Изменения вмещающих пород

Если вмещающие породы неустойчивы, то под действием ранних растворов, участвующих в подготовке зоны рудоотложения, или собственно рудообразующих растворов они подвергаются химическим и физическим изменениям и в результате становятся с растворами в состоянии равновесия. Изменение пород может быть едва заметным — оно сводится к начальной стадии гидратации некоторых магнезиально-железистых минералов — или полным, как, например, окварцевание известняка. Характер изменения также может колебаться от простой перекристаллизации породы до полного ее изменения в результате привнося новых компонентов, выноса имевшихся и их перераспределения.

Физическая сторона изменения вмещающих пород заключается в их перекристаллизации, изменении проницаемости и окраски. Для карбонатных пород характерна перекристаллизация вдоль зальбандов жил и близ активных контактов с изверженными породами. Перекристаллизованные известняки по сравнению с неизмененными породами обычно обладают большей проницаемостью. Это наводит на мысль, что локализация некоторых руд возможна именно в таких зонах, что она следует за опережающей их волной растворов, вызывающих перекристаллизацию. Аргиллизация, наоборот, может уменьшать проницаемость породы, и в этом случае руды локализуются вблизи относительно непроницаемых глинистых сланцев. Изменения цвета вмещающих пород, при аргиллизации могут выражаться в осветлении, потемнении, образовании других различно окрашенных ореолов. Для некоторых рудных залежей особенно характерны мягкие, пастельные оттенки, которые на поверхности земли могут служить четким указанием на зоны, ведущие к руде. Глинистые минералы обычно бывают белыми или окрашенными в светлые тона зеленого, коричневого, серого, т е. процесс аргиллизации ведет к осветлению породы. Даже черный базальт может быть превращен в белый или светло-зеленый агрегат глинистых и других водосодержащих минералов. Зеленая окраска обусловлена присутствием хлорита или эпидота — обычных минералов для некоторых зон изменения.

Поскольку железо — один из самых распространенных металлов в земной коре, постольку пирит — наиболее обычный компонент зон изменения вокруг сульфидных рудных тел. Чаще всего он образуется там, где сера привносится во вмещающие породы, содержащие железо в качестве компонента магнезиально-железистых минералов. Даже если пирит присутствует в породе в виде чрезвычайно тонкой рассеянной вкрапленности, он все равно резко влияет на изменение цвета породы. Например, пиритизация красных песчаников или глинистых сланцев, окрашенных окислами железа, приводит к образованию осветленных зон, поскольку железо в них восстанавливается. Пиритизированные же породы в условиях дневной поверхности становятся легко заметными вследствие окисления железа и образования красных или красно-коричневых зон выветривания. В большинстве случаев физические эффекты, сопровождающие изменение вмещающих пород, вызваны химическими реакциями. Так, гидратация или восстановительные процессы внешне выражаются также в осветлении пород. Изучение вмещающих пород на все большем расстоянии от жил показало, что для массы измененной породы в целом характерен сложный процесс ионного обмена, который заключается в выносе одних, привносе других и существенном перераспределении всех остальных компонентов. Окварцевание, карбонатизация, аргиллизация и гидратация могут служить примером проявления подобных процессов, идущих в пределах зон изменения, причем возможно одновременное проявление всех перечисленных типов изменения в пределах одной и той же зоны. Делать какие-либо обобщения здесь, конечно, рискованно, поскольку слишком разнообразны условия привнося и выноса; тем не менее логика подсказывает, что в определенных условиях будут протекать определенные реакции. Например, вода, как правило, привносится в зоны изменения (за исключением случаев полного замещения пород безводным кремнеземом), а двуокись углерода выносится из карбонатных пород. Следовательно, есть основания предполагать, что в зонах изменения будут образовываться определенные минералы. Наиболее обычны из них — серицит, кварц, хлорит, пирит, эпидот, цоизит, карбонаты и глинистые минералы, но при гидротермальных изменениях образуются, кроме этих, и многие другие.

На различных расстояниях от жилы, естественно, будут различными температура и химические условия, в результате чего вероятно одновременное проявление нескольких типов изменения вмещающих пород. Во внешних участках зоны изменения магнезиально-железистые минералы могут быть лишь слабо гидратированы, во внутренних — может быть интенсивное окварцевание или серицитизация, промежуточный же участок может быть подвергнут аргиллизации. В результате одновременного проявления различных метасоматических процессов в природных условиях возникает вертикальная зональность, причем зоны располагаются симметрично по отношению к жиле. В некоторых месторождениях эта зональность выражена настолько отчетливо, что ею можно с успехом пользоваться как признаком для поисков руды определенного типа. Например, на месторождении Касапалка (Перу) жилы, секущие серо-зеленые порфиры, окаймлены белыми, розовыми, зелеными и фиолетовыми зонами изменения, которые соответственно сменяют одна другую по мере увеличения расстояния от жилы.

Следует подчеркнуть, что любые гидротермальные растворы, проходящие через поры или вдоль трещин, по-видимому, изменяют окружающие породы независимо от того, образуются ли при этом рудные минералы или нет. Это значит, что не все зоны изменения обязательно должны быть связаны с рудными месторождениями, а если так, то в участках со сложной историей развития гидротермальных процессов геолог встретит последовательно сменяющиеся зоны изменения пород, отражающие как металлоносные, так и «пустые» фазы гидротермальной активности. В то же время химические свойства каждого гидротермального раствора могут отразиться на изменении каких-то деталей процесса, изменяющего в свою очередь вмещающие породы; эти иногда едва заметные изменения могут быть использованы в качестве признаков близости или отдаленности металлоносных рудных столбов.

Различные рудные месторождения можно подразделить на типы по определенным минералам зон околорудного изменения и интенсивности последнего. Вмещающие породы вокруг руд глубинного происхождения относительно непроницаемы; они имели почти ту же температуру, что и рудообразующие растворы. Следовательно, лишь в случае резкого химического контраста между породами и растворами возможно образование маломощных и едва заметных зон изменения. Если горячие растворы поступали в холодные проницаемые породы, залегающие неглубоко, образовывались резко выраженные и широкие ореолы изменения, поскольку вмещающие породы были далеки от состояния равновесия с растворами. Ниже дается обобщенное описание околорудных изменений для всех типов месторождений — от магматических сегрегационных до близповерхностных.

Околорудные изменения вокруг магматических сегрегационных и инъекционных месторождений обычно слабо выражены, поэтому они не поддаются диагностике. В этих случаях, как правило, границы рудных тел определяют по данным опробования, т. е. устанавливают постепенное уменьшение содержания полезного компонента и увеличение роли жильных минералов до такой степени, что порода перестает быть рудой. Однако в некоторых месторождениях контакт между рудой и вмещающей породой выражен отчетливо; особенно это характерно для инъекционных месторождений, руда которых обособилась на глубине до того, как заполнила какое-то пространство. Околорудные изменения вокруг инъекционных тел бывают либо весьма слабо выражены, либо их вовсе нет, если только инъекция не сопровождалась или не сменялась периодом гидротермальной активности. В некоторых месторождениях, где происходила гравитационная концентрация руд, встречаются небольшие зоны изменения, образовавшиеся в результате реакции между рудными минералами и остаточным расплавом.

Контактовые зоны вокруг пегматитов могут быть маломощными и резко выраженными или широкими, постепенно переходящими от рудного тела к вмещающей породе. В некоторых пегматитах присутствуют редкие минералы, откуда следует, что контактовые зоны иногда бывают насыщенными ионами редких земель, бора, фтора, бериллия, лития и другими пегматитовыми компонентами; именно поэтому для таких зон изменения характерно чрезвычайное, нигде больше не встречаемое разнообразие минеральных видов. Например, одновременно можно встретить берилл, монацит, сфен, группу танталита — колумбита, литиевые слюды, топаз, циркон, флюорит, ортит и другие минералы, но наиболее широко распространены в пегматитовых зонах изменения вкрапленники полевых шпатов, слюды, гранатов и турмалина. Многие растворы, участвующие в образовании пегматитов, были обогащены калием, который в заметном количестве привносился во вмещающие породы. Наиболее обычным проявлением этого процесса можно считать превращение амфиболов в биотит.

Джанс описал развитие тонкозернистого мусковита, плагиоклаза, калиевого полевого шпата и кварца в нечетко выраженных краевых зонах пегматитов, развитых в районе Петака (Нью-Мексико). Там наиболее сильно изменены те породы, которые были способны поглощать рудообразующие растворы, т. е. плитчатые слюдистые кварциты; мощность зоны изменения в них достигает нескольких футов, а местами — даже нескольких десятков футов. Особенно сильно преобразованные кварциты образуют языки, протягивающиеся по плоскостям отдельности и слоистости неизмененных кварцитов. Некоторые пегматитовые тела окружены гибридной породой, что не позволяет точно определить линию контакта между собственно пегматитами и неизмененными кварцитами.

Во вмещающих породах почти всех слюдистых и бериллиевых пегматитов района Эйвон в Айдахо присутствуют метакристаллы черного турмалина и граната. Окружающие слюдистые кристаллические сланцы и гнейсы здесь преобразованы в светлоокрашенный агрегат плагиоклаза, кварца, мусковита и шерла; последний образовался в результате как перекристаллизации первичных составных частей породы, так и замещения ее пегматитовым материалом. В большинстве случаев в пределах зон изменения удается различать реликтовые слоистость и сланцеватость первичной породы. В общем случае ширина зоны изменения не превышает одного фута, но на руднике «Мусковит» она увеличивается до 20 футов.

Следует сказать о сподуменовом месторождении Этта, расположенном близ Кейстона (Южная Дакота). Это пегматитовое месторождение с резко выраженной контактной зоной. Ореол изменения сложен рыхлой тонкозернистой сахаровидной породой, образованной в результате перекристаллизации и метасоматического изменения тонкозернистых слюдистых кристаллических сланцев. Биотит и мусковит сланцев превращены в агрегат плагиоклаза, ортоклаза и микроклина с гранобластовой и пойкилитовой структурой. В контактовом ореоле шириной в среднем 7—8 футов, а местами достигающем 15 футов, также отмечены новообразования апатита и турмалина.

Пегматиты часто локализованы в материнской интрузивной массе, где физические и химические условия не способствуют развитию хорошо заметных зон изменения. В этих случаях контакт между пегматитовым телом и вмещающей породой выражается лишь в изменении структуры породы, а минеральный состав и тип пород остаются прежними. Вместе с тем некоторым пегматитам свойственно постепенное и простое изменение минерального состава контактных зон с увеличением или без увеличения размеров зерен по сравнению с размерами зерен вмещающего плутона. Например, породы батолита Кэниксу (северо-восточная часть штата Вашингтон) содержат крупные неправильные и овальные тела мусковит-кварц-полевошпатового состава, окруженные обычной биотитсодержащей интрузивной породой. Размер зерен этих более светлых участков тот же, что и в окружающей породе, но местами — вдоль трещин и в центре таких участков — структура становится более грубозернистой, приближающейся к пегматитовой. Характерно, что краевые зоны этих пегматитовых тел осветлены и что из них вынесены минералы железа. Биотит здесь перешел в мусковит, а в массе породы образовались хорошо выраженные мирмекитовые вростки.

Вообще же зоны измененных пород вокруг пегматитов маломощны, и их значение при поисках руд, если и не равно нулю, то во всяком случае весьма невелико. Даже редко встречающиеся хорошо заметные ореолы распространяются в стороны от пегматитовых тел всего на несколько футов. Лишь в немногих случаях при поисках руд можно руководствоваться распределением редких элементов в «пустых» зонах (например, при поисках пегматитов в Африке).

Продукты околорудных изменений, связанных с контактово-метасоматическими месторождениями, тяготеющими к интрузивным массивам, во многих местах развиты широко и представлены такими типичными минералами, как гранат (особенно гроссуляр, андрадит и альмандин), волластонит, эпидот, пироксены (геденбергит, салит, диопсид), амфиболы (главным образом тремолит и актинолит), ильваит, везувиан, минералы группы гумита, серпентин, шпинель, скаполит и многие другие. В значительной, мере минеральный состав зон изменения определяется составом привносимых растворов; например, в результате действия кремнеземсодержащих растворов на известняки образуются богатые кальцием волластонит и везувиан, а при действии тех же растворов на доломиты — магнийсодержащие минералы — серпентин и диопсид.

Глинистые сланцы в близинтрузивных метасоматических зонах приобретают характерную сахаровидную структуру роговиков; местами образуются пятнистые включения хлорита, андалузита, граната или кордиерита, иногда в изобилии встречается эпидот. Вулканогенные породы могут подвергаться сходным изменениям. Например, в зонах изменения широко распространенных андезитов и андезитовых туфов центрального и северного Чили на контактах с интрузивными телами содержится в большом количестве эпидот. Карбонатные породы вблизи интрузивов иногда нацело замещены скарнами, состоящими из разнообразных силикатов и окислов. В некоторых контактово-метасоматических месторождениях известняки и доломиты просто перекристаллизованы. т. е. превращены в грубокристаллические мраморы без каких-либо новообразованных компонентов. В процессе перекристаллизации происходит очищение карбонатных пород от примесей, например от углерода; иначе говоря, перекристаллизованные породы обычно оказываются очищенными от примесей, присутствовавших в их неизмененных эквивалентах.

Эффект изменения осадочных пород на контакте с интрузивными может распространяться в стороны от контакта на несколько футов, на милю или еще больше. В общем случае, чем сильнее проявлена зона метаморфизма вмещающих пород, тем более перспективен этот участок для открытия в его пределах руды, поскольку метаморфические минералы служат указанием на прогрев и переработку околоинтрузивных толщ гидротермальными растворами, на перераспределение первичных составных частей, а зачастую и на привнос в контактовые зоны новых компонентов. Контактовые зоны, в которых изменения сводятся только к перекристаллизации, называют сухими; такие зоны лишь в редких случаях могут быть благоприятными для поисков рудных месторождений.

Вокруг контактово-метасоматических месторождений широко распространено окварцевание. Кремнезем мог быть привнесен гидротермальными растворами или переотложен из вмещающих пород, где он всегда присутствует. Глинистые сланцы, которые в обычных условиях непроницаемы и верхние слои которых недоступны для рудоносных растворов, в результате окварцевания могут стать твердыми и хрупкими. Окварцованные глинистые сланцы имеют типичную афанитовую структуру, но в некоторых случаях можно различить в них мелкие, ограненные с двух концов кристаллики кварца. Процесс окварцевания — одна из форм подготовки участка рудоотложения; мягкие, непроницаемые, неблагоприятные для оруденения породы становятся более компетентными и способными к восприятию растворов и осаждению руд.

Наиболее глубокие гидротермальные жилы занимают промежуточное положение; глубже них формируются пегматиты и контактово-метасоматические месторождения, а выше — мезотермальные жилы средних глубин. В соответствии с этим и зоны около-жильных изменений рассматриваемой группы жил могут, с одной стороны, быть сходными с теми, которые свойственны пегматитам и контактово-метасоматическим месторождениям, а с другой, в частности на верхних горизонтах,— содержать минералы, характерные для околорудных зон мезотермальных жил. Минеральный состав некоторых гидротермальных жил глубинного заложения близок к пегматитам. Например, на руднике «Пасажен» (Бразилия) жильные минералы, а местами и минералы вмещающих пород представлены кварцем с гранатом, турмалином, мусковитом, марипозитом, флогопитом, биотитом, ортоклазом, плагиоклазом, кианитом и анкеритом. Хьюссак описал это месторождение как пегматитовое. В южном Пидмонте обнаружены минеральные ассоциации, родственные тем, которые развиваются около пегматитов. Близ Далонега (штат Джорджия) те же минералы обнаружены как жильные и как составная часть вмещающих жилы пород. В пределах рудных тел минералы имеют грубозернистую структуру, а по направлению к вмещающим кристаллическим сланцам размер зерен постепенно уменьшается, причем точно определить границу распространения минерализации не представляется возможным. Изменение этого типа, частично, вероятно, связанное с пегматитовыми растворами, редко распространяется от контакта с рудой больше чем на несколько футов. Значение его при детальной разведке новых месторождений невелико.

В качестве примера другого типа изменений вблизи сравнительно глубоких гидротермальных месторождений можно назвать золотые рудники «Хомстейк» (Южная Дакота) и «Морру-Велью» (Бразилия). Этот тип изменений напоминает мощные ореолы изменения, характерные для мезотермальной зоны, или зоны средних глубин. Здесь обычно присутствует анкерит, хотя могут встретиться и другие карбонатные минералы. Вмещающие породы окварцованы, содержат хлорит или серицит (иногда тот и другой), но редко эти минералы находятся в большом количестве. Там, где развиты одновременно хлорит и серицит, последний более тесно связан с рудным телом. Широко распространены и местами встречаются в изобилии пирит, арсенопирит и пирротин.

Наиболее заметны и имеют наибольшее прикладное значение измененные породы вокруг месторождений средних или малых глубин, хотя далеко не всем из них свойственны ореолы измененных пород. Наиболее устойчивым и распространенным минералом околожильных зон мезотермальных месторождений является серицит. Также обычны карбонатные минералы, особенно кальцит и доломит, хотя местами существенную роль играют сидерит, родохрозит и анкерит. Хлорит, более характерный для эпитермальных месторождений, также может развиться близ мезотермальных тел; по времени образования он следует за серицитом и располагается в участках с пониженной температурой на некотором расстоянии от рудного тела. Как правило, в зонах изменения присутствует кварц, местами образующий большие скопления. Специфическая черта мезотермальных руд — образование джаспероидов, т. е. тонкозернистого агрегата гидротермального кварца. Другой широко распространенный и обращающий на себя внимание продукт изменения вмещающих пород — пирит, образующий идиоморфные кристаллы в ассоциации с серицитом и реже — с хлоритом. В некоторых случаях вмещающие породы близ жил средней глубинно-температурной зоны превращены в тонкозернистый агрегат кварца, серицита и пирита; в меньшей степени этим зонам свойственно образование полевого шпата и глинистых минералов.

Район Материнской жилы в Калифорнии представляет собой яркий пример распространения продуктов гидротермального изменения вмещающих пород, относящихся к более глубоким частям мезотермальной зоны. Для зон изменения месторождений этого района характерен прежде всего анкерит, который широко распространен независимо от типа вмещающих пород. Вторым по значению следует назвать серицит, вместо которого в серпентинитах образовалась хромовая слюда — марипозит. Основной и характерной чертой зон изменения является привнос в большом количестве CO2; фиксация CO2 в зонах изменения, по-видимому, зависит от содержания в первичной породе железа, магния и кальция. В числе других привнесенных компонентов надо отметить калий, серу, натрий и мышьяк, которые фиксируются в сериците, пирите и арсенопирите. Кремнезем в большом количестве выносится из силикатов; этого количества более чем достаточно для образования всего жильного кварца и нет никакой необходимости считать последний возникшим за счет привноса из магмы. В некоторых случаях протяженность зон изменения в горизонтальном направлении составляет 10 или более футов от зальбандов жил, что позволяет считать эти зоны ценным поисковым признаком.

Хорошо изучены обширные и ярко выраженные зоны изменения в пределах вкрапленных медных месторождений и вокруг них; они, вероятно, образовались на средних глубинах при умеренных температурах. До недавнего времени свежий ортоклаз, в изобилии присутствующий в измененной интрузивной породе, ошибочно принимали за первичный компонент. Процесс полевошпатового изменения описали Гиллули, Шварц и Андерсон; он установлен в каньоне Бингем (Юта), Или (Невада), Багдаде (Аризона). Аргиллизацию вкрапленного медного месторождения Касл-Дом (Аризона) описали Петерсон и др.; кроме того, этот процесс установил Шварц на месторождениях Моренси и Сан-Мануэль (Аризона), а также на месторождении Санта-Рита (Нью-Мексико). Для всех месторождений вкрапленных руд обычен процесс серицитизации, а местами в них в большом количестве встречается кварц; на многих месторождениях мафические минералы замещены биотитом.

Вероятно, одним из наиболее распространенных минералов пород, вмещающих эпитермальные месторождения, является хлорит, а на таких месторождениях, как Комсток-Лоуд (Невада) развиваются чисто хлоритовые зоны пропилитизации. В них обычно присутствует и серицит, но в меньшем количестве, чем это свойственно для него в мезотермальных месторождениях. Из прочих минералов в зонах изменения встречаются алунит, цеолиты, халцедон, опал, кальцит, а также другие карбонатные минералы. На месторождениях рассматриваемого типа особенно широко может быть представлен процесс аргиллизации; среди многочисленных глинистых минералов в зоне аргиллизации следует отметить никрит, диккит, каолинит, бейделлит, иллит, монтмориллонит. Эти продукты изменения вмещающих пород неглубоких месторождений обычно образуют тонкозернистый агрегат, и многие из них весьма трудно выделить в чистом виде для точного определения. Можно сказать, что здесь наиболее легко выделить группу глинистых минералов и хлорит. Вмещающие породы могут быть нацело изменены на протяжении нескольких сот футов от рудного тела. В таких случаях ореолы изменения оказываются настолько обширными, что бывает трудно определить в их пределах место расположения рудного тела.

Продукты изменения вмещающих пород, связанные с телетермальными месторождениями типа свинцово-цинковых месторождений долины Миссисипи, слабо развиты и обнаружить их нелегко. Полагают, что телетермальные месторождения образованы теплыми водами, хотя, возможно, и магматического происхождения, вступившими в реакцию с данной породой, залегающей далеко от источника этих вод. Для телетермальных месторождений характерны кальцит, доломит, марказит и скрыто кристаллический кварц, но все они редко могут служить указанием на присутствие рудного тела.

Логично допустить, что физические и химические свойства рудоносных растворов изменялись по мере удаления последних от жилы в сторону более холодных вмещающих пород. Столь же логично считать, что в течение периода гидротермальной активности менялись как температура, так и состав проходящих через жильную трещину растворов, что вызывало развитие различных зон изменения, параллельных контакту жилы. Превосходным примером может служить образование близ мезо-термальной жилы внешней, хлоритовой зоны (хлорит — типичный эпитермальный минерал) и зоны внутренней, серицитовой. В тех случаях, когда руды отлагались во вмещающих породах, более холодных по сравнению с рудоносными растворами, мы встречаем зоны изменения соответствующего низкотемпературного типа. В качестве характерного примера околорудных ореолов можно привести измененные породы ксенотермальных месторождений, образовавшихся на небольшой глубине, но при высокой температуре. Для зон изменения этих месторождений типично присутствие всех гидротермальных минералов — от гип- до эпитермальных.

Согласно данным изучения околорудных изменений вмещающих пород, старая латераль-секреционная теория вовсе не заслуживает того, чтобы ее считали сплошной фантазией. В большинстве случаев вмещающие породы действительно не могли быть источником металлов, но вполне допустимо, что из вмещающих пород в процессе изменения гидротермальными растворами выносился кремнезем. Шмитт установил, что в измененных породах многих месторождений кремнезема значительно меньше, чем в неизмененных. Он считает, как, впрочем, и многие геологи-полевики, что в природе происходит простое перераспределение кремнезема, причем в процессе перераспределения в одних местах он скапливается больше, чем в других. Возможно, что SiO2 переносится на небольшие расстояния вдоль жильных трещин, но предполагать для этого компонента жил магматогенное происхождение нет никакой необходимости, поскольку местных источников, вообще говоря, более чем достаточно. Жильный кварц системы жил, относящихся к Материнской жиле, был заимствован из зон изменения в процессе латеральной секреции; аналогичным образом Бойл характеризует генезис кварца жил Йеллоунайф в Канаде.

Минеральный состав зон гидротермального изменения зависит не только от состава и температуры рудоносных растворов, но частично и от состава вмещающих пород. Как установил Шварц, растворы, образовавшие месторождения Бьютт в Монтане и Бисби в Аризоне, содержали марганец, но этим металлом обогащены лишь вмещающие породы Бисби. В измененных зонах месторождения Бьютт, развивавшихся среди кварцевых монцонитов, марганцевые минералы отсутствуют, тогда как среди жильных минералов отмечены родонит и родохрозит, что свидетельствует о заметном количестве марганца в рудообразующих растворах. Что же касается околожильных известняков месторождения Бисби, то в них поступило до 12% марганца, который вошел в состав манганкальцита. Чтобы еще раз подчеркнуть зависимость типа изменения от природы вмещающих толщ, напоминаем, что если какого-либо элемента нет в зоне изменения, это еще не значит, что его не было в составе рудообразующих растворов.

Взаимосвязь руд и околорудных изменений может быть четко выраженной, или скрытой, или вообще отсутствовать. Участки, в пределах которых процессы гидротермальной активности были сложными и действовали продолжительное время, характеризуются сложными типами зон изменения. Однако в пределах этих зон рудных месторождений может и не быть. Одни из основных вопросов в проблеме изучения месторождений, которым свойственно более одного типа околорудных изменений, состоит в следующем: являются ли различные типы изменения конечным результатом единого длительного гидротермального этапа или они обусловлены серией обособленных инъекций растворов. Если изменения соответствуют различным стадиям гидротермальной активности, а растворы каждой стадии следовали различными подводящими каналами, использовать зоны изменения в качестве поискового признака будет весьма трудно.

Сейлс и Мейер, детально и чрезвычайно тщательно исследовав жилы месторождения Бьютт, показали, что гидротермальные изменения пород являются составной частью процесса минерализации, а минералы околорудных ореолов образовались в то же время и из тех же растворов, что и руды. Последовательно сменяющие друг друга зоны серицитизированных и аргиллизированных кварцевых монцонитов отмечены вблизи каждой рудоносной трещины вне зависимости от ее размера, ориентировки, минерального состава и относительного возраста. He считая случаев перекрывания ореолов изменения сближенных трещин, когда зоны слабых изменений отсутствуют, два описанных выше типа преобразования вмещающих пород всегда занимают относительно рудных жил одну и ту же позицию: серицит — вблизи жил, а глинистые минералы — между серицитизированными породами и неизмененными кварцевыми монцонитами. Зоны серицитизации ни разу не были обнаружены непосредственно в свежих вмещающих породах. При тщательном изучении обнаруживаются поразительные детали процесса околорудного изменения. Например, оказалось, что зона аргиллизации состоит из двух подзон: каолинитовой — со стороны жилы, и монтмориллонитовой — со стороны неизмененных пород. Кроме того, относительная роль химических компонентов с увеличением расстояния от жилы изменяется настолько закономерно, что этот процесс можно представить графически. Как показано на фиг. 5.1, содержания CaO, Na2O и SiO2 быстро уменьшаются по мере приближения к жиле, я содержание воды увеличивается; аналогично, но менее резко в том же направлении уменьшается содержание железа и магния. Эти изменения обусловлены гидратацией плагиоклаза, которая сопровождалась освобождением кремнезема, извести и натрия, а также хлоритизацией магнезиально-железистых минералов. Последующее изменение приводит к выщелачиванию железа из монтмориллонита и образованию каолинита и, наконец, к разложению ортоклаза, калий которого входил в состав биотита и серицита. Содержание железа и серы непосредственно вблизи жилы заметно увеличивается, поскольку железо, освободившееся при раннем разложении магнезиально-железистых минералов, вступало в реакцию с гидротермальной серой, в результате чего образовывался пирит. Кремнезем полевых шпатов отложился вблизи жилы в виде кварца. Таким образом, диффузионный перенос ионов происходил в двух направлениях: одни ионы двигались в сторону вмещающих пород, другие — к жиле. Пока продолжалась активная циркуляция растворов вдоль жилы, все зоны изменения перемещались в сторону от трещины, т. е. происходило разрастание внешней зоны по мере ее удаления от жилы и одновременно увеличивалась мощность внутренней зоны. Сейлс и Мейер пришли к заключению, что гидротермальные растворы, прошедшие определенное расстояние от магматического источника по породам с большой реакционной способностью, обусловливают их характерное изменение; при изменении расстояния от источника те же растворы приводят к образованию другого типа гидротермальных изменений. Во вмещающих породах в связи с воздействием на них гидротермальных растворов протекают различные химические процессы и образуются различные минеральные виды, что находится в прямой зависимости от изменений физико-химической обстановки и не связано непосредственно с изменением состава растворов.

К аналогичному выводу пришел Банди после детального изучения глинистых минералов, образовавшихся в процессе гидротермального изменения пород района Кочити (Нью-Мексико). Он выделил четыре зоны, сменяющие одна другую в направлении от жилы: 1) диккитовую, 2) иллит-каолинитовую, 3) вермикулит-галлуазитовую, 4) хлорит-монтмориллонитовую. Все эти минералы образовались в результате непрерывного процесса в следующем порядке: хлорит, монтмориллонит, вермикулит, галлуазит, иллит, каолинит, диккит. Этот парагенезис весьма убедительно подтверждает факт прогрессивного разрастания зоны изменения в стороны от жилы. Банди считает, что интенсивность изменения является функцией времени и pH и в гораздо меньшей степени зависит от температуры, давления и изменений состава растворов.

К иным выводам пришел Ловеринг при изучении процессов изменения вмещающих пород на месторождении Тинтик (Юта). Он описал следующие пять стадий гидротермального изменения, которые считает независимыми одна от другой: 1) ранняя безрудная, в течение которой известняки доломитизировались, а вулканогенные породы хлоритизировались; 2) средняя безрудная стадия аргиллизации; 3) поздняя безрудная стадия, проявившаяся близ рудных столбов, для которой характерно образование джаспероидов, барита, пирита и в незначительном количестве хлорита в осадочных карбонатах, кварцитах и глинистых сланцах; в вулканогенных породах в то же время образовывались аллофан, кварц, барит, пирит, кальцит и в меньшем количестве делессит (железистый хлорит); 4) ранняя продуктивная стадия, тесно связанная с рудными телами, но проявляющаяся в виде плохо заметных серицитово-гидрослюдистых зон (фиксация привнося калия) с кварцем и пиритом второстепенного значения; 5) продуктивная стадия формирования рудного тела. Согласно интерпретации Ловеринга, каждая стадия представляет собой обособленный период гидротермальной активности, отделенный от предыдущего и последующего существенным перерывом во времени, а тесная ассоциация руд с различными типами измененных пород свидетельствует об общем источнике растворов, а не об одновременности всех изменений.

Каждая из этих двух противоположных теорий родилась в результате тщательно проведенных многочисленных исследований, и каждая из них заслуживает внимания. Ведь растворы, способные переносить в большом количестве рудные минералы, вступать в реакции с вмещающими породами и отлагать эти минералы, должны же оставлять и какие-то другие следы своего воздействия (и местами весьма заметные) на неметаллические составные части вмещающих толщ. Точно так же трудно поверить, будто рудоносные растворы активны только в пределах узкой зоны каналов, по которым они следуют: растворы должны пропитывать стенки трещин и обязательно вступать в реакции с некоторыми компонентами пород. Возможно, однако, что минералообразующие растворы распространяются волнами и каждая следующая волна несколько отличается от предыдущей по составу, температуре и давлению. Если Ловеринг прав, и большая часть изменений пород не имеет прямого отношения к образованию руд, шансы обнаружить последние в результате изучения процессов, вызвавших изменение пород, сильно снижаются. Тем не менее при поисках можно использовать хронологическую последовательность стадий изменения, что и было с успехом сделано Ловерингом и другими в районе Тинтика. Продукты изменения вмещающей породы и рудные тела взаимосвязаны только там, где растворы имели одни и те же пути миграции, но пространственные и минеральные соотношения между ними не будут постоянными. Почему, например, рудные тела окружены сменяющими одна другую зонами кварца, серицита и хлорита? Некоторые геологи считают, что в большинстве рудных районов растворы, отложившие руды, одновременно вступали в реакции с вмещающими породами, что приводило к образованию минералов зон изменения. С позиций гипотезы распространения растворов в виде волн этот случай рассматривается как исключительный, просто как совпадение.

Как правило, продукты изменения рудовмещающих пород служат руководящим признаком при поисках новых рудных тел, особенно на месторождениях малых и средних глубин, а также на месторождениях, располагающихся вдоль интрузивных контактов. Зонам изменения следует уделять гораздо большее внимание, чем это делалось до сих пор. Диагностика скрыто кристаллических минералов, таких, например, как глинистые, сложна и трудоемка, но новейшие технические возможности — дифференциальный термический анализ, спектрография, рентгеновские методы — позволяют уверенно справляться с этой задачей. Относительно распределения и взаимоотношения этих минералов необходимо научиться получать более точную информацию, подобную той, какую приводят Сейлс и Мейер, Ловеринг и Банди.

Во многих обнажениях продукты изменения широко распространены и их легко определить. В других местах зоны изменения выражены слабо, вероятно, потому, что лишь в небольшом количестве гидротермальные растворы просачивались сквозь породы кровли и достигали поверхности; продукты изменения таких зон устанавливать трудно. Есть месторождения, гидротермальные изменения которых на поверхности вообще никак не выражены, но признаки их можно установить при бурении и проходке подземных горных выработок. Естественно, что мощную зону продуктов изменения обнаружить легче, чем мелкие рудные тела, заключенные в ее пределах. Дальнейшие исследования необходимо сосредоточить на деталях генетических взаимоотношений между различными типами изменения и на взаимоотношениях этих последних с рудными телами. Чем правильнее эти взаимоотношения будут интерпретированы, тем легче будет искать новые рудные тела по зонам изменения.