Лабораторный практикум

Содержание
Минеральный состав, текстуры и структуры руд
Хибинское месторождение (Al, P)
Месторождение Акчатау (Мо, W)
Сорское месторождение (Сu-Mo)
Месторождение Хайдаркан (CaF2, Sb, Hg)
Удоканское месторождение (Ag-Cu)
Норильский тип месторождений (Cu-Ni)
Кемпирсайское месторождение (Сr)
Никопольское месторождении (Mn)
Берикульское месторождение (Аu)
Кедровское месторождение (Au)
1
стр.
2
25
26
31
33
35
45
47
50
52
56
МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ, ТЕКСТУРЫ И СТРУКТУРЫ РУД*
Минеральный состав металлических и неметаллических полезных ископаемых
включает рудные и нерудные минералы.
К категории рудных обычно относят оксиды и сульфиды тяжелых металлов,
самородные металлы и интерметаллические соединения; к категории нерудных –
силикаты, карбонаты, галоиды, сульфаты, фосфаты, бораты и самородные элементы, не
обладающие металлическими свойствами. Из минералов извлекаются как основные
компоненты, так и попутные, заключенные в них химические или механические примеси.
Например, в комплексных титаномагнетитовых рудах магматического происхождения
главными ценными минералами являются ильменит и магнетит, используемые для
извлечения из них титана, железа и ванадия. Последний заключен в магнетите в виде
изоморфной примеси. Минералы, входящие в состав руд, но не имеющие промышленной
ценности, называют сопутствующими. Количественные соотношения минералов в рудах
оценивают по трем категориям: главные (> 10%), второстепенные (1–10%) и редкие (<
1%).
Важнейшие элементы внутреннего строения рудных тел – их текстурные и
структурные особенности, характеризующие пространственное распределение минералов,
условия их образования, этапность и стадийность рудообразующего процесса. Важное
значение имеют текстурно-структурные особенности при качественной оценке руд и
технологии их переработки.
Т е к с т у р а р у д ы определяется пространственным взаиморасположением
минеральных агрегатов, отличающихся друг от друга по составу, форме, размерам и
структуре.
С т р у к т у р а р у д ы определяется формой, размером и способом сочетания
отдельных минеральных зерен или их обломков в пространственно обособленных
минеральных агрегатах.
Текстуры и структуры руд месторождений эндогенной, эндогенно-экзогенной и
экзогенной серий отличаются по морфологическим особенностям и условиям
образования. Для каждой серии выделены характерные группы и подгруппы текстур,
возникающие в рудах определенного типа в связи с проявлениями различных
геологических процессов (табл. 2, табл. 3).
* – раздел заимствован из книги В.М. Григорьева и др. «Лабораторный практикум
по геологии полезных ископаемых. Учеб. пособие для вузов» – М.: Недра, 1992.
2
Таблица 2
Генетическая классификация текстур эндогенных руд
Текстуры магматического образования Текстуры постмагматического образования Текстуры метаморфического образования
Генетические
группы текстур
ликвационной и
кристаллизационной дифференциации
расплава
отжимания расплава
по тектоническим
нарушениям
метасоматического
замещения
метаморфического
преобразования
метаморфического
новообразования
Морфологические
виды текстур
Вкрапленная,
нодулярная,
гнездовая, шлировая, псевдослоистая, массивная
Жильная, прожилЖильная, прожилПрожилковидная,
ковая, сетчатая,
ковая, пересечения
каемчатая, унаслебрекчиево-цемент- прожилков, сетчатая, дованно-массивная,
ная, брекчиевиднобрекчиево-цементунаследованноцементная, поточная ная, брекчиевиднополосчатая,
цементная, кокардо- вкрапленная замевая, полосчатая,
щения, реликтовая
крустификационная,
друзовая, колломорфная, массивная,
гнездовая,
вкрапленная
Полосчатая, плойчатая, сланцеватая,
развальцевания,
брекчирования,
будинажа,
просечковая
Прожилковая,
жильная, массивная,
полосчатая,
вкрапленная,
гнездовая
Метаморфизованная
Метаморфическая
Генетические
группы месторождений
Магматическая, отчасти карбонатитовая и пегматитовая
отложения из
гидротермальных
растворов в открытых полостях
Гидротермальная,
отчасти скарновая
3
Скарновая, отчасти
гидротермальная,
альбититовая,
грейзеновая,
пегматитовая,
карбонатитовая
Таблица 3
Генетическая классификация текстур эндогенно-экзогенных и экзогенных руд
Эндогенно-экзогенные руды
Экзогенные руды
Текстуры поствулканического образования
метасоматического
замещения
Морфологические виды
текстур
Генетические
группы месторождений
конденсации
из газовой
фазы
химического и
механического
изменения
метасоматического
замещения
заполнения
полостей
Слоистая, линзоКорковая,
видно-слоистая,
друзовая,
послойно-вкраппорошковаленная, послойно- тая, прожилгнездовая, конкрековая,
ционная, обломочгнездовая
ная, массивная,
колломорфная
Вулканическая,
вулканогенно-осадочная
Трещиноватая,
пористая, кавернозная, каркасная, обломочная, порошковатая,
реликтовая
Прожилковидная,
каемчатая, сетчатая,
вкрапленная
замещения, массивная замещения,
колломорфная
Прожилковая,
сетчатая, цементная, корковая, друзовая,
колломорфная
Вкрапленная
замещения,
гнездовая замещения, прожилковидная,
унаследованнополосчатая,
массивная
гидротермальноосадочного
отложения
Текстуры
осадочного
образования
Текстуры выветривания
Коры выветривания, зоны окисления
4
химического,
биохимического и механического
образования
Слоистая,
линзовиднослоистая,
оолитовая,
конкреционная, обломочная,
органогенная
Осадочная
ТЕКСТУРЫ ЭНДОГЕННЫХ РУД
Текстуры магматического образования
Текстуры ликвационной и кристаллизационной дифференциации рудоносного
расплава (рис. 8).
Рис. 8. Текстуры ликвационной и кристаллизационной
дифференциации рудоносного расплава:
а – вкрапленная; б – нодулярная; в – гнездовая; г – шлировая;
д –псевдослоистая; е – массивная
Вкрапленная текстура характеризует распределение единичных минеральных
обособлений – кристаллов и их сростков – в виде включений во вмещающей интрузивной
породе. Размеры вкрапленников в рудах магматического происхождения обычно не более
нескольких миллиметров (см. рис. 8, а).
В зависимости от густоты вкрапленности и ее ориентировки выделяют густо-,
рассеянно-, неравномерно- и ориентированно-вкрапленную текстуры.
В зависимости от величины вкрапленников различают крупно- (>3 мм), средне- (1–
3 мм), мелко- (0,2–1 мм), тонко- (0,05–0,2 мм) и дисперсновкрапленную (< 0,05 мм)
текстуры. Вкрапленные текстуры возникают как при кристаллизационной, так и при
ликвационной дифференциации рудоносного расплава.
Н о д у л я р н а я текстура характеризует распределение рудных обособлений
округлой, овальной или уплощенной формы в виде включений в породах основного или
ультраосновного состава (см. рис. 8, б); Размеры нодулей колеблются в широких пределах
и достигают иногда в поперечнике 15 мм. Известны нодулярные обособления, состоящие
из сульфидов меди, железа и никеля, нодули хромитового состава и др. Для сульфидных
нодулей характерно расслоенное строение: донная часть обогащена более тяжелым
пирротином, верхняя – халькопиритом. Происхождение нодулей объясняется ликвацией
рудоносного расплава, то есть разделением его на несмешивающиеся жидкости –
сульфидную и силикатную – до начала кристаллизации. Разновидности нодулярных
текстур – ориентированно-нодулярная, нодулярно-полосчатая, густонодулярная,
переходящая в массивную и др.
Г н е з д о в а я текстура характеризует распределение крупных, агрегатных
обособлений рудного вещества во вмещающих интрузивных породах. Размеры гнезд
достигают в поперечнике нескольких сантиметров (см. рис. 8, в). Для руд магматического
происхождения весьма характерно пространственное сочетание вкрапленных и гнездовых
обособлений. Текстура таких руд получила название гнездово-вкрапленной.
Ш л и р о в а я текстура возникает в результате сгущения рудных обособлений в
определенных участках интрузивных пород (см. рис. 8, г). Обособления представляют
5
собой тесно соприкасающиеся или рассеянные вкрапленники или небольшие гнезда,
иногда сопровождающиеся выклинивающимися маломощными прожилками.
П с е в д о с л о и с т а я текстура образована чередованием зон в интрузивной породе,
обогащенных и обедненных рудным веществом. Подобные зоны ориентированы
параллельно друг другу и часто имеют выдержанный по мощности и протяженности
характер. Возникновение псевдослоистых текстур объясняется кристаллизационной и
гравитационной дифференциацией рудоносного расплава (см. рис. 8, д).
М а с с и в н а я текстура характеризует строение руды, почти нацело состоящей из
рудных минералов (рис. 8, е); количество сопутствующих минералов не превышает 10%
общего объема. Руды с массивной текстурой слагаются одним, двумя или целой группой
рудных минералов. Распределение их может быть равномерным и неравномерным. В
связи с этим различают разновидности массивных текстур – однородно-массивную,
массивную с элементами полосчатой, массивную с элементами пятнистой ит. д.
Текстуры отжимания рудоносного расплава по тектоническим нарушениям
(рис. 9)
Рис. 9. Текстуры отжимания рудоносного расплава по
тектоническим нарушениям:
а – жильная; б – прожилковая; в – сетчатая; г – брекчиевоцементная; д – брекчиевидно-цементная; е – поточная
Ж и л ь н а я текстура возникает в результате выполнения рудоносным расплавом
крупных единичных трещин в интрузивных породах (см. рис. 9, а).
П р о ж и л к о в а я текстура образуется в результате проникновения рудоносного
расплава в маломощные трещины, разбивающие вмещающие породы (см. рис. 9, б).
С е т ч а т а я текстура характеризует положение рудного вещества в системе
трещин, разбивающих вмещающие породы (см. рис. 9, в).
Б р е к ч и е в о - ц е м е н т н а я текстура образуется в результате тектонического
дробления вмещающих интрузивных пород с последующей цементацией угловатых
обломков веществом рудоносного расплава (см. рис. 9,г).
Б р е к ч и е в и д н о - ц е м е н т н а я текстура возникает в том случае, когда
тектоническому дроблению подвергаются достаточно хрупкие породы. Одновременно
происходящая цементация обломков рудным веществом приводит к их округлению и
развальцеванию (см. рис. 9, д).
П о т о ч н а я или ф л ю к т у а ц и о н н а я текстура образуется в результате вязкого
пластичного перемещения кристаллизующегося рудоносного расплава. Отдельные
минеральные агрегаты в этом случае удлинены, разлинзованы или округлены (см. рис.
9,е).
6
Текстуры постмагматического образования
Текстуры отложения минерального вещества из гидротермальных расстворов в открытых полостях (рис. 10)
Рис. 10. Текстуры отложения из гидротермальных растворов в
открытых полостях:
а – пересечения прожилков; б – кокардовая; в –
крустификационная; г – друзовая; д – колломорфная; е – гнездовая
Ж и л ь н а я т е к с т у р а возникает в результате выполнения рудным и часто
жильным веществом крупных трещин во вмещающих горных породах различного
состава.
П р о ж и л к о в а я т е к с т у р а образуется в результате отложения рудного и
жильного вещества в маломощных трещинах, разбивающих вмещающие породы. Для
месторождений гидротермального типа весьма характерно пространственное сочетание
двух видов текстур – прожилковых текстур выполнения пустот с вкрапленными
текстурами метасоматического замещения. Руды, имеющие подобное строение, получили
название штокверковых. Разновидности прожилковых текстур: ориёнтированнопрожилковая, параллельно-прожилковая, текстура пересечения прожилков и др.
Т е к с т у р а п е р е с е ч е н и я п р о ж и л к о в широко распространена в рудах
гидротермального
генезиса.
Ее
происхождение
объясняется
неоднократным
возобновлением тектонических подвижек, сопровождаемых отложением гидротермальной
минерализации. Пересечение прожилков, имеющих различный минеральный состав,
нередко свидетельствует о стадийном характере рудообразующего процесса (см. рис. 10,
а). Сетчатая текстура является результатом отложения рудного и жильного вещества в
системе соединяющихся трещин.
Б р е к ч и е в о - ц е м е н т н а я т е к с т у р а образована сочетанием обломков
минерального вещества угловатой формы с цементом иного состава и строения. В
качестве обломков в рудном или жильном веществе часто наблюдаются гидротермально
измененные вмещающие породы. В зонах долгоживущих тектонических нарушений при
многократном приоткрывании трещин обломки могут содержать ранние ассоциации
рудных и жильных минералов, в то время как в цементе могут присутствовать поздние
продукты гидротермальной деятельности. В этом случае брекчиево-цементные текстуры,
так же как и текстуры пересечения прожилков, могут свидетельствовать о стадийном
характере рудообразующего процесса.
Б р е к ч и е в и д н о - ц е м е н т н а я т е к с т у р а отличается от брекчиево-цементной
лишь сглаженным, округленным характером обломков минерального вещества.
Изменение их формы может происходить в результате частичного замещения веществом
цемента краевых зон обломков. Часто форма обломков зависит и от физико-механических
свойств разрушаемых пород.
7
Кокардовая
т е к с т у р а – разновидность брекчиево-цементной или
брекчиевидно-цементной. Вокруг обломков разнообразных размеров и форм
цементирующее вещество располагается в виде кайм различной конфигурации и
мощности (см. рис. 10, б). Иногда развиваются несколько зон различного состава и
строения, облекающие не только единичные обломки, но и их группы. Смена состава зон
от границ обломка к периферии свидетельствует об изменении состава рудоносного
раствора по мере развития рудообразующего процесса.
Полосчатая
т е к с т у р а характеризует строение руды, образованной
сочетанием последовательно отложенных агрегатов различного минерального состава или
структуры. Ранние агрегаты обычно отлагаются непосредственно на стенках трещин,
тогда как поздние нарастают на поверхности ранее отложенных. Разновидности
полосчатых текстур: неяснополосчатая, тонкополосчатая, ритмично-полосчатая,
симметрично-полосчатая, крустификационная.
Крустификационная
текст ура
– разновидность полосчатой и
характеризует хорошо заметную закономерность в образовании минеральных агрегатов
различного состава или строения, начиная от обеих стенок трещин к ее центральному
замыканию (см. рис. 10, в). Наблюдаются симметрично и асимметрично
крустификационные текстуры, обусловленные примерно равной или резко различной
мощностью зон, отложенных на обеих стенках трещин.
Д р у з о в а я т е к с т у р а обусловлена нарастанием щеток кристаллов на стенках
жеод-пустот, остающихся свободными от минерального вещества по мере заполнения им
зияющих трещин. Друзы кристаллов часто расположены симметрично относительно друг
друга в центральных частях раздувов мощных гидротермальных тел. Наличие таких
друзовых замыканий в теле жилы наглядно свидетельствует о способе образования
минеральных агрегатов путем выполнения открытых полостей (см. рис. 10, г).
К о л л о м о р ф н а я т е к с т у р а наблюдается в рудах, образованных в результате
коагуляции коллоидных растворов. Рудные обособления имеют, как правило, сферическое
строение (глобули, почки, сферолиты). Располагаясь в открытых полостях на стенках
трещин или на поверхности ранее отложенных агрегатов, рудные обособления часто
принимают форму полусфер-фестонов (см. рис. 10, д). Текстуры, характеризующие
строение подобных колломорфных агрегатов, получили различные наименования:
почковидные, фестончатые, глобулярные, колломорфно-полосчатые и др.
М а с с и в н а я т е к с т у р а возникает в результате заполнения открытой полости
минеральным веществом, имеющим преимущественно рудный или преимущественно
жильный состав. Массивная текстура может быть характерна для всего рудного тела на
всем его протяжении, но может быть проявлена и на отдельных участках.
Гнездовая
т е к с т у р а характеризует положение отдельных рудных
обособлений изометричной или неправильной формы и значительных размеров,
находящихся в виде включений в жильной массе, выполняющей открытую полость (см.
рис. 10, е).
В к р а п л е н н а я т е к с т у р а характеризует положение единичных минеральных
обособлений небольших размеров в жильной массе, выполняющей открытую полость.
Текстуры метасоматического замещения (рис. 11).
Для текстур этой подгруппы характерны следующие особенности:
1. Границы новообразованных и замещаемых агрегатов носят неровный,
извилистый характер;
2. В массе новообразованных агрегатов наблюдаются реликты – участки
вмещающих пород, не подвергшиеся замещению;
3. Морфологический облик текстур часто является унаследованным от первичных
текстур замещаемого субстрата.
П р о ж и л к о в и д н а я т е к с т у р а образуется в отличие от прожилковой путем
избирательного
метасоматического
замещения
минеральным
веществом
8
околотрещинного пространства. Рудные и жильные минералы, представляя собой
метакристаллы, часто имеют хорошо образованные ограничения и располагаются в виде
цепочковидных обособлений вдоль тончайших волосовидных трещин, служащих
каналами для проникновения рудоносных растворов (см. рис. 11, а). Разновидностью
прожилковидной текстуры является цепочковидная.
Рис. 11. Текстуры метасоматического замещения:
а – прожилковидная; б – каемчатая; в – унаследованнополосчатая; г – вкрапленная замещения
К а е м ч а т а я т е к с т у р а возникает в результате избирательного замещения
рудным или жильным веществом периферических зон отдельных агрегатов, их обломков
или зерен (см. рис. 11, б).
У н а с л е д о в а н н о - м а с с и в н а я т е к с т у р а возникает в результате полного
замещения породы или руды новообразованным агрегатом. С помощью
микроскопических исследований, иногда и макроскопических, в рудах с унаследованномассивной текстурой можно иногда увидеть реликты незамещенных минералов.
У н а с л е д о в а н н о - п о л о с ч а т а я т е к с т у р а образуется в результате процесса
избирательного замещения. Метасоматические преобразования проходят лишь в
отдельных слойках первичных пород, обладающих оптимальной пористостью и
благоприятным химическим составом (см. рис. 11, в). Наиболее активно процессы
замещения проходят в карбонатных слойках и в прослоях песчаника, наименее
интенсивно – в глинистых сланцах.
В к р а п л е н н а я т е к с т у р а з а м е щ е н и я широко развита в рудах скарнового
типа и в ореолах гидротермального изменения вмещающих пород. Она характеризует
положение отдельных мелких и крупных метакристаллов или их сростков, находящихся в
виде рассеянных включений в замещаемой среде (см. рис. 11, г).
Р е л и к т о в а я т е к с т у р а обусловлена наличием единичных, неправильной
формы, часто мелких остатков замещаемого субстрата среди минералов-новообразований.
Особенно хорошо реликты видны при микроскопических исследованиях.
Текстуры метаморфического образования
Текстуры метаморфического преобразования (рис. 12)
П о л о с ч а т а я т е к с т у р а возникает в процессе пластичной деформации
неоднородных по составу, часто первично слоистых руд. Метаморфические
преобразования приводят в этом случае к изменению первоначальной мощности слойков,
перемещению минерального вещества отдельных слойков относительно друг друга,
утрате тонких деталей первичного строения в самих слойках. Руды, претерпевшие
активные метаморфические преобразования и обладающие полосчатой текстурой, при
внимательном изучении обнаруживают иногда признаки изоклинально-складчатого
строения. В этих случаях заметно уменьшение мощности слойков на крыльях складок и
увеличение мощности в замковой части, отрыв замковой части складки от ее крыльев,
9
переход от полосчатой текстуры к линзовидно-полосчатой. Текстура руды, претерпевшей
столь значительные метаморфические преобразования, может быть названа вторичнополосчатой (см. рис. 12, а).
Рис. 12. Текстуры метаморфического преобразования:
а – вторично-полосчатая; б – плойчатая; в – птигматитовая; г – сланцеватая; д – развальцевания; е – брекчирования;
ж – будинажа; з – просечковая
П л о й ч а т а я т е к с т у р а возникает как результат пластичной деформации руд,
сминаемых в мелкие складки различной амплитуды, интенсивности и ориентировки (см.
рис. 12, б). Разновидность плойчатой текстуры – складчатая, проявляющаяся в крупном
масштабе и хорошо заметная лишь в обнажениях или забоях горных выработок.
Плойчатая и складчатая текстуры наблюдаются чаще всего в рудах с неоднороднослоистым первичным сложением. Интересной разновидностью складчатой текстуры
является птигматитовая. Последняя характеризует строение минеральных прожилков,
рассекавших ранее горную породу и смятых вместе с ней в складки под влиянием
метаморфических преобразований (см. рис. 12, в).
Сланцеватая
текстура
характеризует
строение
метаморфически
преобразованной руды, минеральные индивиды которой приобрели ориентированное
положение, согласное с общей ориентировкой минеральных агрегатов (см. рис. 12, г). При
раскалывании подобной руды она хорошо выявляет взаимно-параллельные поверхности,
называемые плоскостями сланцеватости. Сланцеватость может совпадать или не
совпадать с ориентировкой первичной слоистости руды или породы.
Т е к с т у р а р а з в а л ь ц е в а н и я возникает в результате уплощения, изгибания и
раздавливания отдельных хрупких минеральных агрегатов, находящихся в массе более
пластичных. Разновидность текстуры развальцевания – очковая текстура (см. рис. 12, д).
10
Последняя характеризует положение наиболее хрупких составляющих рудного вещества в
виде округлых или чечевицеобразных обособлений в пластичной минеральной массе.
Т е к с т у р а б р е к ч и р о в а н и я возникает в рудах, подвергшихся интенсивной
хрупкой деформации. Она характеризует строение руды, состоящей из обломков
различных размеров, формы и состава. Наряду с угловатыми обломками в
брекчированных рудах могут присутствовать обломки неправильной формы и даже
округлые, что обусловлено явлениями их развальцевания. Крупные обломки нередко
цементируются более тонко измельченным минеральным веществом того же состава (см.
рис. 12, е).
Т е к с т у р а б у д и н а ж а возникает в рудах, имеющих неоднороднослоистое
строение и подвергшихся интенсивному дислокационному метаморфизму. В результате
складкообразования или сильного одностороннего сжатия в таких рудах происходит
нарушение сплошности хрупких слойков, их разрыв с последующим облеканием
образовавшихся обломков веществом соседних слойков, состоящих из более пластичного
материала (см. рис. 12, ж).
П р о с е ч к о в а я т е к с т у р а характеризует строение слоистой или неоднороднополосчатой руды, рассеченной короткими, быстро выклинивающимися трещинками,
ориентированными вкрест или под углом к направлению полосчатости (см. рис. 12, з).
Часто подобные трещинки, рассекая один из слойков, быстро затухают и выклиниваются
при переходе в соседние. Подобные трещинки обычно минерализованы веществом,
заимствованным из метаморфизованных руд или горных пород.
Текстуры метаморфического новообразования
Прожилковая
т е к с т у р а характеризует положение в пространстве
минерального вещества, мобилизованного метаморфическими растворами и отложенного
в тонких трещинках руды или горных пород. Часто местом отложения такого вещества
являются тонкие волосовидные трещинки-просечки, идущие вкрест или под углом к
первичной полосчатости руды или породы.
Ж и л ь н а я т е к с т у р а характеризует строение минерального вещества,
образованного также с участием метаморфических растворов, но отложенного в
открытых, зияющих трещинах значительных размеров. Особенностью таких рудных тел
является то, что слагающее их вещество заимствовано метаморфическими растворами из
вмещающих пород и имеет регенерированный характер. Подобный генезис имеет, например, вещество жильных хрусталеносных тел в горных породах, обогащенных кремнистой
составляющей.
М а с с и в н а я т е к с т у р а характеризует строение руд, имеющих однородное,
сплошное, часто мономинеральное сложение. Такие руды возникают при глубокой
метаморфической перестройке вещества с изменением первичного минерального состава
и текстурно-структурных признаков, а также в результате новообразования руд в
контактовой зоне интрузий. Например, известны графитовые руды с массивной текстурой,
возникшие за счет контактово-метаморфических преобразований каменного угля.
П о л о с ч а т а я т е к с т у р а характеризует строение руд, возникших в процессе
глубоких метаморфических преобразований и обладающих неоднородным, полосчатым
строением. Подобная текстура характерна для рудных масс, возникших в условиях
регионального метаморфизма высоких ступеней, когда практически все минеральное
вещество оказывается переотложенным, регенерированным. Такими текстурами
обладают, например, железные руды архейского и протерозойского возраста,
претерпевшие метаморфизм высоких ступеней.
В к р а п л е н н а я т е к с т у р а характеризует строение руд, образованных с
участием метаморфических растворов. Такие руды имеют спорадический, рассеянный
характер распределения рудного вещества.
Г н е з д о в а я т е к с т у р а – разновидность вкрапленной текстуры руд, в которых
минеральные агрегаты достигают значительных размеров (несколько сантиметров и
11
более).
Подобным
строением характеризуются
некоторые
метаморфические
месторождения золота, редких и радиоактивных металлов, графита, меди, никеля.
ТЕКСТУРЫ ЭНДОГЕННО-ЭКЗОГЕННЫХ РУД
Текстуры поствулканического образования
Текстуры метасоматического замещения. Текстуры метасоматического
замещения руд поствулканического генезиса по морфологическим особенностям мало чем
отличаются от текстур руд постмагматического генезиса. Широко распространены
следующие их виды: вкрапленная и гнездовая замещения, прожилковидная, в отдельных
участках – унаследованно-полосчатая и унаследованно-массивная. Отличительная особенность руд этого типа – приуроченность к метасоматически измененным
вулканогенным или вулканогенно-осадочным породам. Характерны перечисленные виды
срастаний минеральных агрегатов для многих колчеданных месторождений:
серноколчеданных, медноколчеданных и колчеданно-полиметаллических. Характерные
для руд этого типа вкрапленные текстуры имеют обычно метасоматическое
происхождение. Вкрапленные метасоматические руды всегда располагаются в лежачем
боку массивных руд и приурочены к проницаемым зонам в вулканогенных породах,
подвергшихся хлоритизации, серицитизации, окварцеванию и активной пиритизации.
Текстуры гидротермально-осадочного отложения (рис. 13). Текстуры данной
подгруппы характеризуют строение поствулканических руд, возникающих из
гидротермальных растворов и рассолов, вулканических эксгаляций и эманаций,
поступающих из земных глубин. Отложение рудных масс происходит на дне водоемов,
часто в совокупности с собственно осадочным хемогенным и терригенным материалом.
Рудные агрегаты приобретают вид уплощенных линз, слоев, гнезд, вкрапленников,
разнообразных по величине конкреций.
Рис. 13. Текстуры гидротермально-осадочного отложения:
а – слоистая; б – линзовидно-слоистая; в – послойновкрапленная; г – конкреционная; д – обломочная; е – массивная
Своеобразие текстур данной подгруппы обусловлено морфологическими
особенностями минеральных агрегатов и характером их образования.
С л о и с т а я т е к с т у р а характеризует строение руды, образованной сочетанием
чередующихся уплощенных минеральных агрегатов., отличающихся друг от друга
составом, строением, мощностью, протяженностью, ориентировкой (см. рис. 13, а).
Разновидности слоистых текстур: грубослоистая, тонкослоистая, неравномерно-слоистая,
ритмично-слоистая, неясно-слоистая, линзовидно-слоистая и др. (см. рис. 13, б).
12
Подобные виды текстур характерны, например, для вулканогенно-осадочных, отчасти
метаморфизированных железных руд – железистых кварцитов, наблюдаются в рудах
колчеданного, телетермального (стратиформного) типа.
П о с л о й н о - в к р а п л е н н а я т е к с т у р а характеризует строение слоистой руды,
неравномерно (послойно) обогащенной небольшими по величине рудными включениями
(см. рис. 13, в). Внутреннее строение обогащенных слойков может быть
густовкрапленным, рассеянно-вкрапленным, спорадически-вкрапленным и т. д. Наряду с
небольшими включениями в послойно-обогащенных рудах иногда наблюдаются более
крупные гнездовые обособления. Текстура руды в таком случае называется послойногнездовой. В рудах вулканогенно-осадочного типа часто наблюдаются сочетания крупных
и мелких послойных обособлений рудного вещества. Текстура таких руд называется
послойно-гнездововкрапленной. Вышеописанные разновидности текстур распространены,
например, в свинцово-цинковых и медных рудах стратиформных месторождений.
К о н к р е ц и о н н а я т е к с т у р а характеризует строение осадков, состоящих из
оксидов кремнезема, алюминия, карбонатов. Образуются скопления агрегатов
сферической, иногда блинчатой формы, имеющих концентрически-зональное, реже
однородное внутреннее строение. Размеры конкреций колеблются в широких пределах
(см. рис. 13, г). Наиболее крупные, достигающие в поперечнике десятков сантиметров,
получили название конкреционных линз. В зависимости от величины конкреций и их
морфологии выделяют следующие разновидности конкреционных текстур: маковая или
пороховидная (0,3–0,5 мм); дробовая (0,5–1 мм); гороховая (2–5 мм); бобовая (0,5–1 см);
ореховая (1–3 см); монетная (1,5–2 см); блинчатая (2–15 см). Разновидностью конкреционной текстуры является также конкреционно-цементная, характеризующая
строение осадочных и вулканогенно-осадочных пород, содержащих конкреционные
включения. Различают конкреции ископаемые и современные. Последние нередко
покрывают огромные пространства дна океанов, образуя рудные скопления. Такие
конкреции слагаются в основном оксидами железа и марганца. Известны конкреции,
состоящие из оксидов кремнезема, алюминия, карбонатов кальция, магния, железа,
сульфатов кальция, бария, сульфидов железа.
О б л о м о ч н а я т е к с т у р а характеризует строение руды, в образовании которой
принимали участие вулканические взрывы – эксплозии. Обломки представляют собой
механические осколки рудного вещества, раздробленного в результате взрывной
деятельности вулкана (см. рис. 13, д). Форма обломков – неправильная, угловатая, иногда
округлая. Размеры колеблются в широких пределах, достигая в поперечнике десятков
сантиметров. Наиболее хорошо изучены рудокласты медноколчеданных месторождений.
Находятся они здесь обычно в виде включений в пирокластических породах кровли
массивных сульфидных залежей.
М а с с и в н а я т е к с т у р а широко распространена в рудах вулканогенноосадочного происхождения. Наиболее распространенной ее разновидностью является
массивная с элементами слоистой и массивная с элементами вкрапленной и пятнистой
(см. рис. 13, е). Возникают подобные текстуры в результате последовательного отложения
мало отличающихся по составу, существенно рудных слойков, почти лишенных примеси
сопутствующих жильных минералов. Наиболее часто встречаются такие текстуры в рудах
колчеданных месторождений.
К о л л о м о р ф н а я т е к с т у р а характерна для руд гидротермально-осадочного
происхождения. Она свидетельствует о том, что отложение минерального вещества
происходило в виде геля (часто сложного состава) из коллоидных растворов.
Колломорфное строение минерального вещества иногда трудно распознается
макроскопически и требует детального изучения руды под микроскопом.
Текстуры конденсации минерального вещества из газовой фазы. В результате
выхода горячего вулканического газа в относительно холодные приповерхностные зоны
вулкана происходит кристаллизация минерального вещества в виде корок, друз,
13
порошковатых, гнездовых и прожилковых скоплений в трещинах, вокруг обломков и
просто на поверхности вулканических пород. Процесс отложения твердого вещества из
газовой фазы путем кристаллизации называется конденсацией. Переход твердого
вещества в газовую фазу, минуя жидкое состояние, называется сублимацией. Названные
процессы имеют место при образовании месторождений самородной серы. Известны
скопления порошковатых, корковых и прожилковых масс – конденсатов нашатыря,
реальгара, аурипигмента, киновари, гематита, висмутина и других минералов.
Промышленного значения такие скопления обычно не имеют.
ТЕКСТУРЫ ЭКЗОГЕННЫХ РУД
Текстуры выветривания
Текстуры химического и механического изменения (рис. 14). Поверхностные
преобразования, связанные с выветриванием различных по составу горных пород и руд,
приводят к возникновению в них новых, ранее несвойственных черт строения. Плотные
горные породы и руды могут приобрести пористое, кавернозное, обломочное или даже
порошковатое сложение. Под влиянием поверхностных агентов выветривания в них
появляется густая сеть трещин.
Рис. 14. Текстуры химического и механического преобразования:
а – пористая; б – кавернозная; в – каркасная ящичная; г – каркасная губчатая; д – реликтовая; е – обломочная
Текстуры горных пород и руд, претерпевших поверхностные изменения, имеют
обычно весьма сложный характер. С одной стороны, в них отчасти сохраняются так
называемые реликтовые текстуры, или первичные, существовавшие до начала процессов
выветривания. Вместе с тем, появляются текстуры вторичные, возникшие под влиянием
поверхностных изменений. К их числу относятся, прежде всего, текстуры химического и
механического преобразования: трещиноватая, пористая, кавернозная, каркасная,
обломочная, порошковатая, реликтовая.
14
Т р е щ и н о в а т а я т е к с т у р а возникает в результате физического изменения
первичных руд и горных пород путем их механического растрескивания. Появление
мелких трещинок, объединяющихся в целую систему трещиноватости, способствует
активному не только физическому, но и химическому преобразованию исходного
вещества как в близповерхностных условиях, так и в более глубоко залегающих зонах.
П о р и с т а я т е к с т у р а характеризует строение пород и руд, подвергшихся
выщелачивающему воздействию грунтовых вод. Растворение и вынос минерального
вещества происходят обычно избирательно, в связи с чем возникают отдельные
разрозненные небольшие пустоты, называемые порами (см. рис. 14, а). Пористые
текстуры образуются обычно в верхних зонах кор выветривания или зон окисления, в
обстановке активного движения и просачивания вод. Внутренние поверхности таких пор
выстилаются иногда минералами-новообразованиями – гидроксидами железа или
марганца в сочетании с опалом или халцедоном.
К а в е р н о з н а я т е к с т у р а является разновидностью пористой текстуры. Она
характеризует строение руды или породы, пронизанной крупными (до нескольких
десятков сантиметров в поперечнике) полостями, возникшими в результате
выщелачивающего воздействия поверхностных вод (см. рис. 14, б).
К а р к а с н а я т е к с т у р а получила свое наименование благодаря своеобразному,
похожему на каркас, строению кремнисто-гидроксидных агрегатов, остающихся на месте
выщелачивания ранее сплошных сульфидных руд. Форма кремнисто-гидроксидного
каркаса определяется характером первичной трещиноватости сульфидов и особенно
характером трещинок спайности отдельных минералов. Поверхностные растворы,
циркулируя по таким трещинкам, отлагают в них кремнистое вещество, насыщенное
включениями гидроксидов железа. Вместе с тем, последующий активный вынос самого
сульфидного вещества приводит к образованию открытых полостей. В итоге создаются
минеральные агрегаты с каркасно-пористым строением, резко различным по
морфологическим признакам. Так, цементация прямолинейных, пересекающихся под
прямым углом трещинок приводит к возникновению каркаса с прямыми ровными
перегородками. Возникающие в этом случае текстуры получили наименование ящичных
(см. рис. 14, в). Цементация криволинейных трещинок ведет к возникновению
соответствующего каркаса губчатой формы. Текстуры образований такого типа получили
наименование губчатых (см. рис. 14, г). По форме каркаса, размеру ячеек, положению их в
пространстве опытный геолог может решить вопрос о составе ранее существовавших
минеральных масс. Так, по галениту и сфалериту образуются обычно каркасы ящичной
формы, по пириту, не обладающему спайностью, – каркасы губчатого строения.
Обломочная
т е к с т у р а характеризует строение руд, претерпевших
значительные физические и химические изменения. Обломочное строение часто имеют те
минеральные агрегаты, которые оказались устойчивыми к химическому разложению.
Накапливаясь в определенных зонах коры выветривания или зоны окисления, они
образуют так называемые сыпучие агрегаты, состоящие из большого числа мельчайших
зерен и обломков первичных руд – кварца, барита, пирита и т.д. (см. рис. .14, е).
П о р о ш к о в а я т е к с т у р а характеризует строение весьма тонко измельченного
несцементированного минерального вещества, состоящего из обломков различной формы
и состава. Разновидностью порошковатой текстуры является землистая, комковатая.
Р е л и к т о в а я т е к с т у р а относится к числу микротекстур. Она характеризует
сочетание различных минеральных агрегатов, один из которых сохраняется в массе
другого в виде небольших остатков от замещения (см. рис. 14, д).
Текстуры метасоматического замещения (рис. 15). В процессе выветривания
горных пород и руд наряду с физическим и химическим разрушением первичного
минерального вещества происходит образование новых минеральных агрегатов,
устойчивых в поверхностных условиях. Такое минеральное вещество отлагается как
путем выполнения пор, каверн, трещин, так и путем метасоматического замещения
15
первичных пород или руд. К числу главнейших разновидностей текстур, образованных
метасоматическим путем, относятся следующие: прожилковидная, каемчатая, сетчатая,
массивная, вкрапленная, колломорфная.
Рис. 15. Текстуры метасоматического замещения:
а – прожилковидная; б – каемочная; в – сетчатая; г – петельчатая; д – вкрапленная замещения; е – колломорфнопрожилковая
П р о ж и л к о в и д н а я т е к с т у р а возникает в тех случаях, когда вновь
образованное минеральное вещество располагается вдоль тонких трещинок, имеющих
невыдержанный, прерывистый характер (см. рис. 15, а). Подобная текстура является
результатом метасоматического замещения первичных руд и характерна для многих
новообразований коры выветривания и зоны окисления. Широко распространены, в рудах
прожилковидные агрегаты гидроксидов железа и марганца, карбонатов магния, меди,
цинка, железа, сульфатов свинца, цинка и т. д.
К а е м ч а т а я т е к с т у р а возникает в результате избирательного замещения
первичных минералов веществом-новообразованием. Последнее располагается по
границам рудных выделений, следуя контурам таких обособлений (см. рис. 15, б).
Известны каемчатые микротекстуры, образованные вторичными минералами меди
(ковеллином, халькозином, борнитом) вокруг выделений халькопирита. Весьма
характерна каемчатая микротекстура замещения гаденита церусситом и англезитом.
Каемчатые выделения гидроксидов железа часто располагаются по периферии зерен
пирита и т. д.
С е т ч а т а я т е к с т у р а характеризует строение первичных руд и горных пород,
густо пронизанных прожилками вторичных минералов. При микроскопических
исследованиях хорошо заметны неровные, извилистые границы между реликтовыми и
замещающими минералами, а также неоднородное, часто зональное строение самих
прожилков (см. рис. 15, в). Разновидностью сетчатой текстуры является петельчатая.
Отличается она от ранее описанной текстуры извилистыми, плавно изогнутыми
очертаниями минеральных агрегатов, имеющих вторичный характер (см. рис. 15, г).
Сетчатая и петельчатая текстуры характерны как для верхних, так и для глубоких зон
коры выветривания и зоны окисления.
16
М а с с и в н а я т е к с т у р а замещения возникает в результате полного изменения
первичного состава руд. Возникающие в поверхностных условиях минеральные агрегаты
приобретают массивное строение в значительном объеме рудного вещества. Образуются
они в результате метасоматического преобразования первичных агрегатов. Массивной
текстурой в отдельных участках зоны цементации обладают, например, руды, нацело
сложенные вторичными сульфидами меди. Массивной текстурой могут обладать залежи
вторичных смитсонитовых руд, массивное сложение имеют в отдельных участках
гарниерит-нонтронитовые
залежи,
возникающие
в
результате
выветривания
ультраосновных пород, и т. п.
Вкрапленная
т е к с т у р а замещения отличается от вышеописанной
разновидности только морфологически. Она характеризует строение и положение в
пространстве вторичных минеральных агрегатов, рассеянных в виде отдельных
включений в массе первичных пород или руд (см. рис. 15, д). Вкрапленный характер
имеют, например, вторичные сульфиды меди в зоне цементации. Там они наложены на
первичные сульфидные руды. Такой процесс имеет место в глубоких частях зоны
окисления, располагающихся ниже уровня грунтовых вод.
К о л л о м о р ф н а я т е к с т у р а з а м е щ е н и я – своеобразный вид текстуры,
характеризующий строение и формы выделения минеральных агрегатов, образованных
метасоматическим путем и вместе с тем обладающих колломорфным строением.
Наиболее широко распространенным морфологическим видом является колломорфнопрожилковая текстура (см, рис. 15, е). Минеральные обособления, имеющие такое строение, чаще всего представлены совокупностью различных по составу гидроксидов железа,
иногда в сочетании с коллоидным кремнистым веществом.
Текстуры заполнения полостей (рис. 16). К числу наиболее широко
распространенных текстур настоящей подгруппы относятся следующие: прожилковая,
сетчатая, брекчиевидно-цементная, корковая, друзовая, колломорфная или натечная.
Рис. 16. Текстуры заполнения открытых полостей:
а – прожилковая; б – сетчатая; в – обломочно-цементная; г – корковая; д – друзовая; е – колломорфно-почковидная
П р о ж и л к о в а я т е к с т у р а возникает при цементации открытых единичных
трещин в первичном рудном субстрате минеральным веществом вторичного
происхождения. Границы образованных таким образом прожилков имеют обычно
17
довольно четкий и даже резкий характер в отличие от границ прожилковидных
образований, возникших метасоматическим путем (см. рис. 16, а).
С е т ч а т а я т е к с т у р а отличается от вышеописанной прожилковой лишь
морфологически. Она возникает при наличии густой сети трещин в замещаемом
первичном минеральном веществе, заполненных минералами-новообразованиями (см.
рис. 16, б).
О б л о м о ч н о - ц е м е н т н а я т е к с т у р а возникает как результат цементации
частично замещенных обломков первичных руд или горных пород минеральным
веществом поверхностного происхождения (см. рис. 16, в). Например, обломки
интенсивно метасоматически измененных пород основного состава (серпентинитов) могут
быть сцементированы минеральными агрегатами гарниерит-нонтронит-асболанового
состава. Мелкие обломки полуразрушенного кварца могут быть сцементированы сложно
построенной массой гидроксидов железа и т. д.
К о р к о в а я т е к с т у р а характеризует положение в пространстве и форму
выделения минеральных агрегатов, отложенных на поверхности обломков первичных руд
или горных пород, а также положение и форму минеральных агрегатов, выстилающих
стенки крупных пустот выщелачивания – каверн. Такие минеральные агрегаты часто
имеют небольшую мощность, зональное или полосчатое внутреннее строение и часто
коллоидальное происхождение. Наружная поверхность корочек часто имеет бугристую
почковидную форму, внутренняя поверхность, то есть поверхность соприкосновения с
субстратом, повторяет форму обломка или полости, в которой отлагается минеральное
вещество (см. рис. 16, г).
Д р у з о в а я т е к с т у р а характеризует строение и характер расположения
минеральных агрегатов, состоящих из хорошо образованных, тесно сросшихся
кристаллических индивидов, называемых друзами или щетками. Такие минеральные
агрегаты, подобно вышеописанным корковым образованиям, выстилают стенки каверн,
трещин или нарастают на обломках первичных руд и горных пород (см. рис. 16, д).
Основания кристаллов располагаются на поверхности минерального субстрата, вершины
их находятся в открытом пространстве, благодаря чему такие кристаллы могут
приобретать совершенные кристаллографические ограничения.
К о л л о м о р ф н а я , и л и н а т е ч н а я , т е к с т у р а возникает в поверхностных
условиях в результате отложения минеральных масс путем коагуляции коллоидных
растворов. Разновидности натечных текстур: почковидная, колломорфно-полосчатая,
колломорфно-корковая, сталактитовая, сталагмитовая, фестончатая, глобулярная и др. Для
минеральных агрегатов подобного типа характерна сферическая, полусферическая, цилиндрическая, конусовидная форма. Образуются такие агрегаты путем отложения в
открытых полостях. Их образование обычно идет постепенно, путем послойного или
зонального отложения минерального вещества, в связи с чем внутреннее строение таких
агрегатов бывает неоднородным полосчатым или концентрически-зональным (см. рис. 16,
е).
Текстуры осадочного образования
Своеобразие текстур данной группы (рис. 17) обусловлено морфологическими
особенностями минеральных агрегатов, образованных хемогенным, терригенным или
биогенным путем на дне водоемов, представляющих собой океаны, моря, озера, русла,
долины и дельты рек, болота. Такие агрегаты имеют обычно уплощенную, реже
округленную или неправильную форму, а также форму органических остатков живых
организмов, населявших некогда водоемы, где имел место седиментогенез.
С л о и с т а я т е к с т у р а относится к числу наиболее распространенных. Она
характеризует строение руды, образованной сочетанием последовательно отложенных
уплощенных минеральных агрегатов, отличающихся друг от друга составом или
строением, а иногда и составом, и строением, часто мощностью и ориентировкой слоиков.
18
Такие минеральные агрегаты имеют выдержанный характер по простиранию и мало
меняют особенности строения на значительном расстоянии (см. рис. 17, а). К числу
разновидностей слоистых текстур можно отнести грубослоистую, тонкослоистую,
неравномерно-слоистую,
ритмично-слоистую,
неяснослоистую,
косослоистую,
волнистослоистую и др. Подобные виды текстур характерны для осадочных руд железа,
марганца, алюминия, для минеральных солей, многих месторождений строительных
материалов – глин, песков, известняков, доломитов и т. д.
Рис. 17. Текстуры осадочного образования:
а – слоистая; б – линзовидно-слоистая; в – оолитовая; г – конкреционно-цементная; д – обломочная; е – органогеннообломочная
Л и н з о в и д н о - с л о и с т а я т е к с т у р а в отличие от слоистой характеризует
строение руды, сложенной невыдержанными быстро выклинивающимися, резко
меняющими мощность уплощенными минеральными агрегатами (см. рис. 17, б).
О о л и т о в а я т е к с т у р а является разновидностью колломорфной текстуры, т. е.
текстуры, образованной в результате отложения минерального вещества из коллоидных
растворов путем их коагуляции. Отдельный оолит представляет собой округлое
концентрически-зональное, небольшое по размеру образование, в центральной части
которого часто находится небольшой обломок кварца, полевого шпата, магнетита или
другого минерала. Подобный обломок служит центром, вокруг которого происходит
послойное отложение коллоидного вещества. Минеральный состав отдельных зон оолита
может быть неодинаков (см. рис. 17, в). Руды, образованные большим скоплением тесно
привыкающих друг к другу оолитов, сцементированы часто песчано-глинистым или
глинисто-карбонатным веществом. Руды с оолитовой текстурой образуются обычно в
движущейся водной среде, например в прибрежно-морских условиях, где существует
поступательное и возвратное движение мельчайших частиц обломочного вещества.
Оолитовая текстура наиболее характерна для осадочных руд железа, марганца, алюминия.
К о н к р е ц и о н н а я т е к с т у р а возникает в рудах в тех случаях, когда
минеральное вещество обособляется в виде довольно крупных, достигающих в
поперечнике десятков сантиметров, шаровидных стяжений (см. рис. 17, г). Известны
конкреции, состоящие из оксидов алюминия, кремнезема, сульфидов железа, карбонатов
железа, кальция, магния. Разновидностью конкреционной текстуры является
19
конкреционно-цементная, характеризующая строение осадочных руд, содержащих
единичные рассеянные конкреционные включения. Руды с конкреционной текстурой
развиты в фосфоритовых месторождениях, отчасти марганцевых, железорудных, иногда
бокситовых.
О б л о м о ч н а я т е к с т у р а характеризует строение отдельных слойков в
осадочных рудах или целых горизонтов, сложенных сцементированными, часто
разновеликими, различно ориентированными обломками разнообразного состава, формы
и строения. Происхождение таких обломков связывается с процессами подводного
оползания и разрушения вещества, а также с процессами его наземного разрушения с последующим переносом и отложением в водных бассейнах (см. рис. 17, д). Обломочная
текстура часто наблюдается в сочетании со слоистой, линзовидно-слоистой.
Разновидностью обломочной текстуры является конгломератовая. Последняя
характеризует строение руды, состоящей из обломков, претерпевших значительное
окатывание.
О р г а н о г е н н а я т е к с т у р а характеризует строение руды, содержащей
окаменелые остатки организмов, чаще всего раковины или их обломки. Обилие таких
остатков в рудах при их плохой сохранности приводит к образованию органогеннообломочного материала. В этом случае текстура руды может быть названа органогеннообломочной (см. рис. 17, е).
СТРУКТУРЫ РУД
Детальное изучение структур руд проводится обычно в процессе изучения
полированных шлифов, что обусловлено мелко- и тонкозернистым строением
большинства рудных образований. Макроскопически отдельные кристаллы могут быть
установлены лишь в сравнительно крупнозернистых агрегатах. В связи с этим при
макроскопическом описании структур руд можно ограничиться лишь характеристикой
типа зернистости, подразделив структуры на явнозернистые (крупно-, средне- и
мелкозернистые) и руды с неясновыраженной или совершенно не выраженной
зернистостью. Последние характеризуются, таким образом, скрытокристаллической или
афанитовой структурой.
Крупно- и даже гигантокристаллическое строение может быть присуще
пегматитам, крупнокристаллическое строение характерно для карбонатитов.
Среднезернистое строение характерно для многих постмагматических руд – грейзеновых,
альбититовых, гидротермальных, скарновых. Мелкозернистое строение присуще
большинству магматических образований: Микрозернистое, скрытокристаллическое и
афанитовое строение устанавливается часто в рудах экзогенного происхождения: в
продуктах кор выветривания, в осадочных рудах.
В метаморфизованных рудах величина кристаллов рудных минералов обычно
возрастает пропорционально усилению метаморфических преобразований руд и
вмещающих их пород. В слабометаморфизованных рудах структуры тонкозернистые, в
интенсивнометаморфизованных – крупнозернистые.
Кроме зернистых или кристаллических структур в рудах могут присутствовать и
обломочные структуры. Характерны они для руд россыпных месторождений и отчасти
для руд осадочного происхождения.
Кроме определения структур по размеру минеральных индивидов, существует
подразделение структур по способу сочетания отдельных зерен, степени их
идиоморфизма, типу минеральных индивидов.
Детальные микроскопические исследования структур руд в сочетании с изучением
их минерального состава позволяют сделать заключение о генетической принадлежности
минеральных образований, о способе отложения минерального вещества, а иногда и о
температурных условиях отложения минеральных индивидов.
20
Существует большое количество морфогенетических разновидностей структур руд.
Из всего разнообразия их ниже охарактеризованы только некоторые, характерные,
постоянно присутствующие в рудах определенного типа.
Для руд магматического происхождения весьма характерны структуры распада
твердого раствора. Присутствуют они в титаномагнетитовых и медно-никелевых рудах.
Экспериментально установлены температуры, при которых происходит разделение
гомогенного твердого раствора на две самостоятельные минеральные фазы. Для руд
магматического происхождения температуры распада обычно высокие. Например,
магнетит и ильменит образуются за счет распада твердого раствора – титаномагнетита –
при температуре 700° С (рис. 18, а). Пламеневидная , структура распада пентландита в
пирротине возникает при температуре 450° С (см. рис. 18, б).
Рис. 18. Характерные структуры эндогенных руд:
а – пластинчатая структура распада твердого раствора (ильменит в магнетите, 700°); б – пламеневидная структура
распада твердого раствора (пентландит в пирротине, 450°); в – сидеронитовая (гипидиоморфнозернистая) структура
(черное – титаномагнетит, светлое – породообразующие минералы); г – пойкилитовая структура (включения
самородного золота в кристаллах пирита); д – метакристаллы кобальтина с реликтами в них минералов скарна; е –
ориентированно-бластическая структура железнослюдкового кварцита
В любом случае температура кристаллизации твердого раствора из рудоносного
расплава должна быть выше температуры распада твердых фаз. Температуры распада
твердого раствора получили название геологических термометров.
В титаномагнетитовых рудах часто наблюдается так называемая сидеронитовая
структура (см. рис. 18, в) – разновидность гипидиоморфнозернистой структуры. В рудах
этого типа идиоморфны, то есть обладают собственными кристаллографическими
формами породообразующие минералы – пироксены, основной плагиоклаз. В
интерстициях и межзерновых промежутках этих минералов располагаются рудные
минералы – магнетит, ильменит. Сидеронитовая структура говорит о порядке
21
кристаллизации минералов из рудоносного расплава, характерна она для руд
позднемагматического генезиса.
В рудах постмагматического происхождения – гидротермальных, скарновых –
структуры распада также присутствуют. Характерны они для совершенно других
минералов и сами температуры распада здесь значительно ниже (350–150° С). В качестве
примера можно назвать пары минералов, образующие структуры распада: сфалеритхалькопирит, сфалерит-пирротин, борнит-халькопирит и другие.
В рудах постмагматического происхождения часто наблюдаются пойкилитовые
структуры-вростки тончайших включений одного рудного минерала в другом (см. рис. 18,
г). В качестве примера можно привести включения самородного золота в кристаллах
пирита из гидротермальных золоторудных месторождений. Размеры золотин иногда так
малы, что их присутствие устанавливается только под электронным микроскопом при
увеличении в несколько тысяч раз. Для постмагматических руд характерны два способа
отложения минерального вещества – в открытых полостях путем свободной
кристаллизации из растворов и путем метасоматического замещения породы. В первом
случае структуры руд называют кристаллическими или зернистыми, во втором –
метазернистыми. Надежная диагностика метазерен возможна лишь при наличии в них
реликтов – мельчайших остатков тех минералов или того минерала, который был замещен
(см. рис. 18, д).
Размеры реликтов обычно малы, для их определения требуется тщательный
микроскопический анализ минерального вещества. Для руд метаморфического
происхождения характерны так называемые бластические структуры (см. рис. 18, е).
Минеральные индивиды в таких рудах часто очищены от примесей в результате
прошедшей перекристаллизации в твердом состоянии. При интенсивном метаморфизме
индивиды могут быть ориентированы в руде в одном направлении, при глубоких
метаморфических преобразованиях происходит укрупнение отдельных зерен, растут
порфиробласты
тех
минералов,
для
которых
характерна
большая
сила
кристаллизационного роста (магнетит, гранат и др.).
Рис. 19. Характерные структуры руд:
а – катакластическая (результат хрупкой тектонической деформации минерала); б –глобулярная и фрамбоидальная
(результат отложения из коллоидных растворов); в – метаколлоидная радиально-лучистая (результат раскристаллизации
коллоидного вещества); г – аллотриоморфнометазернистая (результат замещения галенита церусситом)
22
В эндогенных рудах часто наблюдаются структуры, происхождение которых
связано с хрупкой или пластичной деформацией минерального вещества. Их называют в
первом случае катакластическими, во втором – структурами смятия. Хрупкие минералы
(пирит, арсенопирит и др.) разрушаются с образованием осколков, обломков, часто
имеющих остроугольную форму (рис. 19, а). Их называют кластами. Пластичные
минералы (например, галенит, пирротин, халькопирит) будут деформированы, отчасти
перекристаллизованы, и их агрегаты могут цеменировать обломки хрупких минералов.
Устанавливая последовательность отложения минерального вещества в рудах
постмагматического происхождения, надо иметь в виду возможность такого механизма
образования прожилковых и брекчиево-цементных текстур.
Весьма интересные структуры наблюдаются в рудах, происхождение которых
связано с коллоидными растворами. Минеральные обособления, например, пирита
наблюдаются в виде мельчайших глобулей или сростков-фрамбойдов (см. рис. 19, б).
Характерны
такие
структуры
для
колчеданных
руд,
стратиформных
и
низкотемпературных гидротермальных образований.
Структуры руд экзогенного происхождения весьма своеобразны. Они трудны для
изучения под микроскопом. Размеры индивидов иногда столь малы, что кристаллическое
строение руды можно установить только с использованием рентгеноструктурного
анализа.
Такие
структуры
называют
скрытокристаллическими
или
криптокристаллическими. Иногда минеральное вещество экзогенного происхождения
обладает афанитовой структурой, т. е. не имеет кристаллического строения. Подобный
характер структур обусловлен широким участием в процессе экзогенного
рудообразования коллоидных растворов. Рудное вещество, отлагаясь в виде геля,
приобретает первоначально некристаллическое коллоидное строение. Последующая
раскристаллизаця коллоидов приводит к образованию метаколлоидных агрегатов,
имеющих скрытокристаллическую, микро- или тонкозернистую структуру (см. рис. 19, в).
Минеральные новообразования в зонах окисления или корах выветривания часто
образуются метасоматическим путем (например, каемки англезита и церуссита по
галениту). Структуры таких новообразований называются метазернистыми (см. рис. 19, г).
Детальное изучение структур руд с использованием полированных шлифов и
специальной учебной литературы проводится в процессе изучения курса «Лабораторные
методы исследования полезных ископаемых»).
МЕТОДИКА РАБОТЫ С КАМЕННЫМ МАТЕРИАЛОМ
Начиная работу с каменным материалом (образцами руд из месторождений
различных типов), следует придерживаться следующего плана. Рассмотрев внимательно
образец, надо прочитать этикетку, расположенную в коробке, и обязательно уяснить
полностью минеральный состав руды, пользуясь необходимыми справочниками и
консультациями преподавателя. Иногда мелкие и рассеянные включения минерала могут
оказаться главными промышленно ценными составляющими изучаемой руды. Например,
включения лопарита (размером 1–2 мм) в щелочной породе можно просто не заметить, а
этот минерал определяет ценность и комплексность руд, из которых извлекаются ниобий,
тантал, титан и редкие земли.
После определения минерального состава следует обратить внимание на характер
расположения минералов в руде, выделить и назвать присутствующие в ней минеральные
агрегаты: вкрапленники, гнезда, нодули, обломки, цемент, прожилки, основную массу,
полоски, каемки, оолиты, линзы, слойки, корки и т. д.
Соотношения минеральных агрегатов в руде определяются понятием «текстура»:
вкрапленная, гнездовая или пятнистая, нодулярная, брекчиевая, брекчиево-цементная,
прожилковая, массивная, полосчатая, каемчатая, оолитовая, линзовидная, слоистая,
корковая и т. д. Определив морфологический вид текстуры и зная минеральный состав
23
руды, необходимо определить морфогенетический тип текстуры, воспользовавшись
генетической классификацией текстур эндогенных, эндогенно-экзогенных и экзогенных
руд. Например, брекчиево-цементная текстура может быть встречена как в рудах
магматического, так и в рудах постмагматического происхождения. Однако, определив,
что руда содержит обломки породы основного состава, а цемент сложен сульфидами
(пирротином, пентландитом, халькопиритом), можно уверенно говорить, что наблюдаемый тип срастаний относится к группе текстур отжимания расплава по тектоническим
нарушениям, а руды относятся к формации халькопирит-пирротин-пентландитовой в
основных породах.
Определив морфогенетический тип текстуры, можно затем охарактеризовать
структурные особенности минерального вещества в каждом отдельно взятом
минеральном агрегате. Например, структура породы, представленной в руде обломками,
мелкозернистая, а структура рудного сульфидного цемента – средне- или даже
крупнозернистая. Прочитав раздел «Структуры руд» и рассмотрев рисунки в пособии,
можно получить представление и о других характерных особенностях сульфидного
агрегата, например, о присутствии в нем структур распада твердого раствора и т. д.
Изучение минерального состава и строения руд полезно сопровождать зарисовками
штуфных образцов.
Кроме констатации минеральных соотношений в рудах можно проводить и анализ
последовательности образования минеральных агрегатов, что позволяет воссоздать
стадийность, а иногда и этапность рудообразующего процесса, восстановить обстановку
накопления минерального вещества (рис. 20).
Рис. 20. Примеры графического анализа последовательности образования минералов в рудах с различным
минеральным составом и текстурными особенностями:
а – г – текстуры (а – жильная и крустификационная; б – брекчиевая, кокардовая, цементная; в – пересечения прожилков;
г – каемчатая метасоматического замещения и реликтовая): 1–5 – взаимоотношения минералов (1 – минералы 1 и 2
образуются одновременно; 2 – минералы 1 и 2 образуются последовательно; 3 – минерал 1 пересекается прожилками
минерала 2; 4 – обломки минерала 1 цементируются минералом 2; 5 – минерал 2 замещает минерал 1)
24
Анализируя в дальнейшем соотношения минералов и минеральных агрегатов в
рудах одного типа, можно составить общую схему последовательности образования
минералов, выделив парагенетические ассоциации минералов и стадии их образования.
Подробные схемы с использованием данных микроскопических исследований студенты
составят во время написания курсовых работ по предмету «Лабораторные методы
исследования полезных ископаемых».
Хибинское месторождение (Al, P)
Характеристика месторождения дана по В.М. Григорьеву и др., 1992 г.
Месторождения апатит-нефелиновой формации приурочены к Хибинскому
массиву нефелиновых сиенитов – конической интрузии центрального типа с
незамкнутым на востоке кольцевым строением (рис.). Оно расположено на
Кольском полуострове и занимает площадь 1300 км2. Возраст массива девонский – 300 млн лет. Массив формировался при многократном внедрении
щелочной магмы.
Залежи апатит-нефелиновых руд пространственно связаны с интрузией
ийолит-уртитовых (нефелин-эгириновых) пород, прослеживающихся на
расстояние более 70 км. Интрузия залегает между грубозернистыми
(хибинитами) и среднезернистыми (рисчорритами) нефелиновыми сиенитами
и падает к центру массива под углом 2–70°.
Рудные тела представлены пластообразными и линзообразными залежами
протяженностью до нескольких километров при мощности до 200 м. Глубина
распространения руд по вертикали достигает 1,5 км. В висячем боку рудных
тел располагаются богатые пятнистые и пятнисто-полосчатые апатитнефелиновые руды, содержащие 60–80 % апатита. В лежачем боку залегают
бедные линзовидно-полосчатые и сетчатые апатит-нефелиновые руды с
содержанием апатита 40–45 %.
Апатит-нефелиновые руды пространственно и генетически связаны с
комплексом щелочных пород, внедрение которых постепенно смещалось от
периферии к центру. На заключительных стадиях глубинной магматической
дифференциации
возник
остаточный
ийолит-уртитовый
расплав,
обогащенный фосфором. Этот расплав был выжат в полость, раскрывшуюся
в коническом разломе между хибинитами и рисчорритами. Обособление
апатитовых
руд
происходило
в
процессе
кристаллизационногравитационной дифференциации расплава. Ийолит-уртитовый комплекс
образовался в результате трех последовательных внедрений – подстилающей
пачки ийолит-уртитов, продуктивной пачки массивных уртитов и руд, а
также вышележащей пачки полевошпатовых ийолитов.
25
Рис. Схематическая геологическая карта Хибинского щелочного массива
с геологическими разрезами.
1 – хибиниты трахитоидные; 2 – рисчорриты массивные; 3 – уртиты,
ийолиты, ювиты, малиньиты, мельтейгиты, луявриты трахитоидные; 4 –
уртиты массивные, пегматоидные, неравномерно- и среднезернистые; 5–6 –
апатит-нефелиновые руды: 5 – массивные, 6 – брекчиевые; 7 – луявриты
массивные; 8 – фойяиты трахитоидные. Месторождения:
I – Партомчорр, II – Куэльпор, III – Кукисвумчорр, IV – Юкспор, V –
Апатитовый цирк, VI – Плато Расвумчорр, VII – Эвеслогчорр, VIII –
Коашва, IX – Ньоркпахк, X – Олений ручей
Месторождение Акчатау (Мо, W)
Описание месторождения приведено по В.И. Смирнову, 1974 г.
Молибден-вольфрамовое месторождение Акчатау расположено в Центральном Казахстане в северной части Джунгаро-Балхашской геосинклинали, на
участке сочленения Жаман-Сарысуйского антиклинория и Токрауской
впадины. В геологическом строении Акчатауского района принимают
участие
эффузивно-осадочные
образования
нижнесилурийского,
верхнедевонского и нижнекаменноугольного возраста, неогеновые и
четвертичные отложения.
Нижнесилурийские
отложения
представлены
песчаниками,
26
алевролитами и аргиллитами; девонские – андезитами, липаритовыми
туфами,
туффитами,
туфопесчаниками,
туфоалевролитами
и
туфоаргиллитами;
каменноугольные
вулканогенные
образования
характеризуются пестрым составом от андезитов – до липаритов;
неогеновые – сложены красноцветными глинами.
Интрузивная деятельность широко проявилась в каменноугольном и
пермском периодах в виде многочисленных плутонов, жерловых
образований, субвулканических интрузий и даек. Наибольшее практическое
значение имеет постнижнепермский интрузивный комплекс, слагающий
Акчатауский гранитный массив, с которым пространственно и генетически
связано редкометальное оруденение района. Массив занимает площадь 26 ×
10 км, в западной части обнажается на площади 5 × 4 км. Возраст
акчатауских гранитов определен в 300 ± 10 млн. лет.
В районе проявлены каледонский и герцинский этапы складчатости.
Силурийская осадочная толща смята в антиклинальную складку северозападного направления; на дислоцированных породах силура залегают
интенсивно смятые породы нижнего карбона; в ядре складки обнажается
слабо затронутый эрозией Акчатауский массив, предположительно
сформировавшийся на небольшой глубине.
Складчатые
структуры
осложнены
крупными
тектоническими
нарушениями типа сбросов и сбросо-сдвигов с амплитудой смещения более 1
км и мелкими сдвигами с амплитудой в десятки и сотни метров.
Рис. Схематический продольный геологический разрез Акчатауского
гранитного плутона по обобщенным геологическим, геолого-разведочным и
геофизическим данным (по В.А. Жарикову и Г.П. Зарайскому).
1 – крупнозернистые граниты I фазы; 2 – средне- и мелкозернистые
граниты II и III фаз; 3 – терригенные и вулканогенные вмещающие породы; 4
– кристаллические породы докембрийского фундамента; 5 – рудные тела; 6 –
контактовые роговики
Западная часть Акчатауского рудного поля сложена песчано-сланцевой
27
толщей
силура,
подвергшейся
хлоритизации,
серицитизации
и
окварцеванию; в восточной и юго-восточной частях залегает песчаноконгломератовая и эффузивно-пирокластическая каменноугольная толща;
большая часть рудного поля занята интрузивными породами
среднекаменноугольного топарского и постнижнепермского акчатауского
комплексов: микродиоритами, адамеллитами, кислыми гранитами и их
дайковыми производными (гранодиорит-порфирами, кварцевыми диоритпорфиритами, диоритовыми порфиритами, аплитами, пегматитами).
Граниты акчатауского комплекса имеют сложное внутреннее строение и
образованы в три фазы. Крупнозернистые граниты первой фазы формируют
купол, обнажающийся на поверхности, среднезернистые граниты второй
фазы и мелкозернистые граниты третьей фазы представлены пологими
пластовыми телами, располагающимися в гранитах первой фазы.
Дайковые образования встречаются главным образом в крупнозернистых
гранитах первой фазы; со среднезернистыми гранитами второй фазы связаны
интрарудные дайки аплитов, секущие грейзеновые тела и кварцвольфрамитовые жилы.
Между двумя куполами крупнозернистых гранитов расположен
среднекарбоновый безкорневой массив адамеллитов, представляющий
трещинную интрузию размером 3,8 × 0,6 км. На глубине 350–450 м
адамеллиты срезаются акчатаускими гранитами. Песчано-сланцевые породы
в зоне экзоконтакта интенсивно ороговикованы, ширина контактового ореола
1–3 км.
Месторождение расположено в западной части Акчатауского массива и
относится к грейзеновой группе. Главная масса грейзеновых тел размещается
в эндоконтактовой части гранитного массива и в адамеллитах. В
ороговикованных песчаниках грейзенизация проявлена слабо.
Грейзеновые тела образуют четыре области сгущения: Центральный и
Юго-Восточный, Юго-Западный, Западный и Северный участки. Названные
участки состоят из групп грейзеновых тел, часто образующих подобие
«пучков». Всего выделяется 22 апогранитных эндоконтактовых и
экзоконтактовых «пучков». Все апогранитные «пучки» грейзеновых тел
Западного массива встречаются только на склонах купола, при этом
выделяются южносклоновые и северосклоновые
«пучки». Центральная
водораздельная часть массива безрудная.
Намечается ветвление южносклоновых «пучков» в северном направлении
к водораздельной части массива, а северосклоновых – на юг. Наблюдается
закономерная приуроченность «пучков» к субмеридиональным гребневидным
выступам гранитов второй фазы. Наиболее мощные грейзеновые тела
располагаются в центральных частях «пучков» и на удаленных от вершины
флангах. Маломощные оперяющие грейзеновые тела околовершинной части
отличаются по составу и быстро выклиниваются на глубину. В. Боголепов
выделяет на Акчатауском месторождении внешние и внутренние фации
грейзенов. Состав внешних фаций изменяется в зависимости от характера
28
исходных пород: по гранитам образуются грейзенизированные граниты
и кварц-мусковитые грейзены, по адамеллитам – калишпатизированные
адамеллиты, хлоритизированные адамеллиты, кварц-хлорит-мусковитовые и
кварц-мусковитовые грейзены. Внутренние фации – апогранитные и
апоадамеллитовые – аналогичны по составу, представлены кварцтопазовыми, топаз-кварцевыми и кварцевыми плотными грейзенами.
Грейзеновые тела характеризуются зональным строением по горизонтали
и вертикали. В поперечном сечении отчетливо выражены внутренняя и
внешняя фации, причем внутренняя фация резко преобладает над внешней (в
отношении от 10 : 1 до 200 : 1). По вертикали выделяются четыре пояса:
подрудный, основной рудный, надрудный и второстепенный рудный.
Границы между поясами на вертикальных проекциях имеют вид дуг,
обращенных выпуклостью вверх. Основной рудный пояс приурочен к
области перехода кварц-топазовых грейзенов в кварцевые грейзены и
образует слабонаклонную рудную ленту, отделяющуюся по вертикали от
второстепенного рудного пояса 100–150-метровой полосой безрудных кварцтопазовых грейзенов. Второстепенный рудный пояс сложен телами второго,
третьего, четвертого и пятого типов.
Вертикальный размах оруденения в основном рудном поясе 100–200 м,
редко 250 м, во второстепенном поясе 30–50, редко 100–150 м, при этом
оруденение содержится только в кварцевых жилах.
На месторождении известно более 300 грейзеново-жильных тел, которые
разделяются на пять типов, отличающихся по составу и промышленной значимости.
1. Мощные грейзеновые тела зонального строения, в которых заключены
основные запасы руд. На поверхности представлены надрудными, кварц-топазовыми грейзенами, с глубиной переходят в оруденелые плотные
кварцевые грейзены и еще ниже в подрудные пористые кварцевые грейзены.
2. Кварц-мусковитовые псевдоморфные грейзеновые тела с прожилками
кварца с вольфрамитом или с зонами крупночешуйчатого мусковита, в
срастании с которым встречаются кристаллы вольфрамита.
3. Кварцевые грейзены.
4. Кварц-полевошпатовые жилы с вольфрамитом, грейзенизация отсутствует или развита ограниченно.
5. Кварц-турмалиновые грейзены.
Грейзеновые тела второго, третьего, четвертого и пятого типов большей
частью являются оперяющими и более поздними, возникают
преимущественно на флангах «пучков».
Грейзеновые рудные тела первого типа обычно слагают центральные
части «пучков», имеют мощность от долей метра до 40 м, простирание
субмеридиональное с крутыми углами падения 70–85° на запад и восток.
Морфология грейзеновых рудных тел в гранитах сложная; они часто
ветвятся, сливаются, на глубинах 30–60 м расщепляются и вновь
соединяются, иногда сопровождаются параллельными слепыми телами
29
грейзенов с жилами мощностью до 1 м; обычно приурочиваются к системам
различно ориентированных коротких трещин, образующих линейновытянутые зоны брекчирования.
Полосы
грейзенов
разделены
линзами
неизмененных
или
грейзенизированных гранитов; в каждом грейзеновом теле встречаются
реликты грейзенизированных гранитов. Наибольшие мощности грейзенов
наблюдаются в местах пересечения жилами трещинных зон в гранитах и
сопряжения жил с различными элементами залегания.
Отношение суммарной мощности кварцевых жил и прожилков к
суммарной мощности грейзенов, слагающих рудные тела, колеблется от 1 : 3
до 1 : 30 при среднем значении 1 : 10.
Форма кварцевых жил внутри грейзенов обычно прямолинейная, реже
извилистая. Мощность жил большей частью 0,1–0,2 м с колебанием от
нескольких сантиметров до 0,5 м. Количество жил в поперечном сечении
грейзеновых тел 5–6, прожилков 10–15.
Кварцевые и кварц-топазовые грейзены количественно преобладают над
другими разностями грейзенов и содержат основную часть запасов
вольфрама и молибдена. С глубиной в грейзенах наблюдается снижение
содержания топаза и повышение содержания слюды и кварца, постепенная
смена кварц-топазовых и кварцевых грейзенов на флангах кварцмусковитовыми, жильного кварца – мусковитом.
Минеральный
состав
рудных
тел
разнообразен.
Наиболее
распространены: кварц, представленный многими разновидностями и
генерациями, мусковит, топаз, пирит; к среднераспространенным относятся:
вольфрамит, молибденит, флюорит; малораспространенные – турмалин,
биотит, полевые шпаты, шеелит, висмутин,
сфалерит, халькопирит,
касситерит, бисмит.
Вольфрамит в жилах распределен весьма неравномерно, приурочен преимущественно к осевым и призальбандовым частям жил; размеры отдельных
вкрапленников вольфрамита колеблются от сотых долей миллиметра до 20 –
50 мм и более, гнезд – от первых сантиметров до 1 м, линз – до 10–20 м при
мощности до 10 см. В грейзенах распределение вольфрамита более равномерное в виде мелких вкрапленников. Соотношение количества
вольфрамита в грейзенах и кварцевых жилах Юго-Восточного участка 1:1,
Центрального 2:1. Относительное содержание вольфрама в шеелите к
общему колеблется от 10 до 33 %.
Содержание WO3 в вольфрамите 74,12–75,65 %, FeO 9,0–13,5 %, МnО
9,66–14,11 %, соотношение ферберитовой и гюбнеритовой молекул 54 : 46;
отмечается повышенное содержание скандия.
Молибденит присутствует в гранитах, пегматитах, грейзенах и кварцевых
жилах в виде отдельных кристаллов, вкрапленников, прожилков и гнезд, не
имеющих практического значения.
В целом в верхних частях рудных лент основного пояса отмечается повышенное содержание вольфрама, молибдена при общем затухании оруденения
30
с глубиной. При этом в верхних частях рудных лент вся рудная минерализация локализуется исключительно в кварцевых жилах и прожилках, в средних частях оруденелыми являются и жилы, и грейзены; в нижних частях преобладает тонковкрапленное оруденение вольфрама и молибдена в
маломощных кварцевых прожилках; мощные жилы безрудны.
Специфической особенностью Акчатауского месторождения является интенсивное растворение вольфрамита в приповерхностной зоне. Продукты
физического и химического выветривания вольфрамита развиты до глубины
10–15 м от поверхности. До глубины 5–8 м молибденит полностью и до 15–
20 м частично выщелочен или замещен повеллитом, ферримолибдитом,
лимонитом.
Формирование Акчатауского месторождения предположительно проходило в следующей последовательности. После раскристаллизации гранитов в
верхней части, в тектонически ослабленные зоны поступали самые ранние
порции рудоносных растворов. Вслед за ними внедрились дайки гранитаплитов, секущие ранние рудные жилки. Последующие порции растворов,
имевшие
высокую
физико-химическую
активность,
интенсивно
взаимодействовали с вмещающими породами. Продуктами метасоматоза
гранитов явились околожильные зоны кварцевых, кварц-топазовых, кварцслюдяных грейзенов и грейзенизированных гранитов. Уменьшение степени
кислотности растворов вызвало осаждение вольфрама, молибдена и др.
Наиболее поздние порции растворов, отделенные от ранних комплексов
тектоническими подвижками, образовали секущие жилы и прожилки гребенчатого кварца с сульфидами меди, свинца и цинка, жилы роговикового
кварца и кальцита.
Сорское медно-молибденовое месторождение
Описание месторождения приводится по В.В. Авдонину, 1998 г.
Месторождение находится на восточном склоне Кузнецкого Алатау и
располагается в приосевой, апикальной части Уйбатского плутона,
являющегося представителем формации орогенных батолитов пестрого
состава и локализованного в одном из поднятий складчатой системы
каледонид Алтае-Саянской области. Массив, возраст которого оценивается в
476 млн лет, прорывает рифейские и нижнекембрийские карбонатные
формации, сменяющиеся в верхней части разреза вулканогенными породами.
Рудное поле сложено магматическими породами различных фаз внедрения –
диоритами, сиенито-диоритами, сиенитами, плагиогранитами, формирование
которых сопровождалось процессами магматического замещения и
ассимиляции.
В южной части месторождения прослежен широтный пояс дорудных
даек спессартитов и диоритовых порфиров. Вслед за ними были образованы
субвулканические тела субщелочных порфиров сложной формы,
сопровождающиеся эруптивными брекчиями. Самые поздние послерудные
31
дайки диабазовых порфиритов и ортофиров являются корнями девонских
эффузивов, развитых в Минусинских впадинах. Основная масса руды
сосредоточена в плагиогранитах и в меньшей степени в меланократовых
породах, образующих их кровлю (рис. ).
Рис. Схематическая геологическая карта и разрезы Сорского рудного
поля. Составил В. Покалов с использованием геологических карт М. Белузы,
А. Семенова и материалов Сорской ГРП.
1 – дайки ортофиров; 2 – дайки диабазовых порфиритов; 3 –
субщелочные кварцсодержащие порфиры II; 4 – вулканическая брекчия; 5 –
субщелочные кварцсодержащие порфиры I; 6 – кварц-полевошпатовые тела:
а – существенно кварцевые, б – существенно полевошпатовые; 7 – дайки
спессартитов; 8 – дайки диоритовых порфиритов; 9 – граниты; 10 – диориты;
11 – контур прожилково-вкрапленных руд; 12 – рудная брекчия
Рудный штокверк локализован в узле пересечения широтной и северозападной тектонических зон. Помимо этого, рудные жилы и прожилки
контролируются трещинами других направлений, в том числе пологими
контракционными трещинами. Мощности жил и прожилков колеблются от
долей сантиметра до одного метра, преобладают – 5–20 см.
Рудный штокверк состоит из двух (западной и восточной)
32
относительно обособленных частей, каждая из которых имеет северозападную ориентировку и содержит в центральной части практически
безрудное ядро, состоящее из штокообразных тел кварцевых,
полевошпатовых и кварц-полевошпатовых образований с бедной медной
минерализацией. Эти наиболее ранние образования сменяются зонами
богатых брекчиевых руд и окружены более поздними прожилковыми и
прожилково-вкрапленными рудами, содержащими основные запасы
молибдена и меди. Максимальная глубина распространения штокверкового
оруденения составляет в центре около 1000 м, а на флангах – 300–500 м.
Вкрапленные и прожилково-вкрапленные руды состоят из крупных
сферолитовых выделений молибдена, мелкозернистого пирита, борнита и
халькопирита, изредка встречается рутил. Жильные минералы – кварц и
незначительные количества мусковита с реликтами калиевого полевого
шпата. Температура образования руд, по данным гомогенизации первичных
включений в кварце, составляет 380–440 °С. Образование брекчиевых руд
связано с эксплозивными процессами и происходило при температуре 310–
380 °С. Завершился рудный процесс формированием свинцово-цинковой
минерализации, проявленной маломощными кварцево-карбонатными
прожилками с флюоритом, пиритом, сфалеритом, галенитом, халькопиритом,
блеклой рудой, висмутом, буланжеритом, галеновисмутитом. Эта
минерализация развита в периферических частях месторождения среди
березитизированных пород. Самыми поздними являются редкие прожилки
карбонатов. Рудная зональность на месторождении проявлена слабо и
выражена в приуроченности максимальных концентраций меди, а также
сопутствующих серебра и цинка к центральным частям штокверковых тел; к
флангам содержание меди уменьшается, а молибдена остается практически
постоянным. Вольфрам не характерен для Сорского месторождения, но в
верхних горизонтах отмечаются несколько повышенные его содержания. Содержание рения в молибдените с глубиной уменьшается – от 80–100 г/т на
верхних горизонтах до 10–25 г/т на глубине 800–900 м. По мнению В.
Покалова, оруденение Сорского месторождения сформировано в результате
прерывистой струйчатой деятельности магматогенной рудогенерирующей
системы.
Месторождение Хайдаркан (CaF2, Sb, Hg)
Хайдарканское месторождение находится в Киргизии, к югу от г. Ферганы
(П.Д. Яковлев, 1990). Рудное поле приурочено к антиклинальной складке
палеозойских осадочных пород, осложненной крупными продольными
разрывными нарушениями и более мелкими косоориентированными тектоническими трещинами. В результате значительных перемещений (сотни
метров) по крупным разломам возникла сложная блоковая структура рудного
поля. Дайки диабазовых порфиритов имеют по отношению к складчатой
структуре поперечную ориентировку. Рудоносные джаспероиды развиваются
33
главным образом вдоль контактовой зоны известняков и залегающих над
ними сланцев среднего карбона (рис.). Сланцы аргиллизированы и
серицитизированы.
Рудные тела характеризуются сложной формой, небольшими размерами и
размещены в породах крайне неравномерно. Около 60 % всех руд заключено
в джаспероидах, 26 % в массивных известняках, 10 % в слоистых известняках
и только 1 % в сланцах. Участки локализации руд определяются мелкими
складками
и
осложняющими
их
тектоническими
трещинами,
распространением джаспероидов и экранирующими сланцами. Секущие
рудные тела (жило- и столбообразные) преобладают над согласными.
Руды Южной антиклинали монометалльные, основной рудный минерал –
киноварь; изредка встречаются антимонит, пирит, блеклые руды,
метациннабарит и самородная ртуть; нерудные минералы – кварц, кальцит,
флюорит и барит.
Оруденение Северной антиклинали представлено комплексными
сурьмяно-ртутными рудами с флюоритом. Соотношение киновари и
антимонита сильно колеблется, а поэтому состав руд изменяется от чисто
ртутных до почти чисто сурьмяных. Местами отмечаются реальгараурипигментовые руды, а киноварь присутствует в виде примеси.
Рис. Поперечный разрез Хайдарканского месторождения. По К. О.
Осмонбетову:
1 – валунно-галечные отложения (Q); 2 – сланцы песчано-глинистые (С2); 3–5
– известняки: 3 – тонкослоистые (С2), 4 – грубослоистые (С1-2), 5 –
массивные (C1);
6 – сланцы глинистые, песчано-глинистые с линзами
34
известняков (D1-2); 7 – сланцы глинистые, углисто-глинистые, известняки (S12); 8 – джаспероиды со скоплениями киновари; 9–11 – разрывные нарушения:
9 – надвиги, 10 – рудоконтролирующие, 11 – прочие
Устанавливаются четыре стадии рудного процесса:
1) образования
джаспероидов; 2) кварц-флюорит-антимонит-киноварная; 3) кальциткиноварная; 4) реальгар-аурипигментовая. Кроме антимонита в рудах
наблюдаются и другие минералы сурьмы: фаматинит Cu3SbS4, бертьерит,
хайдарканит (гетчеллит) – AsSbS3.
Месторождение является гидротермальным низкотемпературным. Главные
минералы отлагались при температуре 284–68 °С. Большинство
исследователей считают возраст оруденения позднегерцинским (поздняя
пермь-триас) и высказывают предположение о парагенетической связи его с
малыми интрузиями и дайками диабазовых порфиритов, кварцевых
альбитофиров и кварцевых монцонитов заключительных этапов герцинского
магматизма, проявленного в районе месторождения.
Удоканское серебро-медное месторождение
Удоканское месторождение представляет тип медистых песчаников и
залегает на верхнем стратиграфическом уровне мощного (до 12 км)
раннепротерозойского
удоканского
карбонатно-терригенного
формационного комплекса, вьшолняющего Кодаро-Удоканский прогиб или
одноименную структурно-формационную зону (Северное Забайкалье).
Медная минерализация стратиформного типа приурочена к отложениям
верхней сакуканской подсвиты, перекрытой завершающей комплекс
аргиллит-алевролитовой толщей свиты намингу (рис. ). Пачка меденосных
отложений занимает примерно среднюю часть подсвиты, подстилается
подрудной и перекрывается надрудной толщами преобладающе
кварцитовидных песчаников.
Отложения смяты в брахисинклинальную складку, удлиненную в
северо-западном направлении, с опрокинутым юго-западным крылом.
Северо-восточное и юго-западное крылья в центральной части складки
падают на юго-запад под углами 30–60°. Мощность верхнесакуканской
подсвиты в северо-восточном крыле достигает 800 метров, в юго-западном
крыле уменьшается до 200–450 метров. Мощность рудной толщи (пачки)
изменяется от 260–700 метров (северо-восточное крыло) до 40–200 метров
(юго-западное крыло) (Геологические . . ., 1999).
На севере и юге в непосредственной близости от месторождения
песчанистые отложения подстилающих нижне-средне-сакуканской подсвит
прорваны гранитоидными интрузиями раннепротерозойского кодарского и
палеозойского комплексов – соответственно Кеменским и Ингамакитским
плутонами. Слагающие брахисинклиналь осадочные толщи и стратиформные
рудные залежи в них пересекаются также мощными (до многих десятков
метров) и протяженными (до многих километров) дайками долеритов и
35
лампрофиров. а также редкими незначительными по размерам кальцитовыми
и кварцевыми жилами, в участках пересечения рудных залежей, особенно
вблизи даек, содержащими те же, что и в рудных телах, сульфиды.
В составе рудной толщи выделено несколько литолого-фациальных
типов отложений: фация песчаных, алевритовых и пелитовых осадков
прибрежно-морского мелководья; фация песчано-галечных отложений
активных донных потоков прибрежной зоны моря; фация песчаных,
алевритовых осадков подводной дельты: фация алевритовых, пелитовых,
реже песчаных осадков лагун.
Рис. Геологический план и разрезы Удоканского месторождения по В.С.
Чечеткину и др., 2002 г.
1 – четвертичные аллювиальные и ледниковые отложения; 2 – 5 –
нижний протерозой, удоканский комплекс: 2 – намингинская свита:
36
метаалевролиты, метааргиллиты с прослоями известковистых песчаников, на
поверхностях напластования многочисленные знаки ряби и течения; 3 –
сакуканская свита, верхняя подсвита: метапесчаники, часто известковистые,
метаалевролиты, метааргиллиты; 4 – сакуканская свита, средняя подсвита:
метапесчаники, метаалевролитопесчаники; 5 – сакуканская свита, верхняя
подсвита: меденосный горизонт; 6 – верхний палеозой, ингамакитский
комплекс: дайки лампрофиров; 7 – нижний протерозой, кодарский комплекс:
граниты, гранодиориты биотитовые; 8 – нижний протерозой, кеменский
комплекс: дайки габбро-диабазов; 9 – элементы залегания слоистости: а –
наклонного, б – опрокинутого; 10 – скважины: а – на карте (пробуренные с
поверхности), б – на разрезах; 11 – штольни
Фация песчаных, алевритовых, пелитовых осадков прибрежноморскогомелководья
Отложения слагают подрудную и надрудную толщи, а также
участвуют в строении рудной толщи, переслаиваясь с подводнодельтовыми, лагунными отложениями и сменяя их по литорали. Они
представлены
мелкозернистыми,
редко
среднезернистыми
до
разнозернистых серыми
кварцитовидными
олигомиктовыми
песчаниками
с кварцевым, серицитовым, карбонатным, обычно
смешанным цементом базально-коррозионного и порово-коррозионного
типов, с участием алевролитов, редко аргиллитов. Обломочная фракция
песчаников и алевролитов состоит из окатанных обломков кварца (до 60–70
%) и полевых шпатов (до 30–40 %). В незначительном количестве в тяжелой
фракции отмечаются хорошо окатанные обломки турмалина, сфена, апатита,
циркона, гематита.
Сортировка обломочного материала в основном
хорошая.
В отложениях фации широко распространены мелкие и крупные слои и
серии слоев разнонаправленной косой слойчатости, слабо срезанные или
сильно срезанные, чередующиеся с мелкими и крупными сериями
косоволнистой слойчатости или с массивными песчаниками и алевролитами.
Слойчатость обусловлена чередованием слойков, различающихся по
гранулометрическому или вещественному составу. Ритмическая сортировка в
сериях косой
слойчатости
слабая,
нередко
не фиксируется, что
характерно для морских осадков в отличие от речного аллювия, где подобная
сортировка обычно выражена
отчетливо
(Ботвинкина и др., 1963). В породах иногда фиксируются признаки
оползания осадков – текстуры скучивания. По данным массовых замеров
ориентировки косой слойчатости преимущественный перенос обломочного
материала при накоплении отложений данной фации происходил в югозападном и западном направлениях.
В этих же направлениях уменьшается до 150–400 метров их мощность
при уменьшении размеров обломочной фракции осадков, в составе которых
преобладают тонкозернистые песчаники, алевропесчаники и алевролиты.
37
Подобное закономерное уменьшение мощности отложений в направлении
сноса, сопровождаемое уменьшением размеров обломочной фракции,
наряду с широким развитием в осадках наклонной, косой слабо-срезанной,
сильно-срезанной (перекрестной) слойчатости, внутриформационных
размывов, характерно для прибрежной зоны моря, где оседает основная
масса приносимого с континента материала, а с удалением от берега
мощность осадков уменьшается и отлагающийся материал становится более
тонким.
Фация песчано-галечных отложений активных донных потоков
прибрежной зоны моря
Среди прибрежно-морских отложений залегают многочисленные
пласты внутриформационных конгломерато-брекчий мощностью до 1,5–2,0
метров и протяженностью до многих сотен метров, образованных в
результате размыва слабозатвердевших (о чем свидетельствуют следы
пластических деформаций в галечном материале) пород. Обычно
уплощенные гальки и обломки размером до 7–10 см представлены
аргиллитами, редко алевролитами и слойчатыми песчаниками, количество
их варьирует в широких пределах в разных частях одного и того же пласта.
Обломочный материал сцементирован мелкозернистым, разнозернистым до
среднезернистого плохо сортированным олигомиктовым известковистым
песчаником, часто – песчанистым известняком. Обычно отмечается слабое
погрубение обломочной фракции, заполняющей массы конгломератобрекчий, сравнительно с обломочной фракцией песчаников. Замечено
постепенное замещение последними конгломерато-брекчий в пределах
одного слоя.
Конгломерато-брекчий обладают крупной косой, в том числе
перекрестной слойчатостью, что свидетельствует об образовании их в
условиях активного гидродинамического режима и о частой смене
направлений движения воды при образовании пласта. Подобная
неустойчивость направлений водного потока характерна для донных
морских течений, меняющих направленность (к берегу, от берега или вдоль
него), в отличие от русловых отложений континентальных водотоков,
формирующих, за редчайшими исключениями, слои осадков с косой
слойчатостью, ориентированной примерно в одном направлении.
Фация песчаных, алевритовых осадков подводной дельты
Как и внутриформационные конгломераты, отложения данной фации
участвуют в составе рудной толщи, залегают среди прибрежно-морских
осадков и многократно чередуются в разрезе в виде линз и лент мощностью
от десятков сантиметров до десятков метров и протяженностью в западном,
юго-западном направлениях до многих сотен метров. Они представлены
мелкозернистыми олигомиктовыми песчаниками, алевро-песчаниками,
песчанистыми алевролитами с кварцевым и серицитовым цементом,
38
обладают плитчатой отдельностью, подчеркивающей поверхности раздела
косых слоев-плиток. Плитчатые песчаники образуют косослоистые серии,
часто слабо или сильно срезанные (перекрестные). Наклон косых слоев в
соседних пластах
разный, нередко слоистость полого наклонная, при
этом наблюдаются знаки волновой ряби на поверхностях наслоения.
Слабо срезанная и сильно срезанная (перекрестная) косая слоистость в
пачках описываемых отложений указывает на формирование
последних в условиях меняющих направление водных потоков, а
повсеместно наблюдаемое фациальное выклинивание этих отложений и
замещение их по площади и в разрезе прибрежно-морскими свидетельствует
о том, что упомянутые потоки представляли собой донные течения в
прибрежной зоне моря. При анализе распределения отложений донных
течений в меденосной толще выясняется преимущественное их развитие в
северо-западной половине северо-восточного крыла брахисинклинали. Здесь
они в виде многочисленных линз переслаиваются с осадками прибрежноморского мелководья, образуя пачку мощностью до первых сотен метров.
Вся пачка прослеживается отсюда к западу, где мощность ее заметно
уменьшается. Направление сноса обломочного материала, по данным
массовых замеров ориентировки косослоистых серий в плитчатых
песчаниках, в общем также соответствует этому направлению. В югозападном крыле брахисинклинали и в восточной части северовосточного
крыла отложения донных течений образуют редкие и маломощные (до
первых метров) линзы среди прибрежно-морских отложений. На юговосточном замыкании складки они встречаются в виде единичных прослоев
мощностью до 2 метров.
Накопление мощных и многочисленных линз и пластов отложений
донных течений прибрежной зоны моря в западной части северо-восточного
крыла брахисинклинали объясняется существованием в этой части морского
бассейна более или менее устойчивых потоков, представляющих дельту
крупного водотока. Веерообразное растекание речных вод в виде отдельных
рукавов в прибрежной зоне моря обусловило формирование линз
косослоистых плитчатых песчаников на отдельных участках морского дна и
побережья, а миграция этих рукавов во времени и пространстве обусловила
ту пеструю картину в распределении подводно-дельтовых отложений среди
прибрежно-морских, которая мы наблюдается сейчас на различных участках
месторождения.
Фация алевритовых, пелитовых, реже песчаных отложений
лагун
Отложения залегают среди мелководно-морских осадков в виде
мощных (до 10–15 метров)
и
протяженных
(до
нескольких
километров)
пластов разнозернистых алевролитов, аргиллитов при
участии прослоев алевропесчаников.
Распространена горизонтальная
слабоволнистая слойчатость, обусловленная чередованием слойков с
39
различным гранулометрическим составом. На поверхностях наслоения, как,
впрочем, и на поверхностях наслоения осадков других фаций, обычны знаки
ряби, трещины усыхания. Накопление этих осадков происходило, повидимому, в условиях мелководных полузамкнутых водоемов типа лагун
или заливов.
Завершающая
разрез надрудных отложений свита намингу
мощностью до 800 метров сложена в основной массе тонкозернистыми
породами – алевролитами, аргиллитами с подчиненными прослоями
тонкозернистых песчаников. Породы характеризуются горизонтальной
слоистостью и слойчатостью, обилием знаков волновой ряби, трещин
усыхания. Перечисленные признаки
указывают
на
образование
толщи в
условиях
спокойного гидродинамического
режима
обширного мелководного, временами осушавшегося бассейна.
Отложениям
рудной
толщи
свойственна
ритмичность,
выраженная в закономерной смене в разрезе осадочных пород разного
гранулометрического состава. Мощность ритмов изменяется от первых
метров до десятков метров. В основании ритма
залегают
внутриформационные
конгломерато-брекчии, перекрытые отложениями
прибрежно-морского
мелководья
или подводно-дельтовыми
песчаниками,
сменяемыми выше алевропесчаниками, алевролитами и
аргиллитами фации лагун. Повторяемость ритмов в разрезе рудной
толщи
сопровождается изменением
объемных
соотношений
гранулометрических разновидностей пород в пользу более тонкозернистых
в ее верхах.
Сравнительно монотонный мелко-тонкозернистый состав отложений
верхней сакуканской подсвиты в целом и рудной толщи, в частности,
отсутствие конгломератов, кроме внутриформационных, постепенное
уменьшение на расстоянии многих километров мощности отложений в
направлении сноса обломочного материала, т.е. по мере удаления от
береговой линии, и другие приведенные выше факты квалифицируют
область аккумуляции в поздне-сакуканское время как прибрежно-дельтовую
зону мелководного морского бассейна с обширной приморской
низменностью, периодически заливавшейся водой и осушавшейся
вследствие колебательных движений дна, имевшего незначительный уклон.
Мигрировавшая во времени береговая линия была ориентирована примерно
в субмеридиональном направлении, а область разрушения находилась на
востоке, северо-востоке от бассейна. Накопление обломочного материала
сопровождалось общим медленным
погружением всей области
седиментации, на фоне которого имели место тектонические движения
второго порядка, обусловившие ритмическое строение отложений.
Описанные толщи подверглись метаморфическим преобразованиям на
уровне зеленосланцевой фации. Обычные минеральные ассоциации этапа
метаморфизма включают серицит, новообразованный кварц, альбит,
хлориты, эпидот, биотит, более или менее равномерно рассеянные в породах
40
в объеме месторождения. Минеральная зональность не выражена, хотя
наблюдается тенденция некоторого увеличения количества биотита в
породах юго-западного крыла складки, по мере приближения к контакту
Ингамакитского
гранитного
плутона.
Общий
объем
цветных
эпигенетических минералов не превышает 7–10 % от объема пород.
Тонкозернистый, предположительно глинистый цемент песчаников и
алевролитов, преобразован в серицитовую и кварц-серицитовую
массу,
а
известковистое
вещество
цемента
–
в тонкомелкокристаллический агрегат кальцита. Окатанные обломки кварца и
полевых шпатов вне рудных тел не несут, как правило, следов растворения
или перекристаллизации. К эпигенетическим образованиям этапа
метаморфизма относятся также микропрожилки и достаточно редкие более
крупные жилки и жилы (до 1,0–1,5 метров мощностью) кварца, кальцита,
эпидота. Как отмечалось, кальцит-кварцевые и кварцевые жилы содержат
свойственные пластовым рудам сульфиды меди только в участках
пересечения пластовых рудных тел. В целом, степень эпигенетических
преобразований пород при метаморфизме незначительна и они сохранили
свои текстурные признаки и основные черты гранулометрического состава.
В отличие от относительно молодых палеозойских и мезозойских
месторождений формации медистых песчаников и сланцев, в которых
медная минерализация приурочена к пестроцветным отложениям аридных
областей, рудовмещающие породы Удоканского месторождения обладают
цветами серых тонов. Серые с розовым оттенком песчаники встречаются
редко. Это может быть обусловлено либо спецификой процессов
осадконакопления в раннепротерозойскую эпоху, либо потерей породам
красной, розовой окраски в процессе метаморфизма.
В рудах Удоканского месторождения диагностировано несколько
десятков рудных минералов, преобладающе медных и медьсодержащих
сульфидов, сульфатов, карбонатов, оксидов и других. Промышленную
значимость его определяют борнит халькозин, халькопирит и
представляющие зону окисления брошантит, малахит, антлерит.
Существенную примесь образуют самородное серебро, штромейерит,
аргентит, что позволяет квалифицировать месторождение как серебромедное. Остальные минералы присутствуют в виде незначительной или
редкой примеси. Согласно B.C. Чечеткину и др. (Геология ..., 2000), в
качестве попутных компонентов могут извлекаться также золото,
содержание которого в промышленных рудах составляет 0,05 г/т, и рений.
Для целей промышленной переработки выделено три технологических
типа руд: сульфидные (43 % от массы промышленных запасов), смешанные
(40 %) и окисленные (17 %) (Геология...., 2000).
Минералы зоны окисления наиболее распространены в верхней части
рудной толщи; масса их постепенно уменьшается по ее падению, причем
редкие примазки малахита на стенках трещин встречены в керне,
извлеченном с глубины 1000 метров от нижней отметки рельефа (1400
41
метров) в долине реки Намингу. Большая часть минералов представляет
древнюю зону окисления. В современных условиях северного высокогорья и
многолетней мерзлоты процессы окисления слабо выражены лишь на
поверхности. Подчеркнем, что хотя границы окисления медных руд не
выходят за пределы рудной толщи, контуры локальных блоков в разной
степени окисленных руд подчиняются также элементам разломной
тектоники как определяющим миграцию палеогрунтовых вод. Наряду с
заполнением минералами зоны окисления многочисленных пустот
выщелачивания и разноориентированных трещин они замещают сульфиды и
в массивной руде, «пропитывая» ее иногда полностью.
Сульфидная минерализация формирует стратиформные рудные тела и
как примесь встречается в редких эпигенетических секущих кварцевых и
кварц-кальцитовых жилах альпийского типа, которые обнаруживают полную
зависимость от состава вмещающих пород: кварцевые жилы образованы
среди кварцитовидных песчаников, кварц-кальцитовые – среди
известковистых песчаников, сульфиды участвуют в составе жил там, где
последние пересекают стратиформные руды.
В составе стратиформных тел выделяются руды двух минеральных
типов: борнит-халькозиновые и (пирит)-халькопиритовые. Руды того и
другого состава, как правило, пространственно разобщены. Вместе с тем,
халькопирит присутствует и в борнит-халькозиновых рудах, образуя с
борнитом структуры распада твердого раствора.
Стратиформный характер минерализации подчеркивается тем, что
сульфиды не выходят за пределы пластов или слоев осадочных пород, в
составе которых они участвуют в виде вкрапленников, гнезд, мелких линз,
полосок, слойков, каемок вокруг галек аргиллитов: поверхности
напластования отделяют рудный пласт (слой) от безрудного или смежные
пласты (слои) с разной густотой сульфидной вкрапленности. Не характерны
скопления сульфидов, секущие, скажем, пласт (слой), соседние пласты
(слои) или отходящие от них в форме апофиз, что при наличии множества
секущих породы разноориентированных соскладчатых и послескладчатых
разломов и трещин затруднительно объяснить с позиций эпигенетического
гидротермального происхождения сульфидной минерализации.
Особый случай, сравнительно с пластами (слоями) вкрапленных руд
представляют лентовидные залежи сплошных сульфидов, имеющие в
поперечном простиранию лент разрезе форму линз мощностью до десятков
сантиметров и шириной до нескольких метров – десятков метров. До 20–30
% объема сульфидных руд занимают хорошо оформленные кристаллы
мартитизированного магнетита размером до 2–3 мм.
Эти ленты-залежи протягиваются в направлении преобладающего сноса
обломочного материала, выполняют морфологически хорошо выраженные
углубления на протяженных грубоволнистых поверхностях размыва (русла
локальных потоков), имеют резкие границы с подстилающими и
перекрывающими песчаниками, содержащими или не содержащими
42
сульфидную вкрапленность. Нижняя поверхность перекрывающего слоя не
обнаруживает над залежью морфологических изменений – прогибания или
воздымания.
Важное диагностическое значение для реконструкции процесса
рудообразования имеет слойчатость, особенно косая, образованная
чередованием слойков, обогащенных сульфидами и не содержащих их.
Изображения косой слойчатости в пластах вкрапленных руд, полученные
посредством сканирования полированных поверхностей образцов руд
Удокана, приводились ранее (Кучеренко, 1999).
Нет оснований
предполагать образование данных текстурных узоров избирательным
замещением сульфидами субстрата песчаников, так как состав слойков
различается лишь содержанием сульфидов. Как известно, косая слойчатость
формируется в руслах водных потоков на наклонной фронтальной
поверхности нарастающего слоя осадка вследствие перекатывания обломков
с отложением в нашем случае тяжелой (сульфиды) и легкой (кварц, полевые
шпаты, известковый материал) фракции при соответственно увеличении и
уменьшении скорости течения воды (силы потока).
Итак, мы имеем поверхности размыва, на них локальные лентообразные
углубления (рытвины) глубиной до нескольких десятков сантиметров,
протягивающиеся в направлении сноса обломочного материала на запад,
юго-запад. Углубления заполнены сплошной борнит-халъкозиновой или
пирит-халькопиритовой рудой, слагающей лентовидные залежи. Местами
сплошные руды сменяются косослойчатыми с падением слойков в том же
западном, юго-западном направлениях. С учетом сказанного выше вывод
очевиден – залежи сплошных сульфидных руд образовались в руслах
водных потоков-струй посредством отмывки тяжелой фракции – сульфидов,
вероятно, обычного в осадках гематита, судя по обилию продуктов его
перекристаллизации при метаморфизме – метакристаллов магнетита.
Как видно из приведенных фактов и соображений, метаморфизм не
изменил условий залегания и текстур руд. Изменились отчасти минеральный
состав осадочных пород и руд, в той или иной степени их структуры.
Существенно перекристаллизованы сплошные сульфидные руды, в которых
кварц, в частности, образует агрегаты ксеноморфных зерен
в срастании
с метакристаллами магнетита и резко преобладающими сульфидами.
Общая закономерность, которой аргументируется концепция осадочного
происхождения медных руд Удокана (Месторождения ..., 1995 и др.), заключается в приуроченности пластовых, линзовидных, лентовидных залежей
сульфидных руд к отложениям подводной дельты. Вещественным
выражением рудоносных осадков фации подводной дельты служат,
прежде всего, пласты косослоистых плитчатых песчаников. Они
оцениваются как индикаторы этой фации в возрастном интервале
накопления рудной толщи мощностью до 700 метров. Судя по масштабам
образования этих песчаников, основное русло дельты, в том числе
подводной его части, находилось в районе современной северо-западной
43
половины северо-восточного крыла брахисинклинали (участки ШумныйКрутой, Скользкий). Но и здесь мы имеем дело лишь с фрагментами этих
отложений, сохранившимися при эрозии. К западу и юго-западу число и сила
потоков подводной дельты уменьшалась по мере удаления от береговой
линии. О палеогеографических условиях накопления подводно-дельтовых
отложений в восточной половине месторождения, где пласты косослоистых
плитчатых песчаников встречаются эпизодически, судить затруднительно
вследствие большей глубины эрозионного среза по причине приподнятости
восточного блока брахисинклинали.
Вследствие частичного рассеивания в прибрежной зоне моря
приносимой меди и многократного перемывания и переотложения
накапливавшегося материала отложения прибрежно-морского мелководья
также в том или ином, нередко значительном количестве, содержат медь.
Возможна волноприбойная сортировка материала при образовании,
например, густовкрапленных руд и, при том, что волноприбойные зоны в
условиях приморской низменности могли быть достаточно обширными. При
этом, фиксируется пространственная приуроченность медьсодержащих
прибрежно-морских осадков к подводно-дельтовым. Вдали от мест
распространения последних первые практически безрудны. Некоторое
количество меди иногда содержится в известковистых конгломератобрекчиях (внутриформационных конгломератах) в зависимости от
содержания меди в размываемых породах, каковыми чаще бывают
алевролиты и аргиллиты, лишь иногда содержащие тонкую рассеянную
вкрапленность сульфидов меди. Осадки лагун практически безрудны.
Подводя итоги, подчеркнем, что косая сульфидная слойчатость
рудоносных отложений, примеры и морфологические черты которой,
насколько известно, приведены ранее (Кучеренко, 1999) впервые, служит
дополнительным аргументом в системе доказательств осадочного
происхождения удоканских медных руд.
Проблема источников металлов при образовании месторождения тесно
связана с проблемой источников серы, массы которой в рудах сопоставимы с
запасами меди. Предполагать эндогенные источники нет оснований, так как
в разрезе меденосных отложений отсутствуют признаки вулканизма и
функционирования гидротермальных растворов, хотя бы отдаленно
напоминающего гидротермально-осадочные процессы в современных и
древних морях и океанах.
Остаются континентальные источники, каковыми могли служить коры
выветривания – зоны окисления серосодержащих крупнообъемных
месторождений меди, из которых медь, серебро, сера транспортировались
континентальными водотоками в форме, скажем, легко растворимых
сульфатов меди и серебра. Эта форма переноса металлов реальна, поскольку
в эпоху накопления рудоносных осадков уже существовала кислородная
атмосфера. Однако на этапе отложения рудного вещества в условиях,
очевидно, восстановительной среды происходила трансформация сульфатов
44
меди, серебра в труднорастворимые сульфиды – борнит, халькозин,
халькопирит, аргентит, штромейерит; отчасти имело место восстановление
серебра до самородного состояния. Дальнейшие процессы диагенеза и
метаморфизма принципиально не изменили условия первоначальной
концентрации металлов в осадках, произошла лишь собирательная
перекристаллизация без сколько-нибудь заметной миграции вещества.
Норильский тип месторождений
Описание группы месторождений приведено по В.В. Авдонину, 1998 г.
Норильский тип представлен группой месторождений, среди которых
наиболее известны Норильск-I, Норильск-II, Талнахское, Октябрьское,
Имангда. Норильский район приурочен к северо-западной окраине
Сибирской
платформы,
испытавшей
интенсивную
активизацию,
выразившуюся в формировании системы достаточно протяженных мульд и
разделяющих их валов, осложненных разломами. Последние служили
каналами для вывода трапповой магмы. В основании платформенного чехла
залегают карбонатные и глинистые породы девона, выше – континентальная
песчано-аргиллитовая угленосная формация пермо-карбона (тунгусская
серия), которая, в свою очередь, перекрывается базальтовыми лавами и
туфами пермо-триаса. Норильская и Хараелахская мульды, расположенные к
западу от Хантайско-Рыбнинского вала и разделенные небольшим
поднятием,
рассекаются
Норильско-Хараелахским
разломом
субмеридионального простирания, проходящим вдоль осей мульд. Разлом
контролирует положение всех главнейших месторождений района.
Месторождения приурочены к межпластовым дифференцированным
интрузивам, относящимся к габбро-долеритовой формации и локализованным в нижней части вулканогенной трапповой серии. Петрохимические
особенности вулканогенных и интрузивных пород свидетельствуют о
направленной изменчивости последовательно образованных комплексов, что
отражает, по мнению А. Маракушева, важную роль жидкостной
несмесимости в развитии траппового магматизма. Установлено, что в разрезе
трапповой формации Норильского района свиты, обогащенные никелем,
медью и другими компонентами, чередуются с вулканитами, обедненными
ими. Рудоносные породы относятся к особому геохимическому типу, сильно
обогащенному никелем, медью, цинком, хромом. Характерно, что
содержание оксида никеля в расплавах коррелирует с их магнезиальностью.
Особенно эффективно накопление никеля в расплавах происходит в процессе
антидромного развития магматизма, при котором магнезиальные расплавы
возникают на поздних стадиях эволюции и вследствие этого обогащены
летучими компонентами, способствующими развитию в них жидкостной
несмесимости. Одним из факторов рудоносности, возможно, является
обогащение расплавов сульфатной серой при магматическом замещении
пород платформенного чехла.
45
Талнахское и Октябрьское месторождения связаны с межпластовым
дифференцированным базит-гипербазитовым интрузивом, залегающим в
основании трапповой серии. Породы залегают моноклинально с падением на
северо-восток под углами от 5 до 15°. Рудоносный интрузив состоит из ряда
отдельных ветвей, расходящихся от предполагаемого подводящего канала.
Отдельные массивы часто соединяются между собой, они имеют
пластообразную, лентовидную форму с раздувами в прогибах подошвы.
Протяженность интрузивных тел достигает многих километров, мощность
составляет 200–250 м.
В расслоенных магматических телах фиксируется следующая смена
(сверху вниз) горизонтов: 1) эруптивные брекчии, лейкократовые габбро; 2)
габбро-долериты и кварцсодержащие долериты; 3) безоливиновые долериты;
4) оливиновые долериты; 5) пикритовые долериты, оливиниты; 6)
такситовые и контактовые долериты.
Интрузивы сопровождаются ореолами контактовых роговиков
мощностью в среднем около 20 м, среди которых отмечаются скарноиды,
альбит-микроклиновые метасоматиты, серпентиниты.
Основная масса сульфидных медно-никелевых руд локализуется в
области нижнего эндо- и экзоконтакта никеленосных массивов, отдельные
тела вкрапленных и сплошных руд отмечаются в кровле интрузива. Главные
рудоносные дифференциаты – пикритовые, такситовые и контактовые
долериты; иногда вкрапленность отмечается в породах габбрового состава.
Прожилково-вкрапленные руды локализуются также в экзоконтактовой зоне
среди измененных скарнированных, серпентинизированных осадочных
пород (рис. ).
Рис. Схематический разрез интрузива Норильск-I (по М. Годлевскому)
1–10 – вмещающие породы: 1 – осадочные породы девона, 2 – породы
тунгусской серии, 3 – угли, 4 – щелочные диабазы, 5 – двуполевошпатовые
базальты, 6 – толеитовые диабазы, 7 – плагиофировые базальты, 8 –
туффиты, 9 – титан-авгитовые диабазовые порфириты, 10 – лабрадоровые
порфириты; 11–17 – породы дифференцированного интрузива: 11 –
46
гибридные породы и диабаз-пегматиты, 12 – габбро-диориты и габбро, 13 –
офитовые и пойкилоофитовые оливиновые габбро-долериты, 14 –
пикритовые габбро-долериты, 15 – такситовые и контактовые габбродолериты, 16 – сбросы, 17 – сульфидные жилы
На Талнахском и Октябрьском месторождениях известно пять рудных
залежей, приуроченных к пяти ветвям интрузива. Тела имеют пластообразную и
линзовидную форму, контуры их в плане повторяют контуры интрузии.
Выделяются три типа руд: вкрапленные в материнских породах (77 % от
общей массы руды), сплошные сульфидные руды в приподошвенной части
интрузива, вкрапленно-прожилковые в породах экзоконтакта.
В составе руд преобладают пирротин, пентландит и халькопирит, широко
развиты также кубанит, магнетит, титаномагнетит, ильменит. К числу
относительно редких минералов руд относятся пирит, миллерит, борнит,
талнахит, валлериит, хизлевудит, ковеллин, платиноиды и др. Рудам
свойственны массивные, петельчатые, полосчатые, вкрапленные, прожилкововкрапленные, брекчиевые и пятнистые текстуры, порфировидные,
гипидиоморфнозернистые, субграфические, каплевидные, сидеронитовые и
другие структуры. Отношение Ni:Cu=l:(2,5–l), Ni:Co=16:l.
Нередко фиксируется закономерная изменчивость состава руд,
выраженная в смене от одного фланга залежи к другому пентландитхалькопиритовых руд пентландит-халькопирит-пирротин-кубанитовыми, а
затем пентландит-кубанит-халькопиритовыми.
Отмечаются элементы вертикальной зональности: в экзоконтактовых
прожилково-вкрапленных рудах вверх и вниз от материнской интрузии
существенно пирротиновые руды сменяются халькопиритовыми, а затем
миллерит-борнит-халькопиритовыми и существенно пиритовыми. Кроме меди и
никеля в рудах содержатся кобальт, платиноиды, золото, серебро, селен,
теллур.
Кемпирсайское месторождение (Сr)
Описание месторождения приведено по В.М. Григорьеву и др., 1992 г.
Позднемагматические месторождения. К позднемагматическим относятся
месторождения хромитов и палладия, титаноматнетитов в породах габбропироксенит-дунитовой формации, а также апатит-нефелиновых и
редкоземельных
месторождений
в
щелочных
породах.
Для
позднемагматических месторождений характерна сидеронитовая текстура
руды (рудные минералы цементируют кристаллы ранее выделившихся
породообразующих силикатов), эпигенетический характер рудных тел,
крупные масштабы месторождений богатых по содержанию полезных
компонентов руд. Обычны переходы от раннемагматических к позднемагматическим месторождениям, когда в массивах интрузивных пород
47
встречаются как зоны вкрапленных руд ранней генерации, так и залежи
массивных руд поздних этапов кристаллизации. Это указывает на
непрерывность процесса магматической кристаллизации и изменение
условий кристаллизации под влиянием летучих компонентов, ассимиляцию
вмещающих пород.
Месторождения хромитовой формации в габбро-пироксенит-дунитовых
массивах широко распространены на территории бывшего СССР (на Урале,
Кавказе, в Сибири, на Камчатке, Сахалине), а также в Албании, Греции,
территории бывшей Югославии, Турции, Иране, Пакистане, Индии, на
Филиппинах, Мадагаскаре и Кубе.
Ультраосновные массивы с позднемагматическими месторождениями
хромитов размещены в эвгеосинклинальных областях, время их
формирования от докембрия до кайнозоя включительно. Они располагаются
в форме поясов и тесно сопряжены с региональными глубинными
разломами.
Крупнейший Кемпирсайский хромитоносный массив, находящийся в
Актюбинской области Казахстана, на южной оконечности Урала, в пределах
Уралтаусского
мегантиклинория,
вытянут
в
субмеридиональном
направлении на 82 км согласно с зоной разлома. Ширина массива от первых
километров в северной части до 32 км в южной.
Северная часть массива залегает согласно с направлением сланцеватости
верхнепротерозойских отложений в висячем боку и ордовикских – в
лежачем. Эта часть массива представляет собой моноклинально падающее на
запад тело мощностью до 2,5 км с углами падения 40–60°. На поверхности
массива отмечено три сводовых поднятия, в прогибах между ними
встречены
ксенолиты
кровли, сложенные габбро-амфиболитами и
верхнепротерозойскими сланцами. По геологическим и геофизическим
данным массив имеет форму лакколита, залегающего между породами
верхнего протерозоя и нижнего палеозоя. Под юго-восточной и северной
хромитоносными частями массива геофизическими работами выявлены
подводящие каналы имеющие крутое восточное падение в сторону
Магнитогорского синклинория. Время формирования интрузива 400 млн.
лет.
Массив сложен перидотитами (гарцбургитами) и дунитами, в различной
степени серпентинизированными. В пределах массива известны более 160
хромитовых месторождений и рудопроявлений, размещающихся в четырех
рудных полях. Все промышленные хромитовые месторождения размещены в
Южно-Кемпирсайском рудном поле и тяготеют к двум субмеридиональным
зонам протяженностью 22 км каждая. Вмещающие породы представлены
серпентинизированными дунитами.
В непосредственной близости от рудных тел в дунитах наблюдаются
шлиры вкрапленных хромитовых руд (0,5–1 м в поперечнике), тонкие (1 –10
см) жилки и прожилки массивных хромитов, а также содержащие пирротин и
пентландит участки.
48
Контакты хромитов с вмещающими ультраосновными породами обычно
резкие, нормальные, реже тектонические. Выклинивание рудных тел по
падению и восстанию тупое, очень редко наблюдается расщепление рудных
тел. Наиболее распространенные формы рудных тел – линейно-вытянутые
жилоподобные линзы, реже изометрические линзы и столбообразные залежи
(рис. ). Углы падения рудных тел 5–15°, реже до 45°; глубина залегания от
приповерхностных (менее 250 м) до 1200 м (далее не прослежены).
Рис.
Схематический
геологический
разрез
Кемпирсайского
месторождения
1 – гарцбургит; 2 – энстатитовый дунит; 3 – дунит; 4 – хромитовая руда; 5
– маломощные шлировые хромитовые выделения; 6 – габбро-долерит; 7 –
линии тектонических нарушений
Размеры отдельных рудных тел варьируют в широких пределах от
нескольких десятков метров до 1,5 км по простиранию, при мощности от
нескольких до 150 м. Количество рудных тел на месторождениях колеблется
от 1 до 99. На всех месторождениях рудные тела разбиты преимущественно
субширотными нарушениями на отдельные блоки, иногда перемещенные на
расстояние от нескольких десятков до 300 м.
Руды массивной, вкрапленной и нодулярной текстур сложены
магнохромитом и, в подчиненном количестве, алюмохромитом, оливинитом
или серпентином, развивающимся по оливину. Среднее содержание
хромшпинелидов в рудах колеблется от 80 до 90 %, серпентина от 5 до 15 %.
В массивных хромитовых рудах содержание Сr2О3 55–63, в
49
густовкрапленных – 45–55 %. Содержание глинозема – 8–15 %, оксида
магния – 10–30 %. По химическому составу руды Южно-Кемпирсайских
месторождений относятся к высокосортным с низким содержанием оксида
двухвалентного железа, кремнезема, оксида кальция, серы и фосфора.
Никопольское месторождении (Mn)
Описание месторождения приведено по П.Д. Яковлеву, 1990 г.
Никопольское месторождение (марганцеворудная площадь) является частью
Никопольского марганцеворудного бассейна (рис. ), в котором выделяется
несколько рудоносных площадей (с востока на запад): Ингулецкая,
междуречье Днепр-Ингулец, Западно- и Восточно-Никопольская и БолынеТокмакская. Песчано-глинистые марганценосные отложения харьковской
свиты олигоцена прослежены на интервале 250 км вдоль южного склона
Украинского щита. Рудные залежи приурочены к древним эрозионным
депрессиям – впадинам кристаллического фундамента и протягиваются на
несколько километров в сторону Причерноморской впадины. Средняя
мощность рудного пласта составляет 2–3 м, угол падения 1–7°, мощность
перекрывающих его неоген-четвертичных отложений преимущественно 40–75
м.
Рис. Схема размещения марганцевых площадей в Никопольском
бассейне (по В. Грязнову)
1 – 3 – марганцевые руды: 1 – окисные, 2 – окисные и карбонатные, 3 –
карбонатные; 4 – площадь, на которой карбонатные руды полностью или
частично уничтожены эрозией в постолигоценовое время; 5 – пойма Днепра
(Каховское водохранилище); 6 – олигоценовые глины; 7 – олигоценовые
песчаные глины; 8 – «островки» олигоценовых отложений; 9 – северная
граница сплошного поля олигоценовых отложений; 10 – предполагаемая
50
южная граница накопления карбонатных руд; 11 – выходы кристаллических
пород на поверхность и под четвертичные отложения; 12 – изогипсы
поверхности докембрийских пород.
Рудоносные площади: I – Западно-Никопольская, II – ВосточноНикопольская, III – Больше-Токмакская, IV – Ингулецкая, V – междуречье
Днепр-Ингулец
В северной части рудоносной площади руды оксидные, в южной –
карбонатные. Смена одних руд другими происходит постепенно и
осуществлялась в процессе седиментации и диагенеза. Современная зона окисления карбонатных руд выражена незначительно.
Рудный горизонт залегает на выступах метаморфических пород, а также
на песчано-глинистых отложениях, выполняющих впадины между
упомянутыми выступами (рис.). Границы его с вмещающими породами
достаточно четкие. Внутри горизонта выделяются пласты с различным
содержанием марганца. В пластах оксидных руд нижняя часть сложена
землистыми гидроксидами марганца, средняя – оксидной кусковой, а верхняя
– оксидной желваковой рудой. Нижняя часть пласта смешанной руды
представлена песком с карбонатами марганца; над ним находится
карбонатный слой, а в верхней половине пласта развита желваковая оксидная
руда. В участке распространения карбонатной руды нижняя половина пластов
образована крепкой сплошной карбонатной рудой с редкими манганитовыми
пизолитами, а верхняя – желваковой карбонатной рудой с глиной.
Рис. Схема, иллюстрирующая положение марганцевых руд в разрезе
палеоген-неогеновых отложений Никопольского месторождения.
1 – четвертичные отложения (чернозем, лесс, глины, известняки); 2 –
миоценовые отложения (глины, песок); 3 – олигоценовые отложения (глины);
4 – марганцевые руды; 5 – каолины; 6 – докембрийские кристаллические
породы
Среди оксидных руд различают манганит-псиломелановые, пиролюзитпсиломелановые,
манганитовые,
пиролюзитовые,
псиломелановые,
51
вернадитовые,
среди
карбонатных
–
манганокальцит-кальциевородохрозитовые, манганокальцитовые и кальциево-родохрозитовые, а среди
смешанных – манганокальцитовые с манганитовыми пизолитами и конкрециями и манганокальцитовые с включениями псиломелана.
По текстурам оксидные руды делятся на вкрапленные (желваковые,
оолитовые, конкреционные, землистые, цементационные), сплошные
(массивные, кавернозные, ячеистые), а карбонатные и оксидно-карбонатные –
на вкрапленные (желваковые, землистые, цементационные) и сплошные.
Содержание Мn (в %) в серых оксидных рудах 9–47 (среднее 23–26), в
карбонатных 8–34 (среднее 15–17), в смешанных 11–35. Средняя
концентрация Fe в оксидных и карбонатных рудах соответственно 2,6 и 3,92
%. Количество Р в руде составляет 0,1–0,3 %. Оксидные руды являются
кондиционными, если содержат не менее 17 % Мn, а карбонатные – не менее
13 % Мn и не более 20 % SiО2. Для металлургических руд желательна
бедность их кремнеземом, железом, содержание фосфора должно быть
минимальным.
Источником железа, марганца, а также сопутствующих – кобальта,
никеля, меди, цинка, свинца, золота, серебра и других элементов одни
геологи считают донные вулканические эксгаляции, другие – инфильтрацию
из донных базальтов океанической водой, третьи – снос с континентов.
Берикульское месторождение (Аu)
Берикульское месторождение залегает в юго-западном крыле
Берикульской синклинали, сложенном мраморизованными известняками
белокаменской свиты и вулканитами среднего-основного состава
берикульской свиты (рис. ). Восточную периферию месторождения занимает
шток средних-основных плутонических пород, слагающих западное
обрамление Дудетского гранитоидного плутона мартайгинского комплекса.
Постепенные переходы от пород штока к вмещающим андезибазальтам и
базальтам свидетельствуют об образовании габброидов и диоритоидов
посредством магматического замещения. Поверхность контакта известняков
с вулканитами и зона перехода, ограничивающая шток, сближаются в северозападном направлении и круто погружаются навстречу друг другу, так что
вулканиты сохранились в форме постепенно сужающегося к северу-западу и
с глубиной клина, ширина которого увеличивается в юго-восточном
направлении. На юге месторождения вулканиты вмещают небольшой шток
пород, аналогичных породам восточного штока.
52
Рис. 3. Схема геологического строения Берикульского месторождения: 1 –
известняки белокаменской свиты (Є1); 2 – андезибазальтовые, базальтовые
порфириты берикульской свиты (Є2); 3 – габброизированные,
диоритизированные базальтовые порфириты; 4–6 – плутонические породы
мартайгинского комплекса (O–S): 4 – габбро, габбро-диориты, 5 –
гранодиориты, 6 – дайки долеритов; 7 – разрывные нарушения; 8 –
золоторудные кварцевые жилы. Составлена А.П. Грибановым, И.В.
Кучеренко, В.К. Бернатонисом с использованием материалов В.М. Токарева,
А.П. Зырянова
Вулканогенная
толща
сложена
массивными
афанитовыми
андезибазальтами и базальтами, тяготеющими в основном к низам разреза, и
аналогичными по составу и текстуре породами с порфировым строением.
Известны также сравнительно маломощные линзы пироксеновых
порфиритов и вулканических брекчий с обломками известняков. Вулканиты
налегают на поверхность известняков с локальными несогласиями. Все
породы, кроме известняков, содержат многочисленные дайки аплитов и
долеритов мартайгинского комплекса.
53
Рис. Вертикальный разрез пологой жилы № 4 (по аз. 160°) вкрест
простирания крутопадающих жил. По материалам Берикульского рудника.
1 – известняки; 2 – базальтовые порфириты; 3 – дайки долеритов; 4 –
кварцевые жилы; 5 – тектонические нарушения
Сравнительно крупная разломная структура месторождения – Главное
нарушение с системой оперяющих диагональных нарушений пересекает
массив вулканитов в центральной части месторождения и вскрыта на всех
горизонтах, то есть в вертикальном диапазоне более 650 м от поверхности.
При северо-западном простирании нарушение круто (70…80°) падает на югозапад.
Рудные тела залегают в толще вулканитов. Золото-сульфиднокварцевые жилы (более 100) мощностью в среднем 0,3 м, максимальной в
раздувах до 3 м, названные условно крутопадающими, субпараллельны и
погружаются под углами 30…60° на северо-запад, запад-северо-запад. Они
резко выклиниваются в контакте известняков, но постепенно – в породах
восточного
штока,
и
образуют
макролестничную
структуру
рудовмещающего вулканического клина (рис. 4). Протяженность жил в
северной половине месторождения составляет первые сотни метров, в южной
– до 750 м, реже – более. Верхняя граница распространения жил склоняется в
юго-восточном направлении в соответствии с пологим погружением мощной
(до 20 м) прерывистой пологой жилы № 4, которая образована в висячем
боку Главного нарушения (рис.). В контакте последней с известняками
залегают колчеданные залежи гнездовой, лентовидной формы мощностью до
первых десятков метров (рис. ).
54
Рис. Проекция жилы № 4 на горизонтальную плоскость. По А.П. Смолину,
1941 г.
1 – известняки; 2 – дайки долерита; 3 – не отработанные участки жилы в
висячем боку Главного нарушения; 4 – отработанные участки жилы; 5 –
линии сопряжения пологой жилы с крутопадающими: 1 – Магистральной; 2 –
Кировской; 3 – № 14, 4 – № 21
Рис. 6. Вертикальный разрез (схема) по линии падения жилы № 4 (вверху) и
проекция на вертикальную плоскость колчеданных залежей с поперечными
их разрезами (внизу). По материалам Берикульского рудника.
1 – известняки; 2 – вулканиты берикульской свиты; 3 – дайка долерита; 4 –
кварцевая жила; 5 – колчеданные залежи
Таким образом, к наиболее древним элементам структуры
месторождения относится синклинальная складка с соскладчатыми
трещинами. Последующие тектонические деформации носили разломноблоковый характер, в режиме которых образованы разломы-трещины,
55
выполненные дайками, Главное нарушение с системами рудовмещающих и
поперечных к ним трещин, а также внутри- и послерудные трещинные
структуры.
Кедровское месторождение (Au)
Кедровское рудное поле находится в Северном Забайкалье в 20 км от устья р.
Тулдунь, впадающей с запада в р. Витим. Оно залегает в протерозойскопалеозойском субстрате юго-восточного обрамления Муйского выступа
архейского фундамента в 5 км к востоку от западного краевого шва
ограничивающей выступ Тулдуньской зоны глубинных разломов.
К числу наиболее древних образований рудовмещающего блока относится
протерозойская кедровская толща (свита) углеродистых (до 1,68 % Cнк
(Кучеренко и др, 1990) аркозовых мелкозернистых песчаников, алевролитов с
редкими пластами известняков, слагающая восточное крыло крупной, с
размахом крыльев до нескольких километров, антиклинальной складки
линейного типа (рис. ). Поверхности слоистости, пластовой отдельности и
сланцеватости падают под умеренными углами на юго-восток в южной
половине рудного поля и преимущественно на восток – в северной.
К западу от рудного поля эта толща прорвана интрузией габбро, габбродиоритов, известной под названием Кедровского массива (735±26 млн лет)
(Рыцк и др., 1999), а к востоку от него она переработана ультраметаморфическими процессами палеозойской эпохи (335±5 млн лет) (Кучеренко,
2001), обусловившими образование здесь обширного поля плагиогнейсплагиомигматит-диоритовых куполов. Вследствие послойной инъекции
флюидов и расплавов в кедровскую толщу небольшая очагово-купольная
постройка образовалась и в центральной части рудного поля. В ядре её залегает
пластовая, падающая на восток линзовидная залежь биотит-роговообманкового
гранодиорита и кварцевого диорита, на севере и юге сменяющаяся мощными,
согласными терригенной толще пластовыми телами линзовидно-жильных
вплоть до теневых плагиомигматитов и мигматизированных альмандиндиопсид-биотитовых плагиогнейсов. Последние постепенно, на расстояниях в
десятки метров, переходят в углеродистые песчано-алевросланцы кедровской
толщи, сохранившие основные черты состава обломочного материала и
структуры исходных осадочных пород, но содержащие новообразованный
парагенезис биотита и мусковита этапа зонального околокупольного
метаморфизма.
56
Рис. Схема расположения кварцевых жил и минерализованных зон в
Кедровском рудном поле (составлена с использованием материалов В.А.
Загоскина и Э.М. Мулюкова).
1 – речные пойменные и террасовые отложения, Q; 2, 3 – очаговокупольная структура палеозоя, C1: 2 – гранодиорит, кварцевый диорит, 3 –
альмандин-биотитовые плагиогнейсы, плагиомигматиты с мелкими телами
кварцевого диорита; 4 – габбро, габбро-диорит Кедровского массива, R3; 5 –
графит-содержащие
биотит-полевошпат-кварцевые,
двуслюдяные
полевошпат-кварцевые песчано-алевросланцы с горизонтами известняков
кедровской свиты, R3?; 6 – Главное нарушение; 7 – участки локализации
золоторудных кварцевых жил: Жиганских (1), Пинегинских (2), Осиновых
(3), Промежуточных (4), Шаманских (5), Штурмовых (6), Параллельной (7),
Шумной (8), Баргузинской-II (9), Баргузинской-I (10), Майской (11),
Безымянной (12), Кедровской (13); 8 – участки локализации апосланцевых и
57
апомигматитовых метасоматических залежей березитоидов: верховьев руч.
Шумный (14), устья руч. Кедровки (15), устья руч. Шумный (16), Нижней
Безымянки (17); 9 – участки локализации кварцевого жильно-прожилкового
оруденения в зонах рассланцевания: первый (18), второй (19)
Проявления послеметаморфического магматизма включают серию
последовательно сменявших друг друга во времени дорудных даек пегматита,
гранодиорит-порфира, диоритового порфирита, многочисленных дорудных и
внутрирудных даек долерита, имеющих преобладающе субмеридиональное
простирание и образующих субмеридиональный пояс (Кучеренко, 2001).
Продуктивные
сульфидно-карбонатно-кварцеые
жилы
выполняют
протяженные, до многих сотен метров, разрывные нарушения сколового типа,
образованные в габбро, углеродистых сланцах, гнейсах, мигматитах,
кварцевом диорите. По ориентировке они объединяются в две совокупности.
Жилы первой совокупности локализованы в сланцевой толще, а также в
апосланцевых пластовых гнейсах, согласны напластованию и сланцеватости,
но быстро выклиниваются, входя в изверженные породы. Жилы второй
совокупности залегают в кварцевом диорите и при субмеридиональном
простирании падают в обратном, то есть западном направлении также под
умеренными (30...50°) углами. Кроме жил, в толще углеродистых сланцев, в
гнейсах и мигматитах известны зоны рассланцевания, в том числе Главное
нарушение, мощностью в раздувах (район Штурмовых жил) до нескольких
десятков метров, а также залежи массивных светло-серых березитоидов
мощностью до нескольких метров. Гидротермально измененные породы зон и
залежей
содержат
прожилково-вкрапленную
сульфидно-карбонатнокварцевую минерализацию, аналогичную минеральному выполнению жил.
Содержание
золота
во
всех
гидротермальных
новообразованиях
неравномерное или весьма неравномерное. Известны случаи обнаружения
самородков массой до 300 г (Осиновая - II жила).
По данным радиологических определений месторождение образовано в
позднепалеозойскую металлогеническую эпоху (282+5 млн лет) (Кучеренко,
1989).
58