УДК 553.576:551.21(234.85)

В. Н. Огородников1, В. Н. Сазонов2, Ю. А. Поленов1
1 – Уральский государственный горный университет, г. Екатеринбург
2 – Институт геологии и геохимии УрО РАН, г. Екатеринбург
 Sazonov@igg.uran.ru

Модель формирования рудоносных коллизионных
кварцево-жильных образований Урала

В шовных зонах смятия, ограничивающих древние гнейсовые блоки, в раннем палеозое существовали кондуктивные теплопотоки, вызвавшие в вулканогенно-осадочных толщах обрамления метаморфическую трансформацию на уровне эпидот-амфиболитовой фации. Магматизм в этих зонах начинается габброидами раннеде-вонской серии возраста 400–380 млн лет. Наличие флюидного потока приводит к значительному замедлению процесса кристаллизации базитового расплава. Этот магматизм создавал и вещество протолита тоналитов, гранодиоритов и источник энергии для их плавления. Базиты наращивали снизу кору, обусловили ее повышенную мощность в блокоограничивающих шовных зонах и гнейсово-амфиболитовых мегаблоках [Калинин, Ревердатто, 1977; Ферштатер и др., 2007; Хомичев и др., 2007]. Производные от базитов анатектические гранитоиды имеют преимущественно тона-литовый или гранодиоритовый состав. Возраст по цирконам для этих интрузивных пород определен в интервале 360–320 млн лет [Ферштатер и др., 2007]. Таким образом, закладывается основа многофазных плутонов, причем количество фаз зависит от тектонической обстановки в зоне смятия. Становление их происходило в магматической камере путем пульсационной кристаллизации единого магматического расплава, с последовательным раскислением последующих фаз. Пульсационная кристалли-зация особенно характерна для верхних частей плутонов и оптимальные глубины ее проявления определяются в 1–4 км [Косалс, 1970].
Кварц-жильное вольфрамовое и золотое оруденение, сопряженное с раннекол-лизионными гранитоидами тоналит-гранодиоритовой формации, обусловливается эволюцией термоградиентных полей, создаваемых на стадии консолидации массивов (Шарташский, Пластовский, Великопетровский, Суундукский, Айдырлинский). Кварцевые жилы концентрируются в консолидированной части массива над остывающим магматическим очагом, в зоне резких температурных градиентов в трещинах скола и отрыва. Ориентировка осей главных напряжений и поверхностей скалывания указывает на вертикальное направление активных усилий снизу вверх магматических масс, создаваемое в результате субширотного сжатия геологических структур Урала [Огородников, Сазонов, 2001; Старостин, 1979].
Экспериментальные данные А. Н. Дударева (1975) и геологические наблюде-ния показывают, что в градиентных полях рудные и петрогенные элементы закономерно перераспределяются и образуют свои зоны обогащения. Так, W, Mo, As тяго-теют к источникам локального нагревания, т. е. кровле массива. Рудные тела, мине-ралы которых включают эти металлы, не удаляются от кровли массивов более чем на 0.2–0.3 км. Cu, Pb, Zn концентрируются в более удаленных холодных частях системы (в 1–2.5 км от гранитного купола) [Летников, 1992; Рундквист и др., 1970; Сазонов и др., 2001].
В купольной зоне гранитоидов и вмещающих породах кварцевые жилы вы-полняют протяженные до 100 м (иногда до 1–1.5 км) трещины скола, реже – отрыва, образуют веер жил с крутыми углами падения. Они представляют собой типичные жилы выполнения с резкими контактами, практически лишенными околожильных изменений. Мощность жил обычно не превышает 1 м, но иногда достигает 2.0–2.5 м. К ним относятся «безрудные», мономинеральные кварцевые жилы с первично стекловидным, молочно-белым кварцем и «рудные» – шеелит-кварцевые, шеелит-турмалин-кварцевые, золото-кварцевые жилы, иногда с арсенопиритом, которые совместно с «безрудными» образуют совмещенные жильные поля. Жилы сложены молочно-белым, плитчатым, нередко гранулированным в результате позднеколлизионно-го дислокационного метаморфизма, мелко-, реже – крупнозернистым кварцем и нерав-номерно распределенными в нем шеелитом, турмалином и самородным золотом.
Во время поздней коллизии (320–230 млн лет) в шовных зонах, обрамляющих «микроконтиненты», проявились дислокационный метаморфизм, рассланцевание, будинаж. Для метаморфитов характерно развитие стресс-минералов: кианита, ставролита, фенгита, хлоритоида и др. В это время в центральных частях гнейсовых блоков и нередко в пределах ранее образованных тоналит-гранодиоритовых тел формируются крупные массивы нормальных микроклиновых гранитов, имеющих за счет переплавления корового субстрата фторотипную специализацию растворов.
Характерны купола, состоящие из двух разновозрастных гранитов, на контакте которых наблюдаются зоны пегматоидного строения.Процессы гидротермально-метасоматического минералообразования происходят вблизи остывающих интрузивов в ореоле их воздействия на вмещающие породы. Основное внимание здесь уделяется возникновению в околоинтрузивном пространстве своеобразной тектоники, обязанной своему происхождению термическому со-кращению объема плутонов и играющей, по нашим представлениям, немаловажную роль в последующих процессах эндогенного минералообразования.
В крупных интрузивах оседание поверхности при остывании происходит не целиком, а блоками с образованием расколов. Инъекции из остывающего расплава будут осуществляться по этим крутопадающим трещинам, образуя дайковый пояс на удалении от кровли и в застывшей части плутона. Возникновение пегматитов, грейзенов, кварцевых жил и т.д. обусловлено образованием «свободного» объема при оседании поверхности куполообразного выступа интрузива и отставанием оседания перекрывающих пород (рис.).
Происходит это потому, что гранитный батолит, прежде всего, отдает тепло покрывающим его породам. Поэтому сначала застывает наружная корка, которая постепенно нарастает снизу, приближаясь к центральному очагу. В верхней части последнего к этому времени образовался крупный флюидно-расплавный «пузырь». Одновременно с этим идет сокращение объема отвердевших частей батолита, вследствие чего кровля рассекается рядом трещин, которые возникают сначала наверху и постепенно разрастаются вниз. При этом часть трещин идет радиально, веером, другие протягиваются перпендикулярно к ним, т.е. параллельно поверхности охлаждения, образуя трещины отслоения, контракции. При остывании гипабиссальных интрузивов уменьшение их внешнего объема составляет порядка 5–7 % начального объема интрудировавшей магмы. Если возникающая полость отслоения не получает сообщения с нижерасположенным исходным расплавом интрузива, то она может быть превращена в жилоподобное пегматитовое тело. Позже формируются кварц-полевошпатовые и типичные гидротермальные (чаще всего кварцевые) жилы (месторождения Гора Хрустальная, Светлая речка, Желанное и др.).
Грейзенизация происходит обычно после магматического этапа формирования куполов. Она накладывается на уже ранее сформированные пегматиты, часто разви-вается лишь локально, вдоль трещин отслоения. Особенно важным представляется влияние термической усадки на размещение, локализацию рудных тел вблизи поверхности массивов гранитоидов, на миграцию и накопление рудного вещества в таких телах, на возникновение зональности и стадийности эндогенного околоинтр-зивного минералообразования. Обычно фиксируемая амплитуда развития таких трещинных зон над интрузивами составляет 1–2 км [Рундквист и др., 1970].
Во фторидной системе максимальная мобилизация золота характерна для наиболее высокотемпературной части системы. Золото будет переходить в подвижное состояние при температурах выше 450 °С [Летников, 1992]. Высокотемпературные метасоматиты, образовавшиеся под воздействием фторидных растворов, обеднены золотом.  Пегматиты – это продукты высокотемпературного щелочного  постмагматитческого преобразования гранитоидов с последовательностью от керамических к редкометальным и «камерным» – хрусталеносным. Грейзены, как производные кислотной стадии этого процесса, последовательно сменяющей щелочную с образованием фторсодержащих алюмосиликатов, практически стерильны в отношении золота.
Мобилизованное золото переносилось в породы обрамления уже существенно хлоридными флюидами, т.к. фтор исчезает из газово-жидких включений в кварце на удалении 2–2.5 км от гранитного массива [Огородников, 1993].
Золоторудные месторождения и хрусталеносные кварц-жильные поля с сопутствующей золоторудной минерализацией размещаются на удалении от интенсивно гранитизированного гнейсового блока, гранитных массивов, зон пегматитообразова-ния, в породах обрамления, метаморфизованных до уровня эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций метаморфизма.
В вулканитах, метаморфизованных в условиях зеленосланцевой фации, ранняя щелочная стадия представлена биотитом, развитым в виде неориентированных таблитчатых кристаллов. Биотитизированные метавулканиты являются золотоносными, содержание золота в них достигает 9.6 г/т. По-видимому, в указанных породах золото фиксируется преимущественно в самородной форме. Его пробность высокая (более 900), т. к. в этих условиях серебро в растворе достаточно устойчиво. Наиболее яркая черта этих метасоматитов – широкое развитие теллуридов, которые совместно с самородным золотом определяют продуктивность рудных тел. Зона биотита в силу ряда причин является термодинамическим и, соответственно, геохимическим барьером, способствующим накоплению рудных компонентов, т. е. зона биотитизации при снижении температуры и раскислении растворов (хлоритизация биотита) является зоной перестройки флюидной системы, перехода ее из надкритического состояния, расслое-ния на водную и газовую фазы. Такая перестройка резко сказывается на устойчивости растворенных рудных комплексных соединений и сопровождается их осаждением, в частности, золота. Наряду с этим резко падает растворимость сульфидов в растворах по мере снижения температуры. Поэтому совместное осаждение золота и сульфидов приводит к формированию рудных тел и объектов, относящихся к золото-сульфидной формации.
При нарастающем снижении температуры процесс может идти двумя путями. Первый путь – дальнейшее раскисление раствора. Примерная температура замещения биотита, а также альмандина и амфиболов хлоритом 400–450 С [Огородников, 1993]. Хлорит замещает железо-магнезиальные минералы псевдоморфно, по составу относится к корундофиллитам-рипидолитам. В серпентинитах наблюдается образование зон хлорита и тальк-хлоритов. К концу этого процесса образуются мелкозернистые золотосодержащие пирит и халькопирит. В зонах хлоритизации концентрируется золо-то, содержание которого достигает 4 г/т. Возможность осаждения золота при пониже-нии температуры щелочного раствора показана экспериментально [Летников, 1992].
Более поздняя кислотная стадия гидротермальной деятельности отчетливо приурочена к зонам разломов различной ориентировки и трещинам их оперения.
Ее продуктами в кристаллических сланцах являются кварцевые жилы, сопровождающиеся алюмокремниевыми метасоматитами с силлиманитом, андалузитом, мусковитом, хлоритом, плагиоклазом в ассоциации с кварцем. Анализ этих химических превращений свидетельствует о кислотном выщелачивании. Данные парагенезисы могут накладываться на метасоматиты раннеколлизионного этапа. Они, соответственно, типоморфны для кварц-мусковитовой (грейзеновой) и березит-лиственитовой формаций и образуются при РТ-параметрах раствора, близких или одинаковых, но при различном содержании в нем НСО3- и СО2. Последнее реализуется на месторождениях в связи с неравномерностью проявления катаклаза в зонах разломов, обусловившей дифференциальное выкипание СО2 из раствора. В названных метасоматитах фиксируется пирит с незначительным (до 0.1 г/т) содержанием золота. Это естественно для пиритов стадии кислотного выщелачивания [Огородников, Сазонов, 1991].
Формирование данных метасоматитов сопровождается мобилизацией золота и халькофильных элементов в раствор, дальнейшее развитие процесса сопровождается рудоотложением. Рудные минералы в жилах отлагаются в зальбандах и по трещинам в кварце и представлены молибденитом, пиритом, халькопиритом, ковеллином, шеелитом, гематитом, висмутином, золотом. Наблюдения показывают, что золотоносные метасоматиты с сульфидной и висмутовой минерализацией, сопровождаемые грейзенизацией (мусковит-кварцевыми метасоматитами), могут быть наложенными на раннегерцинские слабозолотоносные шеелит-кварцевые жилы и занимают секущее положение по отношению к ним. Содержание золота в метасоматитах с сульфидами достигает 3,5 г/т. Вмещающие гранитизированные кристаллические сланцы также, как плагиогнейсы из гнейсовых блоков, в объеме всего блока характеризуются низкими фоновыми содержаниями золота (х = 1.35 мг/т, Джабык-Карагайский комплекс; х = 1.4 мг/т, Адамовский комплекс), при метасоматических преобразованиях они возрастают и в рудных кварцевых жилах могут достигать нескольких граммов. Кварц из жил, в которых рудная минерализация отсутствует, подвергся грануляции, рекристаллизации с очищением от микропримесей, при значительной протяженности и мощности используется для плавки многокомпонентных стекол и в качестве сырья для синтеза кварца.
При активизации тектонической деятельности после завершения кварц-жильной минерализации и наложенного рудоотложения происходят дополнительные гидротермально-метасоматические преобразования. При наличии контакта толщ метавулканитов с карбонатными отложениями, хлоротипные растворы преобразуются в бикарбонат-хлоридные и приобретают отчетливо щелочную характеристику. Бикар-бонатная специализация растворов приводит к значительному расширению щелочной обстановки до более низких температур. В условиях зеленосланцевой фации и хрупких деформаций при жилообразовании происходит вскипание растворов, а падение давления стимулирует осаждение кварца с образованием кварцевых и кварц-карбонатных жил.
Кварцевые жилы, сложенные полупрозрачным светло-серым кварцем с характерным блеском мощностью до 1.5–2.5 м, содержат рудную минерализацию в количестве 1–3 % (пирит, тетраэдрит, пирротин, галенит, сфалерит, халькопирит, самородное золото, шеелит, теллуриды). Золото чаще всего содержится в кварце. Его выделения приурочены к трещинам, рассекающим кварц, или к границам зерен кварца. В зальбандах кварцевых жил пирит образует гнездообразные скопления, содержит золото в количестве 3.6–3.4 г/т, иногда 20–30 г/т.
Углекислота, образующаяся при вскипании бикарбонатных растворов, пере-мещаясь в верхние горизонты кварц-жильного поля, накапливается под различными экранами, что приводит к формированию хрусталеносных зон аргиллизитов. Этот процесс промоделирован в экспериментах Глюка Д. С. (1985, 1989) и зафиксирован на хрусталеносных объектах [Огородников, 1993; Огородников, Сазонов, 1991].
Щелочные бикарбонатно-хлоридно-натровые растворы обладают большой агрессивностью по отношению к кремнезему и производят выщелачивание встречающихся на их пути кварцевых жил. Углекислота, раскисляя растворы, стимулирует осаждение кремнезема, а так как последнее идет в существенно закрытой системе, а в растворах концентрация кремнезема уже значительно ниже, чем при образовании жил, то наблюдается медленный рост качественных кристаллов горного хрусталя. Формирова-ние кристаллов в полостях обычно происходило уже из существенно хлоридно-натровых растворов, когда бикарбонатная составляющая была в значительной мере израсходована на образование карбонатов.
Области формирования хрусталеносных гнезд по температуре и щелочности растворов и области раннего рудоотложения сульфидов с золотом перекрывают друг друга. В процессе хрусталеобразования при наложении гнезд на рудные жилы нередко отмечается переотложение рудных минералов, в том числе и золота, в хрусталеносных гнездах. Литохимические съемки, выполненные на месторождениях, показа-ли, что хрусталеносные зоны обрамляются контрастными ореолами Sb, As, Ag, Pb, Bi, Cu и полями развития сульфидов [Огородников, 1993; Огородников, Сазонов, 1991]. Совмещение хрусталеносных и золоторудных жил, кроме Урала, наблюдается на Дальнем Востоке, Памире, Кавказе, Тянь-Шане, Казахстане и в других регионах.
Таким образом, геоструктурная эволюция метаморфического комплекса на на-чальном этапе приводит к образованию в диагональных шовных зонах благоприятных тектонических блоков, вмещающих кварцево-жильные золоторудные, W, Mo и редкометальные рудные поля и месторождения. Дальнейшее их тектоническое преобразование создает благоприятные «желобообразные» дренажные тектонические структуры, активно проработанные метасоматическими процессами и вмещающие кварцево-жильные, хрусталеносные (с переотложенным золотом) зоны.

Работа поддержана грантом Минобрнауки РФ (РНП 2.1.1.1840).

Литература

1. Калинин А. С., Ревердатто В. В. Модель глубинного плутонометаморфизма и анатексиса // ДАН СССР, 1977. Т. 237, № 5. С. 1167–1170.
2. Косалс Я. А. Источники и способы обогащения рудным веществом юве-нильных растворов в процессе формирования редкометальных месторождений, свя-занных с гранитными интрузиями // К вопросу об источнике вещества эндогенных рудных месторождений. Алма-Ата, КазИМС, 1970. С. 105–115.
3. Летников Ф. А. Синэнергетика геологических систем. Новосибирск: Наука, 1992. 228 с.
4. Огородников В. Н. Закономерности размещения и условия сопряженного образования кварцевожильных, хрусталеносных и золоторудных месторождений Урала: Дис. … докт. геол.-минер. наук. Екатеринбург, 1993. 470 с.
5. Огородников В. Н., Сазонов В. Н. Соотношение золоторудных и хрустале-носных месторождений обрамления гнейсовых блоков Урала. Свердловск: УрО АН СССР, 1991. 72 с.
6. Рундквист Д. В., Денисенко В. К., Павлова И. Г. Грейзеновые месторожде-ния. М.: Недра, 1970. 328 с.
7. Сазонов В. Н., Огородников В. Н., Коротеев В. А., Поленов Ю. А. Месторо-ждения золота Урала. Екатеринбург: УГГГА, 2001. 622 с.
8. Старостин Б. И. Структурно-петрофизический анализ эндогенных рудных полей. М.: Недра, 1979. 240 с.
9. Ферштатер Г. Б., Холоднов В. В., Кременецкий А. А. и др. Магматический контроль гидротермального золотого оруденения на Урале // Эндогенное оруденение в подвижных поясах. Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 2007. С. 181–184.
10. Хомичев В. Л., Бухаров Н. С., Чунихина Л. Е. Эталон Бийхемского габбро-диорит-сиеногранитового комплекса (Восточная Тува). Новосибирск: СНИИГГиМС, 2007. 250 с.