» » Об источниках флюидов и рудообразующих веществ

Об источниках флюидов и рудообразующих веществ

13.08.2016

В последние годы наибольшее признание получила концепция о следующих трех группах источников рудообразующих веществ: «1) ювенильных, связанных с глубинными подкоровыми магмами базальтоидного состава, 2) ассимиляционных, определяющихся менее глубинными палингенными магмами земной коры преимущественно гранитоидного состава и 3) фильтрационных, обусловленных мобилизацией рудообразующих веществ на путях циркуляции агрессивных гидротермальных растворов различного происхождения (магматогенного, метаморфогенного ii экзогенного)». Этими тремя группами охватываются фактически все возможные источники рудообразующих веществ при эндогенном рудообразовании вне зависимости от генетических типов рудных месторождений. В каждом же конкретном случае роль отдельных групп источников и их соотношения различны.
При анализе вопроса об источниках рудообразующих веществ для месторождений медно-молибденовой формации (как и для большинства других гидротермальных месторождений, особенно месторождений, связанных с развитием и становлением магматических образований, но относительно разделенных с ними во времени и пространстве) следует ориентироваться на индивидуальный подход к каждому компоненту гидротермальных растворов, включая газообразную и жидкую их составляющие.
Относительно достоверно решается вопрос об источнике петрогенных элементов, входящих в состав эндогенных образований. Судя по данным многочисленных расчетов баланса вещества при гидротермальном преобразовании вмещающих пород (захватывающем обычно очень значительные объемы последних) и наблюдаемой зависимости состава жильной части рудных образований от литологических особенностей этих пород, правомерным является предположение о заимствовании петрогенных элементов из окружающих пород в основном на уровне минералообразования. Выносимого в процессе изменения пород количества петрогенных элементов вполне достаточно, чтобы обеспечить те их содержания, которые фиксируются в метасоматитах и рудных образованиях (включая такой очень широко распространенный на медно-молибденовых месторождениях компонент, как кремнезем). В этом отношении рассматриваемые месторождения аналогичны другим субвулканическим гидротермальным месторождениям с интенсивным проявлением метасоматическиx процессов (например, оловорудным).
Конечно, при этом не следует исключать возможности заимствования рудоносными растворами (в том числе и вовлекаемыми в эндогенный процесс вадознымп водами) петрогенных элементов вне областей минералообразования по пути их следования. В этой связи уместно вспомнить высказывание Н.И. Хитарова о том, что поровые воды в силикатных породах в результате значительных давлений, возникающих в порах при повышении температуры, создают агрессивную среду и ведут к появлению растворов со значительной минерализацией при преобладании щелочей, кремнезема и отчасти глинозема. Экспериментально получены (в тепловом поле) данные о сильном выщелачивающем воздействии на интрузивные породы не только растворов, но и воды, которая при этом приобретает свойства гидротермальных растворов.
Необходимо сделать исключение для калия, который во многих случаях не обеспечивается за счет выщелачивания из вмещающих пород (к тому же калийсодержащие минералы, в частности калишпат, являются одними из наиболее устойчивых породообразующих минералов). Это особенно откосится к Сорскому месторождению (с широко и интенсивно проявленной калишпатизацией пород). По интенсивности проявления калишпатизации Сора имеет много общего с типичными грейзеновыми месторождениями. Как и для последних, калиевые полевые шпаты, наряду с кварцем, являются для Сорского месторождения ведущими минералами. В меньшей степени это относится к существенно медным месторождениям (типа Кальма-кырского, Коунрадского и медно-порфировых месторождений Америки), где калишпатизация проявляется в основном в пределах порфировых тел.
При анализе источника калия представляют интерес средние содержания его в магматических горных породах: в гранитоидах — 2,9%, в платобазальтах — 0,65, в океанитах — 0,37, в эклогитах — 0,24, в дунитах — 0,001 %. По оболочкам Земли Г. В. Войткевичем приводятся следующие его содержания (г/г): в гранитном слое — 0,026; в базальтовом — 0,010; в мантии — 0,0001. Подмечено, в частности, также, что для постпалеозойских вулканических и интрузивных пород Тихоокеанского складчатого пояса отношение K/Si и общее содержание калия возрастают в направлении от континентальных окраин в глубь континента.
Среди петрогенных элементов, выщелачиваемых из вмещающих пород, несомненный интерес вызывает поведение натрия, общее содержание которого, фиксируемое во всех эндогенных образованиях на рассматриваемых медно-молибденовых месторождениях (за исключением Соры, где альбитизация проявлена относительно широко), несоизмеримо с его выщелачиваемыми количествами. Общее количество натрия, участвовавшего в эндогенном процессе, судя по значительной разности между содержанием его в неизмененных (исходных) и гидротермально преобразованных породах (особенно в случае широкого развития монокварцитов, аргиллизированных и калишпатизированных пород) и постоянно фиксируемому высокому содержанию натрия в газово-жидких включениях (особенно на месторождениях типа Кальмакырского, где хлоридные растворы по концентрации солей фактически были представлены водно-солевыми расплавами), было огромным. Однако только незначительная часть этого натрия фиксируется в той или иной форме в формирующихся эндогенных образованиях, значительное же количество его выносится из сферы эндогенного процесса. Находясь в растворах в хорошо растворимой и мигрируемой форме (преимущественно, очевидно, галоидной), натрий может переноситься («отработанными» растворами) на значительные расстояния от месторождений и концентрироваться в виде рассолов в благоприятных коллекторах или поступать в водные бассейны.
В процессе метасоматического преобразования вмещающих пород, наряду с петрогенными элементами, высвобождаются и элементы-примеси, в том числе и рудные. При значительных масштабах проявления метасоматических процессов, обычно захватывающих громадные объемы пород, и их высокой интенсивности выщелачиваемые элементы при благоприятных условиях для их локальной концентрации могут оказывать серьезное влияние на характер геохимического спектра месторождений. Это могло приводить как к появлению новообразованных минералов, часто нехарактерных для месторождений медно-молибденовой формации (например, миллерит в рудах Соры), так и к повышению содержания определенных элементов-примесей (наиболее характерных для преобразуемых пород) в рудных и жильных минералах. Последнее особенно отчетливо фиксируется по повышению количеств никеля и кобальта в пнритах, локализующихся среди пород повышенной основности. Подобные же породы, в частности, могли явиться одним из источников железа и внести свою долю в медную минерализацию, что, например, отчетливо прослеживается на Шахтаминском месторождении по появлению халькопирита в кварцевых жилах и прожилках при пересечении ими измененных даек лампрофиров и диоритовых порфиритов. В случае значительного развития на месторождениях (например, на Сорском, Кальмакырском, Аксугском, Цаган-Субургинском) пород повышенной основности этот источник мог, очевидно, оказать заметное влияние на общий баланс меди. В частности, для Кальмакырского месторождения подобному источнику меди рядом авторов отводится ведущая роль. Породы, вмещающие рудоносные штоки гранодиорит-порфиров и существенно медное оруденение месторождений США, Мексики, Перу, Чили, представлены в основном разностями повышенной щелочности и основности (сиениты, сиенито-диориты, монцониты, габбро-монцониты и др.).
В связи с тем, что акцессорные минералы, обычно обогащенные целым рядом элементов, раньше и заметнее основных породообразующих минералов реагируют на метасоматические процессы и их преобразование отмечается далеко за пределами макроскопически фиксируемого изменения, общий объем пород, «поставляющих» компоненты в рудоносные растворы, значительно увеличивается.
Акцессорные минералы железа и титана (магнетит, ильменит, сфен), являющиеся одними из наименее устойчивых минералов среди акцессориев, наряду с роговой обманкой и особенно биотитом, который является не только ведущим минералом-концентратором, но обычно и минералом-носителем меди в большинстве интрузивных пород, содержат повышенные концентрации меди. Так, в породах Meгринского плутона (Армения), вмещающего медно-молибденовую минерализацию, около 10% меди от общего ее количества в породах сконцентрировано (при содержании 0,01—0,03% Cu) в акцессорных минералах (магнетит, сфен, ильменит), составляющих 1—1,5% объема пород. Около 50% общего количества меди находится здесь в биотите и роговой обманке (при их содержании в породе от 5 до 25—30%). В магнетите сиенито-диоритов района Кальмакырского месторождения содержание меди достигает 0,01—0,1%. Следует заметить, что железо-магнезиальные силикаты, обычно несущие основную часть меди, также являются относительно слабо устойчивыми в процессе метасоматического преобразования пород. С разложением железо-магнезиальных силикатов (и магнетита), очевидно, связано появление среди них мелкой вкрапленности халькопирита и пирита. Как показали исследования Б.И. Злобина, легко извлекаемая форма меди в породах может составлять 26—95% от ее общего количества.
Рассмотренные минералы в тех или иных количествах содержат и молибден. Однако в этом случае в качестве основных носителей обычно указываются полевые шпаты, на долю которых приходится от 50 до 90% валового количества молибдена. В резко повышенных количествах молибден обычно концентрируется в акцессорных минералах железа и титан-сфена, в ильмените, магнетите, рутиле, что обусловлено сходством ионных радиусов Mo+ (0,68 А), Ti4+ (0,68 А) и Fe3+ (0,67 А). Иногда отмечается присутствие молибдена в апатитах и цирконах. Во всех 26 проанализированных нами пробах акцессорного апатита, выделенного из пород районов медно-молибденовых месторождений, зафиксирован молибден в количестве от 0,0004 до 0,02%. И хотя в продуктах изменения акцессорных минералов титана и железа (мартите, лейкоксене) иногда, особенно на участках проявления молибденовой минерализации, отмечается возрастание концентрации молибдена, но в связи с сокращением общего количества акцессорных минералов (вплоть до их полного исчезновения) в процессе метасома-тического преобразования пород в целом устанавливается его вынос.
Вопрос об источниках молибдена в эндогенных образованиях до настоящего времени продолжает оставаться дискуссионным. За последние годы был получен большой фактический материал по содержанию и распределению молибдена в осадочных и метаморфических породах, свидетельствующий о возможности накопления этого элемента в отдельных разностях пород в значительном количестве. Особенно это относится к углисто-кремнистым сланцам и органогенным известнякам. Широкое развитие подобных заметно обогащенных молибденом толщ, преимущественно расположенных в низах геологических разрезов (обычно это кембрийские образования), во многом явилось основанием для предположения об их возможной роли в качестве источника молибдена (и ряда других элементов).
Если проанализировать геологические материалы по районам молибденовых месторождений, то во многих случаях мы действительно в пределах рудных полей фиксируем в разной степени преобразованные породы с органическим веществом. В рудных полях эти породы обычно сохраняются только как реликтовые образования. И наоборот, в полях широкого развития подобных толщ (к тому же относительно слабо преобразованных) молибденовые месторождения эндогенного типа, как правило, не устанавливаются, т. е. намечается эмпирическая зависимость между преобразованностью (сохранностью) органосодержащих толщ, обогащенных молибденом, и развитием в данном районе эндогенных молибденовых месторождений.
Реликты древней углеродистой толщи с содержанием молибдена 0,000n—0,00n% отмечаются в районе Аксугского месторождения (Тува). Углистые известняки с повышенным содержанием Mo характерны для пород, вмещающих интрузивные образования Сорского, Алмалыкского и Цаган-Субургинского рудных районов. Синхронные повышенные концентрации Mo указываются Д.Н. Алексеевым для аспидной протерозойской формации Восточного Забайкалья. Повышенные содержания Mo установлены нами для известково-песчанистой флишоидной толщи Сm3—O1 Горного Алтая, характеризующегося развитием молибденоносных батолитовых гранитоидных массивов.
Значение обогащенных молибденом осадочных толщ в качестве источника данного элемента особенно, очевидно, велико при формировании месторождений в связи со становлением палингенных гранитоидов. В этом случае магматические процессы могли играть в основном не рудопроизводящую, а перераспределяющую роль. Определенную роль в перераспределении рудных элементов играли, очевидно, и гидротермы, в том числе подземные воды, поступающие в термоактивные области. Последнее хорошо подтверждается обогащенностью молибденом (в Fe-oxpax из этих вод определено 0,073% Mo) подземных вод, циркулирующих среди органосодержащих толщ, и результатами выполненных нами экспериментов по выщелачиваемости молибдена из углеродсодержащих пород различными растворами (в том числе и дистиллированной водой) в неоднородном тепловом поле.
Значительно слабее освещен в литературе вопрос о глубинном источнике молибдена. Здесь, если исключить работы общего плана, в которых глубинность источника молибдена допускается на основании косвенных данных или общих соображений, можно назвать только единичные работы, в которых приводятся какие-то обоснования возможного глубинного источника. Определенные данные по этому вопросу мы находим в работах, освещающих геохимию молибдена в продуктах современного вулканизма.
В.Г Сахно и др. на основании геохимического изучения включений и лав из вулканов различных районов Тихого океана и его обрамления отмечают значительное обогащение (до 6,5*10в-4%) молибденом щелочных базальтов континента. Щелочные базальты рассматриваются авторами как первичные выплавки (по механизму зонного плавления) из субстрата верхней мантии на сравнительно больших глубинах. Повышено (до 1,6*10в-4%) содержание молибдена и во включениях перидотитов, которые рассматриваются в качестве обломков субстрата верхней мантии. Высокие концентрации молибдена в базальтах объясняются накоплением относительно легкоплавких соединений в базальтовом веществе при его выплавлении.
Обогащенность молибденом производных недифференцированных базальтоидных магм областей длительного и устойчивого воздымания установлена Г.Б. Левашовым и др. по данным изучения неогеновых щелочных базальтов Западного Приморья, что привело авторов к выводу о глубинной природе этого элемента.
В качестве характерного микроэлемента эксгаляций вулканов Камчатки Л.А. Башариной наряду с медью и некоторыми другими элементами указывается молибден. Нами (Сотников, Иванов, Арнаутов, 1971) в возгонах Карымского вулкана было зафиксировано: молибдена во фторидах — 2,5*10в-4% (среднее из 4 анализов); в хлоридах — 1,1*10в-3% (7 анализов); ;в сульфатах — 7,5*10в-3% (10 анализов). Резко повышенные концентрации молибдена установлены в возгонах преимущественно сульфатного типа вулкана Шивелуч (до 5*10в-3 %) и особенно побочного кратера Билюкай (до содержаний > 1*10в-2%). Характерно, что во всех изученных пробах нашатыря, составная часть которых — азот — рассматривается в основном как воздушное загрязнение, содержание молибдена находится на грани чувствительности (и ниже) применявшегося анализа (5*10в-5%). До 0.01% Mo установлено И.А. Меняйловым и Л.П. Никитиной в инкрустациях желтого и красного цвета, обвеваемых газами из потока 1963 г. вулкана Безымянного (~350°С) и 0,003% Mo в возгоне на куполе Безымянного около высокотемпературной фумаролы (400°С). Е.К. Серафимовой 0,01 % Mo определено в возгонах 1-го фумарольного поля Мутновского вулкана (>250°С).
Высокие концентрации молибдена зафиксированы в термальных водах (до 0,014 мг/л) и гидротермальных образованиях (до 0,01%) молодой вулкано-тектонической депрессии Узона (Камчатка). Примесь молибдена устанавливается в колчеданных рудах сольфатарного поля вулкана Менделеева на о. Кунашир.
Наконец, на некоторых вулканах Курильских островов с окварцеванием вулканических некков связано образование молибденита, который встречен в измененных породах вулканов Вернадского и Влодавца на о. Парамушир и особенно широко проявлен среди минерализованных зон постройки вулкана Буревестник на о. Итуруп.
Молибденит в последнем случае представлен ромбоэдрической разновидностью и сформировался, как считают И.П. Аверьянов и др., при температурах не более 120°С. Однако, согласно выполненному нами декрипитационному анализу, температурный интервал формирования этого молибденита оценивается в 260—320°С, что близко к температурам образования его в рассматриваемых медно-молибденовых месторождениях. Аналогичные температуры образования (275—330°) для ромбоэдрического молибденита приводит Р.В. Бойль, который считает, что стабилизация данного политипа молибденита зависит не от температуры, а от присутствия в его структуре какого-то специфического следа или малого элемента (Cu, Fe).
Молибденовая синь и молибденит, образовавшиеся в процессе сублимации, зафиксированы в возгонах вулкана Сакума-Иво-Дзимо, Япония.
Интересные данные получены нами по геохимии молибдена в продуктах извержения вулканов Ключевской группы (табл. 145). Среди последних выделяются две серии пород. Базальт-андезит-базальтовая серия (вулканы Плоские, Толбачик, Ключевской, ареальные образования) характеризуется рядом признаков, свойственных вулканитам начальной стадии кристаллизации. К этой же серии относится весь комплекс мегаплагиофировых лав, являющихся, по Б.И. Пийпу, прямыми производными исходной магмы. Вторая серия пород базальт-дацитовая (вулканы Безымянный, М. и В. Удина, Зимины сопки), характеризуется особенностями, свойственными вулканитам, прошедшим значительный путь дифференциации. По данным ГСЗ, для второй группы вулканов характерно существование периферических очагов. В частности, установлено, что под вулканом Безымянным существует аномальная зона, верхняя кромка которой располагается вблизи кровли «базальтового» слоя (на глубине около 20 км). Эта аномальная зона отождествляется с периферическим магматическим очагом вулкана, не имеющим прямой связи с верхней мантией. Ко второй группе вулканов по своим особенностям примыкает вулкан Шивелуч.
Вулканиты первой серии (производные вулканов, связанных сквозькоровыми разломами с мантией) по сравнению с породами второй отличаются отчетливо повышенными концентрациями молибдена, заметно превышающими кларк элемента (1,4-*10в-4%) для основных пород. Относительное снижение содержаний молибдена в базальтах и андезито-базальтах вулкана Толбачик обусловлено, возможно, существованием в кратере вулкана открытого «лавового озера», что создает благоприятные предпосылки для дегазации лав с потерей молибдена и других элементов. В то же время мегаплагиофиры Толбачика содержат более высокие количества молибдена.
Высокие концентрации молибдена установлены для базальтов ареального вулканизма, по которым в нашем распоряжении имеется наиболее представительный материал и которые наиболее близко отражают состав родоначальной магмы, поступающей непосредственно из глубины, так как процессы дифференциации и ассимиляции наименее выражены в продуктах ареального вулканизма вследствие их непродолжительного нахождения в земной коре. Аналогичные высокие содержания молибдена зафиксированы и в мегаплагиофирах фундамента, также являющихся прямыми производными исходной магмы.
Об источниках флюидов и рудообразующих веществ

Об источниках флюидов и рудообразующих веществ

Содержание молибдена в вулканитах второй серии близко к кларку и часто даже ниже его. При этом заметно пониженные концентрации молибдена устанавливаются в породах экструзий, что особенно видно на примере образований вулкана Безымянного (табл. 146). Здесь для отдельных куполов среднее содержание молибдена снижается до 8*10в-5% (куполы Ступенчатый, Двуглавый, дайка Плотина № 4), а среднее по всем куполам составляет всего 1,00*10в-4%, тогда как по лавам того же состава эта величина составляет 1,5*10в-4%. Наиболее высокие концентрации молибдена характерны для куполов, которые по характеру становления приближаются к лавовым образованиям (например, купол Гладкий).
Относительно пониженные содержания молибдена в породах экструзий по сравнению с комагматичными лавами, на наш взгляд, объясняются дегазацией магмы. Подобные явления ранее отмечались для газонасыщенных шаровых лав Карымского вулкана. Подтверждены они были и при изучении распределения молибдена в бомбах шлаковых и лавовых конусов и в вертикальных разрезах лавовых потоков ареального вулканизма.
Полученные нами данные о распределении молибдена в комагматичных экструзиях и лавах близкого состава не согласуются с выводом З.В. Студеншкиной и Г.Ф. Ивановой о близких уровнях концентраций молибдена в интрузивных и эффузивных породах, что обусловлено, как это предполагается для относительно малоглубинного магматизма Л.В. Таусоном и др., явлениями дегазации.
К вулканитам второй серии Ключевской группы вулканов по содержанию молибдена близки продукты извержения вулканов Kaрымской группы, также характеризующихся наличием промежуточных очагов. Отмечаемые иногда в последних относительно повышенные концентрации молибдена (например, в дацитах и андезито-дацитах извержения 1963 г.) обусловлены, очевидно, ассимиляцией ксенолитов гранитоидного состава, постоянно обнаруживаемых в пемзах, выброшенных при образовании кальдеры, и содержащих в среднем 3-10-4% Mo. Интересно, что если в вулканитах вулканов Карымской группы содержание молибдена несколько повышается по направлению к более кислым разностям (некоторое снижение фиксируется в дацитах), то для вулканитов Ключевской группы устанавливается противоположная тенденция: максимальные концентрации молибдена, который здесь хорошо коррелируется с медью, характерны для более основных разностей пород.
Детально было изучено распределение молибдена в ксенолитах из лав вулканов Б. Удина и Шивелуч (табл. 147). Среднее его содержание во всех изученных ксенолитах, являющихся образованиями земной коры, составляет всего 8*10в-5 %в кислых и средних породах — 0,7*10в-5%, в основных— 1,1*10в-4%, что, наряду с ограниченным распространением ксенолитов (особенно в продуктах вулканов первой группы), нe позволяет рассматривать эти породы в качестве возможного источника повышенных содержаний молибдена в вулканитах.
Таким образом, рассмотренные выше данные свидетельствуют о существовании двух возможных источников молибдена в эндогенных процессах. С учетом возможной двойственности источника молибдена становятся более ясными встречающиеся в литературе противоречивые выводы о его содержании в породах различной основности. В частности, если раньше обычно считалось, что кислые породы характеризуются более высокими концентрациями молибдена по сравнению с породами основного состава, то последние данные свидетельствуют о заметно повышенных содержаниях молибдена в основных породах.
Об источниках флюидов и рудообразующих веществ

Здесь уместно упомянуть о приводимых Г.В. Пинусом и др. данных относительно повышенных содержаний молибдена в ультраосновных породах гипербазитовых поясов, которые рассматриваются авторами как продукт кристаллизации глубинной перидотитовой магмы, отвечающей по своему составу ультраосновному субстрату Земли.
Что касается непосредственно рассматриваемых в работе месторождений медно-молибденовой формации, то в настоящее время трудно отдать предпочтение какому-то определенному источнику молибдена. Скорее всего они, очевидно, не должны исключать друг друга, а их относительную роль следует рассматривать с учетом характера и временного интервала проявления эндогенного процесса в каждом конкретном случае. Необходимо учитывать возможное вертикальное положение областей генерации рудообразующих флюидов и относительное влияние производных верхней мантии и коровых расплавов палингенного происхождения. С этой точки зрения, например, для Шахтаминского месторождения, учитывая генетические особенности рудоносного магматического комплекса, можно, по-видимому, говорить о повышенной роли глубинного (мантийного?) источника, особенно на ранних стадиях эндогенного процесса. Впоследствии все большую роль начинали играть (особенно в случае многоэтапного развития процесса) явления перераспределения рудного вещества (в том числе ранее рассеянного) на Путях движения и в областях разгрузки гидротерм.
Для Шахтаминского месторождения по данным изотопного анализа можно предполагать участие в рудном процессе и глубинных свинцов. В то же время, например, для Сорского месторождения, учитывая резко удревненный возраст по свинцам и заметный разброс полученных изотопных значений, следует, очевидно, говорить о существенном смешении ювенильного свинца со свинцом вмещающих или подстилающих пород.
На глубинное (нижняя часть земной коры или мантия) происхождение свинцов, по данным изучения Pb-изотопов, указывает А. Роуз для медно-порфировых месторождений США, отмечающий, в. частности, идентичность изотопного состава свинцов руд и рудоносных изверженных пород на месторождении Бингхем. Следует заметить, что А. Роуз для указанных месторождений вообще придерживается мнения о глубинном источнике происхождения рудных компонентов в отличие от рудоносного флюида, для которого им допускается участие метеорной составляющей.
Для суждения о возможных источниках серы, являющейся одним из характерных элементов медно-молибденовых месторождений, наиболее представительными являются данные изучения ее изотопных соотношений по Алмалыкскому рудному полю, для которого в качестве исходного предполагается осадочный источник серы. Последнее подтверждается широким развитием первично-осадочных сульфатов среди сульфатно-карбонатных пород (D—C1), претерпевших в пределах рудного поля значительные гидротермальные изменения (хлоритизацию, серицитизацию, окварцевание). Эти же осадочные сульфатоносные породы предполагаются в качестве источника и ряда других элементов, в частности селена. Следует отметить, что концепция широкого заимствования элементов из окружающих (вмещающих) пород для медно-молибденовых месторождений Алмалыкского рудного района, проявляющихся среди разнообразных в различной степени метаморфизованных и гидротермально измененных пород (первоначально часто обогащенных целым рядом элементов), благодаря многочисленным работам С.Т. Бадалова и его сотрудников является в настоящее время доминирующей.
Аналогичным образом можно поставить вопрос о возможном заимствовании серы из окружающих осадочных пород и для некоторых других месторождений, в частности Сорского, в районе которого широким развитием пользуются карбонатсодержащие толщи С, отдельные части разреза которых содержат сульфаты (гипс, ангидрит) и иногда (углеродсодержащие разности) обогащены молибденом (по отдельным пробам до 39 г/т Mo; средние значения по группам проб — от 4,5 до 19,6 г/т). Еще большие концентрации молибдена (до 43—54 г/т) устанавливаются во встречающихся в районе углисто-глинистых сланцах.
Однако есть медно-молибденовые месторождения, проявляющиеся среди обширных полей магматических пород при отсутствии осадочных пород, которые могли бы предположительно рассматриваться в качестве возможного источника серы. Для подобных месторождений (типа Шaxтаминского, Жирекенского и др.) реально, очевидно, предполагать более глубинный источник серы. Глубинный (вероятно, мантийный) источник сульфидной серы предполагается для ряда медно-молибденовых месторождений Северной Америки на основании определений σS34. Заслуживает внимания присутствие углеводородов в рудных образованиях, гранодиорит-порфировых дайках рудоносного комплекса и особенно в эксплозивных брекчиях Обкорондинского месторождения. В последние годы получены многочисленные данные о магматических углеводородах в различных эндогенных образованиях, среди которых ведущее место занимают вулканические и кимберлитовые трубки. Проанализировав большой фактический материал по углеводородам в последних геологических образованиях, Н.С. Бескровный пришел к выводу «о присутствии нефтяных битумов и углеводородных газов в тех гидротермальных растворах, источником которых служит верхняя мантия». При этом предполагается, что нефтяные углеводороды при определенных температурах и давлениях синтезируются из исходных элементов С и Н, содержащихся в основной и ультраосновной магмах и их производных — гидротермальных растворах. Углеводороды фиксируются и в продуктах областей современного вулканизма, например, на Камчатке. Выявленные нами в эксплозивных брекчиях Обкоронды углеводороды по изотопному составу углерода (σС13=—2,80) близки к углеводородам вулканических эманаций и битумам из изверженных и метаморфических пород (Галимов, Петерсилье, 1968).
Присутствие углеводородов в эндогенных образованиях Обкоронды, проявляющихся исключительно среди поля магматических пород, может, очевидно, как это отмечал А.Д. Щеглов вообще для месторождений зон активизации, рассматриваться в качестве косвенного указания на возможность связи изучаемых проявлений с «глубинными процессами, происходящими или в верхней мантии, или на ее границе с базальтовым слоем».
Некоторое представление об источнике рудоносных растворов дают выполненные масс-спектрометрические исследования изотопного состава аргона в газово-жидких включениях кварца и флюорита из генетически связанных эндогенных образований Сорского месторождения.
Анализ фактических данных показывает, что аргон имеет двоякое происхождение: «радиогенный» и «воздушный» — при резко различных соотношениях его составляющих не только в образованиях разных эндогенных этапов, но и единого этапа в зависимости от их генезиса.
Исходя из преимущественного содержания в подземных водах аргона воздушного происхождения предполагается, что в формировании Сорского месторождения заметное участие принимали вадозные воды. Последнее особенно характерно для раннего эндогенного этапа, когда происходило массовое «,Пропаривание» вмещающих пород с развитием метасоматитов и рассеянной минерализации на больших площадях («воздушный» аргон составляет 41,8 и 62,2%).
Резкое сокращение доли «воздушного» аргона (20,5%) зафиксировано для кварц-молибденитовых жил — одних из наиболее ранних рудных образований, сопровождающих субщелочные порфиры I 2-го эндогенного этапа и проявленных в пределах локальных трещинных структур. Значительно возрастает роль «воздушного» аргона во включениях из кварца (45,4%) и особенно флюорита (53,8%) более поздней кварц-флюорит-полиметаллической ассоциации, локализующейся в зоне брекчий обрушения и выполняющей здесь роль цемента. Максимальная «воздушная» составляющая аргона (92,4%) установлена для эксплозивных брекчий, формирующихся в наиболее открытых структурах при активном участии вадозных вод.
Наконец, относительно высокое содержание «воздушного» аргона (62,2) отмечено и для включений в кварце мелких кварц-сульфидных прожилков среди дайкообразных тел субщелочных порфиров II 3-го эндогенного этапа, которые по своему генезису относятся к разряду регенерированных, образовавшихся в процессе становления порфировых тел преимущественно за счет переотложенного материала ранних этапов.
На материале Сорского месторождения было подтверждено высказанное ранее предположение об участии метеорной составляющей в рудоносных растворах субвулканических медно-молибденовых месторождений. Вадозные воды выступают здесь не только как носители вещества, выщелоченного из окружающих (вмещающих) пород, но и как активные носители тепла, во многом регулирующие тепловой режим зон глубинных тепловых потоков.
Интересно, что аналогичным же методом для грейзенового месторождения Акчатау, связанного с палингенными гранитами, установлена значительно большая роль вадозной составляющей в формировании гидротерм (доля «воздушного» аргона во всех изученных образцах колеблется в пределах 68—83%). В.Г. Боголеповым предполагается, что при формировании Акчатау, как и ряда других месторождений Центрального Казахстана (в том числе Коунра-да), магма была инъецирована по тектоническим зонам в наиболее водообильные области разгрузки высокоминерализованных хлоридных вод.
К выводу о заметном участии подземных вод при формировании медно-порфировых месторождений Северной Америки пришли С. Шеппард и др. на основании анализа изотопных отношений О18/О16, D/H. Авторы считают, что широкое развитие аргиллизации и серицитизации, сопровождающееся отложением пирита и халькопирита, имеет место на этих месторождениях только тогда, когда подземные воды становятся важной составной частью гидротермальной системы. При этом изотопные вариации в рассчитанных гидротермальных водах периода серицитизации и аргиллизации оказались аналогичными отношениям, характерным для вод соленосных образований Северной Америки. Последнее привело к предположению, что эти воды первоначально представляли собой Na—Ca—Cl-содержащие рассолы, находившиеся в вулканогенно-осадочных толщах, окружающих медно-порфировые месторождения. Граница влияния метеорных вод проводится авторами между внешней кварц-серицит-пиритовой зоной и центральным биотит-калишпатовым ядром. За редким исключением, метеорные воды для периода ранней биотитизации и калишпатизации не характерны. Возможно, это обусловлено тем, что, как отмечают авторы, обмена подземных вод с магмой в данном случае не происходит, а развитие высокотемпературной биотитизации и калишпатизации, являющихся фактически позднемагматическими и раннепостмагматическими процессами, теснейшим образом связано со становлением самих порфировых тел.
В случае же Сорского месторождения калишпатизация (также являющаяся ранней и высокотемпературной) захватывает не только тела лейкократовых гранитов рудоносного комплекса, но и распространяется далеко за их пределы. Происходит как бы массовое «пропаривание» вмещающих (окружающих) пород. В этих условиях, которые во многом близки к условиям развития серицитизации на медно-порфировых месторождениях Северной Америки, участие вадозных вод в формировании минералообразующей среды вполне реально. Естественно, что при таком «пропаривании» роль метеорной составляющей растворов различна на разных участках месторождения, что и подтверждается значительными колебаниями доли «воздушного» аргона в газово-жидких включениях (см. табл. 139). Для кварцевых жил Соры, являющихся одними из наиболее ранних рудных образований и фиксирующих локальные хорошо проницаемые структуры, доля «воздушного» аргона резко сокращается. Здесь мы видим аналогию с ранними кварцевыми жилами Санта-Риты и Бингема, для которых С. Шеппард и др. по характеру отношения О18/О16 предполагают ведущую роль глубинных высокотемпературных флюидов.
Участие глубинных флюидов при формировании медно-порфировых и молибденовых месторождений Северной Америки предполагается также по совпадению σS34 в сульфидах с метеоритным стандартом и малому разбросу (от 0,706 до 0,708) отношений Sr87/Sr86.
В последнее время в связи с разработкой новых мобилистских геотектонических концепций медно-молибденовые месторождения очень широко привлекаются при анализе закономерностей размещения месторождений полезных ископаемых с позиций глобальной тектоники.
При анализе источников рудообразующих веществ и гидротермальных растворов представляют интерес работы Р. Силлитоу, который, обобщив многочисленные данные по медно-порфировым месторождениям Тихоокеанского и Альпийского складчатых поясов, высказывает предположение о связи медно-порфирового оруденения, как и известково-щелочного магматизма (составной частью которого является оруденение), с плавлением океанической коры под надвигаемой окраиной литосферной плиты.
По мнению П. Гайлда, эндогенные металлогенические провинции среднетретичного возраста, локализованные на краях или вблизи границ современных литосферных плит, и известково-щелочной магматизм связаны с частичным плавлением поглощаемой литосферной плиты на глубинах около 100—200 км.
В этих условиях вместе с океанической корой могли поглощаться толщи, в значительной степени обогащенные рудными элементами, в том числе молибденом (типа черносланцевых толщ).
Касаясь источника флюидов с позиции мобилистской геотектонической концепции, А.А. Ковалев предполагает, что значительные массы ювенильных растворов отделялись не из расплавленной магмы, а из вещества, которое должно подвергнуться расплавлению. По его мнению, эти растворы, «поднимаясь с больших глубин от зон поддвига, заимствуют, мобилизуют халькофильные и легко мигрирующие, растворимые в этом типе растворов литофильные элементы».
Суммируя приведенные данные, следует еще раз подчеркнуть всю сложность вопроса об источниках флюидов и рудообразующих веществ на месторождениях медно-молибденовой формации. Этот вопрос должен решаться для каждого -конкретного месторождения с учетом его специфики при дифференцированном подходе к каждому компоненту.
Необходимо заметить, что выделяемые В.И. Смирновым три группы источников в данном случае не должны исключать друг друга. Их следует рассматривать во взаимосвязи с учетом геотектонического положения месторождений (во многом определяющего соотношения мантийных и коровых флюидов), характера проявления магматизма (в том числе доли мантийных и коровых выплавок), общего гидродинамического режима района, литологических и геохимических особенностей вмещающих (окружающих) пород и анализируемого временного интервала эндогенного процесса. T ак, для раннего периода (особенно в условиях высоких температур) более характерно участие глубинного флюида; в поздние периоды все большую роль начинают играть вадозные воды. Их роль особенно велика в случае широкого проявления метасоматических процессов, захватывающих вмещающие породы далеко за пределами порфировых тел.
При общей оценке роли той или иной группы источников необходимо учитывать строение тектоносферы, в частности, мощность земной коры, соотношение в ней гранитоидного и базальтового слоя и глубину залегания верхней мантии.