Вулканогенные колчеданные месторождения

Среди всех процессов, протекавших в пределах земной коры на протяжении ее геологической истории, вулканизм является одним из наиболее продуктивных с точки зрения образования рудных месторождений. В ходе вулканических процессов сера и металлы выносятся из мантии в земную кору. С ними же связано выделение большого количества тепловой энергии, которая вызывает конвективную циркуляцию растворов, выборочное перераспределение и концентрацию металлов и серы в земной коре. При современном тектоническом режиме вулканические проявления чаще всего бывают связаны с границами литосферных плит как разрастающихся, так и испытывающих погружение (хотя развитие вулканизма и не ограничивается исключительно этими областями).

Гигантские геохимические аномалии, какими по сути дела и являются вулканогенные колчеданные месторождения, должны быть тщательно классифицированы. Только при этом условии удается выявить особенности тектонической и геохимической истории их образования. Оказывается, что месторождения различных типов неравномерно распределены в геологическом времени, а закономерности, которым они при этом подчиняются, представляют собой одну из наиболее впечатляющих сторон эволюционной истории Земли.

Главными рудообразующими минералами на колчеданных месторождениях являются сульфиды. Запасы руд этих месторождений колеблются от совсем незначительных до нескольких сотен миллионов тонн. Руды сложены в основном пиритом, вместе с которым иногда встречается и пирротин. Наряду с этими минералами присутствуют обычные сульфиды цинка, меди и свинца, причем медные руды, как правило, располагаются стратиграфически ниже цинковых и свинцовых. Рудные залежи чаще всего имеют неправильную дисковидную или эллипсовидную форму и залегают согласно с рудовмещающими породами. Каждое рудное тело представляет собой неотъемлемую часть вулканического сооружения, в состав которого входят лавовые потоки, экструзивные тела, эксплозивные или оползневые брекчии, пирокластические породы, отлагавшиеся в подводных условиях, а также хемогенные отложения, такие, как яшмы (а в случае фанерозойских месторождений — и пласты сульфатов). В толще этих пород, под рудным телом, обычно присутствует расширяющаяся кверху трубообразная зона прожилковой минерализации и гидротермального изменения пород, которая прослеживается на глубину в несколько сотен метров. По простиранию залежи сплошных руд могут сменяться хемогенными осадочными породами, в том числе кремнями, выдержанные пласты которых в пределах больших районов являются маркирующими горизонтами. Таким образом медленное накопление руд и хемогенных осадочных пород фиксировало завершение активного вулканизма и было обусловлено фумарольно-гидротермальной деятельностью в период относительного затишья извержений. Возникшие рудные залежи в результате последующих вспышек вулканической активности могли быть погребены под мощной толщей вулканогенных пород. Если в том же самом районе фумарольная деятельность больше не возобновлялась, то надрудные толщи не несут никаких признаков гидротермально-метасоматической переработки, столь характерной для рудоподводящих каналов. Все процессы, о которых мы говорим, протекали преимущественно в подводных условиях. Однако вполне возможно, что в отдельные периоды области рудонакопления в результате воздымания могли попадать по крайней мере в зону приливов.

Хатчинсон подразделил колчеданные месторождения на ряд групп в соответствии с составом руд и тектоническими условиями образования. Эта классификация в несколько измененном виде отражена в табл. 1, где все колчеданные месторождения подразделены на две группы в зависимости от состава рудовмещающих толщ. Месторождения, относящиеся к одной из них, ассоциируются преимущественно с базальтоидными, или океаническими, комплексами, а их руды являются существенно медными. Залежи, относимые ко второй группе, приурочены к более кислым базальт-андезит-риолитовым толщам и характеризуются примерно сопоставимыми содержаниями цинка, свинца и меди. Однако в обоих случаях главным минералом руд является пирит. Классические медные месторождения первой группы известны на Кипре, где они залегают среди офиолитовых комплексов океанических хребтов.

Месторождения кипрского типа называются еще медноколчеданными, поскольку их руды состоят главным образом из пирита и по сравнению с залежами в кислых толщах обеднены цинком и почти не содержат свинца. Рудные залежи этого типа перекрыты железосодержащими кремнистыми породами, местами обогащенными марганцем и изменяющими свою окраску от черной до охристо-желтой. Первоначально считалось, что охры являются продуктом выветривания, однако они могут иметь и вулканогенное происхождение.

Рудовмещающие вулканогенные породы обычно представлены толеитовыми базальтами, которые отличаются прекрасно выраженной подушечной отдельностью и имеют текстуру хлебной корки, а также ассоциирующимися с ними гиалокластитами и подушечными брекчиями. Кислые вулканогенные породы встречаются очень редко, обломочные образования имеют преимущественно базальтовый состав. Суммарная мощность рудовмещающих пород не превышает 2000 м, они формировались, видимо, в океанических условиях и бывают прорваны дайками ультраосновных пород, которые, впрочем, не имеют отношения к рудным телам. Зоны гидротермального изменения пород, в пределах которых развиваются серицит, глинистые минералы и рассеянная вкрапленность пирита, могут встречаться как стратиграфически ниже рудных тел, так и над ними. Месторождения этого типа характеризуются минимальной интенсивностью деформаций. Хатчинсон считает, что своим образованием они обязаны сольфатарной деятельности, протекавшей в пределах океанических систем рифт — хребет в периоды относительного затишья между трещинными излияниями. Однако такие же залежи могли возникать в процессе извержений базальтов и при иных тектонических режимах.

Месторождения кипрского типа встречаются, видимо, только в отложениях фанерозойского возраста. Их примеры можно найти в палеозойских складчатых поясах Северной Америки и Европы, но все же большинство из них имеют мезозойский или третичный возраст и залегают в испытавших надвигание толщах, в складчатых поясах Тетиса и побережий Тихого океана.

Канехира и Тацуми выделяют в самостоятельную группу колчеданные месторождения, которые по ряду признаков отличаются от залежей кипрского типа. Эти месторождения ассоциируются с продуктами подводного базальтоидного вулканизма (в том числе граувакками) или с их метаморфизованными эквивалентами. Они получили название «пластовые медноколче-данные месторождения» и напоминают палеозойские колчеданные залежи в Европе. Ранее они были отнесены Като к типу Бесси. Эти рудные тела имеют пластовую форму и залегают согласно с вмещающими рассланцованными и амфиболитизированными породами, накопление которых, по-видимому, протекало в океанических бассейнах, хотя, может быть, и на удалении от океанических хребтов. В результате интенсивных деформаций и метаморфизма морфология рудных тел и зон гидротермального изменения пород претерпела сильные искажения. Месторождения типа Бесси, равно как и кипрского типа, образовывались только в фанерозойское время.

На докембрийских месторождениях второй группы, связанных с более кислыми вулканогенными породами, главными компонентами руд являются цинк и медь, в то время как на аналогичных фанерозойских месторождениях содержания свинца либо сопоставимы с концентрациями остальных рудных компонентов, либо даже превышают их. В обоих случаях рудовмещающие толщи обычно сложены лавами и обломочными породами, состав которых изменяется от андезитового до риолитового, хотя иногда в основании разреза широким развитием пользуются базальты. Сказанное особенно справедливо в отношении месторождений докембрийского возраста, для которых характерны хорошо выраженные базальт-андезит-риолитовые или базальт-риолитовые циклы. Между древнейшими месторождениями этого типа, встречающимися в поясе Абитиби, в Канаде, и самыми молодыми из них, миоценовыми японскими месторождениями Куроко, существуют различия в составах руд и вмещающих толщ, а также в характере околорудных изменений пород в лежачем боку рудных залежей. Эти различия служат основанием для выделения двух подтипов месторождений, между которыми, однако, существуют постепенные переходы. Следует отметить, что эти различия являются первичными и, видимо, отражают своеобразие тектонической истории месторождений. Залежи обоих подтипов занимают одинаковое положение в разрезах вулканогенных толщ, над зонами гидротермально измененных пород.

Самыми крупными в этой группе вулканогенных месторождений являются месторождения типа Норанды, запасы руд которых в ряде случаев достигают нескольких сотен миллионов тонн. В большинстве случаев главным компонентом руд является медь, но на некоторых крупнейших месторождениях, например Кидд-Крик или Крандон, в больших количествах встречается и цинк. На существенно медных месторождениях установлены повышенные содержания золота, существенно цинковые руды бывают обогащены серебром, хотя, конечно, есть и исключения из этого правила. На всех месторождениях типа Норанды известны зоны интенсивной хлоритизации пород, подстилающие колчеданные залежи. Это особенно характерно для рудных тел в зеленокаменном поясе Абитиби, в Канаде, и в районе Джером, в Аризоне. На месторождениях этих регионов магнезиальный метасоматоз иногда оказывается чрезвычайно интенсивным, замещению может подвергаться даже кварц в туфах риолитового состава. Железомагнезиальные карбонатные метасоматиты встречаются почти на всех месторождениях, а на некоторых, например на Маттаби, они являются главным типом рудовмещающих пород и слагают зоны, протягивающиеся более чем на 300 м стратиграфически ниже рудных тел.

В разрезах как бимодальных базальт-риолитовых, так и базальт-андезит-риолитовых формаций наблюдается закономерное чередование вулканогенных пород различного состава, и руды цветных металлов обычно являются составной частью сложно построенных пачек хемогенно-осадочных пород, отложение которых следовало за прекращением кислого вулканизма. Возможно, что фумарольная деятельность постоянно сопровождала вулканические извержения, но крупные рудные залежи накапливались лишь в течение сравнительно длительных периодов затишья между двумя этапами активного вулканизма. Именно такую картину мы наблюдаем на месторождении Hoранда и на колчеданных месторождениях архейского типа в районе Джером, штат Аризона, возраст которых оценивается в 1800 млн. лет.

Трудно установить, что являлось источником серы при образовании этих громадных скоплений колчеданных руд. Фумарольные источники были приурочены к резко ограниченным участкам, и зоны интенсивных гидротермальных изменений вмещающих пород располагаются непосредственно под колчеданными залежами. Если считать, что металлы и сера просто выщелачивалась растворами из огромных массивов горных пород, а затем выносились на поверхность через центральный рудоподводящий канал в результате конвективных движений растворов, то приходится признать, что такая гидротермальная система охватывала огромные по площади районы и проникала на глубины по меньшей мере до 2 км. Трудно представить себе такую систему. В пределах зон гидротермального изменения породы ни по интенсивности трешиноватости, ни по проницаемости не отличаются от лежащих вне таких зон. Трудности вызывают и поиски источника тепловой энергии в тех частях разрезов вулканогенных пород, которые доступны наблюдению. Они сложены переслаиванием лав и туфов, которые накопились в течение длительного времени и сами по себе вряд ли могли быть заметным источником тепла. При образовании обширных зон магнезиальных метасоматитов ион Mg2+ приносился растворами из глубинного источника, поскольку в породах, слагающих вулканические сооружения, в латеральном направлении не наблюдается никакого снижения содержания этого компонента. Однако в бескислородной системе, содержавшей ионы серы, концентрация ионов Mg2+ могла увеличиваться за счет находившегося в растворе сульфата магния. На древних колчеданных месторождениях в отличие от фанерозойских гидротермальные растворы были обеднены кислородом, а активность ионов водорода была сведена к минимуму вследствие того, что понижение температуры благоприятствовало образованию H2S, а не H2SO4. Рудные залежи описываемого типа располагаются в жерловых зонах вулканов, связанных с магматическими камерами, находившимися на значительных глубинах, под наблюдаемыми ныне фрагментами вулканических сооружений. Дифференциация магмы в таких камерах обусловила разнообразный состав лав и пирокластического материала и вызывала перенос тепловой энергии из недр Земли к ее поверхности. С этим была связана аккумуляция гидротермальных металлоносных флюидов, которые просачивались к поверхности, используя те же самые каналы, что и лава. He со всеми фумарольнымн источниками ассоциируются колчеданные залежи. Необходимыми для их накопления условиями были высокие содержания серы в магматическом очаге и благоприятные условия рельефа местности, где происходило осаждение сульфидов.

Если на древних месторождениях типа Норанды зоны гидротермально измененных пород образовывались с участием восстановительных ионов, то на более молодых, позднепротерозойских и фанерозойских, месторождениях этой группы основным типом изменения глиноземистых пород является серидитизация, тогда как хлоритизации подвергаются лишь темноцветные минералы; в качестве типичного примера можно привести месторождение Уэст-Шаста в Калифорнии. Месторождение Приска в Капской провинции локализовано в толще средних и салических вулканогенных пород, превращенных в амфиболиты, а зоны гидротермальных околорудных пород встречаются как над телом медно-цинковых руд, так и ниже его и сложены серицитом, пирофиллитом, а также кварцем, гидромусковитом и светло-коричневым биотитом. Такой состав свидетельствует о том, что образование серицита и глинистых минералов предшествовало метаморфизму, но первоначальную позицию этих зон серицитизации в столь сильно деформированных и метаморфизованных породах очень трудно установить. То же самое можно сказать и о месторождении Брук в районе Багдад, штат Аризона.

Колчеданным месторождениям типа Норанды свойствен особый тип деформации и метаморфизма. Рудовмещающие породы, как правило, смяты в сильно сжатые складки, которые в зависимости от их размера можно подразделить на несколько порядков. Ho даже самые крупные из них с трудом поддаются картированию в связи с плохой обнаженностью. Для этих складчатых структур характерны крутые углы погружения шарниров, достигающие 60°. В типичном случае, например на месторождениях Норанда в провинции Квебек и Джером в штате Аризона, рудные залежи приобрели удлиненную трубообразную форму. Часто случается наблюдать интерференционную складчатость, из-за которой затрудняется изучение стратиграфии, а обнажения приобретают облик упаковки для яиц, причем амплитуда складок, например на месторождении Джером, иногда достигает 1000 и более метров. Рудовмещающие породы чаще всего метаморфизованы до фации зеленых сланцев, но нередки амфиболиты, а кое-где встречаются и более высокометаморфизованные образования. Конечно, в результате складчатости и метаморфизма сульфидные минералы руд были перекристаллизованы, а форма рудных тел изменилась, но зональное распределение металлов сохранилось, равно как и многие другие признаки первичного вулканогенного происхождения таких месторождений. Некоторые палеозойские месторождения Урала и Аппалач, а также рудные залежи Калифорнийского медного пояса, имеющие юрский возраст, по характеру деформаций и интенсивности метаморфизма весьма близки к описанным выше докембрийским образованиям.

Миоценовые колчеданные месторождения Японии являются основой для объяснения генезиса более древних образований этого класса, поскольку они слабо деформированы и метаморфизованы. Эти месторождения получили название Куроко из-за черной окраски их руд. Каждое из них взятое в отдельности уступает по масштабам залежам типа Норанды, но в одной и той же вулканогенной толще или даже вокруг одного и того же вулканического жерла могут быть встречены несколько самостоятельных рудных тел, занимающих различное стратиграфическое положение. Как отмечают Мацукума и Хорикоси, на тесную генетическую связь этих месторождений с процессами вулканизма указывали еще Фукути и Охаси. Подобные же месторождения известны на островах Фиджи, Алеутских и Соломоновых, а также в пределах других островных дуг; во всех случаях они явно представляют собой продукт островодужного вулканизма и образовывались в процессе подводных трещинных извержений, которые контролировались либо рифтами, либо удлиненными или изометричными структурами проседания.

В Японии большинство месторождений Куроко локализованы в толще песчано-глинистых отложений, среди которых встречаются мощные вулканогенные свиты. Рудовмещающие породы имеют миоценовый возраст, а их общая мощность достигает 3000 м. В составе вулканогенных толщ, отложения турбидитных потоков чередуются с лавами и экструзивными телами риолитового и дацитового состава. Рудные залежи, как правило, располагаются в разрезе непосредственно над обеленными риолитовыми лавами. По геометрическим характеристикам они очень близки к своим архейским аналогам из зеленокаменных поясов, но по ряду признаков отличаются от них. Для подводных вулканов Куроко нехарактерна цикличность развития, они не испытали интенсивных деформаций и являются частью островодужных систем, в составе которых выделяются пограничные рифты и разделенные сбросами блоки, все еще отчетливо выраженные в рельефе в виде положительных структур. В рудах этих месторождений свинец преобладает над медью и цинком, хотя, как и в случае залежей архейских типов, в распределении металлов устанавливается вертикальная зональность: медные руды залегают стратиграфически ниже свинцовых и цинковых. Часто встречаются пласты сульфата кальция, которые подстилают сульфидные руды или переслаиваются с ними. Для верхних частей рудных тел характерны баритовые руды.

Породы лежачего бока интенсивно серицитизированы и окварцованы, а корневые зоны рудных тел несут прожилково-вкрапленную минерализацию, представленную пиритом и халькопиритом. Хлорит развивается по темноцветным минералам и встречается лишь местами, главным образом во внешних зонах. Такой характер изменений рудовмещающих пород весьма типичен для месторождений типа Куроко и роднит их с ларамийскими меднопорфировыми месторождениями. Действительно, в некоторых трубообразных штокверковых зонах на месторождениях Куроко наряду с окремнением происходит образование самородной серы, каолина, пирофиллита и диаспора. Если исключить из рассмотрения самородную серу, то такая ассоциация типична для зон аргиллизации, которые сформировались в результате интенсивного кислотного выщелачивания и отвечают верхним частям метасоматической колонки малоглубинных медно-порфировых месторождений. Присутствие сульфатов и сильное выщелачивание пород близ рудоподводящих каналов резко отличают месторождения Куроко от родственных архейских образований с их бессулъфатными магнезиальными метасоматитами, хотя по своему положению в вулканогенной структуре и составу рудовмещающих комплексов они в целом довольно близки. Указанные различия могут быть следствием относительно большей насыщенности третичных пород кислородом, что обусловлено эволюцией атмосферы.

Чтобы объяснить своеобразие геохимических и тектонических условий деятельности подводных рудообразующих систем, мы исключим из группы вулканогенных колчеданных месторождений такие объекты, как Салливан в Британской Колумбии. На этом месторождении согласно залегающие рудные тела являются составной частью толщи осадочных пород (в основном кварцитов), вулканогенные породы отсутствуют в разрезе, хотя имеется корневая зона гидротермально измененных пород. Исключены из этой группы и пластовые сульфидные залежи, с которыми не связано ярко выраженных подрудных зон метасоматитов. Их образование, очевидно, протекало в условиях морского осадконакопления, хотя в рудовмещающих разрезах встречаются вулканогенные обломочные породы, а металлы, возможно, также имели вулканический источник. Примером таких месторождений является, в частности, Маунт-Айза. Ни одно из исключенных из рассмотрения месторождений этого типа нельзя интерпретировать как элемент вулканической постройки или составная часть преимущественно вулканогенной пачки. С большим основанием их можно отнести к осадочным сульфидным залежам. При этом яснее становится значение сульфидных руд как индикатора тектонической и геохимической эволюции планеты.