Лекция 10. Геохимия гидротермально - метасоматических процессов

с мобилизацией, перемещением и отложением химических элементов в верхней части

земной коры, результатом которого является образование гидротермальных месторождений и изменение химического и минерального составов вмещающих их пород.
Гидротермальные месторождения представляют собой промышленные минеральные скопления, созданные циркулирующими под поверхностью земли горячими, обогащенными полезными компонентами газово-жидкими растворами. Они возникали на протяжении всей истории развития земной коры от раннего архея до наших дней включительно.
Метасоматические образования (метасоматиты) – это измененные под воздействием горячих растворов (флюидов) вмещающие породы, имеющие зональное строение.

представлено тремя источниками:
1) ювенильным (базальтоидным, подкоровым) – Fe, Mn, Ti,

V, Cr, Ni, Cu, Pt и др.;
2) ассимиляционным (гранитоидным, коровым) – Sn, W, Be, Li, Nb, Та и др.;
3) фильтрационным (внемагматическим) – Si, Ca, Mg, К, CI, Fe, Mn, Zn, Pb, Au, Ni и др.
Вода в гидротермы поступает из пяти источников: магматического, атмосферного, порового, морского и метаморфического.
В зависимости от состава выделяют три наиболее распространенные типа гидротермальных растворов:
умеренно-кислые калиевые,
хлоридно-борнокислотные
хлоридно-сульфатно-бикарбонатные.

и серу в температурном режиме 200–400°С приводят к образованию метасоматитов:

березитов (кварц, серицит, анкерит, пирит), гумбеитов (кварц, калишпат, доломит, хлорит, кальцит), аргиллизитов (кварц, хлорит, каолин, пирит), кварц-серицитовых и кварц-калишпатовых пород.
Хлоридно-борнокислотные растворы на плутоногенных гидротермальных месторождениях приводят к формированию кварц-турмалиновых матасоматитов.
Хлоридно-сульфатно-бикарбонатные растворы в ранний кислотный этап при рН = 1–5,5 приводят к формированию березитов (кварц, серицит, анкерит, пирит) по кислым породам или лиственитов (карбонаты, кварц, тальк, пирит) по ультраосновным породам. С их циркуляцией в ранний этап связано также формирование серицитолитов, аргиллизитов, алунитов и кварцитов. В поздний щелочной этап при рН = 5,5–13,0 образовывались адуляриты, альбититы, хлоритолиты и карбонатные метасоматиты.

Комплексы
S H 2S0, HS-, SO42-, HSO4-, NaSO4-, CaSO40, MgSO40
Fe FeCl+, FeCl20, FeOHCl2-, FeOH+, FeOHCl0
Cu CuCl, CuCl2-, CuCl32-
Zn ZnCl+, ZnCl20, ZnCl42-, ZnOH+
Pb PbCl+, PbCl20, PbCl3-, PbCl42-, PbOH+, PbCO30, Pb(CO3)22-
Ag AgCl2-
Au AuCl2-, Au(HS)2-, Au(HS)0
Hg HgCl+, HgCl20, HgCl3-, HgCl42-, HgOHCl0, HgS22-, Hg(HS)20, HgS(HS)-
U UO2OH+, UO2(OH)20, (UO2)2(OH)22+ UO2SO40, UO2(SO4)22-,
UO2CO30, UO2(CO3)22-, UO2(CO3)34-
Sn SnF62-, Sn(OH)62-, Sn(CO3)32-, Sn(F,OH,CO3)6-x2-

простыми ионными и комплексными ионно-молекулярными соединениями.
В природе на

различных стадиях рудного процесса и в различных геологических условиях присутствуют все отмеченные формы. Однако ведущими определяющими перенос основной массы вещества являются комплексные ионно-молекулярные соединения.
Комплексы состоят из ядра и обрамляющих его лиганд, хорошо растворимы, чувствительны к физико-химическим условиям и реагируют на их изменения; легко распадаются на простые ионы и образуют труднорастворимые соединения. Ядро комплекса – катион, который может состоять из одного или нескольких элементов. Лиганды образуются отрицательно заряженными ионами или молекулами. Различают комплексы по составу лиганд: хлоридные, сульфидные, гидроксидные, уран-карбонат-фосфатные и др.

способами – инфильтрацией и диффузией.
Инфильтрация обусловлена давлением парообразной фазы,

литостатическим и гидростатическим напором, тектоническим стрессом и термическим градиентом. Это основной способ перемещения вещества.
Диффузия – исключительно медленный процесс (скорость 0,4–1,8 м за 10 тыс. лет). Она определяет ход метасоматических преобразований, способствуя проникновению растворов в поровые системы пород.
Отложение вещества из гидротермальных растворов вызвано следующими причинами:
обменными окислительно-восставитальными реакциями, изменением рН, коагуляцией коллоидов, распадом комплексных ионов, фильтрационным эффектом, сорбцией, естественными электрическими полями, изменением температуры и давления и другими менее исследованными причинами (сейсмические явления, магнитные поля и др.).

в интервале 700–25°С. К наиболее продуктивным относится диапазон 400–100°С.
Длительность образования

гидротермальных месторождений составляет от нескольких сотен до нескольких десятков тысяч лет. Наиболее значительные временные колебания характерны для жильных полей. Отдельные жилы формируются в короткие периоды (сотни и первые тысячи лет), но в целом рудное месторождение, поля и районы с учетом пульсационного, прерывистого функционирования гидротермальных систем и периодического изменения тектонических полей напряжения образуются частями в течение десятков тысяч лет.
По способу рудообразования различают отложение (выполнение) минеральным веществом трещин, и метасоматическое образование.
По первому типу образуются жилы путем заполнения открытых трещин минералами, которые отлагаются из растворов. Возможно возникновение полосчатых жил, когда образование одних минералов сменяется во времени отложениями других. Если нарастание идет вокруг обломков породы в трещине, образуются крустификационные текстуры. При многократном дроблении вмещающих пород с образование жильного материала и последующем новом отложении минералов возникают брекчиевидные текстуры. В строении жил различают внутреннюю осевую часть и зальбанды.
При метасоматическом образовании гидротермальных жил растворы, просачиваясь вдоль тонких капиллярных трещин, взаимодействуют с минералами вмещающих пород, растворяют, разъедают (резорбируют) их и на месте отлагаются другие минералы

горнорудного дела уже более полувека и используемой многими геологами, в

настоящее время является систематика В. Лингрена, разделяющая месторождения по температурам и глубине образования на три класса: 1) гипотермальный – большие глубины, высокие давления и температуры (500–300°С); 2) мезотермальный – средние параметры, температуры – 300–200°С и 3) эпитермальный – небольшие глубины и низкие температуры (200–50°С).
В СССР популярностью пользовалась классификация П.М. Татаринова и И.Г. Магакьяна, несколько изменившая систематику В. Лингрена. Эти авторы выделили два класса месторождений: 1) умеренных и больших глубин (больше 1 км), 2) малых глубин и приповерхностных (меньше 1 км). В свою очередь каждый класс разделен на три подкласса: высокотемпературный (больше 300°С), среднетемпературный (300–200°С) и низкотемпературный (меньше 200°С).
Во второй половине XX в. на основе учета четырех главных признаков: 1) связи с магматическими формациями, 2) состава руд, 3) физико-химические условий образования и 4) геолого-геохимические параметров В.И.Смирнов предложил разделять гидротермальные месторождения на три класса: плутоногенный, вулканогенный и амагматогенный. Часть бесспорно гидротермальных рудных образований, связанных с субмаринным базальтовым магматизмом, В.И.Смирнов выделил в самостоятельную колчеданную группу, по рангу соответствующую группе гидротермальных месторождений.
В последние годы классификация В.И.Смирнова трансформировалась и группу гидротермальных месторождений предлагается разделять на три класса: 1) плутоногенный гранитоидный, 2) вулканогенный андезитоидный и 3) вулканогенный базальтоидный.

условиям образования, связаны с альбитит-грейзеновыми и скарновыми группами месторождений. Рассматриваемый

класс ассоциирует с гранитоидным магматизмом и формировался от архея до неогена в различной геотектонической обстановке, но всегда на коре континентального типа.
Плутоногенные месторождения формировались в широком диапазоне геологических и термодинамических условий. Основная их масса относится к жильным и штокверковым образованиям но на ряде месторождений широко развиты и метасоматические руды.
Условно подразделяются на три подкласса: высоко-, средне- и низкотемпературные. В свою очередь каждый подкласс состоит из нескольких рудных формаций.
Высокотемпературные месторождения формировались на гипабиссальных глубинах (1-5 км) при температурах 500-300°С. Ведущим минералом жильного выполнения являлся кварц. Выделяют следующие наиболее распространенные рудные формации с примерами типичных месторождений: кварц-молибденовая, кварц-халькопиритовая (Чукикамата, Браден, Чили; Коунрад, Казахстан); кварц-арсенопирит-золоторудная (Кочкарь, Урал); кварц-золотая (Березовское, Урал); кварц-турмалин-золотая (Дмитриевское, Ключевское, Забайкалье); кварц-касситеритовая (Онон, Забайкалье); кварц-молибденитовая (Клаймакс, США); кварц-энаргитовая (Бьютт, США); кварц-висмутиновая (Адрасман, Средняя Азия) и др.

в раннем кварце характеризуют верхнюю часть кварцевого штокверка медно-порфировой системы
•

Кварц содержит высокотемпературный Na-K хлоридный рассол и газовые включения
• Кровля высоко температурной зоны с богатыми рудами находится в 20 м ниже уровня современного рельефа
• Рудоносный штокверк слабо эродирован и прогнозируется до глубины 1 км (что подтверждается данными глубокого бурения и глубинной геофизики)

Газово-жидкие включения. Песчанка.

Минералогия метасоматитов и руд

Монцодиориты
Монцодиорит-порфиры
Кварцевый штокверк
Пропилиты
Bt-Q-Ksp метасоматиты

1- зона высокотемпературных
рассолов с газовыми включениями
(506–374°C, соленость 55.0–44.7 wt % eq. NaCl).
2- зона преимущественно
газовых включений (447–406°C 2.9–1.7 wt % eq. NaCl)
3- зона двухфазных флюидных
включений (293–117°C; the Соленость 7.5–0.4 wt % eq. NaCl)

А

Б

506–374°C

447–406°C

293–117°C

кварцевый прожилок в березитах с самородным золотом (Au=491 г/т)
Т.н.

70/14 – жильный кварц с самородным золотом (Au=205 г/т)

из ведущих компонентов в составе которых, помимо кварца, являются сульфиды

и сульфосоли. Продуктивные ассоциации формировались при температурах 350–200°С. В данном подклассе выделяют четыре группы рудных формаций: 1) полиметаллическую, объединяющую следующие формации: галенит-сфалерит-халькопиритовую (Садон, Згид, Северный Кавказ); галенит-сфалерит-баритовую (месторождения Салаира); галенит-сфалеритовую (Кадая); 2) сурьмяно-мышьяковую: арсенидную и сульфоарсенидную никель-кобальт-железную (Буазер, Марокко), арсенопиритовую (месторождения Забайкалья), золото-антимонитовую; ферберит-антимонитовую (Ноцара, Грузия); 3) редкометальную: касситерит-галенит-сфалеритовую (Хапчеранга, Забайкалье), касситерит-хлорит-пирротиновую (Омсукчан, Дальний Восток); 4) ураноносную: сульфидно-настурановую (галенит-сфалеритовую, молибденитовую, халькопиритовую, марказитовую с урановой смолкой) (Шинколобве, Заир; Центральный массив, Франция) "пятиэлементную" формацию (кобальт, никель, висмут, серебро, уран) с рудами, состоящими из арсенидов кобальта и никеля, самородного серебра, сульфидов висмута и уранинита (Фрайберг, Пшибрам, Восточная Европа и др.).
Низкотемпературные месторождения представлены рудными формациями, ассоциирующими с разнообразными магматическими комплексами и образовавшимися при температурах 200–50°С. Это наиболее спорная группа минеральных объектов. Об их происхождении ведутся нескончаемые дискуссии. Одни геологи относят данные формации к гидротермально-метаморфогенным, а другие – к осадочным или инфильтрационным образованиям. Особенно большие разногласия существуют по вопросам характера связи этих месторождений с магматическими процессами. Многие настаивают на отсутствии каких-либо связей между ними. В качестве возможных примеров отметим наиболее часто цитируемые в литературе формации: сидеритовые (Бакал, Урал; Эрцбург, Австрия), родохрозит-родонитовые (Бьютт, США), магнезитовые (Сатка, Урал), баритовые и витеритовые (Салаир, Россия) и др.

и периферичес-ким частям, где концентрируется в конических, кольцевых, радиальных и

трубчатых разрывных структурах. Рудные тела обычно небольшого размера, имеют форму жил, труб, изометричных штокверков. Выделяют участки богатых бонанцевых руд.
Оруденение захватывает диапазон глубин от десятков до сотен метров. Начальная температура рудообразования 600–500°С по мере приближения к поверхности быстро понижается до 200–100°С. Отмечается высокая скорость отложения минералов, обилие минеральных ассоциаций и их телескопирование в рудоподводящих каналах.
С этим типом месторождений связаны многочисленные и важные в экономическом отношении объекты двух групп формаций – золото-серебряной и олово-вольфрамовой.
Золото-серебряные месторождения представлены следующими рудными формациями: полиметаллической золото-серебряной (Агатовское, Россия; Береговское, Украина; Крипль-Крик, Комсток-Лоуд, США и др.), золото-серебряной с теллуридами и селенидами (Агинское, Камчатка; Сеигоши, Япония), серебро-акантитовой (Дукат, Россия), золото-сульфоантимонитовой (Карамкен, Россия) и другими.
Олово-вольфрамовые месторождения рассматриваемого класса формировались в вулканических дугах магматических поясов, чаще всего, на активных окраинах континентов. Наибольшее промышленное значение в их составе имеет касситерит-вольфрамит-висмутин-аргентитовая рудная формация, развитая в Андах и Кордильерах. Более 15% мировой добычи олова, большие количества вольфрама, серебра и полиметаллов более полувека поступает из месторождений Боливийского рудного пояса (Лялагуа, Уануки, Потоси, Оруро и много других).

руд, связанные с подводно-морскими базальтоидными формациями. Из них получают до

10- 15% мировой добычи меди, цинка, свинца и значительное количество серебра, золота, кадмия, селена, олова, висмута, бария и других элементов.
Рассматриваемые месторождения образовывались непрерывно в течение всей геологической истории начиная с раннего архея и заканчивая современным колчеданным рудогенезом в океанических структурах из мантийных источников вещества. Рудные провинции и районы формировались на разных стадиях развития земной коры, но всегда в условиях растяжения.
Установлено четыре основных типа геотектонических обстановок колчедано-образования: 1) островные дуги; 2) срединно-океанические хребты; 3) тыловодужные бассейны; 4) зоны разломов на границе палеоконтинентов.
Описываемый класс месторождений ассоциирует с субмаринной базальт-риалитовой формацией, которая разделяется на три субформации: слабо, полно и контрастно дифференцированную. По комплексу признаков (связям с магматическими породами, геологическим условиям залегания и особенностям состава и строения) выделяют четыре подкласса м-ний: кипрский, уральский, куроко (алтайский) и бесши (филизчайский).

заключающееся в изменении парагенезисов минералов по пути движения горячих растворов.

Схема развития метасоматоза в системе интрузив – надинтрузивная зона в контраст-ных средах (по В.А. Кудряшову и др.)

ΔEh, взаимодействия раствор – вмещающие породы – другие воды;

поскольку состав

гидротерм многокомпонентный, а условия осаждения различных компонентов разные, возникает зональность (минералогическая, химическая);

зональность по падению (осевая, вертикальная), простиранию (продольная) или по мощности (поперечная) рудной зоны;

один из первых предложенных вертикальных рядов — Уильям Эммонс, 1924 г.:
Sn – W – As – Bi – Au(1) – Cu – Zn – Pb – Ag – Au(2) – Sb – Hg
→ падает T и h

обобщенный ряд (>300 месторождений):
W(1) – Be – As(1) – Sn(1) – Au(1) – U – Mo – Co – Ni – Bi – W(2) – Au(2) – Cu(1) – Zn – Pb – Sn(2) – Ag – Cd – Au(3) – Cu(2) – Hg, As(2), Sb – Ba

ходе гидротермально-метасоматических процессов, пренебрежимо мала по сравнению с их полной

массой в составе верхней части континентальной коры.
2. Распределение концентраций химических элементов в гидротермально-метасоматических образованиях земной коры характеризуется очень высокой дисперсией, огромной степенью локального концентрирования, формированием большого разнообразия геохимических ассоциаций химических элементов; повторяемость этих ассоциаций не только в различных географических точках земной коры, но и в различной геодинамической обстановке свидетельствует о глубоких геохимических закономерностях, которым подчинено поведение химических элементов в гидротермально-метасоматических процессах.
3. Перераспределение химических элементов в гидротермально-метасоматических процессах сопровождаются наиболее контрастной, наиболее эффективной их дифференциацией, что значительно увеличивает возможности возникновения локального обогащения многими второстепенными, редкими и рассеянными элементами вплоть до появления их собственных минералов.

не всегда, свидетельствует о корреляции гидротермально-метасоматических и магматических процессов в

геологическом пространстве-времени; однако геологические наблюдения не могут служить основанием для утверждения о прямой их генетической связи, т. е. о магматогенной (в узком смысле этого слова) природе гидротермально-метасоматических образований.

5. Физико-химическая сущность гидротермально-метасоматических процессов заключается в перераспределении химических элементов в земной коре в результате взаимодействия подвижной флюидной (жидкой или газообразной) фазы в ходе ее фильтрации сквозь пористый каркас твердых пород. При этом происходит комплекс физико-химических явлений: конгруентное или инконгруентное растворение минералов, отложение из раствора новых минералов, ионный обмен и взаимодействие сорбции-десорбции между твердыми фазами и раствором, гетерогенизация подвижного раствора с разделением на жидкую и газовую фазу (комплекс фазовых переходов) и движение подвижной фазы в ходе ее фильтрации, которое сопровождается разделением компонентов в пространстве геологической системы; это разделение является следствием взаимодействия подвижного раствора с породами и может быть квалифицировано как гидротермально-метасоматическая дифференциация.

систем, является состав поступающей в геологическую систему флюидной фазы. Химические

элементы гидротермальных растворов можно объединить в следующие группы.
Ведущими компонентами являются H2O и Cl, основным планетарным резервуаром которых в настоящее время является гидросфера. Согласно современным представлениям, эти <избыточные летучие> поступают на поверхность Земли в ходе дегазации глубинного вещества планеты и должны быть основными и в составе ювенильных летучих, сопутствующих мантийному магматизму; данная ситуация предопределяет двойственность возможной интерпретации генетической природы основной матрицы гидротермальных растворов: она может быть как магматогенной (в узком смысле этого слова), так и циклической, вадозной, вовлекаемой в геохимический круговорот в ходе тектоно-магматической активизации. Однако систематические различия изотопного состава О и Н ювенильных и вадозных вод позволяют подойти к конкретному решению этой дилеммы, которое оказалось в принципе тривиальным: в составе гидротермальных растворов присутствует как циклический, так и ювенильный компонент; обычно преобладает первый.
Аналогично Cl должен вести себя и его менее распространенной аналог Br, отношение которого к Cl в гидротермальных растворах (в тех редких случаях, когда Br определяется) колеблется незначительно и близко к отношению в составе морской воды.
Другие <избыточные летучие> - C, S и В, в отличие от Н2О и Cl, в значительных количествах входят в состав осадочных пород, которые могут быть значимым источником этих компонентов в гидротермальных растворах. Огромная дисперсия изотопного состава S в гидротермальных сульфидных месторождениях действительно свидетельствуют о том, что основным источником этого элемента является S осадочных пород с ее <биогеохимически обусловленным глубоким фракционированием изотопов между сульфидной и сульфатной формами. О вовлечении в гидротермально-метасоматические процессы С осадочных пород свидетельствуют особенности изотопного состава и этого элемента. Эти данные не исключают нахождения и ювенильной компоненты этих элементов, но определенно ее роль должна быть подчиненной.
Проблема источника и концентрации в составе гидротермального раствора металлов, в том числе рудных, не может быть решена корректно в общей форме: представляется очевидным, что и магматические системы, и вмещающие породы вполне могут обеспечить необходимые количества металлов, вопрос лишь в нахождении условий, способных обеспечить необходимые масштабы перераспределения; в доказанных случаях конкретным источником рудных металлов оказываются вмещающие гидротермальные образования породы.

Характерные второстепенные элементы

Скарновые Fe

Fe Cl, иногда Cu,Zn,Pb
Скарновые Fe – Co Fe, Co Cl, Ni
Скарновые W – Mo W, Mo иногда Sn, Be
Mg-скарновые B Sn
Грейзеновые W - Mo – Sn W, Mo, Sn Be, Li, Bi, F
Альбититовые Nb, Zr, TR Li, Be, Th
Касситерит-сульфидные Sn B, In
Колчеданные Fe Ni, Co, Cu, Ge
Cu-колчеданные Fe, Cu Ni, Co
Cu-порфировые Cu Mo
Cu, Mo-порфировые Cu, Mo Re
Полиметаллические Pb, Zn, Ag Cu, As, Sb, Bi, Ga, Ge, Tl, In, Ba, Se, Te
Пятиэлементные Ni, Co, As, Bi Ag, U
Арсенидные Ni, Co, Fe Fe, Ni, Co, As Bi, Sb
Уран-молибденовые U, Mo 
Золото-мышьяковые Au, As Bi, Mo, W, Co
Золото-серебряные Ag, Au Se, Te
Сурьмяно-ртутные Hg, Sb As
Вольфрам-сурьмяные W, Sb As
Олово-вольфрам-висмутовые Sn, W, Bi Ag
Фтор-бериллиевые F, Be TR

метасоматитов Характерные рудные элементы

(примеры) Cинхронные Cопряженные и наложенные
Кислотное Аргиллизиты Pb, Zn, Cu, Mo, W, U, Hg, As, Au, Ag
выщелачи- Березиты Cu, Pb, Zn, Au, Ag Pb, Zn, Cu, Co, Ni, U, Hg, As, Sb
вание Пропилиты n, Pb, Cu Ag, Au, Hg, As, Sb
Вторичн.кварциты алунит, S Al, Cu, Au, Ag, Mo, Hg, Sb, Pb, Zn
Грейзены Be, W Sn, W, Mo, Be, Li, Cs, TR
Щелочной Альбитизированные граниты Nb, Ta, TR, Zr, Be,
метасоматоз Альбититыэкзоконтактанефелиновыхсиенитов Li,Sn,W Nb,Ta,TR,Zr,Th 
Фениты TR, Nb, Ta, Zr, Th, U
Альбит-эгириновые U
Mg,Ca метасоматоз Слюдисто-карбонатные Nb, Ta, TR, Zr
Амфибол-хлоритовые Fe, Ti, V, Pt, Pd P, Cu, Ni
Магнезиальные скарны Fe B, Cu, Zn; Sn, Be, Mo, W
Известковые скарны  Fe, Co, As, Cu; Mo, W, Sn, B

гидротермальных растворах всех малорастворимых компонентов, а также таких важней-ших термодинамических

параметров гидротермальных систем, как рН (главным образом, за счет реакций гидролиза алюмосиликатов) и Eh (главным образом, за счет буферных равновесий форм С, Fe, S) растворов, активность в них СО3-ионов (реакции карбонатизации-декарбонатизации), растворенного SiO2 (пересыщенный кремнеземом средний состав вещества континентальной коры определяет максимально возможную кремнекислотность гидротермальных растворов, равновесную с кварцем, и как следствие широчайшее развитие процессов окварцевания и формирования жильного кварца). Лишь локально в условиях повышенной проницаемости пород и средоточения флюидного потока в пределах соответствующих структур может формироваться обстановка, в которой при высоких значениях отношения вода-порода независимой переменной может стать состав раствора, и гидротермально-метасоматические системы приобретают свойства систем с вполне подвижными компонентами (в смысле термина Д. С. Коржинского, обосновавшего возможность анализа условий равновесия в таких системах в рамках равновесной термодинамики с учетом дифференциальной подвижности компонентов и использовани-ем принципа локального равновесия).

нашла в настоящее время решение на основе идеи комплек-сообразования как

основного типа реакций химического взаимодействия растворяющих-ся фаз с компонентами гидротермального раствора. Важнейшими комплексообразовате-лями в составе природных растворов являются H2O, CO2, H2S и продукты их диссоциации, а также Cl- и SO42-; иными словами, все основные анионы природных флюидных систем; меньшее значение из-за невысоких концентраций имеют F и В. Большой объем уже полученных экспериментальных данных (работа в этом направлении продолжается) и теоретические разработки в области термодинамики водных растворов при повышенных температурах и давлениях создали предпосылки для разработки компьютерных ме-тодов накопления и обработки информации и создания термодинамических моделей гидротермальных систем. Здесь было необходимо найти некоторые физико-химические и математические идеи, позволившие систематизировать экспериментальный материал и распространить его на широкий диапазон Т, Р и состава растворов и создать необходимые алгоритмы и комплексы ЭВМ-программ. Это было сделано несколькими коллективами ученых, в том числе в ГЕОХИ РАН и на кафедре геохимии МГУ (Б. Н. Рыженко, Ю. В. Шваров, М. В. Борисов, Д. В. Гричук). Решение проблем термодинамического описания состояния многокомпонентного гидротермального раствора одновременно явилось и решением проблемы взаимодействия раствора с минералами горных пород и стало базой разработки полной термодинамической модели гидротермальных систем (формирование гидротермального раствора и концентрирования в нем, в том числе рудных элементов: рстворение - перенос - отложение); осталось лишь перевести на язык физико-химического моделирования динамику процесса.

процессов заключается в разработке на языке физико-химического моделирования концепции геохимических

барьеров, т. е. поиска и описания обстановок контрастного изменения параметров гидротермальных растворов. Из общих соображений их можно назвать достаточно много: температурный барьер; изменение параметров, вызванное смешением растворов разного состава, в том числе так называемого (Викт. Л. Барсуков и М. В. Борисов) <автосмешения> (барьер смешения); барьеры, связанные с фильтрацией растворов через породы разного химического состава; резкое изменение физико-химических свойств раствора в связи с его гетерогенизацией (кипением). Эти явления, как правило, сопровождаются изменением рН, Eh растворов, изменением концентраций ионов, которые оказываются <осадителями> компонентов раствора, и другими физико-химическими превращениями. Эти общие слова понятны и не составляют проблему; важно, что в настоящее время на основе подобных предположений есть возможность строить численные модели явлений и пытаться ответить на языке количественных параметров на вопрос, насколько они позволяют воспроизвести эмпирические закономерности, а именно пространственную геохимическую структуру гидротермально-метасоматических объектов. Для решения таких задач в настоящее время разработана методология создания и исследования резервуарных моделей; проблемы метасоматической зональности получили принципиальное решение в рамках теории метасоматической зональности Д. С. Коржинского, подкрепляемой специальными экспериментами. Распространение этих подходов и методов решения на все типы гидротермально-метасоматических процессов представляется сегодня, скорее, технической задачей, а не принципиальной проблемой. Но пока имеющиеся возможности и численного, и физического эксперимента не позволяют строить прямые физико-химические модели формирования пространственного строения конкретных геологических объектов и, в частности, воспроизвести (т. е. понять!) такую их важнейшую особенность, как первичную геохимическую зональность.

зональности

РЛ-6
Главное и Центральное рудные тела

Cu
Au
700 м
Месторождение Песчанка. Минеральная зональность

Главного Рудного тела: богатое борнитовое ядро - халькопиритовая зона -пиритовая оболочка

— аллювиальные отложения,
2 — гранодиориты омчакского K2o комплекса,
3

— песчаники айнахкургенской K1an свиты;
4-6 — фазы егдыгкичского K1e комплекса: 4 — сиениты и кварцевые сиенит-порфиры третьей фазы, 5 — монцодиорит-порфиры второй фазы, 6 — монцодиориты первой фазы;
7 —вулканогенно-терригенные образования J3,
8 — главные и оперяющие тектонические нарушения;
9-14 — зоны АГХП (со штриховкой — относятся к рудному кластеру): 9 — внешняя, 10 — синрудных метасоматических изменений, 11 — промежуточная, 12 — штокверки с потенциальной промышленной минерализацией, 13 — промышленные медно-порфировые штокверки, 14 — прожилковое оруденение с золотом.

SbAs{Cu}-(CuAuAg)- BiTe(Se)-Мо{Cu}- PbZn-{BiTe(Se)}- MnFе.

системы в настоящее время поставляют 3/4 мирового производства Cu, половину

Mo, 1/5 Au, большую часть Re при попутном извлечении Ag, Pd, Te, Se, Bi, Zn, Pb.