температурах и отношениях вода/порода реакция происходит при pH, близких к нейтральным. В то же время циркулирующие подземные воды могут обеспечивать поступление количеств H2O и CO2, достаточных для образования новых низкотемпературных минералов. В отношении этого повторного минерального равновесия отмечается, что оно может быть достигнуто при температурах более низких, чем у зеле-
носланцевой фации, на что указывает присутствие в слабоизмененных породах типичных минералов цеолитовой фации, таких как пренит и пумпеллиит [26].
При девитрификации вулканического стекла образуется магнеизиальный хлорит и глинистые минералы [15]. При взаимодействии с морской водой при низких температурах происходит палагонитизация базальтов [8]. Образование минеральных ассоциаций, типичных для пренит-пумпеллиитовой фации метаморфизма, в результате реакции с морской водой, недавно доказано изотопными методами для пород из окрестностей колчеданного цинково-медного месторождения Тернер-Олбрайт в США [41].
При некотором повышении температуры и усилении циркуляции морской воды в толще вулканитов происходит альбитизация вкрапленников и «спилитизация» матрикса. Хьюджес, цитируя свою более раннюю работу, указывает: «Нет необходимости в достижении температуры около 400° С, при которой происходят прогрессивные эндотермические реакции в осадочных породах и которая определяет нижнюю температурную границу зеленосланцевой фации. В данном случае следует отметить показательный эксперимент П. Эскола (1937 г.), «реакцию спилитизации», за счет которой был получен чистый альбит из анортита в присутствии воды, соды, кремния и CO2 при температурах от 264 до 331° С. Так что это вопрос достижения такой температуры, при которой скорости химических реакций в уже нестабильной ассоциации минералов становятся ощутимыми» [26, с. 293]. Автор согласен со взглядами процитированного исследователя, который считает «экстраординарными» утверждения, будто альбит и хлорит спилитов -это первично раскристаллизовавшиеся продукты «спилитовой» мафической магмы. Тем не менее, подобные мнения до сих пор высказываются в нашей печати [27]. Альбитиза-ция пород в результате гидротермального взаимодействия с морскими водами является типичным процессом для подводных частей островных дуг, при этом неупорядоченный основной плагиоклаз замещается высокоупорядоченным альбитом, в наземных условиях в островных дугах альбитизации не происходит [31].
О взаимодействии с морской водой как причине «спилитизации» говорится в работе многих исследователей. Г. П. Белянина [3] ранее показала, что спилиты Сибайского рудного района в западной части Магнитогорского палеовулканического пояса образовались в результате вторичных изменений толеитовых лав. Исчерпывающие доказательства вторично-метасо-матического происхождения спилитовых пород были в деталях представлены в работах Т. Вэлланса [39; 40]. В свете сказанного становится совершенно понятным отсутствие прямой связи между альбитизацией и подушечным строением лав, отмечаемое многими уральскими геологами [28; 14]; поскольку альбитизация является вторичным постмагматическим процессом и не связана с излиянием лав, она проявляется в образованиях различной фациальной принадлежности (вплоть до субвулканиче-ских). Возможность метасоматической альбитизации базальтов, в том числе в результате реакции с морской водой, недавно экспериментально подтверждена [32; 34]. Реакция происходит в условиях низких давлений и температур зеленокаменной фации в течение длительного времени при условии протекания других реакций с освобождением кремнезема во флюид. Выше уже говорилось, что по мере развития «спилитизации» в породе исчезают серицит и кварц, что подтверждает наличие таких реакций. Указанные процессы происходят в окислительной обстановке в слабощелочной среде, каковой является морская вода при невысоких температурах. С повышением температуры к вторичным альбиту и хлориту добавляется клиноцоизит [32], т.е. проявляется пропилитовый минеральный парагенезис. Многочисленные примеры альбитизации, наблюдаемой в современных геотермальных системах, приводятся в работе [29]. Там же указывается, что
альбит образуется при разложении более кальциевого плагиоклаза, причем процесс этот длительный, т.к. основной плагиоклаз - весьма устойчивый минерал. В базальтах Верхнеуральского района отмечаются широкие вариации первичного отношения изотопов стронция (87Sr/86Sr) в пределах 0,7040-0,7060 [24]. Если нижнее значение в этом интервале является характерным для толеитовых базальтов островных дуг, то более высокие отношения могут быть объяснены гидротермальными изменениями пород морской водой [17].
В пределах рудных полей спилитизированные породы сменяются пропилитизиро-ванными. Пропилиты являются внешними зонами единой метасоматической колонны, к центральным частям которой всегда приурочены колчеданные месторождения. Генезис пропилитов и их роль в колчеданном рудообразовании подробно рассмотрены нами ранее, при этом показано, что при пропилитизации происходит значительный по масштабам вынос и ремобилизация рудных компонентов, которые затем и концентрируются в рудных залежах [21; 22].
В целом же вся совокупность имеющихся данных приводит к выводу о том, что процессы «спилитизации» и пропилитизации колчеданоносных вулканитов являются сопряженными и обусловлены генетически одними и теми же причинами. Разница заключается лишь в интенсивности проявления вторичных изменений. По существу, «спилитизация» представляет собой не что иное, как раннюю, начальную стадию про-пилитизации. В пределах рудных полей, распределение которых контролировалось местоположением периферических приповерхностных очагов кислых магм, поставлявших в геотермальную систему в большом количестве углекислоту и серу, «спилитизирован-ные» породы неизбежно превращались в пропилиты. Какова же роль процесса «спилитизации» в колчеданном рудообразовании? Расчетами миграции и баланса вещества в палеогидротермальной системе Верхнеуральского рудного района установлено, что при «спилитизации» и дальнейшей пропилитизации вулканитов из них в значительном количестве выносятся халькофильные элементы и железо, которые затем путем переноса и переотложения концентрируются в промышленных колчеданных рудах [21]. Вывод о возможности реализации подобного механизма основан на анализе экспериментальных данных по растворимости рудных элементов и минералов [18; 2], а также на результатах многочисленных экспериментов по извлечению металлов из базальтов при гидротермальном взаимодействии с морской водой [30; 33; 35; 36; 37]. Установлено, что рудные элементы связываются в хлоридные комплексы. При низких температурах их растворимость весьма мала, но, тем не менее, некоторое выщелачивание их из пород происходит. Это подтверждается наличием широких ореолов выноса рудных элементов далеко за пределами рудных полей. Такие геохимические ореолы распространены гораздо более широко, чем метасоматические [1]. При реакции породы основного состава с морской водой в условиях прогрессивного увеличения температуры постепенно увеличивается отношение порода/раствор, уменьшается pH раствора до 4-5 при 200-300° С и возрастает содержание в растворе железа и халькофильных элементов до значений, сопоставимых с содержаниями этих элементов на выходах гидротерм на океанском дне.
Список литературы
1. Баранов Э. Н. Геохимические ореолы выноса металлов источники рудного вещества и показатели условий образования колчеданных месторождений // Геохимия в локальном металлогеническом анализе. Т. 1. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1986. С. 205-207.
2. Барнс Х. Л. Растворимость рудных минералов // Геохимия гидротермальных рудных месторождений. М.: Мир, 1982. С. 328-369.
3. Белянина Г.П. О генезисе спилитов в Сибайском рудном районе // Вулканизм Южного Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1974. С. 32-37.
4. Бочкарев В.В., Сурин Т.Н. Вулканогенные формации и геодинамическое развитие Учалино-Александринской и Режевской зон Урала. Екатеринбург: Наука, 1993. 80 с.
5. Говорова А.В. К вопросу о спилитах и спилитизации // Вулканические образования Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1978. С. 3-32.
6. Гричук Д.В., Борисов М.В., Мельникова Г.Л. Термодинамическая модель гидротермальной системы в океанической коре: оценка эволюции раствора // Геология рудных месторождений. 1985. №4. С. 3-23.
7. Заварицкий В.А. Спилито-кератофировая формация окрестностей Блявы на Урале. М.: Изд-во АН СССР, 1946. 83 с.
8. Злотник-Хоткевич А. Г. Условия формирования руд колчеданных месторождений в вулканогеннных геосинклиналях: Автореф. дис. ... д-ра геол.-минерал. наук. М.: ЦНИГРИ, 1986. 47 с.
9. Колчеданные месторождения зарубежных стран. М.: Наука, 1984. 316 с.
10. Колчеданные месторождения мира. М.: Недра, 1979. 284 с.
11. Колчеданные месторождения СССР. М.: Наука, 1983. 222 с.
12. Коржинский Д.С. Проблема спилитов и гипотеза трансвапоризации в свете новых океанологических и вулканологических данных // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1962. №9. С. 12-17.
13. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности. М.: Наука, 1982.
103 с.
14. Кориневский В.Г. Эффузивы Урала. Свердловск: Изд-во Урал. ун-та, 1987.
144 с.
15. Котов Н.В., Курносов В.Б., Холодкевич И.В. Моделирование природных преобразований вулканических пород в чистой и модельной морской воде при повышенных PT-параметрах // Литология и полезные ископаемые. 1978.№4. С.78-89.
16. Овчинников Л.Н. Образование рудных месторождений. М.: Недра, 1988. 255 с.
17. Пампура В.Д., Сандимирова Г.П. Геохимия и изотопный состав стронция в гидротермальных системах. Новосибирск: Наука, 1991. 121 с.
18. Рафальский Р.П. Рудные элементы в гидротермальных растворах // Рудообразующие процессы и системы: Докл. сов. геологов на XVIII сесии. Междунар. геол. конгресса. М.: Наука, 1989. С. 49-67.
19. Русинов В. Л. Метасоматические процессы в вулканических толщах. М.: Наука, 1989. 214 с.
20. Сурин Т.Н. Раннеживетский контрастный вулканизм Учалино-Александринской зоны (Южный Урал): петрология, геохимия и связь с ним колчеданного рудообразования: Дис. ... канд. геол.-минерал. наук. Челябинск, 1992. 340 с.
21. Сурин Т.Н. Метасоматоз и колчеданное рудообразование (Верхнеуральский рудный район). Екатеринбург: Наука, 1993. 103 с.
22. Сурин Т.Н. Петролого-минералогические исследования магматитов ВосточноМагнитогорского пояса (Южный Урал). Миасс: Геотур, 1997. 310 с.
23. Учалинское медно-цинковоколчеданное месторождение «уральского» типа / И.Б. Серавкин, С.Е. Знаменский, В.Н. Скуратов и др. Уфа: БНЦ УрО РАН, 1992. 174 с.
24. Филатов Е.И., Ширай Е.П. Формационный анализ рудных месторождений. М.: Недра, 1988. 144 с.
25. Фролова Т.И., Бурикова И. А. Геосинклинальный вулканизм (на примере восточного склона Южного Урала). М.: Изд-во Моск. гос. ун-та, 1977. 264 с.
26. Хьюджес Ч. Петрология изверженных пород. М.: Недра, 1988. 320 с.
27. Шарков Е.В., Богатиков О. А. Проблема дифференциации основной магмы // Магматические горные породы. Т.3. Основные породы. М.: Наука, 1985. С. 454-464.
28. Штейнберг Д.С., Соболев И.Д. Типы магматических ассоциаций как показатели глубинного строения отдельных зон Урала // Глубинное строение Урала. М., 1968. С. 38-51.
29. Эллис А.Дж. Исследованные геотермальные системы // Геохимия гидротермальных рудных месторождений. М.: Мир, 1982. С. 497-534.
30. Bischoff J.L., Dickson F.W. Seawater basalt interaction at 200°C and 500 bars: implications for the origin of sea floor heavy metal deposits and regulation of seawater chemistry // Earth and Planet. Sci. Lett. 1975. Vol. 25. P. 385-398.
31. Hamilton W.B. Plate tectonics and island arcs // Geol. Soc. Amer. Bull. 1988. Vol. 100, №10. P. 1503-1527.
32. Moody J.B., Jenkins J.E., Meyer D. An experimental investigation of the albitization of plagioclase // Canad. Mineralog. 1985. Vol. 23. P. 583-596.
33. Mottl M.J., Holland H.D. Chemical exchange during hydrothermal alteration of basalt by seawater - I. Experimental results for major and minor components of seawater // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1978. Vol. 42. P. 1103-1115.
34. Rosenbauer R.J., Bischoff J.L., Zierenberg R.A. The laboratory albitization of midocean ridge basalt // Journ. Geol. 1988. Vol. 96. P. 237-244.
35. Seyfried W.E., Bischoff J.L. Experimental seawater-basalt interaction at 300^, 500 bars, chemical exchange, secondary mineral formation and implication for the transport of heavy metals // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1981. Vol. 45, №2. P. 135-147.
36. Seyfried W.E., Janecky D.R. Heavy metal and sulfur transport during subcritical and supercritical hydrothermal alteration of basalt: Influence of fluid pressure and basalt composition and cristallinity // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1985. Vol. 49, №12. P. 2545-2560.
37. Seyfried W.E., Mottl M.J. Hydrothermal alteration of basalt by seawater under seawater-dominated conditions // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1982. Vol. 46, №5. P. 9851002.
38. Spooner E.T.C. The strontium isotopic composition of seawater and seawater-oceanic crust interaction // Earth Planett. Sci. Lett. 1976. Vol. 31, №2. P. 167-174.
39. Vallance T.G. Concerning spilites // Proc. Linnean Soc. New South Wales. 1960. Vol. 85. P. 8-52.
40. Vallance T.G. Spilitic degradation of a tholeiitic basalt // J. Petrology. 1974. Vol. 15. P. 79-96.
41. Zierenberg R.A., Shanks W.C. III, Seyfried W.E., Koski R.A., Strickler M.D. Miner-alizaton, alteration and metamorphism of the ophiolite-hosted Turner-Albright sulfide deposit, southwestern Oregon // J. Geophys. Res. 1988. Vol. 93. P. 4657-4674.
