2. Геохимические ореолы месторождений полезных ископаемых

Как было сказано выше, термодинамически выгодным для любого химического элемента является состояние рассеяния, при котором его содержания стремятся к кларку (или фону). Для того, чтобы вещество концентрировалось в определенной области пространства, необходимо приложение внешней энергии. На Земле постоянными источниками та-кой энергии являются эндогенные процессы в подвижных поясах, гра-витационная дифференциация на поверхности и внутри планеты, излу-чение Солнца. Тем не менее, в месторождениях сконцентрировано лишь 0,0001- 0,000001 (для различных элементов по разному) от всего объема вещества. То есть, образование месторождений – достаточно уникальный процесс, определяющийся благоприятным сочетанием ряда факто-ров.

Геохимия геологических процессов изучается в рамках самостоя-тельной дисциплины, поэтому здесь мы рассмотрим только основные особенности состава геохимических полей, сопровождающих месторо-ждения различного генезиса.

В магматическом процессе главным фактором концентрирования является фазовая дифференциация расплава. В ультраосновных магмах это ликвационное разделение сульфидной и силикатной составляющих, кристаллизация и накопление хромита. В более кислых интрузиях руд-ные элементы накапливаются в остаточных расплавах (Ti, V, P, Be, Li, TR, Sn, W, Zr).

Процесс кристаллизации магмы определяется понижением тем-пературы расплава при изменении давления. На общий ход кристаллизации большое влияние оказывают состав расплава и процесс ассимиляции вме-щающих пород. При кристаллизации магмы возможна концентрация ряда элементов, в том числе рудных, что имеет промышленное значение.

Среди ликвационных месторождений наибольшее распространение полу-чила группа сульфидных медно-никелевых, приуроченных к ультраосновным и основным породам. Образование первичных ореолов у этой группы ме-сторождений связано с процессом разделения расплава на силикатную и сульфидную части и последующей миграцией сульфидного расплава под действием силы тяжести. Таким образом, при формировании ореолов зна-чительная часть элементов мигрирует в виде магматических расплавов в миграционной среде, также представляющей собой расплав.

Элементы-индикаторы в рассматриваемых ореолах могут находиться в минеральной и изоморфной формах. Образование ореолов обусловливается двумя главными причинами: кристаллизацией магмы до полного опускания всех капелек сульфидного расплава и кристаллизацией сульфидного расплава в трещинках ранее раскристаллизовавшегося силикатного расплава и вмещающих пород.

При раскристаллизации магмы до полного опускания ее сульфид-ной составляющей над рудными телами образуются ореолы из рассеян-ных капелек, отвечающих по минеральному составу рудам месторожде-ния. Размеры таких ореолов во многом зависят от длительности остыва-ния преобладающей силикатной части расплава. Гравитационный меха-низм образования ореолов проявляется и в строении отдельных вкрап-ленников: их верхние части бывают представлены халькопиритом, а нижние – более тяжелым пирротином.

Часто над донными залежами отмечаются первичные зональные ореолы Ni, Со, Сu и Ti, образующие собственные минералы (пентлан-8

дит, халькопирит, титаномагнетит). Зональность рассматриваемых оре-олов также объясняется различной плотностью минералов, включающих прямые элементы-индикаторы. Протяженность ореолов по вертикали над рудной залежью обычно составляет первые десятки метров, реже превышает 100 м.

Гораздо большие размеры имеют первичные ореолы Fе, находя-щегося в сульфидной форме: по вертикали они могут достигать 600 м, по горизонтали – более 200 м. Следует отметить, что ореолы сульфид-ного железа располагаются в надрудной области и имеют ярко выра-женную минералогическую зональность: по мере удаления от рудного тела пирротин сменяется более тяжелым пиритом. Это говорит о том, что причиной зональности является не только процесс механического оседания сульфидов, но и изменение концентрации железа и окисли-тельно-восстановительного режима среды.

При раскристаллизации интрузивного массива, еще до затвердева-ния сульфидного расплава часть сульфидов может быть отжата по тре-щинам. Образующиеся при этом жилы из-за небольшой мощности обычно не имеют промышленного значения, но являются хорошими индикаторами оруденения в нижних частях интрузивного массива. На больших глубинах, при медленном течении процесса кристаллизации сульфидный расплав может не только мигрировать по трещинам вверх в пределах материнских рудовмещающих пород, но и проникать в пере-крывающие, даже более молодые породы.

Морфология геохимических ореолов определяется тектоническим строением участков и литологическими особенностями вмещающих по-род. Часто ореолы располагаются в виде серии полос над дифференци-рованными интрузиями или вытягиваются параллельно их контактам. Мощность зон колеблется от нескольких метров до 150 м, протяжен-ность по вертикали – сотни метров.

Характерной особенностью рассматриваемых ореолов является их зональное строение, выражающееся в постепенной смене областей от-носительного накопления элементов (снизу вверх): Cr, Zn, Co, Ni, Mn, Sn, Cu, V, Ag, Mo, Ba, Pb, Ti, Sn, Zn.

Основная часть прямых элементов-индикаторов образует в ореолах собственные минералы (халькопирит, пентландит), реже – примеси в пирите и пирротине.

С процессами образования ликвационных месторождений связано также явление изоморфного замещения элементов в минералах, которое тоже можно использовать при проведении геохимических поисков. Так, присутствие в оливине (фаялите) вмещающих пород повышенного со-держания изоморфной примеси железа связано с образованием ликва-9

ционных медно-никелевых месторождений. Это объясняется тем, что при вхождении в оливин железа его общее содержание в расплаве уменьшается, что приводит к интенсивному отделению сульфидного расплава. В пирротине медно-никелевых месторождений обычно отме-чается повышенная концентрация Cо и Сu (более 0,1 %).

Над рудными телами магматических месторождений хромита, приуроченных в основном к породам дунит-гарцбургитовой формации, часто наблюдаются довольно широкие ореолы кремния. Эти ореолы, вы-деляемые многими исследователями как «кайма окремненных пород», можно использовать при поисках хромитов. Их образование связывается с метасоматическим образованием оливина по энстатиту, происходя-щим совместно с образованием хромита. Часто около хромитовых руд-ных тел наблюдаются ореолы хлорита с повышенным содержанием хрома.

Подобные ореолы минералов с повышенными концентрациями эле-ментов-индикаторов типичны и для большинства нерудных (апатит-нефелиновых) магматических месторождений.

Для алмазоносных кимберлитов, в отличие от непродуктивных разностей, характерны аномально высокие концентрации хрома в гра-натах, хромдиопсидах, хромшпинелидах и ильменитах.

Магматические месторождения редких элементов всегда сопрово-ждаются ореолами прямых элементов-индикаторов (Sn, W, F, Be, B) как в рудоносных альбит-лепидолитовых гранитах, так и в рудовмещающих сланцах, что позволяет обнаружить месторождение даже в том случае, если оно не выходит на уровень эрозионной поверхности.

В ореолах пегматитовых месторождений различных типов инди-каторным часто является содержание элементов в микроклине. Напри-мер, в слюдоносных пегматитах, по сравнению с редкометалльными, наблюдаются на порядок более высокие отношения K/Rb и K/Cs. Ред-кометалльные пегматиты отличаются от редкоземельных на порядок более высокими содержаниями Li, Rb, Tl в берилле. Вокруг танталонос-ных пегматитов образуются ореолы В, Li, Cs, Rb, Sn, Be, Nb, которые являют-ся прямыми индикаторами. Наиболее широкие и контрастные ореолы во вмещающих гранитах и осадочных породах образуют Li и Cs, протяженность ореолов которых составляет сотни м вдоль простирания рудоконтролирую-щих структур. Из зоны, непосредственно окружающей танталоносные пегма-титы, выносятся Сu, Zn, Pb, К, В, Ni, Co и Сr, которые переотлагаются на некотором удалении от пегматитовых тел.

Вокруг берилло- и топазоносных пегматитов всегда выявляются ореолы F, Rb, Li, Cs. Основными элементами-индикаторами скарновых медных и мед-но-цинковых месторождений являются Сu, Zn, Pb, Ba, As, Mo, Ag, Fe. Наиболее удаленные от рудных тел надрудные ореолы образуют ба-рий и мышьяк. Для ореолов, менее удаленных (до 50 м) от рудных тел, характерны Сu и Zn. Большинство элементов-индикаторов в оре-олах медных скарновых месторождений образует собственные мине-ралы, однако часть их может находиться в повышенных содержаниях в изоморфной форме. Широкое распространение при образовании скарновых месторождений получили процессы выщелачивания от-дельных элементов вмещающих пород с последующим переотложе-нием. В связи с этим могут возникать «отрицательные ореолы» в зо-нах выщелачивания элементов и «положительные» - в зонах их нако-пления (обычно по периферии скарновой зоны).

На железорудных скарновых месторождениях установлен привнос вместе с железом Zn, Co, Сu, Mo, Ni, Y, V и сопряженный вынос ши-рокого круга элементов – Ti, Sn, Ge, Sr, Ba, Zr, Mo, Sr и др. Ореолы выноса обычно приурочены к зонам образования метасоматитов и руд, а накопления – формируются за их пределами, преимущественно по восстанию рудных тел и зон. В наиболее удаленных надрудных ореолах в повышенных концентрациях часто встречаются В, Ba, Sr, Ti, Ag, Pb, Zn, Ni, непосредственно над рудными телами повышены содержания Mn, Cu, Sn, Ge, а на уровне рудных тел во вмещающих породах накапливаются Сu и Мо. Размеры ореолов и в плане и в вер-тикальном направлении в несколько раз превышают размеры рудных тел.

Скарновые медные и железорудные месторождения нередко со-держат высокие концетрации Au, вплоть до образования промышлен-ных золото-скарновых месторождений. В этих случаях к вышепере-численным геохимическим ассоциациям добавляется индикаторная группа элементов Au, Ag, Bi, Te.

На свинцово-цинковых скарновых месторождениях основными элементами-индикаторами являются Pb, Zn, Cu, As, Ag, Cd, Sb. При этом Pb, Zn, As и Сu в ореолах обычно образуют собственные мине-ралы: галенит, сфалерит, арсенопирит, халькопирит; Ag, Sb и Cd яв-ляются элементами-примесями в галените и сфалерите.

На скарновых вольфрамо-молибденовых месторождениях характер-но накопление в верхних частях Ва, Sb, As (иногда Pb, Zn, Cu), а в сред-них и нижних - Mo, W и Sn.

Основными элементами-спутниками скарнового борового орудене-ния можно считать: в магнезиальных скарнах Cu, Sn, Zn, Mo, W, Be, Ge, в известковых – V, Pb, Ba, Li. 11 На грейзеновых флюорит-редкометалльных месторождениях уста-новлено накопление в первичных ореолах Mo, Sn, W, Bi. В надрудной зоне развиты также аномалии Cu, Pb, Zn, в подрудной – редких земель.

Для грейзеновых и альбититовых месторождений Та, Be и W характер-ны первичные ореолы прямых (W, Be) и косвенных (Li, Rb, Cs, F, Be, Sn, Nb, Pb) элементов-индикаторов.

Первичные ореолы на гидротермальных месторождениях фтора об-разуют сам F и такие косвенные индикаторы, как Ba, Mo, Pb, Zn, Ag, As, Be, Y, Yb, Sr. Li. При формировании рудных тел происходил и вынос ряда элементов (Mn, Ti, Cr, Na, К). Это позволяет оценивать уровень среза и глубину залегания оруденения.

На оловорудных гидротермальных месторождениях основными кос-венными элементами-индикаторами, образующими контрастные орео-лы около рудных тел, являются W, Mo, Co, Cu, Zn, Pb, Bi, As, Ag, Sb.

На гидротермальных месторождениях урана наибольшие по размерам ореолы образованы прямым элементом-индикатором. Из косвенных элементов-индикаторов, образующих ореолы, следует отметить Pb, Mo, Cu, V, Zn.

В ореолах колчеданных месторождений происходит накопление и пере-распределение очень широкого круга химических элементов, в первую очередь, Pb, Zn, Cu, Ag, As, Mo. Эти ореолы изучены наиболее хорошо. Именно на колчеданных месторождениях выведен обобщенный ряд вертикальной геохимической зональности гидротермальных сульфид-содержащих месторождений, о котором мы подробнее поговорим ниже.

На телетермальных месторождениях легколетучих элементов (Hg, Sb, F, As) очень большие ореолы (сотни метров) образуют прямые ин-дикаторы. Ртуть в первичных ореолах может находиться в самородном состоянии, в виде сульфида (HgS) и хлорида (HgCl2), примесей в биотите и плагиоклазе. К косвенным элементам-индикаторам, образующим ореолы на ртутных месторождениях, относятся As, Sb, Ag, Zn, Sn, Ga, Та, Au, Tl, Cu, Ni, Co, Pb, F. При этом надрудные ореолы (кроме Hg) образуют As, Sb, Ag, Au, Tl, а подрудные – Cu, Ni, Co, Pb.

В целом, все сульфидсодержащие гидротермальные месторождения характеризуются близким набором элементов-индикаторов оруденения, главными из которых являются Pb, Zn, Cu, As, Ag, Au, Bi, Sb.

Ряд элементов-индикаторов образует первичные ореолы на гид-ротермальных месторождениях горного хрусталя. К ним в первую оче-редь следует отнести Ва, содержание которого во вмещающих породах вблизи хрусталеносных гнезд возрастает в 10-20 раз. Сам хрусталенос-ный жильный кварц отличается от нехрусталеносного повышенными в десятки и сотни раз содержаниями Вr и Hg. 12 Для кор выветривания характерен вынос Ca, Mg, Na, K, Si, редких металлов и относительное обогащение их наименее подвижными эле-ментами, – Fe, Al, Ti, Zr, с образованием гидроокислов Fe и Al, каоли-нита, галлуазита и других глинистых минералов. С корами выветрива-ния связаны разнообразные месторождения полезных ископаемых, в том числе весьма крупные. К наиболее важным относятся месторожде-ния бокситов, каолинита, залежи никелевых руд, богатые гематитовые руды в древних корах выветривания железистых кварцитов.

Для кор выветривания рудных месторождений характерна так на-зываемая вторичная зональность. Особенности минерального состава рудных месторождений, где важную роль играют сульфиды, обусловли-вают своеобразный характер этой коры выветривания. В верхней части месторождения, где свободно циркулирует воздух и просачиваются фильтрующиеся воды, происходит окисление сульфидов с образовани-ем легкорастворимых сульфатов металлов, а также серной кислоты. В аридных ландшафтных условиях, где количество фильтрующихся вод невелико, в верхней части коры располагаются сульфаты трѐхвалентно-го железа (ярозит и др.), ниже, в условиях некоторого недостатка кисло-рода, – сульфаты двухвалентного железа, меди, цинка (мелантерит, хальканит, госларит и др.). В гумидных ландшафтах обильные кислые растворы фильтруются вниз, растворяя рудные минералы. Вверху, в ре-зультате окисления и гидролиза, выпадают гидроксиды железа, обра-зующие «железную шляпу», под которой обычно сохраняется лишь“сыпучка” из устойчивых минералов (кварца, барита) и сульфидов. Ниже уровня грунтовых вод находится область значительного дефицита кислорода. Поэтому те минералы, которые сюда поступили в составе водных растворов сверху, выпадают в виде плохо растворимых вторич-ных сульфидов (халькозина, ковеллина). Эта нижняя часть коры вывет-ривания рудных месторождений называется зоной вторичного обогаще-ния или цементации. Часто здесь образуются очень богатые руды, пред-ставляющие особую ценность.

К собственно осадочным месторождениям можно отнести россы-пи химически и физически устойчивых соединений: самоцветов, само-родного золота, платиноидов, минералов Ti , Zr , Sn, W и других, кото-рые сопровождаются ореолами и потоками рассеяния прямых элемен-тов-индикаторов. В большинстве же случаев месторождения, которые принято называть осадочными, имеют более сложный генезис. Значи-тельных первично-седиментационных концентраций химических эле-ментов обычно не формируется. Например, для появления в осадочных породах высоких локальных концентраций фосфора, углерода, углево-дородов, халькофильных элементов необходимо постседиментационное 13

перераспределение их в процессах диагенеза, катагенеза, эпигенеза, вплоть до гидротермальной деятельности. Соответсвенно, состав и зо-нальность геохимических ореолов, сопровождающих названные место-рождения, определяется перечисленными процессами.