04.03.2021

Стратиформные сульфидные месторождения черносланцевых толщ и условия их образования


Среди разнообразных по составу месторождений, локализованных в углеродистых черных сланцах (фосфоритовые, ванадиевые, урановые, марганцевые, ильменитовые и др.), ведущее положение занимают стратиформные сульфидные — колчеданные свинцово-цинковые, полиметаллические и медные, серноколчеданные. Достаточно сказать, что свинцово-цинковые и полиметаллические месторождения составляют пятую часть всех известных в черных сланцах месторождений. Рассеянная сульфидоносность и повышенные содержания ряда элементов характерны именно для черных сланцев, что объясняется условиями их формирования; действительно, рудные сульфидные концентрации возникают в специфических обстановках, при благоприятном сочетании ряда факторов.

Подавляющее большинство сульфидных рудных объектов, локализованных в черных сланцах, находится в составе эвгеосинклинальных комплексов. Намного реже они встречаются среди платформенных и миогеосинклинальных образований и практически отсутствуют в орогенных комплексах. Рудоносные сланцы обычно встречаются в разрезах осадочных, вулканогенно-осадочных, осадочно-вулканогенных и вулканогенных дифференцированных формаций. Они связаны латеральными и вертикальными переходами с известняками и доломитами, песчаниками и алевролитами и др. Разнообразие фациальных переходов — характерная черта черных сланцев.

К числу наиболее распространенных продуктивных черносланцевых породных ассоциаций относятся вулканогенно-карбонатно-сланцевая (месторождения Маунт-Айза, Хилтон, Мак-Артур Ривер, Денали, Горни-Бенешов и др.), песчано-сланцевая (Гумеровское, Оутокумпу, медные руды формации Куридала и др.), вулканогенная (Рио-Тинто, Единство, Розбери); более редки — сланцевая, вулканогенно-джеспилитовая, вулканогенно-карбонатно-яшмовая и некоторые другие. Пространственная связь черных сланцев с вулканогенными образованиями прослеживается не всегда отчетливо: известны случаи тесных парагенезов (Единство, Рио-Тинто), но нередко они формировались на значительном удалении от вулканических очагов. Связь черных сланцев с вулканической активностью иногда отсутствует совершенно (Мансфельд, Предсудетская моноклиналь).

Формирование исходных рудоносных осадков происходило главным образом в морских условиях, в диапазоне обстановок от мелководных до умеренно глубоководных (преобладают).

Мощности пластов и пачек рудоносных сланцев колеблются в широких пределах, начиная от долей метра до 100—150 м; соотношения с вмещающими породами, как правило, согласные.

Рудоносные сланцы распространены в широком стратиграфическом диапазоне начиная с архея — нижнего протерозоя. Большая часть известных рудных объектов локализована среди отложений среднего и верхнего протерозоя, меньшая — в нижнем и среднем палеозое.

Черные сланцы и аргиллиты — это существенно терригенные, преимущественно слабокарбонатные породы, мелкокристаллическая силикатная часть которых сложена гидрослюдами, серицитом; иногда фиксируется присутствие хлорита, значительно реже монтмориллонита, парагонита и др. В составе алевритовой фракции, доля которой в гранулометрическом спектре меняется в широких пределах, преобладает кварц, менее важную роль играют полевые шпаты, мусковит; наряду с ними встречаются ильменит, апатит, рутил и др. Все перечисленные минералы присутствуют также в качестве новообразований. Спорадически встречается примесь пирокластического материала, испытавшего глинизацию, замещение серицитом, кварцем и другими минералами. Некоторые разности сланцев близки к туффитам.

Черным сланцам свойственна разнообразная рассеянная пиритовая (реже пирротиновая) минерализация. По размерности пирит подразделяется на тонкокристаллический (до 0,25 мм), мелкокристаллический (0,25—1 мм), крупнокристаллический (более 1 мм), а по формам выделения в пространстве можно различать дисперсную (собственно рассеянную), сгустковую, штриховую, просечковую минерализации. Рассеянной пиритовой минерализации нередко сопутствует концентрированная (условный рубеж между той и другой — содержание пирита более 25%) — от густов крапленной до сплошной (линзы, пласты). Распределение сульфидов нередко контролируется слоистостью сланцев.

Появление пирротина (наряду с пиритом или вместо него) обычно связано с повышенной метаморфизацией пород и фиксируется начиная с биотитовой субфации зеленосланцевой фации метаморфизма. По этой же причине спорадически появляются в значительных количествах мусковит, биотит. Богатые пирротином графитовые сланцы распространены, в частности, в нижнем протерозое Северной Карелии среди метаморфических комплексов пород кианит-силлиманитовой фациальной серии.

Содержания органического углерода (Cорг) в черных сланцах варьируют в широких пределах, начиная от значений, близких к 1%, и достигая 25% и более, причем часто содержание Cорг не выдержано как по разрезу, так и по простиранию одной и той же пачки. Как об общей тенденции можно говорить о существовании пропорциональной связи между сульфидоносностью сланцев и количеством находящегося в них Cорг (рисунок). Нередко, однако, наблюдаются значительные отклонения, особенно при повышенных значениях Cорг. Причину этого следует видеть как в дефиците реакционноспособного железа (при высокой углеродистости пород), так и в возможном влиянии термальной деятельности, служившей дополнительным источником железа и серы.

Локализованные в черных сланцах рудные тела имеют линзовидную и пластообразную форму, нередко, однако, осложненную элементами несогласных соотношений. Руды представлены сплошными и вкрапленными, массивными, полосчатыми и слоистыми разностями. Сплошные массивные руды часто связаны по латерали и вертикали переходами со слоистыми и полосчатыми, которые, в свою очередь, представляют собой чередование собственно колчеданных (рудных) и черносланцевых с сульфидами слоев. Мощность рудных тел весьма изменчива — от первых десятков сантиметров до 25—30 м и более, протяженность составляет сотни метров и первые километры. Околорудные изменения сланцев (осветление, окварцевание, серицитизация, баритизация и др.) не являются закономерными, но на участках дизъюнктивных нарушений бывают значительными. Таковы общие характеристики, несомненно свидетельствующие о существенной роли седиментационных процессов в сульфидонакоплении.

Более детальный анализ условий локализации месторождений и рудопроявлений, их строения, структурно-текстурных особенностей руд, взаимоотношений минеральных ассоциаций, изотопии серы сульфидов и других особенностей выявляет значительно более сложную картину и позволяет говорить о ведущей роли двух типов месторождений — существенно стратифицированных сингенетических и стратиформных диплогенетических.

Существенно стратифицированные сингенетические месторождения и рудопроявления характеризуются подчиненностью оруденения слоистости вмещающих пород, чередованием сплошных колчеданных руд с обогащенными сульфидами черными сланцами и присутствием прослоев последних в телах колчеданов; отмечаются следы локальных перемывов, включения рудной гальки. Руды подвержены однотипным с вмещающими сланцами деформациям и метаморфизму. Околорудные изменения пород отсутствуют или очень слабые. Минеральный состав руд в большинстве случаев простой благодаря господству пирита. Изотопный состав серы пирита близок к метеоритному стандарту или характеризуется широким разбросом bS34 при значительной доле легкой серы. Пирит обычно тонкокристаллический и часто глобулярный, лишь его более поздние генерации выделяются повышенной кристалличностью.

Примерами подобных образований могут служить докембрийские Ачик-Ташское серноколчеданное месторождение в Киргизии, тела серных колчеданов Лимонитового рудопроявления в Енисейском кряже, серноколчеданные руды Северной Карелии и др. В условиях высоких степеней регионального метаморфизма такие руды подвергаются перекристаллизации, пирит замещается пирротином, при этом нивелируются первичные текстурные признаки, однако изотопный состав серы сульфидов не претерпевает заметных изменений. Указанные черты характерны, в частности, для колчеданных руд Северной Карелии.

Представляющие наибольший практический интерес колчеданно-полиметаллические (различного профиля) месторождения рассматриваемого типа распространены меньше, чем серноколчеданные, хотя среди них встречаются довольно крупные. Таковы, судя по имеющимся описаниям, месторождения Мак-Артур Ривер и ряд рудных тел месторождения Маунт-Айза в Австралии, Оутокумпу в Финляндии, Денали на Аляске, Раммельсберг в ФРГ и др. Например, на свинцово-цинковом месторождении Мак-Артур Ривер серия рудных тел пластовой формы локализована среди обогащенных пиритом черных сланцев (мощность до 120 м), ассоциирующих с туфами и слагающих верхнюю часть разреза пачки Берни, которая располагается среди среднепротерозойских доломитов. Мелкокристаллические, нередко со следами слоистости руды (пирит, галенит, сфалерит, реже марказит, халькопирит, арсенопирит) не испытывали существенного метаморфизма. Изредка фиксируются неравномерные, обычно незначительные по масштабам околорудные изменения (карбонатизация, окварцевание и др.), которые требуют более тщательного изучения.

На месторождении Раммельсберг, обстоятельные обзоры по которому опубликованы Л.Н. Формозовой, В.И. Смирновым и В.И. Казанским, основное оруденение отчетливо связано с черными битуминозными сланцами, залегающими в верхней половине разреза виссенбахских сланцев, содержащих многочисленные мелкие прослои кератофировых туфов. Тесные фациальные связи руд и сланцев, сходство текстурных признаков (в частности, слоистость руд, следы перемывов и др.) свидетельствуют о сингенетичности происхождения. Вместе с тем обращает на себя внимание изотопный состав серы сульфидных минералов: сера пиритов отличается значительной дисперсией значений bS34 и явно облегчена, в то время как сера собственно рудных минералов (сфалерит, галенит, халькопирит) заметно тяжелее и более однообразна. Эти особенности могут трактоваться в пользу различных источников рудного материала и сближают месторождение Раммельсберг с диплогенетическими образованиями.

Стратиформные диплогенетические месторождения и рудопроявления, обладая рядом черт, характерных для залежей предыдущего типа, характеризуются существенными отличиями, главное из которых — гетерогенность. Последнее проявилось в существовании нескольких разновременных парагенетических ассоциаций минералов, различающихся структурно-текстурными особенностями и составом, а также в развитии околорудных изменений вмещающих пород, в изотопии серы и других признаках.

В качестве примера рассмотрим изученное авторами Линейное колчеданно-свинцово-цинковое месторождение, локализованное в черных сланцах верхнего рифея (Енисейский кряж). Оно располагается на северном крыле субширотной антиклинальной складки, в замковой части которой обнажаются известняки, на крыльях — углеродистые сланцы шунтарской свиты. Участок разбит серией разломов (типа сбросо-сдвигов) северо-западного, субширотного и северо-восточного направлений. На незначительном удалении от рудных тел встречаются единичные дайки диабазов.

Рудные тела залегают в углеродистых кварц-серицитовых (неизвестковых) сланцах (мощность 80—120 м), разделенных с нижележащими известняками пачкой углеродистых известковых сланцев (40—50 м); в кровле располагаются серые алеврито-глинистые сланцы (более 400 м). Сложные по строению рудные линзы, располагаясь кулисообразно, находятся в согласных соотношениях с напластованием сланцев, имеют протяженность до 700—800 м и мощность от 1 до 35 м. Для рудных тел характерно чередование прослоев колчеданных руд (преобладают) со сланцами, насыщенными сульфидами. Слоистость в рудах подчеркивается постоянным распределением пирита, углеродистого и глинистого материала; сфалерит и галенит не образуют самостоятельных или совместных с пиритом слойков.

Углеродистые сланцы в пределах месторождения отличаются повышенной дислоцированностью, развитием линзовидной и тонкой линзовидной сланцеватости, плойчатой текстуры, зеркал скольжения с притертым углеродистым веществом и пиритом.

В рудах достаточно отчетливо обособляются две ведущие разновременные парагенетические ассоциации — ранняя пиритовая с весьма небольшой примесью сфалерита и поздняя галенит-сфалерит-пиритовая. Ранний пирит I имеет тонкокристаллическую структуру и сохранился лишь в виде реликтовых участков среди средне-крупнозернистого пирита и собственно рудной массы (пирит II, сфалерит II, галенит). В нем отмечаются слоистость, следы мелких пластических и разрывных деформаций, глобулярные структуры.

Главная масса пирита II образовалась за счет перекристаллизации пирита I. Для сфалерита II и галенита типичны вкрапленные и прожилково-вкрапленные агрегаты как внутри массы пирита II, так и в прослоях углеродистых сланцев, насыщенных пиритом II. Сфалерит нередко корродирует пирит II. Галенит и сфалерит II не несут следов деформаций.

Участки развития галенит-сфалеритовой минерализации отличаются более высокой степенью дислоцированности (главным образом дорудной), а также умеренными и нерезко выраженными околорудными изменениями. Отмечаются окварцевание, серицитизация, сидеритизация, флогопитизация, галогенные осветление и выщелачивание. В телах вкрапленных галенит-сфалерит-пиритовых руд с серицит-мусковит-кварцевой матрицей встречаются реликты углеродистых сланцев. На участках интенсивного оруденения локально проявился магнезиальный метасоматоз (флогопитизация). Околорудные изменения распространяются на расстояние до 5—25 м от рудных тел.

Наличие двух парагенетических ассоциаций сульфидных минералов подтверждается также изучением изотопного состава серы на Линейном месторождении и расположенном вблизи него Лимонитовом рудопроявлении (таблица), геологическая позиция которых аналогична.

На Линейном месторождении сера раннего пирита I обогащена легким изотопом; положительные значения bS34 установлены лишь в двух пробах. Сера пирита II наследует этот признак, но фиксируется явное утяжеление, превышающее 5промилле. На участке Лимонитового рудопроявления ввиду слабой перекристаллизации разграничение пирита I и пирита II затруднительно, и в целом можно говорить о значительной дисперсии значений bS34 при средней величине около 1,0 промилле, причем у наиболее тонкозернистых пиритов изотопный состав серы довольно гомогенный (от +2,2 до -4,1 промилле). Сера сфалерита характеризуется меньшими по сравнению с пиритом разбросами значений bS34 и отчетливым утяжелением (средние значения +6,9 промилле на Линейном месторождении и +7,5%о в пределах Лимонитового рудопроявления); сходная картина наблюдается у галенита. Обращает на себя внимание близость значений bS34 серы галенитов и сфалеритов и отчетливое обогащение тяжелой серой. Последнее характерно для заведомо гидротермально-метасоматических месторождений в карбонатных породах. Это обстоятельство говорит об общности и глубинности источника серы и металлов, а также об автономности стадии собственно рудной минерализации.

Углеродистое вещество черных сланцев шунтарской свиты отмечается значениями bС13 от -1,84 до -2,86 промилле, что характерно для биогенного углерода.

Образование рудных сульфидных концентраций в углеродистых сланцах определяется процессами экзогенного и эндогенного рудообразования. Практически значимые чисто осадочные концентрации крайне редки, поэтому ведущая роль принадлежит гидротермально-осадочным и особенно диплогенетическим месторождениям.

По-видимому, гидротермально-осадочное сульфидонакопление является частным случаем вулканогенно-осадочного литогенеза. С ним связаны стратифицированные образования, формировавшиеся в тектонических впадинах — отстойниках. В отличие от рудных элементов сера поступала не только (или даже не столько) с гидротермами. В достаточном количестве она находилась в виде сульфатов в водах бассейна. Биогенная сульфатредукция морских сульфатов протекала как в слое придонных вод (открытая система), так и в поверхностных иловых осадках (закрытая система). Именно этим прежде всего и объясняются широкие вариации значений bS34 гидротермально-осадочных сульфидов.

В формировании диилогенетических месторождений достаточно четко выделяются, как минимум, два этапа сульфидонакопления. Первый (ранний) этап — гидротермально-осадочный, когда формировались главным образом стратифицированные тела серных колчеданов, бедные полиметаллами. Образование практически значимых рудных концентраций свинца, цинка и меди связано со вторым — собственно гидротермальным этапом и с воздействием металлоносных терм на тела колчеданов и обогащенные пиритом углеродистые сланцы. Последние к этому времени успели испытать значительные постседиментационные изменения, вплоть до метаморфизма, а также тектонические дислокации и стали своего рода геохимическим барьером. Большинство диплогенетических рудных объектов являются поздне- и постскладчатыми образованиями, формирование которых обусловлено действием гидротерм различной природы: связанными с гранитоидным магматизмом, метамор-фогенными и вулканогенными процессами.

Следует обратить внимание на важную геохимическую роль сингенетических сульфидов железа. Осадочный и гидротермально-осадочный дисульфид железа обычно выпадает в виде гидротроилита, который лишь при диагенезе осадков преобразуется в мельниковит-пирит и кристаллический пирит. Такой ранний пирит обладает повышенным против стехиометрических содержанием серы, дырочной проводимостью и имеет положительный заряд поверхности, определяющий его способность сорбировать элементы, мигрирующие в форме анионов или анионных комплексов. При разрушении комплексов входящие в их состав катионы переходят в решетку пирита.

Дырочная проводимость сохраняется у пиритов, перекристаллизо-ванных при температурах до 200—250° С, после чего образуется пирит с электронной проводимостью, обедненный серой и обладающий пониженными сорбционными свойствами. Доля такого пирита растет с повышением температуры метаморфизма. На примере рифейских отложений Енисейского кряжа установлено, что их метаморфизм на уровне зеленосланцевой фации привел к потере осадочным пиритом от 0,5 до 0,8% серы. При метаморфизме, достигавшем уровня эпидот-амфиболитовой фации, потери серы возрастают до 30%, часть пирита превращается в пирротин, а оставшийся пирит приобретает электронную проводимость. В отличие от дырочного электронный пирит обладает отрицательным зарядом поверхности, что препятствует сорбции металлов, мигрирующих в анионных комплексах; к тому же рудные элементы не могут перейти в решетку пирита из-за дефицита серы.

Изменение свойств в ходе метаморфизма определяет специфику создаваемого им сульфидного геохимического барьера. Наиболее активно отложение цветных металлов будет проходить при наложении гидротермальных растворов продуктивной стадии на слабо- или неметаморфизованные осадки, в которых пирит сохранил дырочную проводимость. Активным осадителем халькофильных элементов выступает сера пирита, высвобождаемая в ходе его перекристаллизации. Изучение динамики потери серы при нагревании пирита показывает, что при перекристаллизации осадочного пирита при средних температурах он теряет до 2,5% серы. Такое количество серы достаточно для образования руд с содержанием 5%) цинка или 16%) свинца. Следовательно, возгоняемого количества пиритной серы было достаточно для образования значительных концентраций полиметаллических руд. В пользу участия такой серы в образовании наложенного оруденения говорит и увеличение в ее составе тяжелого изотопа, менее прочно связанного в решетке пирита с железом и поэтому обогащающего «возгоны».

Наложение рудных гидротерм на ранее метаморфизованные колчеданные залежи, в которых пирит преобразован в электронную разность или пирротизирован, не ведет к образованию промышленно ценных месторождений, так как пирит в них уже перестал быть активным геохимическим барьером и поставщиком серы для отложения халькофильных элементов. Глубоко метаморфизованные залежи серных колчеданов Балтийского щита, например, бесперспективны в качестве потенциального барьера в отличие от аналогичных тел верхнего протерозоя Енисейского кряжа, большинство из которых испытало метаморфизм не выше уровня зеленосланцевой фации и сложено пиритом, не утратившим свойств активного осадителя халькофильных элементов.

Наряду с генетической группировкой стратиформных сульфидных месторождений в черных сланцах, рассмотренной выше, более дробная естественная систематика сульфидных месторождений может развиваться в двух направлениях. Первое предполагает их подразделение по минеральным фациям (парагенезам) первичного седиментационно-диагенетического матрикса на преимущественно сульфидные, сульфидносульфатные, сульфидно-карбонатные, сульфидно-окисные и сульфидносиликатные. Формирование того или иного типа месторождения определяется уровнем и градиентами окислительно-восстановительных условий среды осадка. Второе направление систематики должно рассматривать особенности породных ассоциаций рудовмещающих черных углеродистых сланцев, т. е. их формационную принадлежность, так как сульфидные месторождения разных черносланцевых породных ассоциаций своеобразны и принадлежат к различным семействам рудных месторождений. Все остальные подразделения сульфидных месторождений будут являться целевыми классификациями и могут осуществляться по различным частным показателям (метальным и др.).





Яндекс.Метрика