Медь концентрируется в месторождениях всех известных генетических групп, за исключением пегматитовой. Промышленное значение имеют месторождения:
- магматические,
- карбонатитовые,
- контактово-метасоматические,
- гидротермальные средне- и низкотемпературные,
- инфильтрационные,
- осадочные.
В связи с тем, что низкотемпературные гидротермальные месторождения медистых песчаников и экзогенные месторождения имеют много сходных черт, и по вопросу их генезиса существуют разногласия, мы объединяем их в один промышленный тип «стратиформные месторождения медистых песчаников».
Магматические месторождения
Повышенные концентрации меди устанавливаются в классе ликвационных медно-никелевых месторождений, характеристика которых более подробно приводится при рассмотрении никелевых месторождений. Следует лишь отметить, что медь накапливалась к концу процесса рудообразования в связи с выделением халькопирита, борнита, миллерита. Больше других обогащены минералами меди так называемые экзоконтактовые руды. По мере удаления от контакта с интрузивом происходит смена пирротиновых руд пирротин-халькопиритовыми, и затем миллерит-халькопиритовыми. Медью обогащаются также фланги рудных тел. В целом руды медно-никелевых месторождений, развитых на платформах, богаче медью по сравнению с месторождениями на щитах.
Наряду с медно-никелевыми к магматическим относятся также медно-титановые месторождения, ассоциирующие с массивами габбро.
Типичным является Волковское месторождение на Урале, в районе г. Красноуральска. Здесь в массиве габбро, которое местами метаморфизовано и подвергнуто уралитизации, развиты вкрапленные руды, представленные халькопиритом, борнитом и титаномагнетитом (содержит ванадий). Встречается также апатит.
Согласно С. А. Кашину [1948 г.], намечается тесная связь титаномагнетита и ассоциирующего с ним халькопирита с прототектоническими элементами (трахитоидностью) вмещающих материнских пород — меланократовых и других разновидностей габбро. Кристаллизация рудных минералов началась с выделения небольшого количества зерен титаномагнетита совместно с силикатами и закончилась после завершения кристаллизации силикатов выделением ксеноморфных зерен с образованием сидеронитовых структур. Совместно с титаномагнетитом началось выделение небольшого количества борнита. В основном борнит отлагался позднее, совместно с халькопиритом и с более редким халькозином, образуя с ними типичные структуры распада твердых растворов. Минерализации подвергнута апикальная часть интрузива габбро. Медное и титаномагнетитовое оруденение отчасти пространственно разорвано, но преимущественно совмещено и приурочено к соссюритизированному габбро. Руды характеризуются вкрапленными и пятнистыми текстурами и образуют гнезда размером в несколько метров, изометрические участки с диаметром в первые десятки метров и зоны, вытянутые в меридиональном направлении на сотни метров.
В СССР к этому же типу относится месторождение Шаваз (Средняя Азия), а за рубежом месторождение Енжельс в Калифорнии (США).
Карбонатитовые месторождения
Как известно, халькопирит и другие медные минералы в небольшом количестве присутствуют на многих карбонатитовых месторождениях, но промышленные скопления их отмечаются только в массиве Палабора в северо-восточном Трансваале (ЮАР) [Терновой В. И., 1977].
С 1930 г. карбонатиты массива разрабатывались на фосфор, затем из них извлекали магнетит и бадделеит, а добыча медных руд началась с 1962 г. Это одно из крупнейших медных месторождений Африки. Годовая добыча руды составляет более 12 млн. т, годовое производство меди 80 тыс. т. Суммарные запасы меди до глубины 362 м оцениваются в 315 млн. т, при среднем содержании 0,69%. Карбонатиты слагают трубообразное тело размером 350×650 м, прослеживающееся среди ультраосновных пород на глубину 1000 м. Карбонатиты двух поколений. Более ранние средне- и крупнозернистые, полосчатые развиты по периферии тела. В их составе кальцит, магнетит, оливин, флогопит; акцессорные — апатит, борнит, торианит, бадделеит.
Поздние карбонатиты слагают ядро и радиальные дайки. Они состоят из анкерита (50—60%), магнетита (25%), флогопита, оливина, апатита, халькопирита, борнита (мало), валлереита. Кроме того, в виде редких примесей встречаются торианит, бадделеит, шпинель, ильменит, пирротин, сфалерит, галенит, пентландит, кубанит, сфен, флюорит.
Руды комплексные. Помимо меди, магнетита и апатита из руд извлекают U, Th, Au и Ag. Сульфидный концентрат содержит 1,77 г/т Аи и 43,4 г/т Ag.
Контактово-метасоматические месторождения
Контактово-метасоматические-скарновые месторождения меди распространены достаточно широко, но крупные рудные объекты встречаются относительно редко. Доля их в общих запасах меди незначительна и составляет в СССР 2%, в развитых капиталистических и развивающихся странах 0,6%. Минералы меди в контактово-метасоматических месторождениях отлагаются не в одну, а в несколько стадий минерализации (обычно в две—три). В частности, халькопирит, как правило, кристаллизуется в более раннюю магнетитовую и в более позднюю собственно сульфидную стадии, а в некоторых месторождениях и в третью пирит-галенит-сфалеритовую стадию. К скарновому типу в СССР относятся месторождения Турьинской группы и Гумишевское на Урале, Саякской группы в Казахстане и Курутегерекское в Киргизии. Они известны в Иране (Мазраех, Санган, Анджерт) в США (Бисби) и в других странах.
В качестве примера охарактеризуем Турьинскую группу медных месторождений на Урале и месторождение Бисби в штате Аризона (США).
Турьинская группа месторождений, объединяющая несколько рудников. находится на Среднем Урале. В изучении этих месторождений, разрабатывавшихся с 1758 г., участвовали многие видные геологи (Е. С. Федоров, Д. С. Коржинский и др.). Район Турьинских рудников сложен осадочноэффузивной толщей среднего палеозоя. В основании толщи залегают образования спилит-диабазовой серии верхнего силура, перекрывающиеся авгитовыми порфиритами, туфами и туфобрекчиями нижнего девона. Выше залегают среднедевонские известняки мощностью 300—400 м, перекрытые туффитами (200 м); венчают разрез роговообманковые порфириты. Эти породы смяты в складки и прорваны гранодиоритами, их сателлитами и более поздними дайками диабазовых порфиритов, Оруденение развито на восточном крыле синклинали (складка имеет значительное протяжение), осложненной двумя крупными надвигами.
Скарны широко развиты в зонах контактов известняков с прорывающими их гранитоидами и перекрывающими роговообманковыми цорфиритами, а иногда и с подстилающими их авгитовыми порфиритами. Оруденение обычно приурочено к контакту скарнов и известняков, но местами вдоль тектонических зон скарны оказываются сорванными и оруденение проявляется вдоль контакта известняков и гранитоидов, а иногда даже в одних известняках. Рудные минералы обычно замещают андрадит и геденбергит, а местами и развивающийся по пироксену тремолит. Совместно с отмеченными минералами проявляются эпидот, хлорит, кварц и карбонаты.
Согласно данным Г. С. Норштейна [1967 г.], на месторождении развиты поздние скарны (пироксеновые), с которыми ассоциирует медное оруденение. Они наложены на более широко распространенные контактовые скарны (пироксен-гранатовые и гранатовые). Рудные минералы представлены пиритом, кобальтсодержащим пирротином, халькопиритом, леллингитом и частично молибденитом. А. Г. Бетехтин, кроме того, отмечает наличие тетраэдрита, сфалерита, галенита и арсенопирита. Местами руда существенно магнетитовая (Никитинский рудник). В гнездообразных и столбообразных рудных телах, развитых на всех месторождениях, на контакте андрадитовых скарнов и известняков залегает очень богатая медная руда. Вдоль тектонических зон и особенно вдоль контакта скарнов и гранитоидов локализуется прожилково-вкрапленное оруденение.
Наиболее типичным медным месторождением Турьинской группы является Фроловское. Главные рудные тела этого месторождения сложной столбообразной формы залегают на контакте скарнов и известняков.
Из зарубежных медных месторождений, связанных со скарнами, важное промышленное значение имеет месторождение Бисби в штате Аризона (США), открытое в 1877 г. На этом месторождении добыто более 2 млн. т меди, много серебра и золота, а также некоторое количество свинца и марганца общей стоимостью более 2 млрд. долл. Средняя годовая добыча меди 70 000 т. Среднее содержание меди в рудах 1,5—3%.
В основании рудоносной толщи залегают докембрийские кристаллические сланцы, несогласно перекрытые палеозойскими известняками и кварцитами мощностью 1500 м. Выше расположены базальные конгломераты и другие породы мелового возраста. Палеозойские образования смяты в складки и прорваны гранитоидами (гранит-порфирами и монцонит-порфирами). Наиболее важное разрывное нарушение — сброс Дивиденд, приводящий в соприкосновение кристаллические докембрийские сланцы и палеозойские отложения. По известнякам сформировались пласты известковых скарнов, а на контакте с гранитоидами возникли трубы и метасоматические залежи, сложенные пиритом с включениями халькопирита, борнита и реже теннантита, сфалерита и галенита. Среднее содержание Cu 4%. В интрузивных породах также отмечается вкрапленность рудных минералов. По. мере удаления от центра рудного поля в рудах становится больше галенита и сфалерита, а еще далее появляются минералы свинца и серебра, ассоциирующие с кальцитом и кварцем.
С поверхности руды подвергнуты интенсивному окислению, причем вторичные процессы проникают до глубины 660 м. Зона вторичного обогащения развита только в рудах, залегающих в порфирах. В известняках наблюдались значительные скопления малахита. Гипогенная зональность рассматривается как результат последовательного выпадения минеральных ассоциаций из единого эволюционирующего потока растворов.
Среднетемпературные гидротермальные месторождения
Месторождения меднопорфировых руд
По данным А. И. Кривцова и И. Т. Макеевой [1979], меднопорфировые месторождения содержат 65% мировых запасов меди. В настоящее время из них добывается примерно 55% меди капиталистических стран (в Чили и Перу почти 100%, в США около 90%). В меднопорфировых рудах постоянно присутствуют молибден, золото, серебро и рений, которые извлекаются попутно. Подсчитано, что эти месторождения дают более 30% мирового производства молибденовых концентратов. Месторождения пользуются большим распространением и известны во многих странах: Чили, Перу, Мексике, США, Филиппинах; МНР, Югославии и НРБ. В СССР они сосредоточены в Армении (Каджаран, Агарак, Джиндаринское), Узбекистане (Алмалыкская группа), Казахстане (Коунрад, Бощекуль, Коксай и др.) и в Тувинской АССР. Меднопорфировые месторождения рассматриваются в качестве основного источника роста производства меди на ближайшее и отдаленное время.
Отмечается приуроченность меднопорфировых месторождений к региональным разломам и поясам орогенного андезитового вулканизма. Возраст большинства месторождений меднопорфировых руд в США и Мексике (Бингем, Или, Ахо, Майами, Сан-Мануэль, Инспирейшен, Санта-Рита и др.) раннетретичный. Месторождения Чили и Перу альпийские. К третичному возрасту относятся месторождения Армении (Агарак и Каджаран), а месторождения Узбекистана, Казахстана и Алтая имеют герцинский возраст.
Выделяются три планетарных пояса распространения меднопорфировых месторождений: 1 — Тихоокеанский (Чили, Перу, Мексика, США, Канада) — мезо-кайнозойский; 2 — Средиземноморский — кайнозойский, совпадающий с областью альпийской складчатости (Югославия, Болгария, Армения, Турция, Иран, Афганистан, Западный Пакистан, северная часть Индии); 3 — Казахстанско-Монгольский — герцинского и частично каледонского возраста (Казахстан, Узбекистан, Тува, МНР, КНР).
Месторождения с запасами меди 1—3 млн. т считаются средними, а более 4 млн. т (например, Токепала и Куахоне в Перу, Беркли и Бингем в США, Сар-Чешмех в Иране) — крупными. Уникальными являются месторождения Чукикамата и Эль-Теньенте в Чили, а также Сьерра-Колорада в Панаме с запасами более 20 млн. т каждое. Для месторождений характерна тесная пространственная связь с дайками и штокообразными субвулканическими телами гранитоидов. Оруденение локализуется вблизи крупных апофиз интрузивных пород и куполовидных выступов. В ряде случаев наблюдается приуроченность к корневым частям эффузивных потоков, иногда рудные тела находятся в вулканических аппаратах.
Глубина распространения промышленного оруденения обычно составляет 130—170 м. Это близповерхностные месторождения, ассоциирующие с липарит-дацитовыми порфирами. Они пространственно связаны с интрузиями умеренно кислого состава. Месторождения чаще всего представляют собой штокверки овальной, кольцевой, удлиненной формы в плане и столбообразной или конусовидной в вертикальном разрезе. Размеры рудных тел в плане весьма внушительны — от 100×1300 до 300—400×1800 м. Оруденение представлено многочисленными разноориентированными рудными прожилками и вкрапленностью, реже несколькими системами жил в гидротермально измененных породах. Изменение вмещающих пород выражается в образовании кварц-полевошпатовых, кварц-серицитовых (часто с пиритом) пород, в ряде месторождений проявляются также биотитизация и аргиллизация.
Главные рудные минералы: пирит, халькопирит, иногда борнит; второстепенные — блеклая руда, энаргит, гипогенный халькозин, магнетит, галенит, гематит, молибденит и золото. Минералообразование происходило в широком температурном интервале от 600 до 400—200°С. На рассматриваемых месторождениях проявляется (относительно тел интрузивных порфировых пород) горизонтальная зональность. Внутренняя, наиболее ранняя зона — пиритовая (она отмечается не всегда), сменяется молибденовой (ее мощность 300—500 м), а последняя медной (мощностью 200—600 м.) Свинцово-цинковая и золотая зоны проявляются не везде, размещаясь или в пределах медно-молибденового оруденения, либо за его контурами.
Содержание Си в первичных рудах обычно 0,6—0,7%, Mo 0,015—0,02% и Au 0,1—0,9 г/т. В настоящее время на ряде месторождений отрабатываются руды с содержанием Cu 0,2—0,4%. Наибольшую ценность на меднопорфировых месторождениях представляют зоны вторичного сульфидного обогащения, где содержание Cu увеличивается до 0,7—1,5%. Мощность этих зон колеблется от 100 до 200 м. Зоны окисления, глубина залегания которых изменяется от 40—50 до 100 м, имеют подчиненное значение, но на некоторых месторождениях (например, Чукикамата) содержат основные запасы.
При изучении геологии рассматриваемых месторождений особый интерес вызывает вопрос о происхождении мелкой трещиноватости, обусловливающей штокверкообразную форму рудных тел. Большинство исследователей считают, что она вызвана тектоническими деформациями и проявляется в породах, характеризующихся низкими прочностными свойствами. Некоторые ученые связывают возникновение трещиноватости в штоках с прорывом под большим давлением летучих, которые производят дробление затвердевшей «корки» рудоносных штоков.
Вопрос о генетической связи оруденения с вмещающими интрузивными образованиями многими исследователями решается априори. Имеются лишь отдельные примеры, когда исследователи пытались доказать прямую генетическую связь оруденения со штоками интрузивных пород, в которых оно развито. В частности, Гилюли [1946 г.] на примере месторождения Ахо в штате Аризона (США) установил, что все породообразующие минералы, включая акцессорные, в пределах минерализованнной части интрузива содержат множество пузырьков жидкости и газа. Здесь же наблюдается резорбция фенокристаллов основной массой. В последующую стадию после дробления, вызванного летучими, происходила пегматитизация рудовмещающей интрузивной породы, за которой следовали процессы окварцевания, хлоритизации, отложение магнетита и, наконец, сульфидов. Учитывая совпадение контуров пегматитизации и более поздней минерализации, а также проявление более ранних магматических изменений, Гилюли пришел к выводу, что весь процесс позднемагматических изменений и минерализации проходил последовательно и непрерывно в апикальных частях интрузивного штока и связан с его кристаллизацией.
Перейдем к краткой характеристике некоторых меднопорфировых месторождений.
В пределах пояса меднопорфировых месторождений в штате Невада (США) развиты разрывные нарушения двух направлений: широтного и меридионального. Вдоль первых внедрились монцониты и монцонит-порфиры, образовав массивы двух возрастов (39,8 и 37,8 млн. лет), имеющие форму штоков и штокообразных даек протяженностью до 12 км. Самое крупное в этом районе месторождение порфировых руд Бингем (в штате Юта, США) пространственно связано со штоком монцонит-порфиров. Оно, протягиваясь на 1800 м, имеет ширину 200 м и по падению прослеживается до глубины 750 м. Из этого месторождения добыто более 300 млн. т руды и более 2 млн. т меди. Предполагаемые запасы 640 млн. т руды с содержанием 1,066% Cu. Ежедневно здесь добывается 90 тыс. т руды. Годовое производство меди 300 тыс. т.
Месторождения меднопорфировых руд Чили. Здесь известны крупные месторождения Чукикамата, Эль-Теньенте (Браден), Эль-Сальвадор, Рио-Бланко, Лос-Пеламбрес, Эль-Абра, Потрерильос и другие менее крупные. Для этих месторождений характерна связь с порфировыми породами (диоритовые, тоналитовые, гранодиоритовые, монцонитовые порфиры). Рудоносные штокверки сформировались в измененных порфирах и в интрудированных ими породах. На большинстве месторождений развиты трубообразные тела брекчий, в цементе которых в изобилии содержится турмалин. Минеральный состав простой. Главными. рудными минералами являются халькопирит, борнит и гипогенный халькозин. К второстепенным относятся молибденит и энаргит.
Наибольшую» промышленную ценность представляют руды зоны окисления и ковеллин-халькозин-борнитовые руды зоны вторичного сульфидного обогащения.
Уникальное месторождение Эль-Теньенте (Браден) с запасами меди 58,8 млн. т (в том числе достоверных 43,9 млн. т) находится в центральной части Андской геосинклинали в поясе развития интрузивных даек, штоков и силлов кварцевых дибритов. Согласно данным Ф. Ховелла и Дж. Моулейя [1961], месторождение приурочена к центру вулканической и интрузивной деятельности. На участке месторождения толща андезитовых лав прорывается сначала тоналитами, образующими небольшие неккообразные тела и дайки, затем кольцевой дайкой дацитовых пофиров, более мелкими дайками того же состава и, наконец, латитовыми порфирами, развитыми только в центральной части месторождения. Здесь расположено суживающееся книзу трубчатое брекчиевое тело (трубка Браден) размером 1200 м, в поперечнике, сложенное обломками (от миллиметров до 1—2 м) различных пород — андезитов, тоналитов, дацитовых порфиров, сланцев, роговиков и руд (формация Браден). На глубину это тело прослежено на 1600. м. Количество рудных обломков увеличивается с глубиной и по мере приближения к внешней границе трубчатого тела брекчий с андезитами.
По периферии трубка Браден окружена брекчиями двух разновидностей, возникшими до и после образования формации Браден, т. е. главного этапа дробления пород. Ранняя брекчия (дотрубковая) представлена округлыми обломками интенсивно окварцованных и турмалинизированных пород, минерализованных халькопиритом. Более поздняя брекчия (послетрубковая), развивающаяся между брекчиевым телом трубки Браден и кольцевой зоной ранней брекчии, сложена мелкими обломками (напоминает песчаник) всех перечисленных пород, сцементированными мелкозернистым турмалином. Минерализована она слабо.
Основное рудное тело залегает в виде кольца шириной 600 м, охватывающего кольцевые зоны брекчий двух разновидностей и значительную часть раздробленных и измененных андезитов за пределами трубки Браден. Содержание Cu в рудах 0,9%, Mo — до 0,03%. Для процесса минерализации характерно пять стадий:
- безрудная. Безрудный кварц в андезитах (за пределами рудного тела);
- главная халькопиритовая. Кварц-анкеритовые прожилки мощностью 0,5—0,4 мм с халькопиритом, реже борнитом, пиритом и молибденитом ориентированы во всех направлениях, но преобладают касательные с падением к центру под углом 45°. В пределах рудного тела образования этой стадии развиты повсеместно — как внутри формации Браден, так и во вмещающих породах;
- ранняя турмалиновая. Развита во внешнем кольце дотрубковой стадии и в трубке Браден. Прожилки сложены турмалином, кварцем, холькопиритом, борнитом, пиритом и молибденитом. Минералы этой стадии образовались после формирования прожилков главной халькопиритовой, но до пород формации Браден;
- поздняя турмалиновая. Проявлена в послетрубковой брекчии. Характеризуется развитием турмалина при отсутствии молибденита;
- теннантитовая. Развита в послерудной брекчии. Представлена прожилками теннантита, галенита, сфалерита с анкеритом, кальцитом, родохрозитом, баритом и кварцем.
На месторождении отмечается зональность. Более низкотемпературные минералы (галенит, сфалерит, теннантит) развиты по периферии рудного тела. С глубиной содержание пирита в рудах уменьшается и они становятся существенно халькопирит-борнитовыми. На месторождении развиты зоны окисления (до глубины 350 м) и вторичного сульфидного обогащения (до глубины 500 м).
В Мексике наиболее важное значение имеют месторождения Кананеа, Ла-Каридад, Санто-Томас, расположенные в северной части штата Сонора, на южном продолжении медно-молибденового пояса США. Они приурочены к брекчиевым трубкам и малым интрузиям гранитоидов. На месторождении Кананеа запасы оцениваются 800 млн. т руды со средним содержанием Cu — 0,75%, Mo — 0,05%, на месторождении Ла-Каридад — 660 млн. т руды с содержанием Cu 0,80%.
Крупные месторождения прожилково-вкрапленных руд известны в Перу в пределах медного пояса протяженностью 700 км (Токепала, Куахоне, Келовеко, Сан-Хозе, Серро-Верди). Они пространственно связаны с третичными штоками монцонит-порфиров, прорывающих триасовые известняки и песчаники мела. Общие запасы меди 20 млн. т, в том числе высоких категорий 10 млн. т.
В Афганистане и Иране 87% всех запасов меди связаны с месторождениями меднопорфировых руд (Сар-Чешмех, Чахар-Гонбад, Мейдук, Колвари). Общие запасы месторождения Сар-Чешмех, одного из крупнейших в мире, 800 млн. т руды при среднем содержании Cu 1% (до глубины 600 м).
В СССР открыт ряд месторождений меднопорфировых руд. Из них главное значение имеют Коунрад и Бощекуль в Казахстане, Алмалыкское в Узбекской ССР, а также Агарак и Каджаран в Армянской ССР.
Месторождение Коунрад открыто М. П. Русаковым в 1928 г.: с 1933 г. началась его эксплуатация.
Структурно-геологическая позиция Коунрадского рудного поля определяется зоной глубинного разлома северо-западного простирания, контролирующей положение магматических образований. В пределах рудного поля прослеживается крупная субмеридиональная синклиналь (мульда), сложенная осадочно-вулканогенными породами условно-нижне-среднекаменноугольного возраста. В краевых частях мульды обнажаются песчаники и алевролиты, а в центральной — покровы андезитовых порфиритов вместе с туфами и перекрывающие их кислые лавы (кварцевые порфиры, фельзиты), которые образуют типичную купольную вулканическую постройку. К кольцевым разломам в северной и северо-западной частях рудного поля приурочены дайки кварцевых порфиров, штоки диоритов и трубчатые тела эксплозивных брекчий. В восточной и юго-восточной частях рудного поля осадочно-вулканогенные породы прорываются гранитоидами Коунрадского (топарский комплекс, средний карбон) и Восточно-Коунрадского (акчатауский, комплекс, пермь) массивов.
Согласно К. С. Газизовой [1957], З. М. Нурбаеву, А. И. Полетаеву [1969 г.] и И. М. Юдину [1969 г.], месторождение Коунрад приурочено к купольной вулканической постройке, прорванной в центральной жерловой части гранодиорит-порфирами, слагающими шток (средний карбон).
Наиболее молодыми интрузивными породами месторождения являются дайки среднего (кварцевые диориты, диорит-порфириты) и основного (диабазы и диабазовые порфириты) состава. Последние не изменены и пересекают рудное тело.
Гранодиорит-порфиры благодаря их повышенной пористости (около 7,5%) преобразованы во вторичные кварц-серицитовые кварциты, в которых практически и сконцентрировано все промышленное оруденение. В меньшей степени оруденелыми являются аргиллизированные порфириты и тела брекчий. В целом оруденение пространственно тяготеет к экзо- и эндоконтакту тела гранодиорит-порфиров с эффузивами, слагающими жерло купольного вулкана. Рудное тело представляет собой штокверк прожилково-вкрапленных руд. В плане оно имеет изометрические очертания, а в разрезе форму перевернутого стакана с безрудной сердцевиной.
Главные минералы в первичных рудах — пирит, халькопирит, молибденит и энаргит; второстепенные — сфалерит, магнетит, борнит и галенит. Они слагают прожилки и вкрапленники. Мощность прожилков колеблется от Долей миллиметра до 10 см; расстояние между ними варьирует от 0,1—0,3 до 60 м (в среднем 5—10 м). По составу выделяют пиритовые, молибденитовые, пирит-молибденитовые, кварц-пирит-халькопиритовые, пирит-энаргитовые, пирит-халькопиритовые и другие рудные прожилки. Часто встречаются и безрудные кварцевые прожилки, которые местами, сливаясь, образуют сплошную жильную массу. Прожилки образуют конически кольцевую систему; с глубиной количество их уменьшается, а мощность увеличивается. Значительная часть запасов меди и молибдена связана с вкрапленостью медных минералов и молибденита. Вкрапленники (размер их в среднем 0,2—0,5 мм) распределяются в породе равномерно, образуя сгущения только вблизи рудных прожилков и в местах их выклинивания.
По данным А. И. Полетаева, молибденовая минерализация проявлялась дважды: совместно с медной (основная масса) и позднее одновременно с барит-полиметаллической. Контур распространения молибденовых руд несколько шире, чем медных, и участки повышенных концентраций молибдена тяготеют к фланговым частям рудного тела. Барит-полиметаллическая минерализация локализуется в разрывах северо-восточного простирания, секущих медно-молибденовое тело. С глубиной намечается смена энаргитовых руд стибио-люцонитовыми, галенит-халькопирит-баритовой ассоциации ассоциацией блеклых руд с мартитом.
На месторождении отчетливо проявляется гипергенная зональность, представленная четырьмя зонами: окисления, выщелачивания, вторичного сульфидного обогащения и первичных руд. Три первые зоны к настоящему времени почти полностью отработаны.
Зона первичных руд начинается с глубины 150—300 м от поверхности и прослежена буровыми скважинами пока до 600—650 м.
Коунрад является типичным близповерхностным гидротермально-метасоматическим высоко-среднетемпературным (400—240°С) месторождением, генетически связанным общностью магматического очага с гранитоидами основной фазы Коунрадского массива среднекаменноугольного возраста.
Медноколчеданные месторождения
Медноколчеданные месторождения обычно залегают среди вулканогенных образований, реже в других породах. Они сложены преимущественно пиритом либо мельниковитом; содержание их достигает 30—90% от всей массы руд. Из других сульфидов развиты халькопирит, сфалерит либо вюртцит, пирротин, иногда отмечаются борнит, тениантит и галенит. Суммарное их количество не превышает 15—20%. Из жильных минералов присутствуют серицит, хлорит, кварц и барит. На их долю приходится не более 3—5%. Руды содержат до 40% S, 1—1,5% Cu, 2—4% Zn. В некоторых случаях руды сложены одним пиритом, содержание меди и цинка в них не превышает десятых долей процента. Масштаб месторождений различный; запасы колеблются от десятков тысяч до первых миллионов тонн металла.
На долю колчеданных месторождений в капиталистических странах приходится 10% всех запасов меди.
На месторождениях этого типа преобладают линзы и штоки, грибовидные, Т-образные, сундучные, реже встречаются пласто- и жилообразные тела. По морфологии рудных тел и структурно-текстурным особенностям руд медноколчеданные месторождения подразделяются на две группы. К первой из них относятся штоко- либо линзообразные рудные тела, характеризующиеся массивными или метаколлоидными текстурами и колломорфными структурами. Руды таких месторождений преимущественно сложены мелкозернистым пиритом, а также марказитом, мельниковитом и вюртцитом. Ко второй группе относятся линзообразные тела с полосчатыми текстурами и зернистыми структурами. Для руд этих месторождений мельниковит и вюртцит не характерны.
А. Н. Заварицкий [1943 г.] предположил, что месторождения выделенных групп генетически различны. Месторождения первой группы представляют собой первичные метасоматические залежи, характеризующиеся общностью магматического очага с вмещающими эффузивами. Месторождения второй группы возникли путем метаморфизма и рассланцевания сформированных ранее штокообразиых залежей.
Е. Е. Захаров и С. А. Юшко [1936 г.], а также А. В. Пэк [1950 г.] пришли к выводу, что возникновение полосчатых руд не связано с метаморфизмом и рассланцеванием более ранних сульфидных образований, а является результатом замещения раселанцованных в дорудное время вмещающих пород. В. И. Смирнов [1968] и ряд исследователей выделяют среди медноколчеданных месторождений две группы: гидротермально-метасоматические и гидротермально-осадочные. Образование гидротермально-осадочных месторождений происходило на дне моря в процессе вулканической деятельности. Предполагается, что руды отлагались из горячих минерализованных газов и растворов, несущих железо и серу, одновременно с накоплением туфов, пепла и органического ила. Медноколчеданные месторождения представляют собой полигенные образования, сформированные в течение двух «этапов. В первый из них (ранний) были сформированы колчеданные залежи вулканогенно-гидротермально-осадочным путем одновременно с вмещающими их вулканогенно-осадочными толщами. Во второй этап (поздний) образовались полиметаллические руды. Они имеют гидротермально-метасоматическое происхождение и связаны с субвулканическими телами кислого состава в позднегеосинклинальной стадии. С процессами послерудного метаморфизма связывается преобразование ранее отложенных руд, регенерация и переотложение.
Некоторые геологи предполагают, что на Урале, где колчеданные руды залегают в породах силура, девона, карбона и перми, эти месторождения имеют соответственно четыре возраста. Однако изучение структурных условий локализации колчеданных месторождений показывает, что этот вывод не всегда достаточно обоснован. В частности, И. С. Вахромеев на примере колчеданных месторождений Магнитогорского синклинория Южного Урала, залегающих в вулканогенных образованиях девона, установил, что эти месторождения возникли в позднем карбоне или в пермское время под толщей пород верхнего структурного яруса.
Таким образом, по вопросу об условиях образования колчеданных месторождений в нашей стране проводятся творческие дискуссии. Авторы настоящей книги придерживаются представления о гидротермально-метасоматическом происхождении рассматриваемых месторождений.
В целом медноколчеданные месторождения приурочены к мобильным зонам, расположенным вблизи глубинных разломов, которые разграничивают структурно-формационные зоны с различным тектоно-магматическим режимом. Они залегают в вулканогенно-осадочных и вулканогенных образованиях ранне- и среднегеосинклинальных стадий развития подвижных поясов. Эти месторождения связаны с дифференцированными формациями базальтоидного магматизма и представляют собой субвулканические гидротермальные образования. Продуктивными в отношении колчеданного оруденения являются две формации натровой серии базальтоидного магматизма; контрастно-дифференцированная базальт-липаритовая (спилит-кератофировая или диабаз-альбитофировая) и последовательно дифференцированная базальт-андезит-дацит-липаритовая. Наиболее значительные по запасам и содержанию полезных компонентов месторождения в СССР связаны со второй формацией (Гайское, Маканское на Южном Урале и др.). Они отличаются от месторождений, связанных с первой формацией (Учалы, Сибай, Бурибай на Урале и др.), более высокими содержаниями Cu, Zn, Ag, Au, преобладанием Cu над Zn, наличием в рудах Pb, содержание которого иногда достигает промышленных концентраций. Колчеданные руды обычно локализуются в пористых обломочных образованиях кислого состава (туфы, лавовые и эруптивные брекчии), нередко образующих несколько горизонтов. Полупроницаемыми экранами для рудоносных растворов служат осадочные породы, эффузивы основного состава, согласные и секущие субвулканические тела и дайки различного состава. Колчеданные залежи в большинстве случаев приурочены к деформированным вулканическим сооружениям центрального типа или к мелким куполам в полях развития ареального вулканизма, а также к брахиантиклиналям. В пределах этих сооружений рудные тела размещаются: 1) в участках пересечения дорудных зон рассланцевания с благоприятными для замещения породами, залегающими под малопроницаемыми экранами; 2) в древних жерловинах; 3) в контактовых зонах субвулканических тел сложной формы. Колчеданное оруденение развивается среди пропилитизированных пород, тяготея к разрывным нарушениям.
На большинстве медноколчеданных месторождений отчетливо выражены процессы гипергенеза. В месторождениях, подвергавшихся длительному выветриванию, намечаются следующие зоны (сверху вниз): 1) развития гидроокислов железа (железная шляпа), распространяющаяся на глубину 10—15, иногда 30—40 м; 2) кварц-баритовой сыпучки (2—3 м); 3) пиритовой сыпучки (1—3 м); 4) вторичного сульфидного обогащения (50—100 м и более); 5) первичных руд.
В рудах многих медноколчеданных месторождений содержится субмикроскопическое золото, связанное с пиритом или другими сульфидами. В результате окисления сульфидов золото освобождается, часть его остается в гидроокислах железа, а основная масса концентрируется в зоне кварц-баритовой сыпучки.
В Советском Союзе медноколчеданные месторождения широка распространены на восточном склоне Урала, где на протяжении более 800 км развиты месторождения, залегающие в рассланцованных породах с полосчатыми текстурами руд. В пределах Северного и Среднего Урала в этой полосе находятся Тарнырское, Валенторское, Шемурское, Ново-Левинское, Красногвардейское, Калатинское, Дегтярское, Карабашское и другие месторождения.
На Южном Урале развиты месторождения, залегающие в нерассланцованных эффузивах, — Блявинское, Сибай, Бурибай, Гайское, Весеннее, 50 лет Октября и др. Медноколчеданные месторождения первого типа известны также на Алтае (Николаевское), в Армении (Алаверды), на Северном Кавказе (Урупское, Худесское) и в ряде других районов. .
Пояс колчеданных месторождений третичного возраста, в пределах которого залегает ряд медноколчеданных месторождений, в том числе крупное месторождение Рио-Тинто (Гуэльва) в Испании прослеживается от Малого Кавказа через Турцию, Кипр до Пиренеев на протяжении более 800 км. Медноколчеданные месторождения известны также в США (Джером), Канаде, Финляндии, Швеции и Норвегии (Сулительма).
В качестве примеров кратко рассмотрим месторождения Гайское и Рио-Тинто, которые некоторые исследователи относят к эксгаляционно-осадочному типу.
Гайское месторождение. Гайское рудное поле (по данным М. Б. Бородаевской [1967 г.]), приурочено к изолированному удлиненному в меридиональном направлении куполообразному выходу вулканогенных пород (силур), перекрытых залегающими на них с угловым и азимутальным несогласием терригенными отложениями свит улутау-живетского яруса. Слагающие Гайское куполовидное сооружение вулканогенные породы залегают полого (от 5 до 20—30°) в присводовых частях и более круто (до 60°) в восточном, северном и южном замыканиях. Крутопадающие крылья и периклинальные окончания складки осложнены ступенчатыми крутопадающими разрывными нарушениями. Западный фланг этого сооружения ограничен сколовым нарушением (надвиг или поддвиг).
Восточное крыло и большая часть присводовых участков Гайского куполовидного сооружения сложены пирокластическими образованиями диабазового ряда (лавобрекчии, диабаз-порфириты и др.). В западной части из-под пород диабазовой толщи обнажается мощная толща пирокластов кислого состава близмеридионального простирания, прорванная многочисленными субвулканическими некко- и дайкообразными интрузиями липаритов и липарито-дацитов. Эти породы и вмещают залежи медноколчеданных руд.
Оруденение приурочено к зоне рассланцевания и дробления на участке флексурообразного перегиба слоев в восточном крыле брахиантиклинали. Внутреннее строение этой зоны мощностью от 100—150 до 500 м сложное, что обусловлено развитием разновозрастных субвулканических тел и даек (липарито-дацитов, липаритов, габбро-диабазов), рассланцованных с различной интенсивностью.
Локализация руд определяется сочетанием благоприятных по физико-механическим свойствам горизонтов пород кислого состава, залегающих под диабазами (игравшими роль экрана для поднимавшихся снизу рудоносных растворов) и развитием секущей крутопадающей зоны разрывных нарушений, служивших каналами для этих растворов. Рудные тела характеризуются многоярусным строением и сложными формами (пластообразные, жилообразные и их сочетания).
Руды в основном мелкозернистые, местами неоднороднозернистые. Выделяются сплошные (состоящие на 85—95% из сульфидов) прожилково-вкрапленные и брекчиевидные типы руд. Сплошные руды в свою очередь подразделяются на массивные, неоднородно-пятнистые и полосчатые. Формирование руд Гайского месторождения, по данным Н. В. Петровской [1963 г.], происходило в три стадии. В течение первой стадии отлагалась основная масса пирита двух генераций, причем несколько более поздний пирит второй генерации выделялся совместно с халькопиритом. Во вторую стадию сформировались три минеральные ассоциации: пирит-халько-пирит-сфалеритовая, сфалерит-теннантитовая и халькопирит-борнитовая. В третью стадию выделялись ряд ассоциаций барита, кварца, позднего пирита, галенита и карбонатов. Установлено, что минералы первой стадии слагают центральную часть залежи, тогда как сфалерит-халькопирит-пиритовые руды тяготеют к западной и восточной ее частям, локализуясь вблизи крупных дорудных разрывов. Борнитовая минерализация приурочена к отдельным участкам зон дробления.
М. Б. Бородаевская и другие исследователи пришли к выводу, что колчеданные руды Гайского месторождения являются эпигенетическими по отношению к вмещающим толщам вулканогенных и вулканогенноосадочных пород.
Месторождение Рио-Тинто (Гуэльва) — одно из крупнейших в мире медноколчеданных месторождений, разрабатывающееся уже более 3000 лет и давшее за это время более 5 млн. т. меди. Рио-Тинто входит в состав так называемого Иберийского ртутного пояса, который представляет собой эвгеосинклинальный трог, выполненный вулканогенно-осадочными породами среднего палеозоя [Смирнов В. И., 1978 г.]. Он протягивается в широтном направлении на 230 км и имеет ширину 30—40 км. В пределах этого пояса известно около 300 марганцевых и железо-марганцевых месторождений, а также свыше 300 медноколчеданных месторождений с общими запасами 1 млрд. т при среднем суммарном (Pb + Zn + Cu) содержании 2—4%. Наиболее значительные месторождения: Рио-Тинто, Тарсис, ЛаЗарза, Перрунал в Испании, а также Сан Доменго, Алхустрал и Лоусал в Португалии. По космическим снимкам установлено, что медные и марганцевые месторождения тяготеют к вулканическим постройкам, вытянутым в виде трех параллельных полос запад-северо-западного направления.
В районе месторождения наиболее древними являются толщи девонских конгломератов, песчаников и сланцев, которые перекрываются лавами андезитового состава, сменяющимися через маломощный горизонт конгломератов, сланцев и туфов лавами риодацитов, переходящими по восстанию в риолиты и горизонт кислых туфов. Завершает разрез толща сланцев и граувакк верхов нижнего карбона. Породы смяты в пологую синклинальную складку, осложненную в осевой части антиклиналью (типа вулкано-купола), к которой и приурочено оруденение, локализующееся в пределах горизонта кислых туфов вблизи контакта с перекрывающими их сланцами. Руды массивные и прожилково-вкрапленные. Массивные руды слагают пластообразные и линзообразные тела. Самое крупное рудное тело имеет протяженность 3000 м, мощность 250 м, а на глубину прослежено более чем на 500 м. Размеры большинства рудных тел: длина 300—700 м, мощность 50—150 м. Массивные руды тонкозернистые, иногда полосчатые, состоят из пирита (85—90%), халькопирита (6—10%), реже сфалерита, галенита и блеклой руды. Постоянно присутствуют кварц, барит, хлорит и серицит. Содержание в массивных рудах: Cu 1%, Pb 1%, Zn 2%. Штокберковые руды образуют ряд участков, залегающих под пластообразными телами массивных руд среди окварцованных, хлоритизированных и серицитизированных кислых эффузивов (риолитов). Прожилки и вкрапленники преимущественно состоят из пирита и халькопирита. Большинство исследователей связывают образование сульфидных руд с действием вулканических эманаций: отложение руд, по их мнению, происходило на дне моря одновременно с накоплением пирокластического материала.
Жильные месторождения
Это преимущественно среднетемпературные гидротермальные месторождения. Встречаются в областях развития вулканогенных формаций в эвгеосинклинальных зонах, а также в связи с малыми интрузиями гранитоидов, внедрявшихся на поздних геосинклинальных стадиях развития подвижных поясов. Залегают они обычно в интрузивных породах, а также в эффузивах и туфах. Околорудные изменения вмещающих пород выражены в березитизации и хлоритизации. Оруденение в основном концентрируется в форме жил и штокверков, преимущественно распространенных вдоль сколовых нарушений и оперяющих трещин. Типично образование обогащенных участков и рудных столбов. По минеральному составу руды сходны с рудами меднопорфировых месторождений: кварц, реже карбонаты, пирит, халькопирит, блеклые руды, местами сопровождаемые энаргитом, галенитом и сфалеритом. Сульфиды свинца и цинка преимущественно отлагаются в самостоятельную более позднюю стадию и нередко пространственно разобщены с медным оруденением. Крупные месторождения встречаются редко, к ним относится, например, очень крупное месторождение Бьютт в штате Монтана (США). В СССР к этому типу относятся Кафанское (Армения), Чатыркульское и Жайсанское (Южный Казахстан) месторождения. Они известны также в НРБ (Россен Берли Бряг), ЧССР (Рудняки, Славинки), ВНР, Иране (Гулан), Судане и во многих других странах. В качестве примеров охарактеризуем месторождения Кафанское и Бьютт.
Кафанское месторождение находится в Южной Армении. Район месторождения сложен нижнеюрскими порфиритами, кварц-порфиритовой толщей средней юры и слоистой толщей туфопесчаников верхней юры с мощностью около 900 м. Все породы смяты в складки, в совокупности образующие антиклинорий с осью, вытянутой в северо-западном направлении. Антиклинорий осложнен разрывными нарушениями меридионального и северо-восточного (сколы) простирания; которые и контролируют оруденение. Более древние нарушения северо-западного простирания относятся к типу трещин отрыва и вдоль них внедрялись дайки диабазовых порфиритов. Кроме того, на площади месторождения картируются более ранние габбро-диориты и кварцевые порфиры, залегающие в форме штоков и внедрившиеся в ядро антиклинали. На некотором удалении от месторождения обнажается массив гранодиоритов и высказывается предположение, что все породы жильной фации являются дериватами этого массива.
Многочисленные рудные жилы мощностью 0,2—4,0 м связаны преимущественно с крутопадающими разрывами широтного простирания. По восстанию рудные жилы заканчиваются под пологопадающими сколовыми нарушениями, проходящими по контакту отложений средней и верхней юры. На глубине они проявляют тенденцию к слиянию, образуя своеобразные пучки.
Рудоносные штокверки также ориентированы в широтном направлении и образованы прожилками мощностью 1—2 см (до 10 см). Локализация оруденения в среднеюрских кварцевых порфиритах и в залегающих среди них туфобрекчиях обусловлена повышенной пористостью и пониженными прочностными свойствами этих пород. По данным Е. А. Афанасьевой [1971 г.], на месторождении проявилось пять стадий минерализации: 1) пирит-кварцевая; 2) пирит-халькопиритовая, с шестью парагенетическими ассоциациями; 3) диккитовая; 4) карбонатная; 5) гипс-ангидритовая.
Парагенетические ассоциации второй продуктивной стадии характеризуются тем, что наряду с главной пирит-халькопиритовой ассоциацией появляется пирит-теннантит-халькопиритовая. С исчезновением халькопирита возникают, кроме того, пирит-халькозин-борнитовая, пирит-энаргитовая, либо даже пирит-сфалеритовая ассоциации. При этом наблюдается зональность, выражающаяся в увеличении по восстанию рудных жил и по направлению к крупным рудоконтролирующим разломам содержания сульфосолей и особенно энаргита.
В различных частях месторождения, а в некоторых случаях даже в разных частях одной и той же жилы отмечаются различные текстуры руд: массивные, брекчиевые и метаколлоидные. Изменение вмещающих пород выражено в окварцевании, серицитизации и интенсивной хлоритизации.
Так как ряд небольших рудных жил халькозин-гематитового состава проникает в образования верхней юры, а дайки дорудных габбро-диабазов в одном пункте рудного поля пересекают нижнемеловые отложения [Акопян и др., 1969 г.], можно считать, что Кафанское медное месторождение, так же как и другие гидротермальные месторождения Армении, возникло в третичное время. С конкретными интрузиями, развитыми в районе, оруденение генетически не связано, но с наиболее поздними из них намечается общность магматического очага.
Медные месторождения района Бьютт открыты в 1882 г. К 1964 г. было добыто около 327 млн. т руды, из которой извлечено 7,4 млн. т меди, 2 млн. т цинка, 1,7 млн. т марганца, 370 тыс. т свинца, 18 тыс. т серебра, 70 т золота и ряд других металлов.
Согласно И. Мейеру и др. [1972], месторождения размещаются в пределах тектонического блока клиновидной формы, ограниченного с севера и юга крупными разломами и сложенного интенсивно деформированными палеозойскими и мезозойскими образованиями. В центральной части этого тектонического блока обнажается многофазный верхнемеловой батолит Боулдер, сложенный преимущественно кварцевыми монцонитами. Эти породы и связанные с ними постепенными переходами аплиты и пегматиты пересекаются, сложными дайкообразными телами порфиров мощностью 3—15 м. Наиболее поздними являются риолитовые дайки, которые смещают и брекчируют рудные жилы. Рудные месторождения локализуются как в кварцевых монцонитах, так и на их контакте с вмещающими породами.
В центральной части рудного поля выявлена минеральная ассоциация ранней стадии минерализации, представленная кварц-молибденитовыми прожилками с халькопиритом, развитие которых сопровождается серицит-биотит-калишпатовым изменением вмещающих пород. Мощность прожилков не превышает 2 см. В некоторых прожилках, помимо упомянутых минералов, отмечаются ангидрит, карбонаты Fe, Mg, Ca, флюорит, магнетит, гематит, калиевый полевой шпат и мусковит.
Наиболее крупными меднорудными жилами месторождения, возникшими одними из первых, являются жилы близширотного простирания, получившие название Анаконда.
В восточном направлении они дугообразно изгибаются от северо-восточного (60—70°) простирания до широтного, в северной части рудного поля круто падают к северу, а на более глубоких горизонтах меняют падение на южное.
Несколько восточнее участка дугообразного перегиба в центре ручного поля главные жилы системы Анаконда выклиниваются, появляясь снова лишь на 1 км восточнее. Жилы системы Анаконда разбиты нарушениями северо-западного простирания на ряд кулисообразно расположенных отрезков, от которых в юго-восточном направлении отходят многочисленные сближенные и богатые по содержанию меди ответвления (апофизы), создающие специфическую структуру «конского хвоста».
Жилы системы Анаконда пересечены «синими» жилами северо-западного простирания с левым горизонтальным смещением до 70 м. На глубоких горизонтах наблюдается тенденция к слиянию жил обеих систем.
Жильные руды на месторождении Бьютт в основном добывают из жил системы Анаконда, отличающихся выдержанностью оруденения. По простиранию жилы прослежены на расстояние до 9 км, а по падению до 1,5 км. Средняя мощность их 7—10 м, но встречаются раздувы мощностью 30—35 м и более, приуроченные к зоне дугообразного изгиба жил. В некоторых таких раздувах на верхних горизонтах были выявлены богатейшие скопления (бонанцы) халькопиритовых руд или огромные родохрозитовые тела.
Рудные столбы в «синих» жилах не отличаются такой мощностью и выдержанностью, как в жилах системы Анаконда. Параметры их колеблются в очень широких пределах, в частности мощность от 1,5 до 7 м. Отдельные рудные столбы протягиваются на 300—800 м, распространяясь по вертикали на 200—600 м.
Вблизи дневной поверхности рудные столбы в «синих» жилах редко имеют промышленное значение. Медное оруденение в этих жилах достигает верхних горизонтов лишь в области сплошной серицитизации в центральной зоне. В целом «синие» жилы месторождения Бьютт играют существенную роль в балансе высокосортных медных руд.
В пределах рудного поля развита серия сбросовых нарушений. К наиболее ранним из них — к системе разломов Стьюард — приурочена поздняя медная минерализация, локализующаяся в верхних горизонтах. Более поздние сбросы северо-восточного и меридионального простирания, отдельные из которых характеризуются перемещением с амплитудой до 500 м, являются послерудными. На месторождении Бьютт отчетливо проявлена зональность оруденения. Еще на ранней стадии его изучения были намечены три грубоконцентрические зоны:
1) периферическая, 2) промежуточная и 3) центральная.
В периферической зоне наибольшее значение имеют родохрозит, сфалерит, акантит, стефанит и другие минералы серебра. В промежуточной зоне концентрируются халькопирит, энаргит, гипогенный халькозин и частично борнит. Здесь наблюдаются две ассоциации: халькозин-дигенит-ковеллин-пиритовая и пирит-халькопиритовая. В центральной зоне развиты кварц-молибденитовые прожилки. Околорудные изменения выражены в серицитизации вмещающих пород и их аргиллизации. Максимальные площади распространения серицитизации развиты на глубине около 1000 м. и уменьшаются как по восстанию, так и по падению.
Согласно Мейеру и другим [1972], после формирования рудных тел дважды внедрялись риолиты. Первыми сформировались дайки близширотного простирания с почти вертикальным падением. Самая крупная из них пересекает все рудное поле с востока на запад. Во многих пунктах эта дайка (ее возраст 48 млн. лет) наследует ранее существовавшие разрывы системы Анаконда и послерудные сбросы, развитые в западной части рудного поля. Широтные дайки пересекаются меридиональными, которые менее интенсивно метаморфизованы. Их возраст 40 млн. лет.
На месторождении широко проявлена зона гипергенеза. Средняя глубина ее 100 м, а вдоль крупных разломов она опускается до 300—500 м. Общее число гипергенных минералов достигает 50. Из минералов зоны цементации преимущественно развит халькозин, а на границе с зоной окисления также ковеллин. Вторичные медные минералы представлены карбонатами, фосфатами и арсенитами меди, ассоциирующими с лимонитом. На выходах жил, сложенных карбонатами марганца, обычно возникают псиломелан и пиролюзит, в массе которых отмечаются самородное серебро с самородным золотом и кераргиритом.
Температурный интервал минералообразования 200—350°С. Предполагается, что гидротермальные растворы были существенно восходящими. Более заметная горизонтальная миграция растворов, возможно, происходила по крупным жилам в западной части рудного поля. Судя по парагенезису минералов, растворы были нейтральными.
По мнению Сейлса, оруденение связано с кристаллизацией глубинных частей батолита, а локализация порфировых даек и рудных тел определяется гранитным выступом, существовавшим уже в процессе кристаллизации магмы. Определения абсолютного возраста неизмененных и измененных пород и гидротермальных образований свидетельствуют о том, что гидротермальное изменение риолитов произошло спустя 30 млн. лет после консолидации батолита и более чем через 10 млн. лет после формирования главных рудных жил. Само же оруденение сформировалось спустя 20 млн. лет после становления вмещающих интрузивных пород.