/
Текст
А. И. КРИВЦОВ
П.Д. ЯКОВЛЕВ
СТРУКТУРЫ
РУДНЫХ ПОЛЕЙ И МЕСТОРОЖДЕНИЙ, МЕТАЛЛОГЕНИЯ
И ПРОГНОЗ
РУДОНОСНОСТИ
Допущено Государственным комитетом СССР по народному образованию в качестве учебника для студентов геологических специальностей вузов
МОСКВА "НЕДРА" 1991
ББК 26.325.1
К 82
УДК 553.3:551.243 + 553.078(075.8)
Рецензенты: кафедра полезных ископаемых Московского государственного университета им. М. В. Ломоносова, д-р геол.-минер, наук А. В. Дружинин
Кривцов А. И., Яковлев П. Д.
К 82 Структуры рудных полей и месторождений, металлогения и прогноз рудоносности: Учеб, для вузов. — М.: Недра, 1991. — 383 с.: ил.
ISBN 5-247-01827-3
Описаны геологические структуры эндогенных, экзогенных н мета-морфогенных рудных полей и месторождений. Рассмотрены основные структурные типы рудных полей, месторождений и рудных тел, структурные особенности локализации оруденения. Описаны методы струи гур-Прнведен ряд задач для самостоятельного решения, общей, региональной н исторической металлогении, уделено металлогеническому анализу, составлению формированию прогнозно-поисковых геологических специальностей вузов.
ных исследовании. Изложены основы Большое внимание прогнозных карт и
Для студентов
1804060100—204
К----------------39—91
043(01)—91
комплексов.
ББК 26.325.1
ISBN 5-247-01827-3
© А. И. Кривцов, П. Д. Яковлев, 1991
ПРЕДИСЛОВИЕ
Одной из основных задач геологической службы нашей страны является укрепление и расширение минерально-сырьевой базы металлических полезных ископаемых, особенно в районах действующих горнорудных предприятий. Для ее выполнения необходимо значительное повышение эффективности поисковых п разведочных работ, зависящей прежде всего от достоверности локальных прогнозов. Основой карт локального прогнозирования служат материалы о геологической структуре рудных полей и месторождений и данные о закономерностях размещения оруденения.
Выпускники вузов по специальности «Геологическая съемка, поиски и разведка месторождений полезных ископаемых» должны владеть методами структурных исследований и метал-логенического анализа, уметь составлять структурно-прогнозные карты и использовать их в геологоразведочном процессе. В связи с отмеченным курс «Структуры рудных полей и месторождений, металлогения и прогноз рудоносности» имеет решающее значение в деле качественной подготовки специалистов. Этим обусловлена необходимость создания данного учебника. В основу его положен опыт преподавания в МГРИ им. Серго Орджоникидзе соответствующих курсов, лекционная часть которых подкрепляется лабораторными занятиями и курсовой работой.
ЧАСТЬ I
СТРУКТУРЫ РУДНЫХ ПОЛЕЙ И МЕСТОРОЖДЕНИЙ
ВВЕДЕНИЕ
Основные понятия и содержание курса. Рудное поле представляет собой участок земной коры, на котором располагается ряд пространственно сближенных одновременных или близких по времени образования и генетически родственных месторождений, разделенных небольшими блоками горных пород. Месторождение обычно составляет часть рудного поля. Однако во многих случаях рудные поля в то же время являются и месторождениями, т. е. понятия рудного поля и месторождения сливаются.
Структура рудного поля—это его строение, которое определяется совокупностью и пространственным соотношением последовательно сформировавшихся структурных элементов, обусловивших закономерное размещение в нем генетически родственных месторождений. Под структурой месторождения понимают совокупность элементов геологической структуры, определяющих форму месторождения и закономерности размещения в нем генетически родственных рудных тел. Структура рудного тела—это особенности геологического строения вмещающих пород, которые обусловили его форму и закономерности распределения в нем минеральных ассоциаций.
Составными частями структуры являются: 1) вмещающие породы, их состав и физико-механические свойства; 2) тектонические элементы (складчатые формы и разрывные нарушения); 3) интрузивные массивы и дайки; 4) вулканические сооружения или их отдельные составные части (жерла, субвулканические тела, кольцевые и радиальные разрывные нарушения); 5) трубки взрывов; 6) рудные тела, развитые в них рудные столбы и обогащенные участки; 7) минеральные ассоциации, распространенные в рудном поле, на месторождениях и в рудных телах.
В процессе исследования структуры выявляется не только последовательность образования различных структурных элементов, но и взаимосвязь и зависимость между ними.
Структурные элементы изучаются в ходе детальной геологической съемки рудных полей и месторождений, документации подземных горных выработок и керна буровых скважин, составления погоризонтных планов, а также путем применения
специальных методов (изучение движений вдоль разрывных нарушений, мелкой трещиноватости, физико-механических свойств горных пород; структурно-петрофизический, микроструктурный и тектоно-физический анализы).
В результате исследований определяется история формирования геологической структуры и устанавливаются закономерности локализации оруденения в рудном поле, на месторождении и в рудных телах. Все это служит основой для составления детальных карт локального прогноза оруденения. Карты локального прогноза необходимы на всех стадиях работ: при детальных поисках, разведке и эксплуатации месторождений.
Таким образом, курс «Структуры рудных полей и месторождений» является прикладным. Знания, полученные студентами при его изучении, используются в непосредственной практической деятельности. Для успешного усвоения курса необходимо знание материалов по структурной геологии и геологическому картированию, петрографии и промышленным типам рудных месторождений.
Развитие структурных исследований в СССР. Углубленное изучение структуры рудных месторождений началось в нашей стране после Великой Октябрьской социалистической революции. Па необходимость проведения этих исследований обращали внимание В. А. Обручев, С. С. Смирнов и другие видные геологи. Широкому развитию структурных исследований способствовали обобщающие работы А. В. Королева, А. В. Пэка, В. М. Крейтера, В. И. Смирнова, Ф. И. Вольфсона, М. Вазовского, В. Н. Котляра и П. А. Шехтмана.
Особый размах изучение геологической структуры рудных месторождений приобрело в последние 20—25 лет, что нашло отражение в трудах М. В. Гзовского, В. А. Невского [19, 20], А. А. Фролова [40], Л. И. Лукина, А. В. Дружинина, Е. М. Некрасова [21], В. И. Казанского, Н. П. Лаверова, Ю. Г. Сафонова, Е. П. Малиновского, Т. М. Лаумулина, X. А. Акбарова с соавторами [1], В. А. Крупенникова, П. Ф. Иванкина, И. П. Кушнарева, В. Ф. Чернышева [43], Ж- В. Семинского и др. [27]. В 80-е годы опубликованы сводные работы Ф. И. Вольфсона и П. Д. Яковлева [3], В. И. Старостина [33], Г. Ф. Яковлева [45], Л. И. Лукина [16], П. А. Шехтмана, В. А. Королева, Н. А. Никифорова, а также коллективные монографии [6, 7, 35, 36], в которых рассматриваются вопросы методики структурных исследований. В ходе исследований, выполнявшихся в последние десятилетия, выявлено большое влияние физико-механических свойств рудовмещающих горных пород на особенности их деформации, а соответственно — на морфологию рудных тел и закономерности их размещения.
Итоги изучения структур регулярно обсуждаются на специальных всесоюзных совещаниях и симпозиумах, которые про
5
водились в Москве (1972 и 1977 гг.), Владивостоке (1982 г.), Ташкенте (1986 г.).
Значение структурных исследований. Для успешного решения одной из основных задач работы советских геологов на современном этапе — расширения минерально-сырьевой базы страны — необходимо обеспечить разведанными запасами прежде всего действующие горнодобывающие предприятия. Запасы многих разрабатываемых месторождений близки к исчерпанию. Однако перспективы обнаружения в старых горнорудных районах новых месторождений, не выходящих на поверхность, сохраняются.
Второй важной задачей является подготовка новых крупных минерально-сырьевых баз в экономически благоприятных районах; это прежде всего относится к рудам цветных, благородных и редких металлов [11].
Для некоторых металлических полезных ископаемых сохраняется проблема улучшения географического размещения сырьевых баз.
Выявление новых месторождений, скрытых на глубине,— сложный, трудоемкий и дорогостоящий процесс. Затраты на проведение поисков значительно выше стоимости предварительной и детальной разведки. Поэтому особенно важную роль играет повышение эффективности поисковых работ.
При определении направлений и конкретных площадей для проведения поисков необходимо стремиться к максимальной точности. В связи с этим значительно возрастают требования к достоверности локальных научных прогнозов. Основой научного прогноза служат детальные геолого-структурные карты, в которых должны быть отражены глубокие знания особенностей геологического строения и истории развития прогнозируемых площадей и участков. Таким образом, структурные исследования имеют решающее значение для повышения эффективности поисковых работ.
Разведка месторождений осуществляется на основе инструкций ГКЗ СССР и методических руководств, базирующихся на этих инструкциях. Во многих случаях она проводится формально— по рекомендованной инструкцией геометрической сети. В результате такого нетворческого подхода в одних случаях затрачиваются излишние средства, а в других — пропускаются скрытые на глубине рудные залежи. Успешными и эффективными разведочные работы могут быть лишь в том случае, если они выполняются на основе достоверной геологической карты, для составления которой необходимы структурные исследования.
Таким образом, знания о геологической структуре месторождений в значительной мере определяют эффективность разведочных работ.
6
Отработка месторождений невозможна без достоверных данных о морфологии рудных тел и их внутреннем строении. Лишь при использовании таких данных будет получена наибольшая полнота выемки полезного ископаемого, снижены разубоживание руд и потери их в недрах. Для достижения этих показателей в работе горного предприятия необходима хорошо налаженная геологическая служба. На основе документации горных выработок и буровых скважин, составления детальных погори-зонтных геологических планов, зарисовок рудных тел и проведения специальных структурных исследований можно выяснить структурно-геологическую позицию рудных тел, этапы их формирования, роль состава вмещающих пород и структурных элементов, определяющих их форму и внутреннее строение. Полученные рудничным геологом данные о рудных телах должны способствовать успешной работе горного предприятия.
1. СТРУКТУРЫ ЭНДОГЕННЫХ РУДНЫХ ПОЛЕЙ
И МЕСТОРОЖДЕНИЙ
1.1. Структурные элементы в рудных полях и месторождениях
При исследовании структур рудных полей и месторождений изучаются прежде всего их отдельные элементы — складки, разрывные нарушения, интрузивные тела, вулканические жерла, трубки взрывов и др. Все они описаны в руководствах по структурной геологии. Однако необходимо обратить внимание на то, что очень многие рудные поля и месторождения находятся на участках, где резко меняется направление простирания региональных разрывных нарушений и складчатых сооружений. Это приводит к большей тектонической нарушенное™ рудоносных участков по сравнению с окружающими площадями, возникновению многих морфологических типов складок и разнообразных по внутреннему строению и условиям развития разрывных нарушений.
В процессе рудообразования важная роль принадлежит вмещающим породам. Поэтому необходимо знать и изучать их свойства по отношению к деформациям, метаморфизму и рудоотложению.
Свойства рудовмещающих горных пород
Петрографический и химический состав пород. В результате химического взаимодействия растворов с вмещающими породами происходят частичное растворение минералов, диффузионный обмен катионами, выпадение труднорастворимых продуктов реакций. Степень благоприятности пород для рудоотложения зависит от их растворимости, наличия в них элементов,
7
нео ходимых для возникновения новых минералов, относительной способности породообразующих минералов к замещению их рудными и др. Замечена приуроченность отдельных типов руд к породам определенного состава. В Карамазарском рудном районе, например, статистически установлено, что для отложения свинцово-цинковых руд наиболее благоприятно сочетание в породе карбонатных и алюмосиликатных составных частей примерно в равных соотношениях для галенита и со значительным преобладанием карбоната — для сфалерита. В магматических породах оптимальные условия для формирования тех же руд создаются при их повышенной щелочности, когда суммарное содержание К2О и Na2O составляет около 7%, причем интенсивность оруденения в большей степени определяется количеством калия. Большое влияние на размещение рудной минерализации оказывают до- или предрудные гидротермальные метасоматиты, химический состав которых существенно отличается от состава первичных пород.
Особенно важную роль в процессах замещения играют карбонаты как исходных вмещающих пород, так и метасоматитов. Они являются осадителями таких компонентов растворов, как железо, вольфрам, цинк, свинец, серебро и, наоборот, способствуют сквозному прохождению в растворах золота и меди.
Известен пример локализации мышьякового и вольфрамового (главным образом шеелитового) оруденения на месторождении Ктп-Теберда (Северный Кавказ) в местах пересечения рудоносными жилами пластов амфиболитов, залегающих среди слюдисто-кварцевых сланцев. Благоприятны для локализации сульфидных руд пироксеновые скарны (Турьинское медно-скарновое месторождение на Северном Урале, свинцово-цинковое месторождение Туранглы в Средней Азии и др.). Особое значение в локализации оруденения имеет органическое вещество. Оно создает резко восстановительную среду, способствующую, в частности, отложению сульфидов.
Для среды рудообразования важен состав не только вмещающих, но и подстилающих пород. Взаимодействуя с этими породами, восходящие растворы меняют состав и концентрацию. Они могут обогащаться рудными и петрогенными компонентами, что влияет на характер рудного процесса.
Таким образом, при изучении рудных месторождений, приуроченных к неоднородной толще пород, необходимо проводить детальное литолого-петрографическое и петрохимическое расчленение рудовмещающего разреза и выделять горизонты, благоприятные для локализации руд.
Физические свойства пород (плотность, объемная масса, пористость, проницаемость, магнитные, электрические) так же, как и их химический состав, в значительной мере определяются свойствами слагающих их минералов (табл. 1). В ходе изу-
8
9
чения геологическом структуры месторождении и выявления условий локализации оруденения обращается внимание прежде всего на пористость и проницаемость горных пород. Остальные свойства изучаются при постановке геофизических методов разведки.
Плотность р горной породы — это отношение ее массы (твердой, жидкой и газообразной фаз) к занимаемому объему; выражается она в кг/м3. Определяется путем взвешивания на весах или на денситометре. При взвешивании на весах для расчета плотности используется формула
Г ’
— тж где tns и тж—масса образца соответственно в воздушно-сухом состоянии и в жидкости, кг. Для определения плотности анализируются изометричные по форме образцы массой 80—300 г.
Объемной массой то5 называется отношение массы абсолютно сухой породы к ее объему (кг/м3). Устанавливается она путем обмера и взвешивания образцов или путем гидростатического взвешивания. Метод обмера применим в тех случаях, когда исследуемые образцы имеют правильные геометрические формы (куб, параллелепипед, шар, цилиндр). Масса сухого образца при этом выявляется взвешиванием его после предварительного высушивания в сушильном шкафу в течение 8 ч при температуре 105°C. По каждой разновидности пород анализируется не менее трех образцов.
Метод гидростатического взвешивания позволяет использовать образцы любой формы, которые предварительно пришлифовываются для удаления мелких неровностей на поверхности, затем также высушиваются в течение 8 ч и взвешиваются. После этого они насыщаются водой и взвешиваются дважды: влажными в воздухе и гидростатическим методом в сосуде с той же жидкостью. Объемная масса определяется по формуле
'«об =----------
max (^Ък — тпр)
где шСух — масса сухого образца, кг; тнтах—масса насыщенного образца, кг; тпр—масса проволочки, применяемой при гидростатическом взвешивании, кг; q — поправка на разницу температур и на взвешивание в воздухе, которая для интервала температур от +18 до +22 °C, обычных для лаборатории, равна 0,997.
Пористостью называется совокупность пространства между твердой фазой абсолютно сухой породы. Она бывает син- и эпигенетичной. Различают общую (абсолютную), открытую, эффективную и дифференцированную пористость. Общая пористость— это сумма всех открытых и закрытых пор; открытая
характеризует только сообщающиеся поры, а эффективная составляет часть открытой пористости, по которой при заданных условиях происходит циркуляция жидкостей или газов. Дифференцированная пористость дает возможность судить о количестве в породе пор различного размера.
Пористость определяется отношением объема пор ко всему объему породы и выражается в процентах. Общая пористость 77общ устанавливается на основании значений плотности и объемной массы породы по формуле
Поб = 100 р,~то6. • Р
Эффективная пористость выявляется чаще всего методом свободного водонасыщения на специально подготавливаемых образцах—пластинках толщиной 1 см и площадью более 25 см2. Эти пластинки высушиваются в сушильном шкафу в течение 24 ч при температуре 105сС, взвешиваются на аналитических весах с точностью до 0,01 г и помещаются в специальную ванночку с водой (их погружают на 1/3 в жидкость, а через 2 ч заливают полностью). Через строго фиксированные промежутки времени (от 20 с до нескольких суток) образцы взвешиваются и для каждой породы рассчитывается массовое насыщение IV7 по формуле
JQQ '»Н — ^СУХ ' ^СуХ
где т,, и /7гСух — массы насыщенного и сухого образцов.
После того как образцы в основном уже насыщены (заполнено 70—80% открытых пор), а это наступает для большинства пород обычно по истечении 5сут., пластинки породы взвешиваются дважды: в воздухе и гидростатически в жидкости, что позволяет рассчитать объемную массу породы. На основании данных о массовом насыщении строятся графики зависимости относительного водонасыщения от времени эксперимента. Эффективная пористость Пэф, которая определяет масштабы насыщения пород жидкостями, рассчитывается по формуле
/Пц ^CvX
п;(Ь= юо------------—г-
т„ — (тж — тпр)
Величина пористости в магматических и метаморфических породах очень мала и составляет сотые и десятые доли процента, но для многих пород она изменяется в широких пределах (В %):
Граниты, гнейсы.......................................... 0,02—0,56
Глинистые сланцы......................................... 0,49—7,55
Песчаники................................................ 3,5—28,3
Известняки, доломиты..................................... 0,53—45.4
Каррарский мрамор............................... 0,22—0,4
Пирокластические и кавернозные карбонатные породы, песчаники, конгломераты............................ и-10
П. А. Шехтман, В. А. Королев, Н. А. Никифоров и другие исследователи предложили группировку пород по развитию в них пористости. Они выделяют следующие группы пород:
1) с весьма низкой пористостью — менее 1% (неизмененные изверженные, плотные глинистые, карбонатные породы, кристаллические и метаморфические сланцы);
2) с низкой пористостью — от 1 до 3% (разнообразные магматические и метаморфические породы, умеренно измененные эндогенными процессами или выветриванием, сравнительно плотные песчаники, известняки, метаморфизованные туфы);
3) с повышенной пористостью — от 3 до 10% (слабомета-морфизованные песчаники и конгломераты, сильноизмененные и выветрелые магматические породы, туфы и туффиты);
4) с высокой пористостью — более 10% (рыхлые песчаники, конгломераты и туфы, кавернозные известняки и доломиты, особенно сильно выщелоченные и выветрелые интрузивные породы).
От общей величины пористости зависят механические свойства пород.
Проницаемость горных пород, т. е. способность их пропускать гидротермальные растворы, определяется в основном эффективной пористостью и трещиноватостью. На нее влияют также давление и глубина от земной поверхности, температура, агрегатное состояние растворов, их состав, характер взаимо-аействия с породами и др.
Механические свойства горных пород. Деформация — это вменение формы или объема тела под действием внешних сил. Деформации в земной коре разделяются на упругие и остаточные. Упругость — это свойство твердых тел изменять форму и объем под влиянием физических воздействий и полностью восстанавливать первоначальное состояние после устранения этих воздействий.
Упругой называется такая деформация, при которой твердое тело после снятия физических воздействий возвращается к первоначальному состоянию. При всех деформациях существует предел упругости. Если он превышен, то возникает остаточная деформация, не исчезающая полностью или частично после устранения вызвавших ее воздействий. Внутренние силы, появляющиеся в теле и стремящиеся уравновесить действие внешних сил, называются силами упругости, а величина этих сил, приходящаяся на единицу площади поперечного сечения тела,— напряжением.
Широко распространенные в земной коре остаточные деформации разделяются на пластические и хрупкие. Под пластиче-12
ской понимают остаточную деформацию, проявляющуюся без нарушений сплошности материала. Хрупкой называют такую деформацию, при которой тело разрушается без заметной пластической деформации.
Для анализа геологических процессов важно учитывать не только пластическую деформацию, но и вязкость пород, а также релаксацию и ползучесть. От вязкости тела зависит скорость пластической деформации, так как вязкость отражает процесс внутреннего трения, т. е. способность отдельных частиц тела оказывать сопротивление другим при перемещении их относительно друг друга. Релаксация выражается падением напряжений в теле, а величина пластической деформации при этом поддерживается постоянной. Это явление связано с тем, что частицы тела, смещаясь в процессе пластической деформации, находят новые устойчивые положения. При этом напряжения, вызывающие перемещение частиц, при достижении последними устойчивого положения будут исчезать. Релаксация приводит к постепенному превращению упругой деформации в остаточную, пластическую.
Ползучесть — пластическая деформация материала, длительно протекающая при постоянных напряжениях, не превышающих предела упругости. Сущность этого процесса заключается в том, что в теле под влиянием постоянной нагрузки происходят перегруппировка частиц и непрерывный переход части упругой деформации в пластическую. Но, поскольку нагрузка сохраняется, упругая деформация возобновляется до прежнего размера.
В соответствии с законом Гука, между удлинением стержня и нагрузкой на него существует прямая пропорциональная зависимость, а между удлинением и площадью поперечного сечения стержня—обратная. При нагрузке, не достигшей определенного предела, удлинение образца прямо пропорционально растягивающей силе Р, длине образца I и обратно пропорционально площади поперечного сечения S. Эти опытные данные связаны соотношением
М = PI/ES,
где XI—приращение длины, называемое абсолютным удлинением стержня от силы Р; Е — коэффициент пропорциональности— модуль упругостии, или модуль Юнга (разный для различных материалов), МПа.
Отношение Х1/1 называется относительным удлинением и обозначается е.
Если учесть, что растягивающее напряжение o = P/S (МПа), то закон Гука для одноосного растяжения можно записать следующим образом:
13
Таблица 2. Механические свойства горных пород (при /> = 98 066 Па, / = 20 °C).
По материалам В. М. Крейтера, В. В. Белоусова и др.
Горная порода Прочность, МПа Модуль Юнга Е, п- 1(У МПа Коэффициент Пуассона |А
сжатие растяжение срез
Песчаник 50—150 1—3 5—15 0,6—10,0 0,06—0,11
Известняк 40—140 2—6 10—20 7.6—8,5 0,16—0,32
Сланец 70 25 15—20 0,5—2,2 —
Фельзит 200—290 — — —
Андезит — — - 4,0—5,4 0,16—0,18
Базальт 200—250 — .— 10,1—1,06 0,22—0,25
Гранит 100—320 3—5 15—30 1,6—6,0 0,04—0,27
Сиенит 150—200 — —
Диорит 100—250 — — 5,5—8,7 —
Габбро 100—190 — — 5,8—10,8 0,11—0,27
Диабаз 130—210 5 — 7,2—11,6 0,10—0,28
Мрамор 80—150 3—9 10-30 — —
Гнейс 140—240 — — 0.9—5.0 0,03—0,15
Кварцит 140—500 —: — — —
е = а/Е, или о=Ее.
При растяжении или сжатии горные породы испытывают* кроме продольных также поперечные деформации. Абсолютная величина отношения относительной поперечной деформации ei к относительной продольной е называется коэффициентом Пуассона и обозначается ц, т. е. p = ei/e. Эти два коэффициента — Е и ц— полностью характеризуют упругие свойства всех изотропных материалов.
В случае сдвига касательное напряжение r=G*f, где 7 — величина относительного сдвига, равная tga (а — угол сдвига), G— модуль сдвига.
При гидростатическом сжатии Р = К$, где Р — гидростатическое давление, К—модуль объемной упругости, 0 — относительное уменьшение объема.
Три модуля упругости (Юнга, сдвига и объемной упругости) и коэффициент Пуассона являются важнейшими константами упругих свойств горных пород. Эти четыре константы связаны между собой:
Е = 2G(1 + ц);
£ = ЗК(1 — 2 ц).
Способность горных пород оказывать сопротивление деформации называется их прочностью. Наибольшей прочностью породы обладают при сжатии, наименьшей — при растяжении (табл. 2).
Упругие свойства горных пород устанавливаются статистическими и динамическими методами. В первом случае из пород 14
выпиливают специальные образцы, которые подвергают испытаниям в лабораторных условиях. Зная изменение размеров образцов в условиях действия заданных напряжений, можно рассчитать и модули, и коэффициенты упругости.
Динамические методы основаны на возбуждении в образце волновых колебаний и измерении на ультразвуковой импульсной аппаратуре скорости прохождения упругих волн — продольных vp, поперечных vs и поверхностных vr.
Отношения между скоростями распространения продольных и поперечных волн и упругими постоянными связаны следующими формулами:
2(1-у2)
где y=vs/vp; G = vs2mo6; £=2G(l + p); 0=£/(1—2р).
Б. П. Беликов, КЗ. А. Розанов и другие исследователи получили интересные сведения о модуле упругости и коэффициенте Пуассона для разных пород, вмещающих гидротермальное оруденение. Разница значений модуля упругости горных пород обусловлена в основном двумя факторами: изменениями их структуры (в том числе и пористости) и минерального состава.
На примере Карамазарского рудного района Ю. А. Розанов и И. П. Тимченко показали, что при гидротермальном изменении пород наблюдаются закономерные и резкие изменения модуля упругости и коэффициента Пуассона, связанные с характером наложенных процессов. Так, на Алтын-Топканском месторождении при скарнировании не только существенно повышается эффективная пористость пород,- но и значительно изменяются модуль упругости и коэффициент Пуассона. Для известняков модуль упругости составляет (5,5—7,6) -104 МПа, а для скарнов—(11,0—15,8) • 104 МПа. В то же время коэффициент Пуассона, равный для известняков 0,22—0,35, снижается для скарнов до 0,16. Таким образом, процесс скарнирования сопровождается увеличением пористости и разрыхлением пород и, несмотря на это, отмечается повышение модуля упругости при одновременном уменьшении коэффициента Пуассона. Подобный ход изменения механических свойств пород Ю. А. Розанов объясняет тем, что при скарнировании образуются минералы со значительной объемной массой, т. е. с большей плотностью кристаллической структуры. Развитие минералов с высокой плотностью приводит к резкому повышению упругих свойств метасоматических пород, которое значительно перекрывает снижение модуля упругости, вызываемое разрыхлением их структуры (увеличением пористости).
Высокие значения модуля упругости при низких значениях коэффициента Пуассона характеризуют скарны Алтын-Топкан-
15
ского месторождения как очень хрупкие породы. При наложении скалывающих напряжений в обстановке интенсивного всестороннего сжатия скарны более склонны к хрупким деформациям, в то время как известняки деформируются пластично. Это — одна из причин локализации свинцово-цинкового оруденения преимущественно в скарнах.
При серпентинизации дунитов и последующей их листвени-тизации происходит сначала снижение модуля упругости и некоторое понижение значений коэффициента Пуассона, т. е. сер-пентинизированные породы деформируются при значительно более низких напряжениях, чем исходные дуниты. Последующая лиственитизация серпентинизированных пород приводит к росту модуля упругости и значительному снижению коэффициента Пуассона. Лиственитизированные породы хрупкие, поэтому для проявления в них деформаций требуются намного большие напряжения.
Как уже отмечалось, важной характеристикой горных пород является вязкость ц, так как с учетом ее определяется скорость пластической деформации е° = т/т].
Чем она больше, тем большее сопротивление оказывает тело пластической деформации. У тел разного состава вязкость весьма различна: у воды она составляет 0,001 Па-с, у влажной глины 100 Па-с, а у горных пород достигает 1023 Па-с.
Пластичные материалы и породы способны выдерживать значительную пластическую деформацию без разрушения. В хрупких телах непосредственно вслед за упругой деформацией или после незначительной пластической деформации наступает разрушение. Для пластичных тел между пределами упругости и прочности имеется широкий интервал, тогда как для хрупких оба эти предела совпадают или почти совпадают.
При различных видах деформации (растяжение, сжатие, сдвиг) в горных породах возникают два типа трещин—скалывания и отрыва. Образование первых связано с максимальными касательными, а вторых — с максимальными растягивающими напряжениями. Таким образом, каждая горная порода имеет два предела прочности: на скалывание и на отрыв (табл. 3). Разрушение пород при увеличении напряжений осуществляется по тому типу, для которого в данных условиях предел прочности ниже и, следовательно, достигается раньше.
Деформационные свойства горных пород зависят от величины всестороннего давления, температуры, наличия насыщающих сред и скорости деформации. С ростом величины всестороннего сжатия прочность всех горных пород (особенно на отрыв) увеличивается и тем больше, чем меньше размер зерен породы (табл. 4, 5). Повышается и вязкость пород.
Время (или скорость) деформации играет огромную роль. При мгновенной деформации (взрывы) даже пластичные тела
16
Таблица 3. Кратковременная прочность (МПа) сухих образцов горных пород (при Р=98 066 Па, i!=20 °C). По Л1. В. Гзовскому.
Горная порода Прочность на отрыв Прочность на скалывание
минимальная максимальная среднестатистическая
Гранит 3 60 180 75
Диабаз 5 65 230 90
Гнейс — 40 160 80
Кварцит 8 13 160 100
Кристаллический сланец — 30 150 70
Мрамор 5 12 130 50
Известняк 5 10 180 45
Песчаник 2—6 20 75 —
Глинистый сланец 3—4 18 26 —
Каменная соль 1—5 9 —— —
Уголь — 2 8 —
деформируются как хрупкие. Длительная деформация способствует тому, что относительно хрупкие породы ведут себя как пластичные. При повышении температуры понижается вязкость горных пород и, следовательно, увеличивается их способность к пластической деформации; уменьшается также и прочность горных пород на скалывание. С понижением температуры вязкость и прочность пород на скалывание возрастают. Наличие в породе жидкости и водяных паров уменьшает ее прочность.
Характер деформаций горной породы зависит от их условий, совокупности и взаимного сочетания всех перечисленных факторов (глубины залегания пород от поверхности, времени или скорости деформации, температуры, наличия в породе растворов). Совместное действие температуры и всестороннего давления ведет к тому, что, начиная с некоторой глубины, горные породы разрушаются преимущественно путем вязкого скалывания, тогда как вблизи поверхности проявляется и отрыв.
Длительность геологических процессов способствует развитию пластических деформаций и предпочтительному образованию сколовых нарушений по сравнению с трещинами отрыва, возникающими в случае хрупких деформаций.
При изучении рудных месторождений необходимо иметь в виду, что на многих из них рудоотложению предшествовало гидротермальное изменение пород (скарнирование, грейзени-зация, пропилитизация, березитизация, окварцевание и др.). В связи с этим физико-механические свойства пород (пористость и прочностные показатели) значительно изменились, а это в свою очередь оказывало влияние на последующую локализацию оруденения.
Важнейшие механические свойства горных пород—пластичность и хрупкость. Эти свойства взаимосвязаны и проявляются в породах одновременно в различной степени в зави-
2—863
17
Таблица 4. Зависимость модуля упругости Е (ц-104 МПа) горных пород от величины всестороннего давления. По Л1. П. Воларовичу.
Горная порода Модуль Юнга при всестороннем давлении. МПа
0,1 40 100 500
Диабаз 7,32 10,3 11,5 .
Базальт 4,39 6,0 6,66 —
Гранит 2,9 4,25 4,4 —
Г нейс 3,59 — 8,36 9,3
Таблица 5. Зависимость прочности на скалывание (МПа) горных пород от величины всестороннего давления. По Дж. Хэндину.
Горная порода Прочность на скалывание при всестороннем давлении, МПа
10 20 30 40 50
Базальт 290 750 1300 1400 1700
Обсидиан 380 800 1200 1400 1500
Пироксенит 270 630 — 1200 1400
Известняк 100 340 570 680 720
Каменная соль 90 180 220 240 290
симости от продолжительности, условий деформации, воздействия на породы растворов, взаимодействия пород.
При прочих равных условиях хрупкость — пластичность пород зависит от свойств и количественного соотношения в них породообразующих минералов. Главные породообразующие минералы можно расположить в ряд (см. табл. 1) по понижению их хрупкости и повышению пластичности: кварц — полевые шпаты — пироксены, амфиболы, оливин — биотит, мусковит, серицит, карбонаты — хлорит, тальк, каолинит. В зависимости от минерального состава пород можно дать количественную оценку их хрупкости — пластичности. Пластичность возрастает от кислых изверженных пород к основным. В осадочных породах она подвержена значительным колебаниям. Карбонатные породы характеризуются повышенной пластичностью, но доломиты всегда более хрупкие, чем известняки.
Деформационные свойства пород определяются не только свойствами слагающих их минералов, но и особенностями сочетания последних, т. е. текстурой пород. Для решения ряда структурных вопросов изучается механическая анизотропия горных пород. В массивных породах ориентировка минералов макроскопически не устанавливается. Линейная и плоскостная ориентировка кристаллов хорошо заметна в расслоенных интрузивных массивах и эффузивных породах. Для метаморфических пород характерны сланцеватые текстуры. Породы с полосчатыми (слоистыми, сланцеватыми) текстурами наиболее
пластичны и при деформации подвергаются преимущественно изгибу.
Породы, которые обладают умеренной хрупкостью — пластичностью и деформируются с залечиванием трещин, считаются компетентными. Наиболее быстро и полно происходит залечивание трещин кальцитом и доломитом, реже и хуже — кварцем, еще более редко—другими минералами. Самые компетентные карбонатные породы, менее компетентны алюмосиликатные, совсем не проявляют компетентности — весьма пластичные (глины, глинистые, хлоритовые, тальковые, серицитовые сланцы) и весьма хрупкие (кварциты, игнимбриты и др.) породы.
В. И. Старостин [33] отмечает, что в условиях верхних горизонтов земной коры примерно до глубин 5—6 км магматические, метаморфические и значительная часть осадочных пород при достаточно кратковременных напряжениях являются упругими и испытывают по мере достижения предела упругости хрупкое разрушение.
Эти же породы, но в условиях длительных (тысячи — миллионы лет) тектонических воздействий, по абсолютной величине превышающих порог ползучести, ведут себя как пластичновязкие вещества и претерпевают пластические деформации.
Повышение температуры и всестороннего давления сокращает величину предела упругих деформаций и благоприятствует пластическому течению материала, нивелируя первичную контрастность в физико-механических свойствах различных типов горных пород.
В. И. Старостин выделяет три основных петрофизических типа среды структурообразования: упругий, упруго-пластичный и упруго-вязкий. К упругому типу относятся породы с пониженной способностью к пластическим деформациям и относительно высокой вязкостью (массивные кварциты, грубослоистые туфы кислого состава, гранитоиды, дацит-липаритовые лавы и субвулканические тела, скарноиды, роговики и др.). Для них характерно низкое значение коэффициента Пуассона — от 0,01 до 0,2 (табл. 6). Породы обладают различной пористостью. В полевых условиях в них слабо проявлена складчатость, широко развита трещиноватость.
Упруго-пластичный тип отличается значительными пластическими деформациями, пониженной вязкостью и невысокими упруго-прочностными свойствами. К этому типу принадлежат тонкослоистые флишоидные терригенно-карбонатные толщи, серицитовые и хлоритовые сланцы, пачки глинисто-алевролитовых пород и тонкослоистых туффитов. Этим образованиям свойственны высокие значения коэффициента Пуассона (0,30—0,45) и большие величины деформаций. В них широко распространены дисгармоничная складчатость и диапиризм.
2*
19
Третий упруго-вязкий тип включает наиболее вязкие, жесткие, плотные малопорнстые породы. Они имеют максимально высокие значения упруго-прочностных параметров, в том числе большие значения предела упругости, а при значительных по величине и длительных по времени воздействия напряжениях испытывают пластические деформации. Такими породами являются массивные габбродиабазы, диориты, базальтоиды, дуниты, перидотиты, амфиболиты, гранитогнейсы, кристаллические сланцы, эклогиты.
Важнейшей характеристикой геологической среды структу-росбразования является ее анизотропия. Поэтому в каждом из трех отмеченных типов (упругом, упруго-пластичном и упруговязком) выделяются по два подтипа — изотропный и анизотропный, а в каждом из подтипов, в свою очередь, две группы сред — однородная и неоднородная.
Изотропная среда характеризуется близкими или даже одинаковыми свойствами во всех направлениях. Анизотропные породы имеют различающиеся значения физических параметров в зависимости от направления измерения. Однородные среды обладают одинаковыми величинами физических характеристик на всем протяжении любого отдельно взятого направления измерения, а неоднородные — различными физическими параметрами вдоль линейных направлений в исследуемых геологических телах.
В слоистых толщах, сложенных породами с различными физико-механическими свойствами, оруденение локализуется в хорошо проницаемых для рудоносных растворов разностях. Менее проницаемые породы служат экранами и ограничивают распространение руды по восстанию. Это типично для многих полиметаллических, сурьмяно-ртутных и других месторождений. В процессе изучения геологической структуры месторождений необходимо выявить благоприятные горизонты.
Складчатые формы
Со складчатыми структурами связаны многочисленные месторождения золота, меди, свинца и цинка, сурьмы, ртути и других металлов. Рудные тела располагаются как в шарнирах, так п в крыльях складок. Для одной группы месторождений складчатая структура служит лишь общим фоном, а структурные элементы, контролирующие залегание рудных тел, являются более поздними, наложенными (многие жильные месторождения). Для другой группы характерно то, что их структура непосредственно определяется теми тектоническими элементами, которые возникли во время складкообразования (некоторые сурь-мяно-ртутные месторождения Средней Азии). Главное, при разведке и изучении таких месторождений—детальный анализ складчатых сооружений.
20
Таблица 6. Основные петрофизические типы сред структурообразования. По В. И. Старостину.
Характеристика Тип среды
упругий УПРУГО-ПЛа-СТИЧНЫЙ упруго-вязкий
Плотность р, г/см3 1,5—2,8 1,5—2,8 2,9—4,0
Эффективная пористость ПЭф, % 0,5—20,0 0,5—5,0 0,5—3,0
Коэффициент Пуассона ц 0,01—0,2 0,3—0,45 0,2—0,35
Модуль сдвига G, п-104 МПа 1,5—4,0 1,0—3,0 3,0—5 5
Модуль Юнга £, п-104 МПа 3,0—10,0 3,0—7,0 6,0—12,0
Прочность на сжатие /?сж, МПа 40—250 50—150 150—300
Чтобы успешно решать главную задачу—выяснение закономерностей локализации оруденения, необходимо четко представлять условия формирования изучаемых складчатых форм, д. е. знать механизм их образования. Наиболее часто проявлены складки продольного изгиба с проскальзыванием пластов по плоскостям напластования. Реже встречаются складки поперечного изгиба, блокированные и диапировые структуры.
Складки продольного изгиба со скольжением в слоистой толще возникают в результате относительного смещения (скольжения) соседних пластов (рис. 1). Горизонтальное сжимающее усилие можно разложить на составляющие: в плоскости слоистости, направленную в сторону замка складки, и перпендикулярную к слоистости. Последняя составляющая невелика на начальных стадиях изгиба при пологом падении пластов и возрастает при увеличении угла их падения. Поэтому поперечное давление имеет максимальное значение на крыльях складки и уменьшается к шарнирной части. В связи с этим происходит выжимание материала из крыльев складки в шарнир и образуются подобные складки (см. рис. 1,в). Степень интенсивности такого выжимания зависит от механических свойств горных пород и их пластичности. В результате в шарнирах складок значительно увеличивается мощность одних пластов при сравнительно небольшом изменении мощности других.
Для антиклинальных складок такого происхождения (подобные складки) характерно формирование полостей отслаивания. Появление этих полостей, очевидно, обусловливается и тем, что в случае залегания относительно прочного пласта под пластичным в период сжатия оба пласта деформируются и происходит некоторое нагнетание материала в шарнир складки. После снятия сжимающих усилий пластичные слои, деформация которых превзойдет предел упругости, уже не смогут приобрести первоначальную форму. Прочные же слои, деформация которых не превысит предел упругости, вновь займут первоначальный объем, и в результате над ними возникнут по-
21
Рис. 1. Механизмы формирования складки продольного изгиба со скольжением пластов (а, б), полости приоткрыва!«ия в замковой части складки (в) и ориентировка эллипсоида деформации (г): У — сланец; 2 — песчаник; ? — полость приоткрывания; 4 — трещины 11 направления перемещений
лости отслаивания. К этим полостям могут быть приурочены магматические породы и рудные тела, как, например, на золото-кварцевом месторождении Бендиго в Австралии.
В концентрических складках мощность слоев в различных частях этих структур остается неизмененной. При формировании складок изгиба со скольжением в пластах пластичных пород, залегающих между пластами более прочных образований, нередко возникают складки волочения. Образуются они в результате движения материала более пластичных пород на крыльях складки по направлению к шарниру. Пласт пластичных пород оказывается под действием пары сил, направление которых определяется направлением скольжения пластов (рис. 2, а). Ориентировку складок волочения в пласте можно использовать для выявления его подошвы и кровли, т. е. стратиграфического положения в данной толще, что необходимо для построения геологических разрезов (см. рис. 2,б,в). Наличие складок волочения с ориентировкой, показанной на рис. 2, в, позволяет уверенно говорить о том, что мы имеем дело с опрокинутым залеганием пластов. Складки волочения распространены довольно широко, однако на рудных месторождениях они изучены недостаточно.
В том случае, когда на крыльях складок пласт прочных пород небольшой мощности заключен среди более пластичных отложений, в результате изгиба пластов и их скольжения происходит тектоническое разлинзование .(будинаж). Этот прочный пласт разбивается двумя системами мелких трещин ска-
22
Рис. 2. Механизм образования складок волочения в антиклинальной складке, формирующейся путем изгиба со скольжением пластов (а), и схемы, иллюстрирующие использование складок волочения для определения подошвы и кровли пласта (б, в):
1 — песчаник; 2 — глинистый сланец.
Линин 1 — 1. 2—2. 3—3 — осевые поверхности складок волочения; стрелками показано направление скольжения пластов; ft — тупой угол, образованный осевой поверхностью складки волочения с плоскостью напластования в двигавшемся пласте; а—угол падения осевых поверхностей складок волочения (на рис. 2,6 и в падение осевых поверхностей соответственно на юго-восток Ха = 29' и на юг Z_a=I8c)
лывания или поперечными трещинами отрыва на отдельные блоки и растаскивается на отдельные линзы. Будинированными иногда оказываются пласты карбонатных пород, и в этом случае к ним бывают приурочены рудные тела.
Наряду со складками волочения, формирующимися в пластичных образованиях, пластическая деформация слоев более прочных пород может привести к проявлению в них сланцеватости (кливажа). Вопрос о положении в складке сланцеватости, генетически сопряженной со складчатостью, довольно сложен. А. В. Пэк различает два основных типа такой сланцеватости— сланцеватость слоистости и осевой поверхности. Происхождение первой, возникающей при скольжении пластов па
23
раллельно слоистости, особых сомнений не вызывает. Развитие сланцеватости осевой поверхности трактуется различно. Она может быть следствием скалывания параллельно топ системе плосюстей скалывания, которая не совпадает со слоистостью. В общем случае такая сланцеватость должна быть ориентирована в складке веерообразно, но возможна и почти параллельная осевой поверхности сланцеватость. Вероятны и иное положение, и иной механизм образования сланцеватости (кливажа) в складках. Соотношение положения сланцеватости осевой поверхности со слоистостью можно использовать при расшифровке стратиграфического положения слоев. Так, если сланцеватость ориентирована под острым углом к слоистости пород и примерно параллельна осевой поверхности складки, то, следовательно, становятся известными элементы залегания осевой поверхности складки, что можно использовать при построении разреза.
К шарнирам складок продольного изгиба тяготеют полиметаллические, золоторудные, сурьмяно-ртутные и другие месторождения. Необходимо различать месторождения, приуроченные к замкам складок с пологими и горизонтальными шарнирами и к замкам крутопогружающихся складок.
Важное значение в локализации рудных тел в рассматриваемых складках приобретает анизотропия физико-механических свойств слагающих их пород. Это выражается в расположении седловидных залежей на границах пород различного состава и появлении в складках многоярусных рудных тел. На крыльях складок рудные тела часто связаны с горизонтами благоприятных пород и межпластовыми срывами, которые возникают не только в процессе складчатости, но и на более поздних этапах становления структуры месторождений.
Блокированные складки образуются в процессе формирования складок продольного изгиба со скольжением, но при условии ограниченной возможности межпластового скольжения пород. Механизм их формирования можно иллюстрировать простейшим экспериментом — изгибанием пачки листов бумаги, зажатых на концах. В результате получается простая сундучная складка с расслоенным синклинальным осложенением или более сложная двух- и трехгорбая блокированная складка. На рудоносной площади проскальзывание пластов при формировании складок могут ограничить дайки, пересекающие осадочные толщи вкрест простирания, интрузивные массивы и особенно тектонические контакты последних. В процессе образования блокированных складок возникают и многочисленные разрывные нарушения.
Роль блокированных складок в локализации сурьмяно-ртут-ного оруденения детально изучена В. А. Невским на примере месторождений Средней Азии. Дорудная трещиноватость, не-
24
I |g [<5g EE37
Puc. 3. Механизмы формирования блокированной складки (а, по В. А. Невскому) и складки течения (б, по Е. И. Паталахе):
/ — сланцы; 2 — известняки; 3— окварцованные известняки (джаспероиды); “/ — рудные тела; 5 — более пластичные породы; 6 — менее пластичные породы; 7 — третины скалывания; стрелками показаны направления относительных перемещений
Рис. 4. Механизмы формирования складок поперечного изгиба:
•л—изгиб пластов осадочных пород над лакколитом, б—образование сундучной складки над приподнятым тектоническим блоком. /—осадочные толщи; 2 — породы фундамента;
3 — интрузивный массив; 4 — крупные разрывные нарушения; 5 — тектонические трещины; 6 — направления давления лакколита и движения тектонического блока
посредственно влияющая на распределение п степень рудонос-ности в отдельных участках пластов, наиболее интенсивно развивается в синклинальных расслоенных частях двух- и трехгорбых складок (рис. 3,а). В таких раздробленных участках общий объем трещин, заполненных рудными и жильными минералами, составляет 25—40%. Значительно менее раздробленными и соответственно намного слабее оруденелыми оказываются антиклинальные перегибы блокированных складок. Иног-
25
да оруденение локализовано и на крыльях блокированных складок.
Складки течения имеют весьма сложную морфологию (см. рис. 3,6). Они образуются при неравномерных перемещениях вещества из участков с большим давлением в участки с относительно меньшим давлением. В поверхностных зонах при невысоких температурах и давлении течь способны только высокопластичные горные породы, насыщенные водой,— соли, гипсы, угли, глины. При высоких температурах и давлениях, т. е. в условиях значительных глубин и интенсивного метаморфизма, пластичными становятся даже самые крепкие породы, такие как кварциты, гнейсы и др. При этом обычно происходит и одновременная перекристаллизация вещества.
На поздних стадиях формирования описываемых складок в условиях интенсивного метаморфизма при завершении пластической деформации возникают поверхности скалывания. По этим поверхностям осуществляются скольжение и перемещение пород, и форма складок еще более усложняется. Такие складки описаны многими геологами как складки скалывания.
Складки течения имеют большое значение в локализации руд гидротермальных месторождений, приуроченных к докембрийским толщам. Морфология метасоматических рудных тел в этих толщах в значительной мере определяется весьма сложной формой складок.
Складки поперечного изгиба могут возникнуть в результате внедрения интрузивных массивов (рис. 4, а) или же в связи с поднятием тектонических блоков горных пород, над которыми полого или горизонтально залегают слоистые толщи (см. рис. 4,6). В первом случае формируются местные куполовидные складки. Материал в них обычно перемещается от центра к периферийным частям, поэтому мощность пластов в центральной части купола уменьшается. Становление таких складок может завершиться развитием конических п радиальных разрывных нарушений. Во втором случае формируются глыбовые складки. Изгибание слоев, испытывающих растяжение, происходит над разрывными нарушениями. В результате образуются флексуры и в целом складка приобретает сундучную форму. На участках флексур могут возникнуть разрывные нарушения.
Куполовидные складки в рудных полях распространены, по-видимому, достаточно широко. Однако детально они не описаны. Что же касается глыбовых складок, то их роль в локализации оруденения очень велика. Известно немало месторождений, связанных с ними (полиметаллические Рудного Алтая, сурьмяно-ртутные Средней Азии).
Диапировые складки могут возникнуть при формировании куполовидных складок в условиях поперечного изгиба. Более 26
пластичные породы ядра складки движутся вверх, что приводит вначале к уменьшению мощности пластов в сводовой части, а затем и к протыканию пластичными породами вышележащей менее пластичной толщи. Роль пластичных пород могут играть известняки, которые при достаточно большом давлении приобретают повышенную способность к пластической деформации. При движении вверх пластичные породы воздействуют на вышележащие отложения, подвергая дроблению более хрупкие и образуя складки волочения в породах, способных к смятию. В поднимающихся пластичных породах возникает сланцеватость, параллельная направлению движения. В направлении сланцеватости могут формироваться разрывные нарушения.
К диапировым складкам приурочены гидротермальные ар-сеноппрптовые и флюоритовые месторождения со сложной морфологией рудных тел.
Разрывные нарушения
Трещины — важный элемент структуры месторождений. Хорошо известно, что с ними тесно связаны элементы залегания, форма и размеры рудных тел. Штокверковые месторождения образуются прежде всего на участках интенсивной трещиноватости горных пород. Для формирования рудных столбов, приуроченных к горизонтам благоприятных пород, также необходимы разрывные нарушения, по которым проникают гидротермальные растворы. По тектоническим трещинам происходят послерудные смещения рудных тел.
Генетические типы трещин, развитых в горных породах, многообразны. Так, В. А. Невский разработал следующую клас-
сификацию трещин:
Группа и подгруппа
I. Возникающие под влиянием внешнего силового воздействия: регионального локального
II. Образовавшиеся под воздействием внутренних напряжений, возникших в процессе формирования и дальнейшего изменения горных пород
III. Сложной генетической природы
Тип
Тектонические
1. Обусловленные механической активностью внедряющейся магмы
2. Диапировых куполов
3. Гравитационные
4. Удара
5. Связанные со взрывными работами
Литогенетические в осадочных породах
Термической контракции в магматических горных породах
Связанные с локальными изменениями объема горных пород Выветривания
Разгрузки
Дуговидные скалывания в вулканических покровах со столбчатой отдельностью; пластовых срывов
27
Наиболее широко распространены тектонические трещины, достаточно часто встречаются трещины термической контракции и связанные с механической активностью внедряющейся магмы, а также цитогенетические (контракции за счет обезвоживания) .
Основные сведения о разрушении горных пород и образовании тектонических трещин. Вопросы тектонической деформации горных пород и формирования при этом разрывных нарушений достаточно детально рассмотрены А. В. Пэком, Г.Д. Аж-гиреем, В. В. Белоусовым, М. В. Гзовским, В. М. Крейтером, В. А. Невским и рядом других исследователей. Трещины скалывания и отрыва, возникающие при растяжении, сжатии и сдвиге. Совокупность всех напряжений, существующих в деформируемом теле, отражает его напряженное состояние или его поле напряжений. При любой деформации в каждой точке тела имеются такие взаимно перпендикулярные площади, на которые действуют только нормальные напряжения растяжения— сжатия, а касательные отсутствуют. Эти нормальные напряжения называются главными, а направления, по которым они действуют,— главными осями напряжений. Сжатие и растяжение по двум из трех главных осей являются предельными, т. е. одно из них максимальное, а другое — минимальное.
Деформацию тела можно представить в виде трехосного эллипсоида, с помощью которого можно наглядно показать ориентировку осей деформации в пространстве и относительное значение деформации по каждой из главных осей.
При условии однородной деформации изотропного тела возникающая под нагрузкой деформация вполне соответствует распределению напряжений, и поэтому главные оси напряжений и главные оси деформации совпадают. Вдоль главных осей деформации происходит или сокращение, или удлинение тела в размере, пропорциональном напряжению. По одной оси отмечается максимальное сокращение или удлинение, по другой — минимальное.
Геологам приходится иметь дело не с напряжениями, а со следами вызванных ими деформаций. Поэтому они используют представление об эллипсоиде деформации, допуская при этом совпадение главных осей напряжений и деформаций, хотя в природных условиях их положение в пространстве может несколько отличаться. В практической работе следует пользоваться осями деформации и именно по отношению к ним рассматривать положение разрывных нарушений.
Основой для анализа деформаций горных пород и выявления закономерностей образования и размещения трещин в настоящее время служат представления о взаимно перпендикулярном расположении трех главных осей деформации — А, В, С—ио соотношениях, существующих между ними и поверхно-
28
Внешние нагрузки Напряжения Трещин di Ориентировка осей деформации Положение трещин
- (’max йпах отрыва при +6тё(Х скалывания при 'С-пах
Растяжение _L а 1+1 CZJ А 1 I I
♦
Сжатие г с п ш ’сг Т 1® I W
Сдвиг 1 t —— 1 1 'S [~]Ц 1 Ж I
Рис. 5. Схемы расположения трещин отрыва и скалывания при различных видах внешней нагрузки в случае плоской деформации (в плоскости чертежа): атах максимальные нормальные напряжения; ттах — максимальные касательные напряжения; главные оси напряжений: а — максимальных растягивающих, b — без напряжений, с — максимальных сжимающих; главные оси деформации: А— максимального растяжения (удлинения), В— промежуточная (в случае плоской деформации остается неизменной), С — максимального сжатия (сокращения); /, 2 — направления максимальных касательных напряжений; системы тектонических трещин: I. II — скалывания, III — отрыва
стями максимальных скалывающих и отрывающих напряжений. Ось А — ось максимального растяжения, а ось С — максимального сжатия. В случае плоской деформации (в плоскости АС) ось В остается неизменной. При объемной деформации, проявляющейся в природных условиях, растяжение происходит по двум осям—А и В, а ось С является осью максимального сжатия.
При деформации горных пород развиваются трещины двух генетических типов: скалывания и отрыва (рис. 5). Скалывание обусловлено касательными напряжениями в плоскостях максимальных касательных напряжений, отрыв — нормальными растягивающими напряжениями.
При растяжении формируются две системы трещин скалывания, расположенные по биссектрисам между осями сжатия и растяжения, т. е. под углом 45° к ним, и трещины отрыва, перпендикулярные к оси растяжения.
При сжатии возникают две системы трещин скалывания, ориентированные также по биссектрисам между осями сжатия и растяжения, и трещины отрыва, совпадающие по направлению с осью сжатия. Две системы трещин скалывания и одна система трещин отрыва образуются и при сдвиге. Если рассматривать ориентировку этих трещин по отношению к главным осям деформации А, В, С, то видно, что две системы трещин скалывания (I и II) совпадают по направлению с биссектрисами между осями А и С (см. рис. 5). Угол, образуемый
29
•одной из систем плоскостей скалывания с осью С, называется углом скалывания. Трещины отрыва совпадают с осью максимального сжатия С и перпендикулярны к оси максимального растяжения А.
Зная расположение трещин на участке месторождения, можно определить ориентировку осей деформации, а следовательно, п направление главных осей напряжений. Как уже упоминалось, при объемной деформации, проявляющейся в природных условиях, растяжение происходит по двум осям — А и В. Поэтому число возникающих систем трещин увеличивается и трещинная структура бывает значительно сложнее.
Величина угла скалывания различна для пород с разными физико-механическими свойствами. При одном и том же напряжении для хрупких пород она меньше, чем для пород более пластичных. В связи с этим в неоднородных толщах, сложенных различными породами, простирание сколовых трещин может несколько изменяться. При переходе из одной породы в другую трещины как бы преломляются.
Прн анализе геологической структуры месторождения н выявления закономерностей локализации оруденения очень важно правильно определить генетический тип трещин. В связи с этим необходимо учитывать отличительные признаки трещин скалывания и отрыва.
Трещины скалывания—прямолинейные, стенки их обычно ровные, притертые. Зависимость элементов залегания этих трещин от физико-механических свойств пересекаемых пород невелика. Галька конгломератов пересекается ими так же, как и цемент, без изменения направления трещины. В момент образования трещины скалывания были закрыты, притерты. В их плоскости обычно происходят перемещения (сбросы, взбросы, надвиги, сдвиги и др.) и возникают тектонические брекчии и глинка трения. Трещины этого типа часто имеют большую протяженность и сопровождаются оперяющими трещинами.
Трещины отрыва, как правило, непрямолинейные, стенки их обычно неровные, рваные. Очень типична большая зависимость элементов залегания данных трещин от физико-механических свойств горных пород. Эти трещины обычно огибают участки более твердых пород (например, галькн в конгломератах), часто меняют простирание при переходе из одного вида породы в другой пли совсем затухают. По простиранию и падению они быстро выклиниваются. В момент образования трещины отрыва открыты. Вдоль их стенок не наблюдается даже небольших перемещений, так как они возникают только при растягивающих напряжениях, перпендикулярных к стенкам трещины.
Наиболее часто к трещинам отрыва приурочены дайки магматических пород, внедрение которых происходит в обстанов-
30
Рис. 6. Возможные модели механизмов формирования кольцевых разрывов: цилиндрических трещин отрыва (а), центроклинальных конических трещин (б), центроклинальных трещин скалывания (в) и оперяющих конических трещин отрыва (г, д') — центроклинальных при возникновении кольцевого горста (з) и периклинальных при образовании кольцевого грабена (д). Схематические разрезы, по В. А. Невскому
ке растяжения. На рудных месторождениях упомянутые трещины распространены также достаточно широко, хотя в количественном отношении они и уступают трещинам скалывания.
Кольцевые разрывные нарушения и механизм их образования. Среди этих нарушений выделяют кольцевые цилиндрические и конические разломы и крупные трещины, часто сопровождаемые радиальными разрывами. Цилиндрические разломы, трещины и их фрагменты — полукольцевые и дуговидные разломы — обычно имеют вертикальное или близкое к нему падение. Конические разрывы чаще всего падают к центру кольцевых структур (центроклинальные) и редко — от центра (периклинальные). Образование кольцевых разрывов тесно связано с формированием вулканических куполов и кальдер, интрузивных массивов центрального типа, отдельных вулканических аппаратов и трубок взрывов.
Среди кольцевых разрывов различают сколовые нарушения и трещины отрыва. Амплитуды перемещения вдоль сколов колеблются в широких пределах. Механизм формирования кольцевых разрывов рассмотрен рядом исследователей. В. А. Невский наметил несколько возможных моделей (рис. 6). Согласно первой модели цилиндрические трещины отрыва появляются при вертикальном движении магматического расплава вверх или вниз. Возникает крупная цилиндрическая трещина или их система, в деформируемой кровле формируется куполовидное вздутие, в пределах которого образуются центроклинальные конические и радиальные трещины (см. рис. 6,а). При дальнейшем развитии процесса в результате оттока магмы может происходить опускание цилиндрического блока, формируется кальдера. Во второй модели центроклинальные конические трещины отрыва возникают при вертикальном давлении магматического расплава снизу вверх, а на более позднем этапе происходит отток магмы и строение структуры усложняется. Образование конических центроклинальных п периклинальных трещин скалывания в цилиндрическом блоке пород в случае
3t
третьей модели (см. рис. 6, а) может осуществляться при двустороннем осевом сжатии цилиндрического столба пород. При этом давление сверху определяется гравитационными силами, а снизу — внедряющимся магматическим расплавом. Центроклинальные и периклинальные оперяющие трещины отрыва — четвертая модель — формируются при вертикальных перемещениях цилиндрических блоков горных пород (см. рис. 6, г).
Ведущая роль в образовании кольцевых разрывов принадлежит первой и второй моделям; третья и четвертая имеют подчиненное значение. Однако при этом окончательно не решен вопрос, каковы причины проявления той или иной модели. Возможно, что здесь одним из главных факторов следует считать мощность деформируемой кровли вмещающих горных пород. При относительно небольшой ее мощности создаются условия для возникновения куполовидного вздутия небольшого радиуса кривизны, способствующего формированию конических центроклинальных трещин и разломов. При достаточно большой мощности деформируемой кровли появляется незначительное куполовидное вздутие с большим радиусом кривизны и поэтому развиваются крутопадающие центроклинальные конические трещины. Если же мощность кровли так велика, что вздутия не возникает, или почти не возникает, то образуются цилиндрические трещины отрыва.
Процесс формирования кольцевых разломов и связанных с ними магматических комплексов и рудных месторождений является сложным, многоэтапным. В некоторых районах наблюдалось сочетание отмеченных выше механизмов.
Масштабы разрывов, их внутреннее строение и история формирования. Условия возникновения, развитие и внутреннее строение, а также масштабы проявления разрывных нарушений в рудных полях эндогенных месторождений находятся в прямой зависимости от физико-механических свойств слоистых толщ и секущих их экструзивных и интрузивных массивов. В большинстве случаев разрывные нарушения в рудных полях образуются в процессе складчатости и оказываются наложенными на пликативные структуры. При этом трещины, влияющие впоследствии на условия локализации оруденения, возникают внутри отдельных пластов или пересекают всю складку. В ходе более позднего развития структуры месторождений могут подновляться эти разрывные нарушения, а также формироваться новые разрывы.
Внешние признаки разрывных нарушений весьма разнообразны. Чаще всего — это полосы или зоны интенсивно деформированных и раздробленных пород с повышенной параллельно ориентированной трещиноватостью, рассланцеванием или брекчированием, милонитами, тектонической глинкой и зеркалами скольжения. Тектонические глинки обычно развиваются
32
вдоль поверхностей скольжения, по которым перемещались блоки пород. Эти поверхности нередко плавно изгибаются и именно на них удается наблюдать зеркала скольжения со штрихами и бороздами. Вблизи разрыва породы могут быть разбиты густой сетью различно ориентированных трещин, ограничивающих блоки монолитных пород или обломки перемещенных и повернутых пород.
Обломки тектонических брекчий имеют самые разнообразные размеры и форму. Заключены они в массе перетертого материала, а более мелкие из них входят в состав тектонической глинки. Мощность зон деформированных пород обусловлена масштабами нарушений и изменяется от нескольких сантиметров до нескольких сотен метров и более. Протяженность по простиранию также варьирует в широких пределах.
Строение тектонических зон при прочих равных условиях зависит от состава и физико-механических свойств пород. В хрупких интрузивных или эффузивных породах разрывы обычно представлены четкими и выдержанными полосами раздробленных и перетертых пород. При переходе в более пластичные породы (сланцы или слоистые известняки) эти нарушения обычно сменяются редкими маломощными тектоническими поверхностями скольжения.
Масштаб проявления, а также мощность зон дробления, сопровождающих основные разрывы, в значительной степени определяются тем, в каких породах они сформировались и на каких глубинах развивались. Наиболее мощные зоны дробления, сопровождающиеся бластомилонитами, катаклазитами, следами течения и рассланцевания, наблюдаются вдоль разрывных нарушений, возникших в архейских и протерозойских толщах на значительных глубинах. Подобные нарушения обычно многократно проявляются в различные эпохи диастрофизма в процессе многих этапов деформаций и после, когда блоки пород, в которых они заложились, испытали восходящие движения значительной амплитуды. Однако в этом случае внутреннее строение разрывов изменяется и на ранее образовавшиеся бластомилониты накладываются сколовые нарушения, нередко сопровождаемые брекчией, а раздробленные вдоль упомянутых сколов породы обычно подвергаются гидротермальному метасоматическому изменению и рудной минерализации. Сами же зоны бластомилонитов в пределах рудных полей характеризуются как правило плавными изгибами по простиранию, и в них не только развивается рудная минерализация, но и локализуются дорудные дайки интрузивных пород.
В более молодых отложениях, перекрывающих древние метаморфические толщи, разрывные нарушения, как правило, представлены более узкими сколовыми зонами дробления, которые имеют менее длительную историю развития. Однако ес
3—8 63
33
ли глу ина формирования этих сколов превышает 2 км, тс вдоль них обычно отмечается тектоническая глинка мощностью 0,5 м и более. В притертых частях нарушений в некоторых рудных полях мощность такой глинки резко увеличивается, иногда до 7 м. На больших глубинах тектоническая глинка исчезает и вместо нее появляется зона рассланцевания. Сколо-вые нарушения, заложенные или развивающиеся в более близ-поверхностных условиях, нередко сопровождаются тектонической брекчией. Зональность внутреннего строения разрывных нарушений, впервые отмеченная В. М. Крейтером, установлена в большинстве рудных полей.
Как правило, все крупные сколовые нарушения, прослеживающиеся в рудных полях, унаследуют сдвиги или надвиги, возникшие в процессе складчатости, и соответственно имеют длительную историю развития. Во многих случаях вдоль них внедряются дайки интрузивных пород или они служат каналами для поднимающихся из глубин магматических расплавов, застывающих вблизи поверхности или изливающихся на нее. Такие разломы являются очень крупными, глубинными, обычно они пересекают все толщи пород, распространенных в рудных полях, независимо от их физико-механических свойств. Формирование этих разломов очень длительное и многоэтапное. Закладываются они до начала магматической деятельности. Затем в процессе магматизма по ним происходит неоднократное внедрение магматических образований. Иногда подобные разломы могут оказаться перекрытыми вулканическими покровами. Однако на этом история их формирования не заканчивается. Вдоль разломов обычно вновь возобновляются тектонические движения, сопровождаемые гидротермальным процессом и рудоотложением.
В пределах большинства рудных полей пли в их ближайших окрестностях, как правило, развиты крупные разрывные нарушения, которые сами являются безрудными, но контролируют размещение рудоносных участков. В целом в рудных полях чаще всего картируется не одна, а несколько систем разрывов, по-разному влияющих на локализацию оруденения. Некоторые из них, наиболее крупные, обычно относятся к рудоконтролирующим. Разрывы меньшего масштаба служат рудоподводящими, рудораспределяющими и рудовмещающими.
В складчатых областях рудо контролирующие нарушения чаще всего безрудны. В основном это обусловлено тем, что данные нарушения пересекают все толщи пород и в момент оруденения, очевидно, достигают дневной поверхности. В результате рудоносные растворы проникали до поверхности Земли и смешивались с грунтовыми водами. Механизм контроля оруденения крупными разрывными нарушениями выражается в том, что при движении вдоль них блоков пород синхронно с
34
поступлением из глубин рудоносных растворов происходит раскрытие ранее существовавших боковых трещин и заложение новых, не достигавших дневной поверхности, в которых и откладывались руды.
На кристаллических щитах крупные разрывные нарушения в ряде случаев несут оруденение. Это характерно для тех их интервалов, которые перекрыты чехлом платформенных образований. Крупные рудоконтролирующие разломы являются одновременно и подводящими для рудоносных растворов, поступающих из глубин и распространяющихся по сопряженным с ними боковыми разрывам. Наиболее крупные из этих разрывов могут быть безрудными. Они играют роль рудораспределяющих, направляющих рудоносные растворы в более мелкие разрывные нарушения, которые являются рудовмещающими.
Для локализации эндогенного оруденения часто большое значение приобретают разрывные нарушения, возникающие внутри определенных горизонтов пород, обладающих пониженными прочностными свойствами. В этом случае вдоль сближенных разрывных нарушений развиваются рудоносные штокверковые зоны.
В зависимости от времени образования разрывные нарушения подразделяются на дорудные, образовавшиеся в процессе оруденения и послерудные.
Дорудные нарушения представляют собой крупные протяженные разрывы пли кольцевые разломы, служившие каналами для проникновения продуктов магматической деятельности. К ним приурочены небольшие интрузивные массивы и пояса даек рудоносных магматических комплексов. В большинстве случаев к дорудным относятся и трещины отдельности интрузивных массивов, трещины в осадочных и метаморфических породах, совпадающие с плоскостями напластования и сланцеватости, а также секущие разрывы, связанные со складчатостью или наложенные на нее. Дорудным в подавляющем большинстве случаев является и тектоническое разлинзование отдельных пластов в метаморфических толщах.
Дорудные тектонические элементы имеют большое значение для локализации руд. К началу процесса рудообразования они как правило либо закрыты, либо заполнены различными продуктами магматической деятельности, но представляют собой те ослабленные направления, по которым легче всего происходит последующая разрядка напряжений. Непосредственно перед рудоотложением они подновляются и по ним просачиваются рудоносные растворы, поднимающиеся снизу. Но рудоносные трещины не всегда наследуют дорудные разрывные нарушения. В связи с изменением ориентировки осей тектонических Напряжений в ряде случаев возникают новые трещины с характерными для них элементами залегания.
3’
35
Рис. 7. Соотношение рудных жил с дорудными разрывными нарушениями: а — увеличение мощности жилы на контакте с дорудной трещиной (по Т. М. Кайнозой}, б — ограничение по простиранию кварцевой рудоносной жилы и дайки диабазового порфирита доруднъш разрывным нарушением (по А. В. Дружинину, месторождение Букука, Восточное Забайкалье; план части кровли очистного блока).
/ — граниты; 2 — гранодиориты; 3 — диабазовый порфирит; 4 — расслаицованные породы; 5 — тектоническая глинка; 6 — тектонический шов; 7 — рудные жилы
Необходимо отметить, что дорудные разрывные нарушения, выполненные магматическими породами, а также представленные зонами брекчирования и рассланцевания пород с тектонической глинкой, оказывают существенное влияние на локализацию оруденения. Они играют роль полупроницаемых экранов, препятствовавших проникновению рудоносных растворов (рис. 7).
Выяснение возрастных соотношений рудных тел с ограничивающими их разрывными нарушениями имеет не только теоретическое, но и очень большое практическое значение. Установив дорудное заложение изучаемого разрыва, необходимо учитывать, что рудная жила может ограничиваться этим нарушением и выклиниваться. Однако не исключен вариант, что данная жила будет продолжаться с другой стороны нарушения. При встрече с дорудным нарушением мощность жилы может увеличиться, а рудные прожилки могут проникнуть в расслан-цованные и раздробленные породы. Тектоническая глинка в дорудном нарушении, как правило, подвергнута гидротермальному изменению — хлоритизации, серицитизации, пиритизации. И если вдоль изучаемого дорудного разрывного нарушения не проявились более поздние тектонические подвижки, то руда будет как бы припаяна к тектонической глинке и окажется монолитной, нераздробленной.
Рудоносными являются разрывные нарушения, возникшие непосредственно перед отложением руд, а также в период ру-дообразования в связи с подвижками перед различными стадиями минерализации рудного этапа. В одних случаях они на-36
следуют ранее заложенные разрывы, в других — пересекают их. Очень часто эти нарушения приурочены к контактам пород, обладающих разными физико-механическими свойствами, в частности, к контактам даек интрузивных пород, но они могут локализоваться и в теле даек.
Определенную информацию о генетическом типе трещин, возникших непосредственно перед отложением руд, наряду с геологическими фактами (смещение контактов пород, наличие тектонической глинки и др.) можно получить и в процессе изучения морфологии рудных тел. Но это возможно лишь в том случае, если рудное тело образовалось преимущественно путем выполнения открытых полостей. Однако многие рудные тела формируются при значительной роли метасоматических процессов и активном влиянии вмещающих пород. И нередко оказывается, что даже плитообразные жилы с выдержанной мощностью в интрузивных породах имеют метасоматическую природу. Поэтому для выяснения генетического типа рудовмещающих трещин необходимы очень тщательные исследования.
В процессе минерализации рудоносные трещины часто неоднократно подновляются, что приводит к многостадийности рудного процесса. Рудоносные трещины приоткрываются путем расхождения стенок; иногда вдоль них происходит смещение блоков пород. Особенно важно установить направление перемещений, непосредственно предшествовавших продуктивной стадии минерализации, так как это имеет важное значение для выявления обогащенных участков. Движение по трещинам изучается путем наблюдений над смещениями контактов пересекаемых ими пород или более ранних рудных жил. Для определения направления движения учитывается наклон борозд скольжения на стенках трещин при условии плотного срастания с ними рудной массы; применяются и другие методы, которые будут рассмотрены далее.
К послерудным. разрывным нарушениям относятся такие, которые пересекают не только руду, но и минеральные ассоциации самых поздних безрудных стадий. Они усложняют форму рудных тел, разделяют их на отдельные блоки и смещают относительно друг друга. Часто эти нарушения приурочены к контактам рудных тел и тогда они лишь отделяют руду от вмещающей породы. Иногда послерудные нарушения представлены почти целиком тектонической глинкой, содержащей мелкие угловатые обломки или зерна руды и вмещающих пород, а чаще зонами дробления с угловатыми или округленными обломками руды или вмещающих пород, сцементированных тектонической глиной.
Окраска послерудной тектонической глинки зависит от окраски растертых минералов: при пересечении нарушениями пород, содержащих гидроксиды железа, она приобретает крас
37
ный цвет, пород, содержащих гидроксиды марганца — черный, а при пересечении гранитов, сиенитов, известняков или мраморов — белый и т. д.
Послерудная тектоническая глинка не несет следов хлоритизации, серицитизации или каких-либо иных гидротермальных изменений.
Вблизи послерудных нарушений могут возникнуть изгибы рудных жил. Вдоль них часто прослеживаются обломки раздробленной руды. В плоскости же нарушений наблюдаются блестящие зеркала и штрихи скольжения, очень отчетливо проявляющиеся на тех интервалах разрывов, которые пересекают массивные сульфидные руды. В процессе геологоразведочных работ нередко приходится искать смещенные части рудных тел. Чтобы правильно решить эту задачу, следует прежде всего собрать достоверные данные, позволяющие отнести изучаемое нарушение к послерудному. Необходимо проанализировать также, не является ли изучаемое нарушение дорудным, а после-рудные перемещения вдоль него лишь возобновлялись и усилили общую нарушенность пород. И в этом случае вдоль нарушения будут наблюдаться обломки руды, но смещенной части рудного тела с другой стороны нарушения может и не быть.
Таким образом, выявление дорудных, сопровождающих оруденение и послерудных разрывных нарушений, а также выяснение истории формирования отдельных разломов — важные задачи изучения структуры рудных полей и месторождений. Детальные исследования показывают, что в процессе развития и становления структуры месторождений генетический тип разрывных нарушений одного из направлений может меняться. Это выражается в следующем: рудные жилы часто совпадают с контактами даек магматических пород, причем дайки выполняют тектонические трещины отрыва, а жилы приурочены к трещинам скалывания, т. е. дорудные трещины отрыва в процессе рудообразования переходят в трещины скалывания.
Оперяющие трещины, условия их возникновения и закономерности сочетания с главными разрывами. Большинство ско-ловых разрывных нарушений, развитых в рудных полях, сопровождаются боковыми оперяющими трещинами скола и отрыва, которые под различными углами причленяются к главным нарушениям. Оперяющие трещины играют важную роль в структуре рудных полей. В ряде случаев только вдоль них локализуются рудные жилы, в то время как основные нарушения оказываются притертыми и безрудными. К участкам сопряжения оперяющих трещин с основными нарушениями часто приурочены обогащенные рудные участки и столбы.
Большое значение при изучении структуры месторождений приобретает выяснение закономерностей пространственного сочетания различных боковых оперяющих трещин с главными
38
Рис. 8. Механизмы формирования оперяющих трещин при сдвиге (а) и сбросе (б). По М. В. Гзовскому.
/ — главное разрывное нарушение; 2 — трещины отрыва; 3 — сопряженные трещины ска-лываиия; 4—5 — оси напряжений: 4— <ylt 5 — а3; 6 — условные границы рассматриваемого участка деформации; а —острый угол, образованный оперяющими трещинами отрыва со сместителем в двигавшемся блоке
нарушениями, а также расположения возможных участков максимального проявления оперяющих трещин.
При сдвиге, сбросе и взбросе формируются три системы оперяющих трещин: две системы трещин скалывания и одна — отрыва. При этом при сдвиге трещины отрыва образуют со сместителем острый угол сс в двигавшемся блоке, одна система трещин скалывания параллельна сдвигу, а вторая ориентирована поперек (рис. 8,а).
При сбросе оперяющие трещины отрыва простираются параллельно основному нарушению и в висячем боку разрыва падают навстречу ему (см. рис. 8,6). Одна система оперяющих
39
трещин скалывания параллельна линии простирания Сороса, а вторая ориентирована поперек.
В случае взброса (рис. 9, а) оперяющие трещины отрыва имеют пологое залегание.
При сбросо-сдвиге или взбросо-сдвиге оперяющие трещины обладают более сложной ориентировкой. В перемещавшемся висячем боку нарушения трещины отрыва образуют с главным сместителем как в плане, так и разрезе острый угол, ориентированный вершиной в сторону движения. Однако, чтобы узнать истинное направление перемещения висячего бока в плоскости сбросо-сдвига, необходимо найти линию сопряжения а б оперяющей трещины со сместителем; направление перемещения висячего бока будет перпендикулярно этой линии (см. рис. 9,6). Пространственное положение линии сопряжения двух плоскостей— сместителя и оперяющей трещины отрыва — легко определяется с помощью несложных графических построений, которые будут рассмотрены в гл. 4 учебника.
Оперяющие трещины распределяются вдоль главных нарушений обычно неравномерно. Наблюдаются участки как с редкими трещинами, так и с более значительной их концентрацией. Последние приурочены к местам изгиба разрывных нарушений.
Непосредственно на месте приоткрывающегося сдвига создаются наиболее благоприятные условия для формирования оперяющих трещин скалывания, так как здесь имеются возможности для проскальзывания блоков пород вдоль трещин скалывания. На закрытых и притертых участках сдвига, примыкающих к изгибу, образуются оперяющие трещины отрыва. Аналогична описанной ориентировка оперяющих трещин и в местах изгиба взбросов или сбросов.
Роль оперяющих трещин в локализации оруденения гидротермальных месторождений цветных, редких, благородных и радиоактивных металлов исключительно велика. Во многих случаях оруденение концентрируется не в крупных разломах, по которым происходили значительные перемещения блоков пород, а в более мелких оперяющих их разрывных нарушениях и трещинах. Рудные жилы многих месторождений золота, олова, молибдена, свинца и цинка, урана и других металлов, приуроченные к трещинам скалывания, в различных рудных районах мира почти всегда сопровождаются оперяющими трещинами. К ним тяготеют рудные апофизы, масштаб которых различен и зависит от протяженности жил.
С узлами сопряжения оперяющих трещин и основных жил связаны обогащенные участки (рудные столбы). Между сближенными жилами возникает сеть оперяющих трещин, что создает необходимые условия для образования минерализованных зон. Но особенно велико значение оперяющих трещин при фор-
40
Рис. 9. Механизм формирования оперяющих трещин при взбросе (а) н ориентировка трещин отрыва, оперяющих сбросо-сдвиг (б):
Я— направление перемещения висячего бока сбросо-сдвига, перпендикулярное к линии сопряжения (аб) оперяющей трещины со сместителем. Остальные усл. обознач“иия см.
1>НС. 6
Рис. 10. Возникновение диагональных сдвигов в условиях невозможности расширения вверх (а) н надвигов и сдвигов при трехосной деформации (5). По В. Д. Невскому:
Л, В, С, A,, Bi, Az, Bi — главные осн деформаций
мировании штокверковых молибденовых и медно-молибденовых месторождений, таких как Каджаранское, Дастакертское, Ага-ракское, Анкаванское (Армения), Сорское (Хакассия), Жире-кенское (Восточное Забайкалье), Коунрад (Центральный Казахстан), а также многих золоторудных, оловянных, редкометальных и урановых месторождений. На штокверковых месторождениях, приуроченных к зонам разломов или узлам пересечения разрывных нарушений нескольких систем, широко развиты мелкая трещиноватость и прожилки различных стадий минерализации. Эти прожилки выполняют различные системы мелких трещин, оперяющих крупные разрывные нарушения.
Закономерности сочетания разрывных нарушений со складками
При формировании складок продольного изгиба возникают сопряженные с ними крупные разрывные нарушения, пересекающие всю складку, и системы мелких трещин внутри отдельных пластов и во всей складке. Прежде чем рассмотреть закономерности пространственного сочетания трещин со складками, необходимо отметить, что при складкообразовании происходит объемная деформация горных пород. В условиях поперечного сжатия породы прежде всего растягиваются в вертикальном направлении. Ось максимального растяжения А? при этом занимает вертикальное положение, а ось С (максимального сжатия)— горизонтальное и ориентирована поперек складки (рис. 10,6). Однако этим деформация не ограничивается. При формировании складок осуществляется также растяжение и в
42
горизонтальном направлении, т. е. вдоль осп складки. В этом случае ось А\ должна занимать горизонтальное положение и вытягиваться вдоль оси складки. Ось С сохраняет прежнее положение. Следовательно, объемная деформация как бы раскладывается на две плоские (деформация в поперечном и продольном сечениях складки).
Если высказанные соображения справедливы, то при образовании складки можно ожидать формирование шести систем трещин, сопряженных с ней (см. рис. 10,6): четырех систем трещин скалывания и двух систем трещин отрыва. В случае вертикального положения главной оси деформации Л2 возникают две системы надвигов, параллельных оси складки, п одна система горизонтальных трещин отрыва. При горизонтальном положении оси At наблюдаются две системы сдвигов, косо ориентированных по отношению к оси складки, и одна система крутопадающих трещин отрыва, направленных поперек складки [ 16].
Наблюдения, проведенные в ряде рудных районов, показали, что надвиги являются более молодыми по сравнению со сдвигами. Формируются они на наиболее поздних стадиях складчатости. Последнее объясняется тем, что после образования свода складки крылья ее могут рассматриваться в качестве своеобразных уступов, принимающих на себя вертикальную нагрузку вышележащих пород и тем самым уменьшающих нагрузку на свод. В результате создаются условия, которые способствуют движению блоков пород вверх. На начальной стадии складчатости значительная нагрузка вышележащих пород препятствует образованию надвигов и вызывает растяжение пород вдоль оси складки, что приводит к появлению сдвигов (см. рис. 10, а). Лишь в редких случаях в одной складке удается наблюдать все шесть систем трещин. Чаще всего встречается только часть их.
При анализе геологических структур месторождений, приуроченных к складкам, следует иметь в виду, что во многих случаях они формируются длительное время и многоэтапно. На месторождениях проявляются более поздние наложенные разрывные Нарушения, поэтому при изучении структур рудных полей il месторождений всегда возникает необходимость выделения разрывных нарушений, сопряженных со складчатой структурой и подновлявшихся на более поздних этапах, а также более молодых разломов, наложенных на складчатость. При решении этой весьма сложной, но важной задачи должна учитываться схема образования трещин, сопряженных со складками.
Наряду с крупными разрывными нарушениями, пересекающими всю складку, в процессе складчатости внутри отдельных пластов возникает мелкая трещиноватость. При изгибе пластов
43
в складку скольжение слоя по слою приводит к тому, что каждый отдельный пласт деформируется под действием пары сил, т. е. находится в условиях сдвига. При этом образуются две системы мелких трещин скалывания и одна система трещин отрыва. Первая система, выраженная наиболее отчетливо, совпадает со слоистостью пласта и именуется сланцеватостью слоистости. Вторая имеет изменчивое залегание, но при падении крыла складки под углом 45° она близпараллельна осевой поверхности складки и ее называют сланцеватостью осевой поверхности. Угол падения трещин отрыва, простирание которых параллельно оси складки, по мере движения к шарниру изменяется от пологого до вертикального (в замке складки).
Мелкая трещиноватость наряду с крупными разрывными нарушениями играет важную роль в локализации оруденения. Особенно четко это проявляется в складках, сложенных породами, обладающими различными физико-механическими свойствами.
Рудоносные интрузивные массивы, дайки и их структурные особенности
Роль интрузивных массивов в локализации оруденения исключительно велика. К ним приурочены эндогенные месторождения всех генетических типов: магматические, пегматитовые, карбонатитовые, грейзеновые и альбититовые, а также гидротермальные, образующиеся при различных температурах. На контактах -интрузивных массивов с карбонатными породами размещаются многочисленные скарновые месторождения.
Структурные закономерности локализации месторождений различных типов во многом зависят от типов магматических комплексов, с которыми генетически или пространственно связано оруденение. К интрузивным, комплексам гранитоидов, основных, ультраосновных и щелочных пород тяготеют многочисленные магматические, редкометальные пегматитовые, а также постмагматические месторождения. Вулканогенные комплексы, подразделяемые В. Н. Котляром на три типа — интрузивновулканический, субвулканический и вулканогенно-интрузивный— контролируют пространственное положение многочисленных и весьма разнообразных месторождений полезных ископаемых. С комплексами малых интрузивов и даек, имеющих самостоятельное и весьма важное металлогеническое значение, связаны многочисленные постмагматические месторождения различных металлов.
Рассмотрим некоторые особенности интрузивных массивов и комплексов (расслоенность интрузивов, кольцевое строение и т. п.).
44
Расслоенные интрузивные массивы. Хромитовые, титаномагнетитовые, сульфидные медно-никелевые ликвационные месторождения, приуроченные к комплексам ультраосновных и основных пород, залегают внутри материнских интрузивных массивов или в непосредственной близости от них (сульфидные месторождения) в контактовой зоне.
Весьма выдержанные и протяженные рудные тела Буш-вельдского лополита и Великой Африканской Дайки находятся в стратифицированных массивах, сложенных в основном пироксенитами и норитами, а также дунитами и перидотитами, анортозитами и анортозитовыми норитами. Многочисленные хромитовые тела согласно со стратификацией располагаются в так называемой критической зоне лополита; для них характерна очень тесная ассоциация с пироксенитами.
. Горизонты сульфидных руд рифов Меренского, сконцентрированные в верхней части критической зоны Бушвельдского лополита, приурочены также к пироксенитам, ниже которых залегают нориты, а выше — анортозиты.
Донные залежи сульфидных медно-никелевых руд Мончегорского, Норильского (участок горы Рудной) и ряда других месторождений также тесно связаны со стратификацией вмещающих их лополитоподобных интрузивных массивов и размещаются в горизонтах пироксенитов и норитов.
Редкометальные месторождения Ловозерского интрузива центрального типа расположены в его средней, интенсивно стратифицированной части. Пластообразные тела лопаритоносных уртитов и малиньитов выявлены среди луявритов и фойяитов.
При изучении указанных стратифицированных месторождений хромитов, сульфидных руд; редкометальных лопаритовых, а также некоторых титаномагнетитовых месторождений важное значение приобретают петрографическое изучение пород, составление колонок стратификации по различным частям рудоносных интрузивов и сопоставление этих колонок между собой.
Следовательно, главное внимание при исследовании структур этих месторождений необходимо уделять изучению элементов прототектоникп интрузивных массивов и механизма их формирования.
Большинство хромитовых, титаномагнетитовых, а также сульфидных ликвацпонных руд основных рудных районов мира, залегающих в интрузивных массивах или их контактовой зоне, приурочено к разрывным нарушениям. Форма интрузивных массивов и в этом случае лополитоподобная, а также плитообразная и реже более сложная. Они также расслоены, имеют отчетливые элементы прототектоники, но рудные тела чаще всего являются секущими, а форма и положение их определя-
45
отся разрывными нарушениями и элементами залегания контактов интрузивных массивов.
На месторождениях типа Талнахского основную роль в локализации оруденения играют морфология интрузивного мас-'ива в сочетании с разрывными нарушениями.
Положение месторождений и локализация руд в районе Садбери обусловлены прежде всего достаточно крутым контактом лополита с вмещающей толщей. Кроме того, контакт осложнен поперечными и продольными разрывными нарушениями. Рудные тела установлены как в норитах, так и во вмещающих метаморфических породах.
Изучение морфологии интрузивных массивов и особенно элементов залегания их контактов в сочетании с разрывными нарушениями — основная задача для выявления закономерностей локализации оруденения на главнейших медно-нпкелевых месторождениях. Исследование стратификации массивов и элементов прототектоники в этих случаях имеет подчиненное значение.
Для многих позднемагматических месторождений хромитовых и титаномагнетитовых руд и ликвационных сульфидных месторождений, залегающих в материнских интрузивных массивах, характерны также жильные и жилообразные рудные тела. Поэтому при анализе геологической структуры таких месторождений необходимо изучать не только морфологию, элементы прототектоники и стратификации интрузивных массивов, но и мелкую трещиноватость, развитую в них.
Кольцевые магматические комплексы. Магматические комплексы центрального типа распространены достаточно широко. Им посвящена обширная литература, обобщение которой выполнено Е. В. Свешниковой. С этими комплексами связаны многочисленные месторождения различных генетических типов многих металлов и целого ряда неметаллических полезных ископаемых.
Магматические комплексы центрального типа следует разделить прежде всего на две большие группы — интрузивную и вулканогенно-интрузивную. Первая включает интрузивные плутонические массивы, формировавшиеся в глубинных условиях и не сопровождавшиеся вулканизмом. Комплексы второй группы более сложные, многофациальные и состоят из вулканических и субвулканических пород, пород жерловой фации, гипабиссальных образований и даек.
Рассмотрим кратко массивы интрузивной группы. Кольцевое строение имеют щелочные массивы Кольского полуострова, некоторые массивы щелочных гранитов плато Джос в Центральной Африке, целый ряд комплексов ультраосновных — щелочных пород с карбонатитами (без вулканических образований) в различных районах мира, многие массивы пермских
46
граннтоидов в Центральном Казахстане и других районах на щитах, платформах п в складчатых областях.
Многофазные щелочные кольцевые массивы Кольского полуострова интенсивно расслоены. О Ловозерском массиве уже упоминалось. В Хибинском массиве апатит-нефелиновые рудные тела приурочены к более поздним полукольцевым разрывным нарушениям. Здесь важное значение приобретает изучение не только стратификации интрузива, но и разрывных нарушений, и трещинной тектоники массива.
С массивами ультраосновных — щелочных пород связано образование карбонатитов, которые А. А. Фролов подразделяет на два типа: вулканический и глубинный. К первому относятся карбонатиты, формирование которых сопровождается вулканической деятельностью (многие массивы Африки), а ко второму— карбонатиты, возникающие в глубинных условиях без вулканической деятельности (ряд массивов, расположенных на древних щитах и частично на платформах).
Гранитоидные массивы. С гранитами связаны жильные и штокверковые грейзеновые, а также многие гидротермальные месторождения. Образованию грейзенов, как правило, предшествует внедрение аплитов и гранит-порфиров, а затем в эндо-контактовых и экзоконтактовых частях массивов формируются рудные тела.
На структуру этих месторождений большое влияние оказывают форма гранитных массивов и строение их контактовых зон. Месторождения приурочены в основном к гранитным куполам, осложненным пологими или наклонными и крутопадающими гранитными апофизами. Морфология штокверковых тел весьма разнообразна. В ряде случаев они сопровождаются жилами, располагающимися как внутри гранитов, так и в породах кровли над куполами.
Для формирования штокверков важное значение имеет трещиноватость гранитных куполов. Часть трещин, использованных штокверком, относится к контракционным, возникшим на поздних стадиях кристаллизации гранитного массива. Однако главные — это тектонические трещины, наложенные как на граниты, так и на вмещающие их породы. Контракционные трещины как правило затушеваны, поэтому одна из основных задач изучения трещин в интрузивных массивах — выявление и сравнение расположения их в различных частях интрузива и во вмещающих породах. Необходимо производить массовые замеры трещин, составлять и анализировать трещинные диаграммы. Если при этом выяснится, что элементы залегания систем трещин в интрузиве и во вмещающих породах совпадают, то можно уверенно говорить о наложенной тектонической трещиноватости, обусловленной общей региональной деформацией, захватившей как интрузив, так и вмещающие породы.
47
Решение вопроса о генезисе трещин в гранитах имеет существенное практическое значение. Контракционные трещины обычно характеризуются малой выдержанностью по падению и простиранию; таковы же будут и приуроченные к ним рудные тела. Тектонические трещины отличаются большим постоянством размеров и элементов залегания. Соответственно связанные с ними рудные тела перспективнее.
В контактовых зонах интрузивных массивов с карбонатными породами размещаются многочисленные скарновые и гидротермальные месторождения, содержащие рудные тела различных морфологических типов. Локализация оруденения таких месторождений определяется не только продольными или поперечными разрывными нарушениями, но и формой контакта интрузива.
Комплексы малых интрузивов и даек. Как уже отмечалось, с этими комплексами ассоциируют многочисленные гидротермальные месторождения цветных, редких и благородных металлов. Приурочены они к крупным глубинным разломам с весьма длительной и сложной историей формирования. Внедрение малых интрузивов и даек, как правило, многофазное. В узлах пересечения, сопряжения или разветвления разломов концентрация магматических образований максимальна. Здесь же локализуется и оруденение (жилы, прожилковые зоны, штокверки и другие формы рудных тел). Малые интрузивы, дайки и гидротермальное оруденение связаны парагенетически.
На размещение оруденения существенно влияет форма интрузивных тел и даек. Небольшие интрузивные массивы в рудных полях обычно представлены штоками с овальными и угловатыми очертаниями (в плане), плитообразными или иными неправильными телами. Падение контактов крутое. Эти тела сложены в основном мелко-, реже среднезернистыми порфировыми породами. Мелкая трещиноватость в них преимущественно тектоническая, наложенная. Контр акционные трещины затушеваны и выявляются с трудом.
Становление малых интрузивов на ряде молибденовых, медно-молибденовых, редкометальных, золоторудных и других месторождений сопровождалось образованием эруптивных брекчий и трубок взрывов, имеющих большое значение для локализации оруденения (более детально трубки взрывов будут рассмотрены далее).
Роль даек в локализации оруденения охарактеризована многими исследователями достаточно детально. Форма их плитообразная, мощность и элементы залегания выдержаны, но нередко встречаются весьма сложные, ветвящиеся, с весьма непостоянными мощностью и элементами залегания тела, а также дайки с резкими ступенчатыми контактами и тупым выклиниванием. Появление даек таких сложных форм объяс-
48
Рис. 11. Соотношения рудных тел с дорудными дайками: а — пересечение дайки рудной жилой (Змеиногорское месторождение, зарисовка обнажении, по А. А. Гармашу); б — приуроченность полиметаллической жнлы к контакту дайки (зарисовка обнажения, по £. П. Сонюшкину),
I — окварцованные осадочные породы; 2 — диабазы; 3 — зоны рассланцевания н хлоритизации;
4 — граниты; 5 — граниг-норфи-ры; 6 — диабазовые порфириты;
7 — рудные жилы
няется тем, что они выполняют в основном крупные трещины отрыва, а магматические расплавы внедрялись в обстановке растяжения, обусловленной интрузивными силами. К моменту внедрения даек во вмещающих породах уже существовало несколько систем тектонических трещин.
Формирование даек обычно предшествует рудообразованию, т. е. дайки являются дорудными (рис. 11). Рудные жилы часто тяготеют к дайкам и прослеживаются вдоль их 'Контактов. Однако нередко жилы приурочены к трещинам иного направления и пересекают дайки, при этом последние могут существенно влиять на локализацию оруденения.
На некоторых месторождениях известны внутриминерали-зационные и послерудные дайки. Первые пересекают рудные жилы, сложенные минералами ранних стадий минерализации, но в свою очередь на них наложены минеральные агрегаты более поздних стадий. Развитие таких даек достоверно установлено на оловорудных месторождениях. Послерудные дайки пересекают минеральные ассоциации самых поздних стадий гидротермального этапа.
Рудоносные вулканические сооружения, их типы и строение
В пределах площадей распространения вулканогенных формаций известны многочисленные месторождения цветных, редких и благородных металлов, а также урана, железа и др. Во многих рудных районах наблюдается не только тесная пространственная, но и близкая временная связь рудных месторождений с вулканогенными формациями. Так, на Американском континенте в пределах Тихоокеанского металлогенического пояса как вулканогенные образования, так и многие приуроченные к ним месторождения имеют кайнозойский возраст. Оруденение обычно является наиболее поздним и накладывается на продукты магматизма. Установлено, что вулканические сооружения в структурном отношении благоприятны для локализации руд. Более того, оруденение, субвулканические тела, ги-
4—863 49
Экструз'Г.
Рис. 12. Соотношение различных фаций магматических пород линаритовой формации в вулканическом куполе:
/ — породы складчатого фундамента; 2—8 — вулканические породы покровной фацин: 2—8 — андезитовые порфириты (2 —туфы, туфобрекчии, 3 — лавы): 4 — туфы липаритов; 5 — туфобрекчпи кислого состава; 6 — фельзиты, липариты, линаритовые порфиры с горизонтами шаровых лав: 7 — лавобрекчии линаритовых порфиров; 8 — ингимбриты; 2— /2 — породы жерловой фации: 9 — фельзиты и липариты ранней фазы, Ю — экструзив шекк) фельзитов л липаритов поздней фазы, // — лавовые брекчии. /2 — брекчии взрывов; /-/—// — породы субвулканпческой фации: 13 — гранит-порфиры с элементами флюи-дальнссти по контактам, /-/— автомагматические брекчии в цельных участках и по контактам граиит-порфиров; 15— породы дайковой фации (основного и среднего состава); 16— разрывные нарушения довулканические; 17 — разрывные нарушения и трещины вулканического этапа
пабиссальные интрузивы и дайки представляют собой производные единого магматического очага. Известны также примеры, когда оруденение по времени значительно оторвано от вмещающих его эффузивно-субвулканических образований. В этих случаях древние вулканические сооружения и отдельные жерла благоприятны по геолого-структурным особенностям для локализации оруденения.
Фации магматических пород. Детально изучить геологическое строение вулканических полей и условия размещения в них рудных тел и месторождений можно лишь на основе фациального анализа вулканогенных образований. На рис. 12 приведен идеализированный разрез вулканического купола, сложенного породами линаритовой формации, широко развитой во многих рудных районах Казахстана, Средней Азин, Северо-Востока СССР и др.
В процессе вулканической деятельности горные породы формируются в различных условиях. Вблизи вулкана на поверхности Земли накапливаются продукты извержений: различные
50
обломочные породы и лавы. улканическпе аппараты также выполнены лавами и обломочными породами. На небольших глубинах от поверхности вблизи вулканических аппаратов локализуются небольшие магматические тела различной формы. В соответствии с глубинностью образования следует выделять три фации вулканогенных пород: покровную (.собственно эффузивную), жерловую и субвулканическую. Однако после завершения вулканической деятельности в вулканических очагах остаются магматические расплавы. При остывании их возникают интрузивные массивы гипабиссальной фации. И, наконец, следует отметить, что к самым поздним продуктам магматизма на участках вулканических сооружений относятся дайки основного и среднего состава. Это — байковая фация.
Эффузивная фация (или вулканические покровы) представлена лавами, лавовыми брекчиями, туфобрекчиями, разнообразными туфами, в том числе игнимбритами и др. Обычно они залегают в общем согласно с осадочными породами. Эффузи-вы формируются вблизи жерла (мощные лавовые потоки, круп-иообломочные туфы, глыбовые брекчии и др.), на некотором удалении от него (мелко-среднеобломочные туфы, лавы среднего и основного состава, игнимбриты и др.) и вдали от вулканических аппаратов (мелко- и -тонкообломочные туфы и вулканогенно-осадочные образования) как в наземных, так и в подводных условиях.
В. С. Коптев-Дворников, Е. Б. Яковлева и М. А. Петрова среди пород эффузивной фации различают три субфации; текучих лав (лавовые потоки), эксплозивную (пирокластические породы) и экструзивную (экструзивные купола и обелиски и связанные с ними обломочные породы). Экструзивные купола и обелиски образуются в результате выдавливания на поверхность вязкой магмы среднего, средне-кислого и кислого состава и являются промежуточными между породами лавовой покровной и жерловой фаций. На поверхности они переходят в небольшие лавовые потоки, а на глубине в жерле вулкана имеют корень.
Экструзивные купола, так же как и некки, более целесообразно рассматривать среди пород жерловой фации, а не относить к вулканическим покровам.
Жерловая фация. Прежде всего необходимо отметить, что вулканические жерла, или аппараты, представляли собой вертикальные или почти вертикальные каналы, соединявшие глубинный очаг вулкана с поверхностью Земли. На поверхности они оканчиваются кратерами. Породы, выполняющие жерла, прорывают вмещающие толщи и имеют с ними секущие контакты. В большинстве случаев извержения происходили многократно и в жерлах наблюдаются следы этих многократных процессов.
4
51
В жерлах обычно развиты сфероидальные и флюидальные лавы, туфолавы и лавовые брекчии, а также пирокластический материал (брекчии взрывов, редко игнимбриты). Лавы и лавовые брекчии, выполняющие жерло, называются некками (см. рис. 12). Непосредственно вблизи жерл во вмещающих породах часто локализуются трубо-, дайкообразные и более сложные по форме тела, сложенные эруптивными брекчиями (брекчиями взрывов). Обломки вмещающих пород различной формы и величины, а также цемент представлены одинаковым материалом. Магматического цемента может и не быть.
Там, где породы жерловой фации залегают среди вулканических покровов сходного петрографического состава, выделение их при картировании затруднено, хотя, как уже отмечалось, контакты их с вмещающими породами рвущие. Форма жерл в плане овальная или вытянутая, а выполнение разнородное. Приурочены они к пересечениям линейных разломов, но иногда вокруг них размещаются радиальные, кольцевые или полукольцевые дайки. Для лавовых некков кислого состава характерна весьма сложная и своеобразная крутопадающая флю-идальность, в общем повторяющая (в плане) форму жерла. На аэрофотоснимках последние нередко дешифрируются без затруднений.
Субвулканическая фация. Породы этой фации образуются при движении лавы к поверхности и застывании ее на небольшой глубине (от нескольких сотен метров до 2 км). Субвулканические массивы имеют форму штоков, силлов, лакколитов, даек и др. В районах распространения линаритовой формации они сложены линаритовыми и липарит-дацитовыми порфирами, дацитовыми и андезитовыми порфиритами и др. Субвулканические массивы прорывают вмещающие их вулканические покровы и породы фундамента, но могут находиться и внутри жерло-вин. Однако при формировании, в отличие от экструзивов и некков, они не выходили на поверхность. Обычно субвулкани-ческне тела внедряются после того как жерло было закупорено, поэтому они размещаются вокруг жерла. Текстура пород массивная, нередко в контактовых частях появляется флюи-дальность. Иногда в контактовых зонах массивов наблюдаются своеобразные магматические брекчии, в которых обломки липаритовых порфиров и отдельных минералов сцементированы теми же линаритовыми порфирами. Такие брекчии следует называть автомагматическими (см. рис. 12). Их развитие отражает сложный стадийный процесс формирования субвулканических массивов. Е. Б. Яковлевой автомагматические брекчии описаны также как породы жерловой фации.
Макроскопически субвулканические линаритовые порфиры почти не отличаются от липаритовых порфиров жерловой фации. В связи с этим возникают большие трудности при рас
52
членении пород жерловой и субвулканической фаций, особенно при значительном эрозионном срезе, когда вулканические породы эродированы. Наиболее надежными отличительными признаками жерловых некков в этом случае являются их весьма характерная флюидальность и наличие в контактовых частях сфероидальных разностей пород. Субвулканические тела чаще всего имеют массивную текстуру, а также сферолитовую структуру.
< ипабиссальная фация липаритовой формации представлена гранитами, которые формировались на месте вулканического очага или на более высоком уровне в нижней части разреза вулканической толщи. Однако во всех случаях они кристаллизовались на глубинах не менее 2,5 км от поверхности. Контакты гранитов с более ранними вулканогенными образованиями достаточно резкие, секущие. Однако для ряда районов описаны примеры постепенного перехода гранитов в вышележащие ли-токристаллокластические туфы и игнимбриты.
Для выделения гипабнссальной фации магматических пород одних геологических данных (пространственная связь интрузивных массивов с вулканогенными образованиями) недостаточно. Для объединения интрузивов и вулканогенных пород в одни и те же вулканогенно-интрузивные комплексы необходимы детальные петрографические и петрохимические исследования, изучение акцессорных минералов и элементов-примесей, определение абсолютного возраста пород различных фаций комплекса, т. е. надежные доказательства комагматичности ги-лабиссальных гранитов и продуктов вулканизма.
Дайковая фация. В вулканических комплексах развиты как вулканические дайки, сложенные тем же вулканическим материалом, что и вулканиты (туфы, лавы, лавобрекчии и др.), так и поствулканические.
Изучение даек и дайковых серий в полевых условиях, выявление соотношений их с вулканогенными или интрузивными комплексами в пространстве и во времени, структуры залегания и морфологии, дополненное петрографическими и петрохимическими исследованиями, имеет очень важное значение. В одних случаях дайки являются комагматами вулканогенных комплексов, их определенной фазой и фацией, в других — поствулканическими образованиями, завершающими становление вулканогенного комплекса и находящимися с ним в генетической и геохимической связи; дайки могут быть также оторваны во времени от вулканогенного комплекса и относиться к самостоятельному комплексу.
Особый интерес представляют дайки лампрофиров — минетт, керсантитов, спессартитов, которые часто встречаются в вулканических поясах, но всегда являются самостоятельными интрузивными комплексами. Пояса лампрофировых даек обычно
53
приурочены к глубинным разломам, пересекают вулканические сооружения и прослеживаются далеко за их пределами. Лампрофиры пересекают и вулканогенные рудопроявления. Но после их внедрения образуются плутоногенные месторождения, связанные с лампрофирами единством магматических очагов, т. е. парагенетически. Приуроченность же данных месторождений к вулканическим сооружениям является пространственной, а не генетической. Эти структуры оказываются благоприятными для локализации плутогенных месторождений.
Структурные типы вулканических сооружений. Геологическое строение вулканических сооружений в значительной мере определяется типами слагающих их комплексов магматических пород. По В. Н. Котляру [12], в вулканогенно-интрузивных комплексах гипабиссальные интрузивы и вулканические покровы непосредственно переходят друг в друга вблизи от существовавшей при их формировании поверхности. Субвулканические комплексы представлены вулканическими покровами, образованиями жерловой фации и небольшими субвулканическими телами. Пространственно по вертикали они разобщены с вулканическими очагами, превратившимися в глубинные интрузивы, и соединяются с ними только каналами. Вулканогенноинтрузивные комплексы, сложенные покровами, породами жерловой фации, субвулканическими телами и внедрившимся в их толщу гипабиссальными интрузивами и дайками средних и основных пород, во многих районах являются комплексами центрального типа.
Выделяется пять структурных типов вулканических сооружений: 1) крупные овальные вулканические поля — вулканические купола; 2) вулканические депрессии; 3) кальдеры; 4) линейные или трещинные вулканические сооружения; 5) поля развития субвулканических интрузивов и корневых частей вулканических аппаратов.
Вулканические купола сложены породами покровной фации, которые прорваны вулканическими жерлами и субвулканическими телами. При небольшом эрозионном срезе в купольных сооружениях вулканические покровы падают от центра к периферии. Контакты вулканических пород по периферии куполов с подстилающими образованиями нижних структурных ярусов стратиграфически несогласные, местами осложненные разрывными нарушениями. При значительном эрозионном срезе на дневной поверхности широко развиты породы жерловой и субвулканической фаций.
В вулканических мульдах и депрессиях (без кальдеры оседания) вулканогенно-осадочные породы залегают очень полого и падают внутрь этих структур. В основании депрессий скрыты субвулканические тела и трубки взрыва. Кроме крутопадающих вертикальных разломов здесь часто возникают поелой-
54
ные пологие разрывные нарушения, особенно значительные в основании мульд.
При формировании кальдер, обусловленном магматической деятельностью, проседает все вулканическое сооружение или все породы центрального блока. В этих сооружениях покровы вулканических пород падают от периферии вулканических полей к центру. Наиболее крутые углы падения отмечаются по периферии кальдер, где обычно образуются кольцевые и полу-кольцевые разломы, по которым происходило опускание центрального блока. В этом блоке покровы эффузивных и эффузивно-осадочных пород залегают почти горизонтально. Иногда в центральной части опущенного блока наблюдается небольшое купольное поднятие. К кольцевым и радиальным нарушениям и особенно узлам их пересечения приурочены вулканические .жерла и субвулканические тела (рис. 13).
Таким образом, в вулканических куполах и кальдерах устанавливаются резко различные элементы залегания покровов вулканических пород. В вулканических куполах обычно развиты линейные разрывные нарушения одной или нескольких систем, * разбивающие данные сооружения на отдельные непра-вильйые блоки. Для кальдер характерны кольцевые, конические п радиальные нарушения при подчиненном значении линейных тектонических зон.
Геологическое строение рудоносных палеовулканических кальдер весьма сложно и разнообразно. В зависимости от особенностей геологического строения и способов формирования среди этих структур можно выделить не менее четырех структурных подтипов.
Эксплозивные кальдеры первого подтипа без кольцевых и радиальных нарушений (Крипл-Крик, шт. Колорадо, США) имеют неправильные очертания, что обусловлено их локализацией на пересечении различных систем разрывных нарушений. В связи с выбросами больших объемов вулканического материала произошло проседание всего блока вулканических пород.
Среди кальдер с опущенным, центральным цилиндрическим блоком второго подтипа различают следующие структуры: со слабовыраженными кольцевыми или полукольцевыми нарушениями; с редкими кольцевыми разломами и широко развитыми радиальными нарушениями; с кольцевыми, коническими и радиальными нарушениями; с кольцевыми и радиальными нарушениями, а также центральным штоком интрузивных пород внутри кальдеры.
Кальдеры комбинированного происхождения третьего подтипа возникли в результате эксплозии больших объемов вулканического материала и опускания центрального блока по по-лукольцевым разломам. В подобных структурах распространены полукольцевые разломы, а также линейные зоны разрыв-
55
3
|н-+|<? | \ю
Рис. 13. Принципиальная схема строения рудоносной палеовулканической кальдеры:
/—вулканогенно-осадочные толщи основания кальдеры; 2 — вулканические покровы ли-парнтовой формации; 3 — вулканические жерла, сложенные фельзитами, липаритами, лавовыми брекчиями; 4—5 — породы субвулканической фации; 4 — гранит-порфиры, 5 —гранодиорит-, гранит-, граносиеинт-порфиры; 6 —граниты гнпабиссальной фации; 7 — дайки диоритовых порфиритов; 8 — дайки гранодиорит-порфиров и диоритовых порфиритов регионального распространения; 9 — разрывные нарушения кольцевые, радиальные, линей* ные первого, второго и более высоких порядков; 10 — молибденовые месторождения
цых нарущений, сопровождающихся поясами даек, кото ы секут вулканическое сооружение. Форма таких кальдер сложная. В них присутствуют элементы структур первого п второго подтипов.
Скрытовулканические сооружения четвертого подтипа представляют собой тектонические депрессии с хорошо выраженными кольцевыми и радиальными нарушениями, обычно приуроченными к крупным сводовым поднятиям. В глубинных частях под этими куполами, по-видимому, существовали магматические очаги. Однако вулканической деятельности не было, или же она проявлялась незначительно вдоль разрывных нарушений и в трубках взрывов.
Линейные или трещинные вулканические сооружения при геологическом картировании устанавливаются достаточно быстро и легко. При общей вытянутости вулканических построек контакты их с более древними толщами очень часто бывают тектоническими, а полоса вулканогенных или вулканогенно-осадочных пород — опущенной. В пределах таких зон вулканические покровы залегают моноклинально или более сложно, что обусловлено перемещениями вдоль продольных н поперечных нарушений.
Геологическое строение линейных вулканических сооружений сильно осложняется вулканическими аппаратами и субвулканическими телами.
Поля развития субвулканических интрузивов и корней вулканических аппаратов выявлены на современной поверхности среди пород нижних структурных ярусов при значительном эрозионном срезе района (см. рис. 12, уровень В), когда покровная фация вулкано-купольных сооружений эродирована. Массивы пород жерловой и субвулканической фаций обычно вытянуты в виде цепочек вдоль крупных разрывных нарушений, а также образуют скопления в узлах пересечения разломов различного направления.
Кратко рассмотренные пять структурных типов вулканических сооружений существенно отличаются количественным проявлением различных фаций вулканических пород, условиями залегания вулканических покровов в первых четырех типах и характером разрывных нарушений. Необходимо также отметить, что среди вулканических покровов первых трех типов вулканических сооружений всегда встречаются горизонты пород, которые по физико-механическим свойствам благоприятны Для локализации оруденения. К ним относятся горизонты ла-вобрекчий, туфов, туфопесчаников, обладающие повышенными коллекторскими свойствами (высокой пористостью, низкими прочностными качествами). Игнимбриты — более плотные и прочные породы — могли служить малопроницаемыми экранами для поднимавшихся снизу рудоносных растворов.
57
Масштабы вулканических сооружений. Вулканические купола, мульды, кальдеры, линейные вулканические сооружения, поля развития корневых частей вулканических аппаратов и субвулканических тел представляют собой главные структурные элементы весьма протяженных вулканических поясов. По зиция их внутри поясов определяется прежде всего узлами сопряжения и пересечения глубинных разломов различного направления, а также местами разветвления или искривления одиночных разрывных нарушений. Поперечные размеры вулканических куполов, мульд и кальдер достигают 30 км и более Если такие вулканические постройки условно относить к сооружениям первого порядка, то внутри их можно выделить постройки второго, третьего и более высоких порядков. Наиболее хорошо это видно на примере кальдер (см. рис. 13). Крупные кольцевые разломы по периферии и внутри кальдеры, а также радиальные разрывные нарушения, пересекающие всю кальдеру, обусловливают положение отдельных вулканических аппаратов, субвулканических тел и трубок взрывов, которые принадлежат к тектоническим элементам второго порядка. Небольшие тела магматических пород жерловой фации, разрывные нарушения и тектонические трещины внутри вулканических аппаратов, субвулканических тел и вулканических покровов следует считать тектоническими элементами третьего, четвертого и более высоких порядков.
Вулканические сооружения первого порядка определяют положение рудных полей, а в некоторых случаях и рудных узлов. К отдельным вулканическим жерлам, субвулканическим телам, участкам разрывных нарушений и особенно узлам их пересечения приурочены месторождения, развитые внутри рудных полей. Разрывные нарушения третьего, четвертого и более высоких порядков являются рудовмещающими, и при условии контролирующего значения тектонических элементов первого и второго порядков они обусловливают локализацию оруденения и морфологию рудных тел. Ниже приводится характеристика вулканических жерл и трубок взрыва как наиболее важных структурных элементов рудных месторождений.
Вулканические жерла и трубки взрывов, их типы и роль в локализации оруденения
Структурные типы вулканических жерл. Вулканические жерла и приуроченные к ним месторождения размещаются в пределах линейных зон разрывных нарушений, в участках изгибов нарушений, сопряжения оперяющих трещин с главными нарушениями или сопряжения нескольких систем трещин, ограничивающих жерла ступенчатой в плане формы. О положении жерл в кальдерах уже упоминалось.
58
Рис. 14. Схемы строения вулканических жерл различных типов и подтипов:
«Д—г — жерла без кальдер оседания: а — трубообразные с концентрическим или овальным сечением, б— конические, в — линейные, г — трубообразные со ступенчатым сечением, ограниченные несколькими системами разрывных нарушений; д — трубообразное жерло •с кальдерой оседания."
1—5 — породы жерловой фации; / — туфы. 2 — лавы, 3 — лавы н лавобрекчин. 4 — лаво-<5рекчнн, 5—брекчии оседания; 6 — субвулканическне породы; 7— ф тюида явность в кислых лавах и элементы ее залегания; 8 — разрывные нарушения
Рудоносные вулканические жерла делятся на два структурных типа: без кальдеры и с кальдерой оседания. В вулканических куполах отдельные жерла чаще всего бывают бескальдер-ными. В крупных кальдерах (Сильвертон, Крипл-Крик и др.) образуются жерла обоих структурных типов.
При локализации оруденения, связанного с жерлом, важное значение имеют форма последнего, определяемая геологической структурой участка, а также состав выполняющих жерло пород и их физико-механические свойства. По этим признакам среди жерл без кальдеры оседания различают несколько структурных подтипов (рис. 14).
59
К первому относятся трубообразные жерла с концентрическим или овальным сечением, выполненные преимущественно туфами (диатремы), реже лавами и лавобрекчиями. Такие жерла широко распространены в Карпатах, на Сибирской платформе, в районах хр. Томас и Хони Навахо (США) и многих других. Поперечные размеры диатрем изменяются от десятков и сотен метров до нескольких километров. Чаще всего жерла этого подтипа вертикальные или крутопадающие.
Жерла второго подтипа конические; в их пределах развиты преимущественно лавы, лавобрекчии и туфы. Такие структуры характерны для пояса оловорудных месторождений Боливии, золото-серебряных месторождений Карпат, Колорадо и др.
Линейные вулканические жерла третьего подтипа, приуроченные к зонам линейных разрывных нарушений, в основном сложены туфами, лавами и лавобрекчиями. Они широко распространены во многих районах Центрального Казахстана и Средней Азии.
Вулканические жерла четвертого подтипа — трубообразные, со ступенчатым сечением, ограниченные несколькими системами разрывных нарушений. Выполнены они преимущественно лавами и лавобрекчиями.
Часто встречаются также жерла сложной (комбинированной) формы пятого подтипа, выполненные различными продуктами вулканизма. Примером могут служить сложные жерла, к которым приурочены карбонатитовые месторождения Африки.
В приведенной классификации отражены не только структурные особенности жерл и состав выполняющих их пород, но и тип вулканических извержений, а также степень проявления интрузивного магматизма, т. е. весь процесс формирования жерл.
Особенность кальдерных жерл — наличие кольцевых, полукольцевых или конических, а в отдельных случаях и радиальных нарушений. Однако достаточно часто наблюдаются трубообразные жерла с кальдерной стадией без кольцевых и радиальных нарушений (районы Хопи Навахо и Крипл-Крик в шт. Колорадо, США; Пиларес в Мексике и др.), объединяемые в первый подтип кальдерных жерл (см. рис. 14, д). Сложены при преимущественно туфами (диатермы), реже туфами и лавобрекчиями. Ко второму подтипу относятся вулканические аппараты с кольцевыми или кольцевыми, коническими и радиальными нарушениями со смешанным выполнением. Примерами могут служить некоторые жерла в кальдере Сильвертон в США, в районе Браден в Чили, на ряде карбонатитовых месторождений в Африке и др.
Заложение отдельных элементов кольцевых разломов по периферии таких жерл происходило в начальные стадии вулканической деятельности. Но окончательное их становление свя
60
зано с процессами оседания и обрушения блоков земной поверхности к концу вулканической деятельности.
Состав пород жерла зависит от уровня эрозионного среза. При незначительном срезе наблюдаются непосредственные переходы пород жерловой фации в покровные. Диатремы и жерла со смешанным выполнением чаще всего свидетельствуют о небольшом эрозионном срезе. Лавовые и лавобрекчиевые некки характерны для жерл с более значительным эрозионным срезом. Вокруг них обычно широко распространены субвулканические образования.
На локализацию оруденения в жерлах значительное влияние оказывают форма и размеры экструзивных и субвулканических тел. Среди них наиболее часто встречаются трубообразные некки, штоки, лакколиты, кольцевые и полукольцевые дайки. Иногда в результате сочетания некков с кольцевыми, линейными и радиальными дайками возникают весьма сложные грибо- и паукообразные массивы.
Брекчиевые тела в жерлах имеют трубо-, жилообразную, кольцевую или полукольцевую, цилиндрическую или неправильную формы. Процесс формирования пород жерловой и субвулканической фаций довольно сложный. Развитие брекчий и внедрение магмы связаны с неоднократными проявлениями магматической деятельности.
Трубки взрывов. Под трубками взрывов следует понимать трубо- и столбообразные, реже иной формы геологические тела, сложенные брекчиями, возникшими в результате прорыва газов. Они формировались в близповерхностных условиях как в связи с вулканической деятельностью, так и в полях распространения самостоятельных комплексов малых интрузивов и даек. В отличие от вулканических жерл, трубки взрывов не являлись каналами, по которым осуществлялся выброс на поверхность вулканического материала (рис. 15).
В вулканических куполах, кальдерах и линейных вулканических сооружениях трубки взрывов приурочены к разрывным нарушениям и узлам их пересечения, к контактам пород и участкам пересечения контактов разрывными нарушениями, а также к радиальным, кольцевым и коническим разрывным нарушениям и узлам их пересечения. Поля трубок взрывов и отдельные трубки, связанные с гипабиссальными комплексами малых интрузивов и даек, также контролируются крупными линейными зонами разломов, узлами сопряжения разломов в сочетании с куполовидными гранитными массивами и ослабленными зонами в эндоконтактах крупных гранитных массивов.
Трубки выполнены эруптивными брекчиями, а также продуктами гидротермальной минерализации. Непосредственно вблизи них форма интрузивных массивов весьма разнообразна: чаще всего встречаются неправильные штоко- и трубообразные
61
IVI//!» IO Q
Рас. 15. Геологический разрез (с палеореконструкцией) молибденоносной трубки взрыва Кейв Пик (США). По Дж. Шарпу.
1—7 — палеогеновые магматческие породы: 1 — липаритовая дайка, 2 — гранит-порфиры, 3 — поздние кварцевые монцоннт-порфиры, 4 — эруптивная брекчия, 5 — дациты, 6 — линаритовые порфиры, 7 —ранние кварцевые моицонит-порфиры; 8—10 — палеозойские отложения: 8 — пермские известняки, 9 — ордовикские песчаники. 10 — кембрийские песчаники; 11— трещины; /2 — контур молибденового оруденения; 13 — эрозионные поверхности: /1 —древняя, Б— современная
тела, лакколиты, паукообразные и другие тела неправильной формы. Тела брекчий взрывов имеют трубообразную, цилиндрическую, кольцевую и полукольцевую форму, нередко также конусо-, грибо- и дайкообразную, иногда—трубообразную с резкими ступенчатыми контактами, ограниченными несколькими системами тектонических трещин. Брекчии взрывов чаще всего формировались в несколько этапов, что обусловлено неоднократными мгновенными взрывами газов.
В строении таких трубок наблюдается горизонтальная зональность. По мере удаления от центра структур степень дробления пород уменьшается, брекчии сменяются сильно трещиноватыми, а еще далее, к периферии трубок и слабо нарушенны
62
ми породами. Так, на Хинганском оловорудном месторождении в центральной части одной из трубок размер обломков равен 0,1—0,5 м. В зоне менее интенсивного брекчирования, которая окружает центральную часть, размер обломков и глыб 0,5— 2 м. Вокруг брекчий наблюдается зона пород повышенной трещиноватости. Рудные тела расположены в основном внутри брекчий.
В заключение описания основных особенностей проявления тектонических элементов в рудных полях и месторождениях следует отметить, что история формирования геологической структуры большинства месторождений представляет собой весьма длительный и многоэтапный процесс; сложной оказыва-вается геологическая обстановка. Поэтому расшифровка структуры месторождений требует постановки детальных и трудоемких исследований. В процессе исследований необходимо стремиться установить связи между структурными элементами: разрывных нарушений со складками, интрузивных тел и даек с разрывными нарушениями, элементов вулканической постройки с разрывными нарушениями. Необходимо определять структурные парагенезисы. Хорошее знание структурной геологии и прежде всего особенностей проявления тектоно-магматических элементов в рудных полях и месторождениях будет способствовать успешному решению тех сложных задач, которые стоят перед геологами, проводящими поиски, разведку и изучение рудных месторождений.
Контрольные вопросы и задания
1. Раскройте содержание понятий рудного поля, месторождения и рудного тела.
2. Что понимается под геологической структурой рудного поля, месторождения, рудного тела?
3. Какое значение имеют структурные исследования?
4. Перечислите и дайте краткую характеристику структурных элементов рудных полей и месторождений.
5. Охарактеризуйте физико-механические свойства горных пород и их роль в локализации оруденения.
6. Какие складчатые формы наиболее часто встречаются в рудных полях? Каков механизм их формирования?
7. Какова роль разрывных нарушений в локализации оруденения?
8. Каков механизм образования трещин скалывания и трещин отрыва? На основании каких признаков они различаются?
9. Каким образом возникают кольцевые разрывные нарушения?
Ю. Что такое оперяющие трещины, как они образовались и какова их роль в локализации оруденения?
11. В чем заключаются закономерности сочетания разрывных нарушений со складками?
12. Что такое магматические комплексы и какова их роль в формировании структур рудных полей?
13. Каковы структурные особенности рудоносных интрузивных массивов и даек?
14. Каким образом возникают интрузивные массивы центрального типа?
63
15. Охарактеризуйте основные типы рудоносных вулканических сооружений?
16. В чем заключается фациальный анализ вулканогенных образований и какова его роль?
17. Каким образом возникают вулканические кальдеры?
18. Как проводится анализ масштабности вулканических структур и каково его значение?
19. Охарактеризуйте структурные типы вулканических жерл и их роль в локализации оруденения.
20. Каким образом формируются трубки взрывов, чем они отличаются от вулканических жерловин?
21. Охарактеризуйте связи между различными структурными элементами рудных полей. Какое значение имеет выявление этих связей?
22. Каким образом определяется последовательность формирования различных структурных элементов?
1.2. Структурно-геологические позиции рудных полей и месторождений
Положение рудных полей и месторождений в различных рудных районах определяется совокупностью ряда геологических и структурных факторов: 1) разрывных нарушений; 2) складчатых сооружений; 3) массивов интрузивных пород, дайковых полей и поясов; 4) вулканических построек с жерловыми и субвулканическими образованиями; 5) рудоносных геологических формаций и благоприятных (по физико-механическим свойствам и химическому составу) для оруденения пород, слагающих слоистые толщи.
Позицию собственно магматических месторождений обусловливают прежде всего разрывные нарушения и массивы основных, ультраосновных и щелочных пород, а карбонатитовых месторождений— разломы, массивы ультраосновных — щелочных пород и реже вулканические жерла. Пегматитовые месторождения тяготеют к гранитным массивам. Локализация их связана со складчатыми структурами и разрывными нарушениями. Положение постмагматических грейзеновых и альбититовых месторождений определяется выходами гранитоидных массивов (кислых и щелочных) и разрывными нарушениями; роль остальных факторов невелика. Скарновые месторождения обладают весьма сложным геологическим строением. К основным факторам их локализации относятся выходы гранитоидных массивов и дайковые поля, складчатые формы и разрывные нарушения, горизонты карбонатных пород, а в ряде случаев и вулканические постройки. Структурно-геологические позиции гидротермальных месторождений весьма разнообразны и определяются, как правило, сочетанием различных выше упомянутых структурных факторов: первого, второго и пятого; первого и третьего; четвертого и первого; четвертого, первого и пятого и др.
Положение колчеданных, медноколчеданных и колчеданнополиметаллических месторождений обусловлено полями распро-64
Странения рудоносных вулканогенных формаций, вулканическими постройками и в меньшей мере разрывными нарушениями.
Разрывные нарушения имеют важное значение в размещении эндогенных месторождений всех генетических типов. Месторождения тяготеют обычно к определенным участкам разрывных нарушений: местам искривления по простиранию, разветвления, отщепления оперяющих трещин, сопряжения и пересечения нарушений различного направления. Такие участки являются наиболее раздробленными и оказываются благоприятными для проникновения магматических расплавов и рудоносных растворов.
Складчатые сооружения оказывают наиболее значительное влияние на локализацию гидротермального оруденения. Месторождения приурочены к складкам, осложненным разрывными нарушениями, к участкам ундуляции шарниров и изменения простирания осей складок.
Часто оруденение связано со складками, содержащими горизонты пород, благоприятных для замещения рудой, или экранирующие горизонты.
Массивы интрузивных пород обусловливают позицию магматических месторождений, карбонатитов, очень часто пегматитов, грейзеновых, альбититовых, скарновых, а также и гидротермальных месторождений. Некоторые магматические и большинство карбонатитовых месторождений приурочены к массивам центрального типа. Постмагматические месторождения локализуются преимущественно в зонах контактов интрузивных массивов, осложненных разрывными нарушениями. В пределах дайковых полей размещаются многие гидротермальные месторождения цветных металлов и золота. Рудные поля и месторождения находятся в узлах наиболее частого и многофазного развития даек. В таких участках дайки бывают приурочены к нескольким системам разрывных нарушений, хотя преобладающими являются дайки одного направления, совпадающего с простиранием пояса.
Вулканические постройки (купола, депрессии, кальдеры и Др.) с покровной, жерловой и субвулканической фациями пород определяют пространственное положение многих месторождений цветных, благородных и радиоактивных металлов. Рудоносные постройки осложнены более поздними разрывными нарушениями и поясами даек регионального распространения Оруденение локализовано в благоприятных горизонтах вулканических покровов, жерлах и субвулканических телах [12].
Кроме гидротермальных месторождений в жерлах вулканов известны карбонатитовые и скарновые месторождения.
С рудоносными геологическими формациями (вулканогенные и вулканогенно-осадочные) связано распространение колчеданных, медноколчеданных и колчеданно-полиметаллических мес-5—863 65
порождений. Рудные поля и месторождения тяготеют к куполь-5НЫМ структурам, депрессиям, кальдерам.
Благоприятные (по физико-механическим свойствам и хи--мическому составу) для оруденения породы, слагающие слоистые толщи, известны во многих рудных районах и наибольшую роль играют на скарновых и гидротермальных месторождениях. Многие скарновые и ряд гидротермальных месторождений образовались в результате метасоматического замещения карбонатных пород. Благоприятными для локализации гидротермального оруденения являются также толщи частого переслаивания различных пород и наличия в них песчаников. В углеродисто-кремнистых отложениях (черных сланцах), прорванных интрузивными массивами и дайками, часто встречаются золоторудные месторождения.
Рудные поля в эвгеосинклинальных складчатых областях
В качестве примера рассмотрим Уральскую рудную провинцию, в которой длительное время разрабатываются и хорошо изучены вулканогенные (медноколчеданные), магматические (хромитовые, титаномагнетитовые), скарновые (медные и железорудные) и гидротермальные (золоторудные и др.) месторождения.
Многочисленные медноколчеданные месторождения находятся в Магнитогорском мегасинклинории. С востока и запада он ограничен глубинными разломами, вдоль которых вытянуты пояса серпентинитов (рис. 16). Внутри мегасинклинория выделяются три зоны. Внешние сложены геосинклинальными вулканогенными и вулканогенно-осадочными формациями (О—D3)— базальтовой, липарит-базальтовой, андезит-базальтовой, ба-зальт-андезит-дацит-липаритовой, флишоидной и др. В пределах центральной зоны развиты осадочные и вулканогенно-осадочные формации (D3—С2). Границы между отмеченными зонами тектонические.
-Рис. 16. Схематическая палеовулканологическая карта геосинклинальных формаций и размещения медноколчеданных месторождений Магнитогорского метасинклинория. По И. Б. Серавкину.
I — структуры обрамления: а — Центрально-Уральское, б—Восточно-Уральское подня-тия; 2 — раниегеосииклииальиые вулканогенные и вулканогенно-осадочные формации — ‘базальтовая, липарит-базальтовая, аидезит-базальтовая, база льт-аи дезит-дацит-липарито-вая, флишоидиая и др. (О—D3); 3 — серпентиниты; 4 — поздиегеосииклииальиые осадочные в вулканогенно-осадочные формации (D3—С2): 5 — крупные вулканические постройки Центрального типа: а — дифференцированного состава (1 — Учалинская, 2 —Сибайская, 3 — Гайская, 4 — Юбилейного месторождения), б — базальт-аидезит-базальтовые стратовулканы; 6 — палеовулкаиические структуры: а — базальтовые и базальт-липаритовые гряды и щитовые вулканы, б — кальдеры (5—Подольская и др.); 7 — разрывные нарушения: а — крупные надвиги и взбросо-сдвиги, б — прочие разломы; 8 — граница ранне-’•и позднегеосииклииальиых формаций; 9— поперечные дислокации, выделенные по геолого-геофизическим данным (в мегасииклииории не показаны); 10 — серио-, медно-. мед-‘Яо-цииковоколчедаиные, колчеданно-полиметаллические месторождения
5* 67
Наиболее крупные месторождения (Учалинское, Сибайское Гайское, Юбилейное и др.) приурочены к вулканическим постройкам центрального типа, образованным вулканическими породами дифференцированного состава, а также к кальдерам (Подольское и др.). М. Б. Бородаевской, А. И. Кривцовым. П. Ф. Сопко и другими исследователями выявлена зависимость типов месторождений (серно-, медно-, медно-цинковоколчеданных, колчеданно-полиметаллических) от формационной принадлежности и внутренней структуры рудовмещающих толщ.
Хромитовые, хромит-платиновые и титаномагнетитовые месторождения связаны с массивами основных и ультраосновных пород, приуроченных к глубинным разломам уральского направления. Для большинства массивов характерна плитообразная, а для некоторых — штокообразная (овальные в плане) и более сложная форма. Штокообразные массивы находятся в узлах пересечения меридиональных разломов поперечными. Некоторые массивы расслоены или имеют в плане зональное строение с дунитами в центральной части. Хромитовые месторождения размещаются в расслоенных массивах, а также в-серпентинизированных дунитах юго-восточной части Кемпир-сайского массива, где хромитовые тела связаны с разрывными нарушениями. Хромит-платиновые месторождения (Северный Урал) представлены небольшими гнездообразными телами в дунитах, а титаномагнетитовые и медно-титаномагнетитовые — жилообразными телами массивных руд в плитообразных массивах меридионального простирания, а также сложными телами вкрапленных руд в штокообразных интрузивных массивах.
Широко распространены на Урале также скарновые медные и особенно железорудные месторождения. Они обладают весьма сложным геологическим строением и приурочены преимущественно к синклинальным и реже антиклинальным складкам, сложенным вулканогенно-осадочными толщами, включающими горизонты карбонатных пород. Меридиональные складки на некоторых рудных полях сильно изогнуты до близширотного направления. Складки прорваны многофазными массивами гра-нитоидов, дайками и осложнены продольными и поперечными разрывными нарушениями. Рудные тела пластообразной и весьма сложной формы тяготеют к тектоническим контактам карбонатных пород с гранитоидами, а также замещают известняки, среди вулканогенных пород.
Ауэрбахо-Турьинское рудное поле (Северный Урал) находится на северном центроклинальном окончании Турьинской брахисинклинали. Зона гранитоидных массивов и даек имеет меридиональное простирание, а крупные разрывные нарушения— меридиональное и поперечное. Магнитогорское рудное поле (Южный Урал) приурочено к сводовой части брахианти-клинальной меридиональной складки, ядро которой в значи
68
тельной части сложено гранитоидами. Крупные крутопадающие разрывные нарушения и дайки простираются также в меридиональном направлении. Пологопадающие скарново-магнетитовые залежи локализуются в сводовой части брахиструкту-ры над массивом гранитоидов и замещают пласт известняков, с которым совпадают межпластовые разрывные нарушения.
Канарское рудное поле расположено в Тургайском прогибе. Тяготеет оно к участку резкого изгиба с меридионального на широтное простирания синклинальной складки, сложенной вулканогенно-осадочными породами. Разрывные нарушения имеют меридиональное, широтное и северо-восточное простирание. Пологие пластообразные рудные тела размещаются над грани-тоидным массивом и замещают пласты известняков.
К орогенному этапу развития Урала относится образование вольфрамовых, золоторудных и других месторождений. Жильные золоторудные месторождения Среднего и Южного Урала (Березовское, Кочкарское и др.) приурочены к дайковым полям, в которых главная роль принадлежит меридиональным дайкам, а второстепенная — дайкам северо-восточного и близ-широтного простирания. Дайковые комплексы представлены гранит-, гранодиорит-порфирами, лампрофирами.
Рудные поля в орогенных областях
На орогенном этапе развития геосинклиналей образуются многочисленные постмагматические месторождения цветных, благородных, радиоактивных и редких металлов. Геологические позиции их весьма разнообразны и определяются совокупностью всех пяти отмеченных ранее структурных факторов.
И. Н. Томсон [39] выделил для орогенных областей шесть типов магматических ареалов в рудных районах и Для каждого из них установил характерное положение рудных полей и месторождений.
Первый тип — кальдеры, опоясанные экструзивными телами и пересеченные дайковыми поясами. Максимальная концентрация баритового, медно-висмутового и серебро-полиметаллического оруденения отмечается во внутренних вложенных кальдерах. Второй тип — кальдеры с интрузивным обрамлением. Золото-серебряное оруденение приурочено к внутренней части впадины. Районы первого и второго типов известны в Средней Азии.
Третий тип — районы блоковой формы с внутренними кальдерами, окаймленными широкими поясами экструзивов и даек. Оруденение локализуется в периферическом поясе и практически отсутствует внутри центральной кальдеры. Примером рудоносных площадей этого типа может служить Дальнегорский рудный район в Приморье со скарново.-полиметаллическим,
69
|vvvvp |AaAa|2 |(7УЛз
|15 |------19 p v ~r|/0 [>-
Рис. 17. Позиции рудных полей в рудных районах орогенных областей. По И. Н. Томсону.
а —районы блоковой формы с внутренними кальдерами; б — районы со скрытыми плу-тонами и вулканическими покровами по периферии.
1 — анд-знты; 2 — дациты; 3— липариты; 4 — вулканические жерла; 5 — пояса даек: 6 — интрузивные массивы: а — граниты, б — гранодиориты; 7— толщи складчатого основания: a — терригенные, б— карбонатные: 3— контуры скрытых интрузивных массивов;
9 — разломы; 10 — контуры кальдер; // — границы рудиых районов; /2 — типы оруденения (над чертой — верхнего яруса, под чертой — нижнего); 13 — зоны повышенной трещиноватости; 14 — рудные поля
скарново-боросиликатным, серебряно-свинцовым и оловянно-полиметаллическим оруденением (рис. 17, а).
В районах четвертого типа широко распространены пояса малых интрузий и даек. Сульфидно-касситеритовые месторождения в Кавалеровском районе Приморья и молибденовые месторождения Восточного Забайкалья приурочены к узлам пересечения дайковых поясов зонами повышенной трещиноватости.
Пятый тип — районы со скрытыми плутонами и широко развитыми поясами малых интрузий и даек. Вулканические породы наблюдаются по периферии района. К этому типу относится Комсомольский оловорудный район. Основные рудные поля и месторождения связаны с дайковыми поясами, а также располагаются по периферии кальдеры (см. рис. 17,6).
Районы шестого типа представлены крупными гранитными массивами и дайковыми поясами. Комплексные олово-воль-фрам-молибден-редкометальные грейзеновые жильные и штокверковые месторождения размещаются по периферии гранитных плутонов и над скрытыми выступами интрузивных пород К описываемому типу относятся районы Корнуолла (Великобритания), Центрального Казахстана, Чукотки.
70
Карамазарский рудный район находится к юго-юго-востоку от Ташкента в пределах Кураминской структурно-формационной зоны. Нижний структурный этаж на этой территории сложен раннепалеозойскими метаморфизованными песчано-сланцевыми толщами с прослоями известняков. В позднем девоне и раннем карбоне образовались терригенная красноцветная и карбонатная формации. В позднем карбоне Кураминская зона превратилась в платформенное сооружение, которое в дальнейшем было разбито на блоки крупными разломами. В перми и триасе в связи с вулканической деятельностью возникли мощные покровы вулканических пород (кислых, средних, щелочных), вулканические постройки центрального типа различного масштаба. Затем происходило становление гранитоидных комплексов, представленных монцонитами, гранодиоритами, диоритами, гранитами, и целого ряда дайковых поясов, протягивающихся на десятки километров.
Многие исследователи полагают, что практически все разнообразные рудные месторождения Карамазарского района сформировались после дайкового этапа.
Среди рудных месторождений выделяются скарновые железорудные, молибденит-шеелитовые, полиметаллические, мышья-ково-висмутовые, а также гидротермальные кварц-карбонат-золоторудные, медно-молибденовые, медно-висмутовые, мышьяково-полиметаллические, кварц-молибденитовые, золото-сульфидные, свинцово-цинковые, свинцово-серебряные, кварц-барит-флюоритовые, ртутно-сурьмяные.
Многообразные месторождения данного района четко контролируются крупными разрывными нарушениями и тесно связаны с гранитоидными массивами, дайками и субвулканическими постройками (рис. 18).
Скарновые месторождения приурочены к контактам алюмосиликатных и карбонатных пород и не встречаются в чистых известняках. Гидротермальные месторождения представляют собой единый ряд рудных образований от полиметаллических (свинцово-цинковых), золотых, медных и висмутовых до флюоритовых и баритовых, образующих между собой тесные взаимо-переходы. Пространственно эти месторождения тяготеют к малым порфировым интрузиям и дайковым полям. Формировались они после внедрения даек.
Кавалеровский рудный район располагается в пределах Главного Сихотэ-Алинского синклинория. Сложен он терригенными и карбонатными породами перми, триаса, юры и нижнего мела, а также позднемеловыми интрузивными и вулканогенноинтрузивными комплексами пород среднего и кислого состава— лейкогранитовыми, липарит-гранитовым, андезит-диорит-гранодиоритовым и трахиандезит-монцонит-граносиенитовым (рис. 19).
71
Рис. 18. Схема размещения рудных месторождений в западной части Карама-зарского рудного района и горах Моголтау. По Ю. С. Шихину и др.:
/ — четвертичные отложения; 2 — известняки, песчаники (С2—Р); 3 — вулканогенная толща (С.—Т); 4 — известняки, доломиты (D3—Сг); 5 — конгломераты, аркозы, кислые и основные эффузивы (Dp. 2); 6 — песчано-сланцевая толща (О—S); 7—9— граиитоидные массивы: 7 — поздне-, 8 — средне-, 9 — раннепалеозойские; 10 — разрывные нарушения; //— /9 — рудопроявления и месторождения: 11 — пегматитовые, 12 — вольфрам-молибденовые, 13 — золоторудные, 14 — медные, 15 — мсдно-молибденовые, 16 — полиметаллические, 17 --висмутовые, 18 — сурьмяные, 19 — флюоритовые
Район имеет блоковое строение. К разломам различного направления, ограничивающим отдельные блоки, приурочены массивы гранитоидов и дайковые пояса. Малые интрузии и дайки представлены гранит-порфирами, эруптивными брекчиями кварцевых порфиров, липаритами, фельзитами, дацитами, диабазовыми порфиритами.
Среди оловорудных месторождений выделяются скарновокасситеритовые, касситерит-кварцевые, касситерит-сульфидные и касситерит-силикатно-сульфидные. Преобладают касситерит-
72
ар а б а б __________________________
I-' -V |Хх|^2 |/Ку|5 |++|С-||/; | (£) Iб
V'' |g I/ к I ® |3 Г~Ф~|9 I О \ю ПФП/7
Рис. 19. Схема размещения оловорудных месторождений Кавалеровского рудного района. По И. Н. Говорову:
/ — осадочные породы (Р2— Ki); 2—5 — магматические комплексы; 2 — трахиандезиг-мон-цоиит-граносиенитовый (К2): а —монцониты, сиениты, траносиениты, б — трахиты и тра-хиандезиты, 3 — андезит-диорит-гранодиоритовый (Кг—₽): а —диориты, кварцевые диориты, гранодиориты, б — андезитобазальты, андезиты, дациты, 4— липарит-гранитовый (К2—₽): « — граниты, гранит-порфиры, б — вулканические породы кислого состава, 5 — лейкогранитовый (Р); б — главные дайковые пояса; 7 — разрывные нарушения; 8—11 — месторождения: 8 — касситерит-силикатио-сульфидиые, 9 — касситерит-сульфидные, 10 — касситерит-кварцевые, 11 — скариово-касситеритовые
сульфидные месторождения. Находятся они преимущественно в терригенных песчано-сланцевых толщах и приурочены к линейным зонам разрывных нарушений с лайковыми полями и узлам пересечения разломов.
Зангезурский рудный район Малого Кавказа известен своими медно-молибденовыми месторождениями. Сложен он докембрийскими метаморфическими породами, развитыми на юге, и вулканогенно-осадочными толщами девона, мезозоя и кайнозоя (рис. 20). Крупные многофазные гранитоидные массивы формировались в олигоцен-раннемиоценовое время. Наиболее поздними на описываемой территории являются комплексы даек, представленных гранитоидами (гранит-, гранодиорит-порфи-ры, диоритовые порфириты) и внедрявшимися позже их лампрофирами (минетты, керсантиты, спессартиты). Пояса даек приурочены к глубинным разломам северо-западного и нарушениям северо-восточного и близширотного направления.
73
Рис. 20. Схема размещения медно-молибденовых месторождений Зангезурского рудного района. По Р. Г. Шагиняну.
1—4 — осадочные, вулканогенно-осадочные и вулканогенные отложения: 1 — докембрийские и иижиепалеозойские, 2— верхнедевонские, 3 — мезозойские, 4 — кайнозойские; 5 — граиитоиды олигоцен-раииемиоцеиивые; 6 — крупные разрывные нарушения; 7 — медпо-молибденовые месторождения (/ — Каджаранское)
Медно-молибденовые месторождения и сопровождающая их овинцово-цинковая и золотая минерализация локализуются в узлах пересечения разломов. Особенно наглядным в этом отношении является Каджаранское рудное поле, находящееся в северо-восточном эндоконтакте Мегри-Ордубадского батолита. Штокверковое медно-молибденовое оруденение формировалось после внедрения лампрофиров.
Рудные поля на срединных массивах
Срединные массивы обычно сложены тремя различными геологическими комплексами: метаморфическими породами фундамента, отложениями осадочного, реже вулканогенно-оса
74
дочного чехла, образовавшимися синхронно с накоплением пород в сопредельных геосинклиналях, и орогенными молассами. Каждый из указанных комплексов соответствует определенному структурному этажу.
В период формирования фундамента возникали метаморфо-генные месторождения графита, железных руд, серного колчедана, пегматитовые и др. Во второй период развития срединные массивы часто захватываются процессами магматизма и рудообразования, происходившими в сопредельных геосинкли-нальных зонах. Проявляется обильный гранитоидный магматизм и образуются олово-вольфрамовые, медно-молибденовые, полиметаллические, золоторудные и другие месторождения. Положение их контролируется зонами контактов интрузивных массивов, разрывными нарушениями и особенно узлами их пересечения и сопряжения.
Третий период развития срединных массивов — главный в металлогеническом отношении. В это время формируются наиболее крупные и многочисленные месторождения свинца и цинка, золота и серебра, сурьмы, ртути, урана и других металлов. Оруденение этого периода, по мнению А. Д. Щеглова, не имеет связи с геосинклинальным процессом и относится к этапу автономной тектоно-магматической активизации. Геологическая позиция месторождений этого этапа определяется в основном крупными разломами и связанными с ними поясами малых интрузий и даек, а также вулканическими постройками, зонами контактов интрузивных массивов. Нередко происходит пространственное совмещение оруденения различных этапов и возникают весьма сложные в геолого-структурном отношении рудные поля. Хорошо изучена позиция рудных месторождений на Чешском, Центральном Французском, Армориканском и других срединных массивах Центральной и Западной Европы.
Рудные поля на древних щитах
В пределах архейских кратонов главная масса полезных ископаемых сосредоточена в зеленокаменных поясах. С ними связаны следующие месторождения: железистых кварцитов, колчеданные цветных металлов, сульфидные медно-никелевые в ассоциации с коматиитами, гидротермальные золота, редкометальные пегматитовые. На Канадском щите колчеданные месторождения располагаются в контрастных сериях основных, средних и кислых вулканических пород и тяготеют к вулканическим аппаратам. Впоследствии на этапе складчатости месторождения были метаморфизованы под воздействием гранитных куполов, формировавшихся в основании зеленокаменных толщ.
Сульфидные медно-никелевые месторождения Западной Австралии представлены двумя типами: согласными пластовыми
75
инъекциями в коматиитах и в значительной мере секущими залежами, приуроченными к дунитовым дайкам и телам. Все месторождения этого района сильно метаморфизованы, а потому ряд вопросов генезиса их остается не выясненным.
Гидротермальные золоторудные месторождения образовались после регионального метаморфизма и многофазных пли-кативных дислокаций зеленокаменных толщ. Контролируются они зонами крупных разрывных нарушений (рис. 21) и приурочены к зонам дробления и рассланцевания, надвигов и взбросов с оперяющими их системами трещин. Месторождения располагаются также в замковых частях изоклинальных складок. Кроме того четко проявлена пространственная связь оруденения с малыми интрузиями, дайками гранитоидов и лампрофиров минет-та-спессартит-керсантитового ряда.
Размещаются месторождения по всему разрезу архейских вулканогенных и осадочных отложений. Однако чаще всего они залегают в метабазитах.
На заключительных этапах развития зеленокаменных поясов образовались редкометальные пегматиты, ассоциирующие с массивами лейкократовых гранитов.
В период тектоно-магматической протоактивизации древних щитов сформировались хромитовые, татаномагнетитовые, сульфидные медно-никелевые с платиной, редкометальные и урановые месторождения. Месторождения хрома, титана, никеля, кобальта и платины связаны с расслоенными массивами ультра-основных— основных пород (Бушвельдский массив и Великая Дайка), положение которых контролируется глубинными разломами. Поднявшись из мантии по этим разломам, рудоносные магмы кристаллизовались в относительно спокойной тектонической обстановке, которая способствовала появлению исключительно выдержанных рудных горизонтов. Сульфидные медно-никелевые месторождения района Садбери на Канадском щите размещаются по периферии кольцевого расслоенного массива. Медно-никелевые месторождения района Печенги на Балтийском щите сосредоточены в дуговидном поясе гипербазитов. Месторождения приурочены к массивам, осложненным разными нарушениями.
В процессе протоактивизации в некоторых районах вдоль крупных разломов образовались протяженные зоны полевошпа-
Рис. 21. Геологическая позиция никелевых и золотых месторождений блока Иилгарн (Западная Австралия). По Д. Гровсу, С. Лешеру и Р. Гие:
i—3 — архейские зелеиокаменные пояса: 1 — кислые вулканические и пирокластические породы, 2 — базальты с подчиненными коматиитами и железистыми кварцитами, 3 — базальты и коматииты с редкими прослоями железистых кварцитов; 4 — архейские гранигои-ды; 5 —крупные разломы; 6—8— рудные месторождения: 6 — крупные золота, 7—8— никеля (а — мелкие, б — крупные): 7 — в ассоциации с коматиитами, 8 — в ассоциации с «Дунитами
77
товых метасоматитов с редкометальной (ниобий, тантал, бериллий) и урановой минерализацией. Оруденение тяготеет к участкам искривления, разветвления разломов и прослежено на значительную глубину. Одни исследователи считают такие месторождения постмагматическими, а другие относят их к ме-таморфогенным.
Во время фанерозойской тектоно-магматической активизации на древних щитах возникли магматические (нефелин-апа-титовые, лопаритовые), карбонатитовые (редкометальные, железорудные и др.), гидротермальные (золоторудные, редкометальные и др.) месторождения. Магматические месторождения Кольского полуострова в щелочных породах и карбонатитовые месторождения ультраосновных — щелочных комплексов многих рудных районов связаны с кольцевыми интрузивными массивами, локализация которых определяется глубинными разломами, узлами пересечения и сопряжения разломов различного направления.
Редкометальные и золоторудные месторождения приурочены к крупным протяженным разломам древнего заложения. В ходе активизации этих разломов происходило внедрение даек с повышенной щелочностью (часто лампрофиров), формирование гидротермальных метасоматитов и руд.
Рудные поля на активизированных древних платформах
Рассмотрим этот вопрос на примере Сибирской и Китайской платформ. На Сибирской платформе с тектоно-магматпческой активизацией в пермско-триасовое время связано образование сульфидных медно-никелевых и железорудных месторождений, а также месторождений исландского шпата, апатита (в связи со щелочными породами) и алмазоносных кимберлитов.
Норильский рудный район находится на северо-западной окраине Сибирской платформы. Положение его контролируется пересечением крупных разломов двух направлений: близмери-дионального и северо-восточного. Главным рудоконтролпрую-щим является Норильско-Хараелахский глубинный разлом близмеридионального простирания. Силлообразные расслоенные массивы гипербазитов и связанные с ними месторождения (Норильск I, Талнахское, Октябрьское) приурочены к узлам пересечения Норильско-Хараелахского разлома разрывными нарушениями северо-восточого простирания. Рудообразование происходило после формирования рудоносных массивов. Поэтому важная роль в локализации богатых сульфидных руд принадлежит поздним предрудным разрывным нарушениям.
Ангаро-Илимский железорудный район размещается в южной части Сибирской платформы и представляет собой часть Ангарской железорудной провинции (рис. 22). Рудоносными
78
Рис. 22. Схема размещения железорудных месторождений Ангарской провин-дии. По /д. В. Семинскому и др.:
1 — отложения чехла платформы; 2— Приаигарская синеклиза; 3 — впадины; 4— рудо-.контролирующие зоны разрывных нарушений; 5 — крупные разломы близширотного простирания; 6 — р5’дные узлы (1 —Коршуновский. 2 — Рудногорский, 3 — Нерюндинский, -4 — Молдаванский, 5 — Кодинскнй, 6 — Октябрьский, 7 — Краснояровский, 8 — Непско-Га-
женскпй, 9 —Питскнй); 7 — месторождения и рудопроявления железа
являются вулканические трубки с вытянутым или овальным сечением, тяготеющие к линейным разломам и узлам их пересечения. Трубки вскрыты скважинами на глубину до 1,5—2 км. Выполнены они раздробленными вмещающими породами, вулканическим материалом и скарново-магнетитовой минерализацией, в отдельных встречаются небольшие тела и дайки долери-тов. Рудоносные трубки района являются корнями траппов и образовались в результате прорыва вулканических газов.
Фундамент юго-восточной части Китайской платформы сложен досинийскими гнейсами, на которых залегают синийские (рифейские), палеозойские и более молодые осадочные породы. Платформа подвергалась тектоно-магматической активизации с конца палеозоя и в мезозое (яньшаньский цикл). Территория была разбита разломами широтного, северо-восточного и реже Северо-западного простирания. Произошло внедрение гранитов И малых интрузий гранитоидов, образовались рудные месторождения.
Яньшаньский тектонический цикл проявился в два этапа. В первый (J3—Ki) образовались складки широтного и северо-восточного простирания, разломы и грабены, внедрились рудо
79
носные граниты и сформировались очень крупные грейзеновые оловянно-вольфрамовые месторождения жильного типа. Приурочены они преимущественно к контактам гранитных массивов в зонах разрывных нарушений широтного простирания. Во второй этап (К.2—iJ) возникли мелкие складки и разрывные нарушения унаследованного направления, внедрились малые интрузии и дайки кислого, среднего состава, а также лампрофиров. К этому этапу относится становление скарново-шеелитовых, жильных грейзеново-вольфрамовых, а также жильных и штокверковых вольфрамит-ферберит-шеелитовых (богатых сульфидами) месторождений. Послеяньшаньское (?) оруденение представлено жильными вулканогенными сурьмяно-вольфра-мовыми месторождениями.
С тектоно-магматической активизацией связано также образование сурьмяных месторождений на юго-востоке КНР. В провинции Хунань насчитывается несколько десятков месторождений и более 100 рудопроявлений. На этой площади находится и крупнейшее в мире месторождение сурьмы Сигуань-шань.
Большинство месторождений расположено в синийских отложениях и локализовано в антиклинальных складках, осложненных продольными и поперечными разрывными нарушениями. В рудном поле Сигуаньшань вдоль антиклинальной складки на интервале более 5 км протягивается дайка керсантита.
Контрольные вопросы и задания
1. Перечислите геолого-структурные факторы, определяющие позиции рудных полей и месторождений; охарактеризуйте роль этих факторов для месторождений различных генетических типов.
2. Каковы структурно-геологические позиции рудных полей в эвгеосинкли-нальных складчатых областях?
3. Охарактеризуйте структурно-геологические позиции рудных полей в орогенных областях.
4. Какие факторы определяют структурно-геологические позиции рудных полей Карамазарского района? Поясните это по геологической схеме, представленной на рис. 18.
5. Каковы позиции рудных полей и месторождений в Кавалеровском рудном районе?
6. Охарактеризуйте структурно-геологические позиции медно-молибденовых месторождений Зангезурского рудного района.
7. Какие факторы определяют структурно-геологические позиции рудных полей срединных массивов?
8. Охарактеризуйте структурно-геологические позиции рудных полей и месторождений древних щитов.
9. Каковы структурно-геологические позиции рудных полей активизированных древних платформ?
10. Перечислите главные факторы, контролирующие размещение месторождений на Сибирской платформе.
11. Какими факторами определяется позиция рудных месторождений в юго-восточной части Китайской платформы?
12. В чем заключаются основные различия структурно-геологических позиций рудных месторождений в эвгеосинклинальных и орогенных областях?
80
13. Имеются ли существенные различия структурно-геологических позиций, рудных полей орогенных областей и срединных массивов?
14. Какие различия существуют в структурно-геологических позициях рудных полей на активизированных древних щитах и платформах?
1.8. Основные структурные типы рудных полей и месторождений
Систематика структур рудных полей и месторождений
Вопросы систематики структур рудных полей и месторождений разрабатывались А. В. Королевым, В. Крейтером, Ф. И. Вольфсоном, В. И. Смирновым, А. С. Великим, П. А. Шехтманом, Г. Ф. Яковлевым [45], А. А. Фроловым с соавторами [36], В. А. Невским [19], П. Д. Яковлевым [3] и. другими исследователями [7, 27].
А. В. Королевым в 1962 г. были выделены 14 типов структур рудных полей. Основными среди них являются рудные поля, связанные со следующими структурами: системами контракционных трещин в гранитных массивах и дайках, сопряженными и простыми системами трещин сжатия; зонами рассланцевания,. системами трещин растяжения, скручивания; полостями отслаивания в складчатых породах; благоприятными для замещения пластами осадочных пород, контактами с водонепроницаемыми породами; трубчатыми структурами оседания в различных породах, а также с трубками замещения в легкорастворимых породах.
В. М. Крейтер объединил рудные поля в породах различного состава в четыре группы, контролируемые следующими структурами: складчатыми, разрывными структурами перемещения, трещинными и комбинированными. Среди структур месторождений он различал пять групп: складчатые, разрывные перемещения, трещинные, кливажные, а также трубчатые и другие сложные структуры; в каждой из групп выделялись структурные типы месторождений (всего 19 типов). Группы структур рудных полей и месторождений в систематике В. М. Крейтера почти полностью совпадают.
Ф. И. Вольфсон в 1953 г. описал геологические структуры эндогенных месторождений различных генетических типов: магматических, пегматитовых (4 типа), грейзеновых (8 типов), скарновых (8 типов), гидротермальных (10 типов в складках и И структурных типов, связанных с разрывными нарушениями— жильных, штокверковых и др.).
В. И Смирновым [30] охарактеризованы дорудные геологические структуры (складчатые, разломные, трещинные), рудовмещающие— шесть структурных групп (согласные, секущие1 крупных разломов, секущие тектонических трещин, плутоно
6-863
81
генные, вулканогенные, комбинированные) с 27 структурными типами внутри этих групп, структуры рудных полей (10 типов), а также внутри- и послерудные структуры (складки, разломы, трещины).
При таком подходе к систематике структур остаются невскрытыми связи между структурами рудных полей и месторождений, т. е. соподчиненность между ними.
Иначе построена систематика рудных полей А. В. Королева и П. А. Шехтмана (1965 г.). Эндогенные рудные поля рассматриваются этими исследователями в подвижных поясах и на платформах. Типы рудных полей определяются формационным составом вмещающих пород, тектоническими элементами (складками, разрывами), а также согласным, секущим или комбинированным типом рудных тел. Кроме того, описываются рудные тела, а месторождения классифицируются совместно с рудными полями.
В более поздней работе указанных авторов приведена систематика морфоструктурных типов и видов рудных полей гидротермальных месторождений [7]. В ней различаются четыре группы рудных полей: складчатых форм, разрывных нарушений, контактовых зон интрузивных массивов и тектоно-магматических форм. Каждая группа рассматривается в зависимости от состава вмещающих пород (метаморфических, терригенных, карбонатных, интрузивных и вулканогенных).
А. С. Великим разработана структурная систематика рудных тел и выделены две группы структур рудных полей; согласные со складчатой структурой; секущие складчатую структуру и интрузивы. Эти две группы включают всего шесть структурных типов рудных полей. Рудные месторождения А. С. Великим не рассматриваются.
Г. Ф. Яковлев [45] среди структур эндогенных рудных полей п месторождений различает тектоногенные и тектоно-маг-матогенные. Внутри этих крупных подразделений он рассматривает группы, подгруппы и классы рудных полей и месторождений. Рудные поля и месторождения описываются раздельно. Однако соподчиненность между ними не выдержана. Так, примеры рудных полей одни, а месторождений другие. В связи с этим теряет смысл раздельная характеристика структур рудных полей п месторождений.
В. А. Невский детально охарактеризовал трещинную тектонику рудных полей и месторождений и предложил классификацию рудных тел, приуроченных к трещинам различной генетической природы. Им выделено 10 типов жильных и четыре типа штокверковых рудных тел [19].
А. А. Фроловым систематизированы штокверковые рудные поля и месторождения и описаны шесть структурных типов рудных полей и 15 типов месторождений [40]. Этот же иссле
82
дователь с соавторами [36] разработал классификацию структур месторождений и полей вольфрама, молибдена, олова.
X. А. Акбаров, М. У. Умарходжаев и Л. А. Исматуллаева среди полиметаллических рудных полей Тянь-Шаня различают' четыре структурные группы: с преобладающим влиянием в локализации оруденения складчатых форм, разрывных нарушений, контактовых поверхностей интрузивных массивов и комбинированные рудные поля [1J.
С. А. Вахромеев рассматривает рудные поля, согласные со складчатой структурой и секущие складчатую структуру и интрузивы. Отдельно характеризуются рудные тела и рудные столбы, а структурные типы месторождений не выделяются.
Ж. В. Семинский, В. А. Филонюк и А. Л. Черных [27] объединяют рудные поля и месторождения Сибири в три структурные группы: пликативную, дизъюнктивную и инъективную. Первая из них включает четыре структурных типа (в антиклиналях, синклиналях, моноклиналях и в слабо дислоцированных толщах), вторая — также четыре типа (в зонах субпараллельных разломов; в узлах развития разноориентированных разломов; в узлах сочленений и пересечений разломов; в узлах пересечений разломами благоприятных пород); в третьей структурной группе три типа (в купольных дайково-субвулканических, трубчатых вулканогенных и вулкано-депрессионных постройках).
Вариант систематики структур рудных полей и месторождений был разработан П. Д. Яковлевым в 1975 г.; он вошел и во второе издание учебного пособия [3].
Таким образом, лишь в некоторых руководствах рудные поля и месторождения описываются раздельно, чаще же они рассматриваются совместно. Это и понятно, поскольку во многих случаях рудное поле и месторождение, в сущности, представляют собой единое целое и редко удается четко выделить хорошо ограниченную тектоническими элементами рудоносную площадь,. соответствующую рудному полю, в пределах которой находится несколько месторождений. В связи с этим наиболее целесообразно систематизировать рудные поля и месторождения совместно, учитывая при этом, что каждое из этих понятий имеет также и самостоятельное значение.
В основе структурной систематики рудных полей и месторождений должны лежать тектоно-магматические элементы — складки, разрывы, интрузивные массивы, их внутреннее строение и зоны контактов, вулканические сооружения и трубки взрывов, так как они в первую очередь определяют строение рудоносных участков. При разработке систематики необходимо иметь в виду, что структура многих рудных полей и месторождений возникла в результате осложнения складок разрывными нарушениями. Кроме того,.механизм формирования скла-
6'
8?.
док на большинстве рудных полей и месторождений не выяс-.нен, а целый ряд генетических типов складок (диапировые, блокированные, складки скалывания) встречается очень редко; генезис таких складок, описанных в литературе, недостаточно обоснован и нуждается в ревизии и подкреплении дополнительным фактическим материалом. При систематике рудных полей и месторождений, приуроченных к складкам, следует учитывать морфологию складок, пространственное положение их шарниров, а также положение месторождений и отдельных рудных тел в различных частях этих структур.
Резкие границы, проводимые рядом исследователей между разрывными структурами перемещения, трещинными и киваж-ными структурами, в действительности весьма условны. Все они должны рассматриваться в единой группе. В самостоятельные группы необходимо включать месторождения, приуроченные к вулканическим сооружениям, трубкам взрывов и имеющие ряд специфических особенностей.
В систематике главнейших структурных типов рудных полей и месторождений, учитывающей вышеизложенные основные положения (табл. 7), все эндогенные рудные поля и месторождения подразделяются на восемь структурных групп, в каждой из которых выделяются подгруппы, а внутри последних — структурные типы рудных полей и месторождений.
В первую группу входят многочисленные полиметаллические, сурьмяно-ртутные, золоторудные и другие месторождения, локализующиеся в складках, осложненных разрывными нарушениями. Большинство этих месторождений связано со складками, имеющими горизонтальный или слабонаклонный шарнир (подгруппа А), реже встречаются месторождения, приуроченные к складкам с крутопогружающимся шарниром (подгруппа Б). Месторождения двух названных подгрупп существенно различаются по условиям размещения и морфологии рудных тел. Структурные типы рудных полей и месторождений определяются формой и генетическим типом складок, положением рудных тел в их замке или на крыльях в сочетании с продольными или косоориентированными и поперечными разрывными нарушениями. Отдельные структурные типы связаны с наличием горизонтов пластичных пород — экранов, а также горизонтов, благоприятных для проникновения гидротермальных растворов и локализации оруденения.
Вторая группа объединяет многочисленные рудные поля и месторождения, приуроченные к разрывным нарушениям. В подгруппу А включены жильные рудные поля и месторождения, связанные с системами трещин, а в подгруппу Б — рудные поля и месторождения в крупных разрывных нарушениях и оперяющих их трещинах. Структурные типы жильных месторождений (подгруппа А) расположены в последовательности
;84
Структурный тип
Примеры
Таблица 7. Главнейшие структурные типы эндогенных рудных полей и месторождений
Группа I. Рудные поля и месторождения, приуроченные к складкам, осложненным разрывными нарушениями
Подгруппа А. Локализованные в складках с горизонтальным и слабонаклонным шарниром
1. Седловидные многоярусные рудные залежи в замках подобных складок, осложненных разрывными нарушениями
"2. Пласто-, жилообразные и неправильной формы рудные тела в замках и на крыльях концентрических антиклинальных складок, осложненных разрывными нарушениями
3. Пласто-, гнездообразные и неправильной формы рудные тела в замках блокированных складок, осложненных продольными и поперечными нарушениями
4. Штоко-, пластообразные и неправильной формы рудные тела в замках диапировых складок
5. Пластообразные, жильные и сложной формы рудные тела преимущественно в замках и частично на крыльях горст-антиклиналь-ных (глыбовых) складок
б. Пластообразные рудные тела на крыльях и частично в замках антиклинальных складок, приуроченные к горизонтам пород с повышенными коллекторскими свойствами, осложненных разрывными нарушениями
7. Пластовые, пластообразные и неправильной формы рудные залежи и жилообразные тела на крыльях антиклинальных складок, осложненных межпластовыми срывами и секущими нарушениями
8. Пласто-, ленто- и линзообразные рудные залежи в антиклинальных сколовых складках
Бендиго, Балларат, Кастл-майн, Блеквуд и др.
Сигуаныпань, Кадамджай-ское и др.
Хайдарканское, медные и флюоритовые в Хакассии (район Вершинки)
Чакуракское, Аурахматское
Зыряновское, Змеиногорское, Гурдаринское, Джи-жикрутское и др.
Никитовское, Хуанкавелика, Альмаден, Миргалимсай-ское, Джезказганское и др.
Брич-Мулла и др.
Белоусовское и др.
Подгруппа Б. Локализованные в складках
с крутопогружающимся шарниром
’Седловидные, S-образные, грубо-, линзовидные и другие рудные тела в замках складок
Хоумстейк, Морро-Вельо, полиметаллические Джунгарского Алатау, Тырныауз
Группа II. Рудные поля и месторождения, приуроченные к разрывным нарушениям Подгруппа А. Жильные рудные поля и месторождения
1. В одной системе трещин отрыва или скалывания
Ононское, Перрон, Хапче-ранга, Давендииское, Мончегорское, ряд пегматитовых месторождений
85
Продолжение табл. 7
Сгр у к ту р а ы й ги п Примеры
2. В двух системах трещин скалывания или отрыва и скалывания Улахан-Эгеляхское, Этыкин ское, Центральное, Токур-ское, Белуха, Хрустальное, Акчатау, Восточно-Коунрад-ское
3. В трех и более системах трещин скалывания и отрыва Иультинское, Депутатское, Цзянси, Фрейберг, Итакин-
4. Лестничные жилы ское, Кочкарское и др. Березовское, Хоч-Маунтин и др.
Подгруппа Б. Рудные поля и месторождения в крупных разрывных нарушениях и оперяющих их трещинах
1. Жило-, линзо-, столбообразные тела в древних разломах сложного строения в метаморфических породах фундамента
2. Жило- н столбообразные тела в пологопадающих сколовых нарушениях (надвигах), а также в главных разрывах и оперяющих трещинах, возникающих на участках искривления нарушений
3. Жило- и столбообразные тела в крутопадающих сколовых разрывных нарушениях (сбросах, взбросах, сдвигах и др.), а также в главных разломах и оперяющих трещинах, возникающих на участках искривления нарушений
4. Жилообразные тела и сложные залежи в участках пересечения разрывными нарушениями и оперяющими их трещинами горизонтов благоприятных пород
5. Трубо- н столбообразные тела в узлах пересечения и сопряжения разрывных нарушений различного порядка
6. Минерализованные рудные зоны сложного строения и зоны скалывания
7. Штокверковые месторождения, связанные с одной системой сближенных разрывных нарушений, сопровождаемых системами мелких оперяющих трещин
8. Штокверковые месторождения, приуроченные к узлам пересечения и сопряжения двух и более систем сближенных разрывных нарушений, сопровождаемых системами мелких оперяющих трещин
9. Штокверковые месторождения, приуроченные к клиновидным тектоническим блокам в узлах сопряжения и разветвления разломов
Урановые в натриевых ме-тасоматитах, золото-урановые, редкометальные в полевошпатовых метасоматп-тах
Чаган-Узунское, Акташское
Садонское, Верхний Эгид. Сарылахское, Чонкойское, Материнская жила, Сан-Рафаэль и др.
Маданское, сурьмяно-ртут-ные в Средней Азии
Кансайское, Нерчинский Завод
Оловорудные Комсомольского района н Приморья Чукикамата, Бошекульское
Каджаранское, Агаракское, Дастакертское, Анкаванское. Жнрекенскос, Сорекос. Кальмакырское
Редкометальные, урановые месторождения ряда районов, Мурунтау
86
Продолжение табл. 7
Структурный тип
Примеры
10. Штокверковые месторождения в участках пересечения разрывными нарушениями горизонтов благоприятных пород
31. Штокверковые месторождения, приуроченные к «метелковндным» трещинным структурам
12. Месторождения со сложной формой рудных тел, приуроченных к древним карстам, осложненным разрывными нарушениями
Кти-Теберда
Шакси
Кадаинское, Ачисайское; месторождения шт. Колорадо, США
Группа III. Рудные поля и месторождения в зонах контактов интрузивных массивов, осложненных разрывными нарушениями
Подгруппа А. Приуроченные к крутопадающим и пологим контактам интрузивных массивов и зонам ксенолитов
1. Месторождения крутопадающих контактов, осложненных разрывными нарушениями
2. Месторождения пологих контактов, ослож-’ ненных разрывными нарушениями
3. Месторождения, приуроченные к зонам ксенолитов, осложненных разрывными нарушениями
Сарбайское, Фроловское, Гумешевское Майхуринское, Лянгарское
Ряд скарновых месторождений Урала
Подгруппа Б. Расположенные в надынтрузнвной зоне и апикальных выступах гранитных массивов
1. Жильные месторождения
2. Жильно-штокверковые зоны над гребневидными выступами интрузивов
3. Изометричные и столбообразные штокверки над куполами скрытых гранитных интрузивов н в гранитных куполах
4. Жильно-штокверковые месторождения в связи с пологими сложными контактами гранитных массивов
Многие грейзеновые месторождения
Богутинское, Нура-Талды
Байназарское, Верхнекай-рактинское, Коктенкольское, Альтенберг, вольфрамовые и оловянно-вольфрамовые Забайкалья
Югодзырское, Гейер, Пех-тельсгрюи, Караобинское, Циновец
Группа IV. Рудные поля и месторождения в расслоенных интрузивных массивах
1. Пластовые месторождения основных н уль-траосновных интрузивных массивов
2. Пластовые месторождения щелочных интрузивных массивов
Бушвельдскнй район, Стиллуотер, Сарановское Ловозерское
Группа V. Рудные поля и месторождения, приуроченные к многофазным интрузивным массивам кольцевого строения (центрального типа)
1. Полукольцевые, жилообразные нефелин-апатнтовые тела, приуроченные к коническим разрывам в щелочных массивах
Хибинское
87
Продолжение табл. 7
Примеры
Структурный тип
2. Карбонатитовые рудные тела в кольцевых, конических и радиальных разрывных нарушениях ультраосновных — щелочных массивов
3. Штокверки, приуроченные к штокообразным массивам порфировых пород с радиальными и кольцевыми дайками
4. Зоны грейзенов н альбититов, приуроченных к разрывным нарушениям в кольцевых массивах гранитоидов
Альнё, Ковдорское, Палабо-ра
Клаймакс, Юрад-Гендерсон
Месторождения плато-
Джос, Казахстана
Группа VI. Рудные поля и месторождения, приуроченные к вулканическим сооружениям,
1. В вулканических куполах, осложненных разрывными нарушениями
2. В вулкано-тектонических депрессиях, осложненных разрывными нарушениями
3. В кальдерах
4. В линейных вулканических сооружениях, осложненных продольными и поперечными разрывными нарушениями
5. В полях субвулканических тел и корневых частей вулканических аппаратов, осложненных разрывными нарушениями
Оловорудные Боливии, колчеданные Урала, золото-серебряные Карпат, урановые СССР
Ртутные Италии, золото-серебряные Северо-Востока СССР, урановые СССР Золото-серебряные Северо-Востока СССР, Камчатки, США, урановые СССР, медно-порфировые Чили и др. Золото-серебряные Северо-Востока СССР, молибденурановые СССР Оловянно-серебряные Боливии, флюоритовые хр. Томас, США; молибден-урановые СССР
Группа VII. Рудные поля и месторождения, приуроченные к полям развития трубок взрыва
1. Внутритрубковые
2. Околотрубковые
3. Комбинированные
Ла-Колорадо, Кананеа, Цу-меб, алмазоносные кимберлиты Сибири и Южной Африки
Ключевское, Ирлдепл и др-Хипганское, Актюзское, Бу-луктаевское, Родуэл Бейсин и др.
Группа VIII. Рудные поля и месторождения сложного строения, обусловленного сочетанием нескольких структурных типов
1. Месторождения с различной формой рудных тел в складках, прорванных интрузивными массивами и осложненных разрывными нарушениями нескольких систем
2. Жильно-штокверковые в дайковых поясах
3. Месторождения с различной формой рудных тел в интенсивно дислоцированных толщах, осложненных разрывными нарушениями и зонами мелкой трещиноватости
Ауэрбахо-Турьинское, Саяк-ское, Качарское
Джпдпнское
Советское и другие золо торудные
88
возрастания числа рудносных систем трещин (одна, д , три и более). Во второй подгруппе рассматриваются сначала рудные поля и месторождения, тяготеющие непосредственно к разрывным нарушениям, затем — к основным разрывам и оперяющим трещинам, а далее штокверковые объекты, контролирующиеся зонами крупных разрывных нарушений, узлами их пересечения и сопряжения.
К третьей группе отнесены рудные поля и месторождения в зонах контактов интрузивных массивов, осложненных разрывными нарушениями. В эту группу входят прежде всего многочисленные скарновые и грейзеновые, а также некоторые пегматитовые и частично гидротермальные и сульфидные медно-ни-келевые ликвационные месторождения. Подгруппа А объединяет рудные поля и месторождения, тяготеющие к весьма сложным наклонным и крутопадающим контактам интрузивных массивов, осложненным разрывными нарушениями. В такой весьма сложной геологической обстановке возникают разнообразные и сложные формы рудных тел. К этой подгруппе принадлежат месторождения, связанные с зонами ксенолитов и останцами известняков в интрузивных породах, осложненных разрывными нарушениями. Во вторую подгруппу (Б) включены рудные поля и месторождения, приуроченные к гранитным штокам и куполам и размещающиеся как в интрузивных массивах, так и в породах кровли. Среди них выделяются штокверковые и сложные комбинированные (жильно-штокверковые) рудные поля и месторождения.
Четвертая группа представляет собой рудные поля и месторождения, тяготеющие к расслоенным интрузивным массивам. К первому типу относятся месторождения, связанные с основными и ультраосновными, а ко второму — со щелочными интрузивными массивами. Образование руд и структура этих месторождений определяются магматической стадией кристаллизации и становления интрузивных тел.
В пятую группу входят рудные поля и месторождения, приуроченные к сложным многофазным интрузивным комплексам и массивам кольцевого строения. Необходимо подчеркнуть, что магматические комплексы в этой группе месторождений являются интрузивными: формирование их происходило в глубинных условиях и не сопровождалось образованием продуктов вулканической деятельности. К первому типу принадлежат хибинские нефелин-апатитовые месторождения, ко второму — некоторые карбонатитовые месторождения, к третьему — штокверки, связанные со столбообразными интрузивными массивами порфировых пород, сопровождаемыми радиальными и кольцевыми дайками, к четвертому типу — проявления грейзенов с редкометальной минерализацией в кольцевых и конических массивах гранитов (в том числе щелочных), которые встречаются на
89
плато Джос в Нигерии, а также в Центральном Казахстане (пермские гранитные массивы).
В шестую группу объединены рудные поля и месторождения, находящиеся в вулканических сооружениях, осложненных разрывными нарушениями. Среди них выделено пять типов рудных полей, приуроченных: 1) к вулканическим куполам, 2) вулкано-тектоническим депрессиям, 3) кальдерам, 4) линейным вулканическим сооружениям, 5) полям распространения субвулканических тел и корневых частей вулканических аппаратов. Каждый тип содержит ряд структурных типов рудных месторождений (см. далее).
Седьмая группа включает рудные поля и месторождения, приуроченные к полям или отдельным крупным трубкам, возникшим в результате прорыва газов. В этой группе также выделяется ряд структурных типов рудных объектов (внутри трубок, около них и комбинированные).
К восьмой группе относятся рудные поля и месторождения сложной структуры. Строение рудоносных площадей в этом случае определяется сочетанием структурных элементов нескольких типов, например, складок, осложненных разрывными нарушениями, контактов интрузивных массивов и горизонтов благоприятных пород (Турьинское, Саякское и другие скарновые месторождения) или сложных складок, крупных разрывных нарушений и зон мелкой трещиноватости (некоторые золоторудные месторождения) и т. д.
Предложенный вариант систематики структур (морфологический) имеет важное практическое значение для локального прогноза оруденения, а также для систематики месторождений в целях их разведки.
I. Рудные поля и месторождения, приуроченные к складкам, осложненным разрывными нарушениями
IA. Месторождения, локализованные в складках с горизонтальным и слабонаклонным шарниром
1. Седловидные многоярусные рудные залежи в замках подобных складок, осложненных разрывными нарушениями. К этому типу принадлежит целый ряд золоторудных месторождений, расположенных в Австралии (шт. Виктория). Наиболее типичным представителем является месторождение Бендиго, сложенное ордовикскими метаморфизованными песчаниками и сланцами, смятыми в крутые изоклинальные складки. Оси складок пологоволнистые, а осевые поверхности вертикальные или крутонаклонные. Седловидные рудные тела локализованы преимущественно в замках антиклиналей и залегают между пластами сланцев и песчаников. Реже встречаются седловидные
90
О '20 । ги-рм
Рис. 23. Поперечный геологический разрез месторождения Бендиго. По У. Стону:
/—песчаники и сланцы (PZ); 2 — дайка лампрофира; 3 — разрывные нарушения; 4 — седловидные рудные залежи
Рис. 24. Поперечный геологический разрез Кадам-джайского месторождения. По В. П. Федорчуку:
7 —доломиты (D); 2— известняки (С?._2); 3 — сланцы (CJ;
4 — углисто-глиннстые сланцы (S—D); 5 — взбросо-надвиг; 5 — основной рудоконтролирующий разлом —сбросо-сдвиг; 7 — рудораспределяющие разрывные нарушения; 8 — рудоносные джаспероиды; 9— седловидная залежь антимонитовых руд; Ю — секущая тектоническая зона с рудной минерализацией; 11 — межформационная залежь существенно флюоритовых (с антимонитом) руд; 12 — подрудные карстовые полости с арагонитом
залежи, приуроченные к синклинальным складкам, а также межпластовые жилы на крыльях складок (рис. 23).
Главную роль играют седловидные залежи, образующие полосы, которые совпадают с антиклинальными складками рудного поля, отстоящими друг от друга на 210—260 м. Таких параллельных антиклинальных полос в пределах поля установлено 15, но лишь 5 из них имеют основное промышленное значение. Отдельные седловидные жилы неоднократно повторяются в вертикальном разрезе антиклиналей, в связи с этим разработка руд проводится на глубине до 1400 м. Рудные залежи локализуются в пределах 30-метровой сводовой части антиклинали и редко превышают 6 м в поперечнике при длине крыльев не более 30 м. Но иногда длина их достигает 90 м. По простиранию отдельные залежи прослеживаются на 2700 м. Седловидные рудные тела обычно соединены крутопадающими секу-
91
щнми разрывными нарушениями, которые являлись рудоподводящими. Сводовые части залежей содержат многочисленные апофизы.
Образование седловидных тел месторождения Бендиго происходит путем выполнения полостей отслоения при значительной роли процессов замещения. Руда представлена преимущественно золотоносным кварцем с небольшим количеством пирита, арсенопирита и пирротина; отмечаются также галенит, сфалерит, антимонит, молибденит и бурнонит. Из жильных минералов кроме кварца присутствуют доломит и анкерит.
2. Пласто-, жилообразные и неправильной формы рудные тела в замках концентрических складок, осложненных разрывными нарушениями. Кадамджайское сурьмяное месторождение расположено на северном склоне Алайского хребта в Кыргызстане. Район месторождения сложен каменноугольными известняками и сланцами, а также сланцами силура и нижнего девона, смятыми в широтную антиклинальную складку, осложненную складками второго порядка и разбитую крутопадающими разрывными нарушениями широтного направления. В ядре антиклинальной складки залегают доломиты (D), грубослоистые известняки (Сг_2), сланцы (С2), резко несогласно перекрытые толщей углисто-глинистых сланцев (S—D), которые по поверхности сложного шарьяжа оказались надвинутыми на более молодые отложения. Оруденение приурочено к горизонту мергелей мощностью до 80 м (рис. 24).
Рудное тело размещается в сводовой части антиклинали, имеет пластообразную форму; мощность его до 40 м. Однако промышленное оруденение концентрируется в пределах верхних 10 м под экранирующими сланцами. Руда представляет собой брекчию, в которой обломки окварцованного мергеля сцементированы кварцем и рудными минералами — антимонитом, пиритом, блеклой рудой, сфалеритом и халькопиритом. В рудах присутствуют флюорит и барит. Основное рудоконтролирующее значение на Кадамджайском месторождении имеют широтный разлом, служивший рудоподводящим каналом, и рудовмещающий горизонт мергелей.
3. Пласто-, гнездообразные и неправильной формы рудные тела в замках блокированных складок, осложненных продольными и поперечными разрывными нарушениями. Месторождения этого типа немногочисленны. К ним относятся сурьмяно-ртутные месторождения хр. Ишме в Кыргызстане (район Хай-дарканского рудного поля), описанные В. А. Невским. Наличие медных и флюоритовых рудопроявлений, приуроченных к блокированным складкам в Южной Хакассии, отмечается В. М. Крейтером.
На Хайдарканском рудном поле осадочные породы собраны в сложные линейные складки, для которых характерны двух- и
92
м С 2500г
Рис. 25. Поперечный геологический разрез Хайдарканского месторождения. По X. О. Осмонбетову:
1— валунно-галечные отложения (Q); 2 — песчано-глинистые сланцы (Сг); 3—5— известняки: 3 — тонкослоистые (С2), 4 — грубослоистые (Cj_2), 5 — массивные (Ci); 6 — глинистые, песчано-глинистые сланцы с линзами известняков (Dj_2); 7 — глинистые, углистоглинистые сланцы, известняки (Sj_2); 8 — джаспероиды со скоплениями киновари; ч— // — разрывные нарушения: 9 — надвиги, 10 — рудоконтролирующие, 11— прочие
трехгорбое строение свода, общий сундучный вид, интенсивная/ перемятость, гофрированность слагающих их пород (рис. 25). Складчатое сооружение осложнено многочисленными разрывными нарушениями. Для локализации оруденения особенно важное значение имел процесс расслаивания складок, сопровождаемый развитием мощных зон пластовых тектонических брекчий и окварцованных пород. В. А. Невским установлено, что в подобных складках пустотность пород в 2—2,5 раза выше, чем. в нерасслаивающихся. В процессе образования расслаивающихся складок резкий изгиб хрупких тонкослоистых карбонатных пород приводил к возникновению мощных пластовых зон тектонических брекчий. В более пластичных известково-глинистых породах, залегающих выше известняков, расслаивание не сопровождалось брекчированием. Основная масса руд тяготеет к пластовым зонам дробления, локализующимся под малопроницаемыми сланцами. Сурьмяные, сурьмяно-ртутные и ртутные-рудные тела представлены крайне сложными мелкими пластовыми и гнездообразными залежами, приуроченными к структурным ловушкам.
93
В заключение следует отметить, что блокированные складки Хайдарканского рудного поля по морфологии очень сходны с глыбовыми складками сурьмяно-ртутных месторождений Гис-сарского хребта, описанных В. Ф. Чернышевым и И. 3. Кориным. В связи с этим генезис складок Хайдарканского рудного поля как блокированных нельзя признать полностью доказанным и необходимы дополнительные исследования.
4. Штоко-, пластообразные и неправильной формы рудные тела в замках диапировых складок. Примеры рудных полей и месторождений, тяготеющих к диапировым складкам, так же как и к блокированным, малочисленны. Известно лишь два месторождения этого типа в Средней Азии: Чакуракское арсе-нопиритовое и Аурахматское флюоритовое. Ранее и Тырныауз-ская антиклиналь была описана как диапировая. Однако в последние годы геологи, изучавшие структуру Тырныауза, установили, что на этом рудном поле сформирована обычная антиклиналь. осложненная разрывными нарушениями.
Чакуракское ар сенопиритовое месторождение расположено на северном склоне Гиссарского хребта. Здесь известняки, кварц-серицитовые и филлитовые сланцы верхнего силура слагают антиклинальную складку, в ядре которой залегает плитообразное тело известняков шириной около 150 м. Штоко- и линзообразные рудные тела локализованы на тектоническом контакте известняков и кварц-серицитовых сланцев. Наличие узких языкообразных «заливов» известняков в кремнистых сланцах, почти вертикальной сланцеватости в известняках на контакте со сланцами при более пологом падении последних и ряд других признаков позволили Ф. И. Вольфсону и И. П. Кушнареву сделать вывод о том, что на этом месторождении проявляется не простая сплюснутая антиклиналь, а диапировая складка. Предполагается, что произошло внедрение известняков в менее пластичные кварц-серицитовые сланцы.
5. Пластообразные, жильные и сложной формы рудные тела преимущественно в замках и частично на крыльях горст-антиклинальных (глыбовых) складок. Сурьмяные и сурьмяно-ртутные месторождения Средней Азии, приуроченные к глыбовым складкам, описаны В. Ф. Чернышевым и И. 3. Кориным. К этому типу принадлежат также, по данным Г. Ф. Яковлева, Зыряновское, Змеиногорское и другие полиметаллические месторождения Рудного Алтая.
Гурдаринское сурьмяно-ртутное рудное поле находится в Зеравшано-Гиссарской горной области и занимает часть свода одной из горст-антиклиналей, имеющей северо-западное (320°) простирание. С запада рудное поле ограничено крупным Гурдаринским разломом типа взброса с субмеридиональным (340°) простиранием и крутым падением на запад — юго-запад. Восточной границей рудного поля также служит крутой
94
1
5
Рис. 26. Геологический разрез Гурдаринского сурьмяно-ртутного рудного поля. По В. Ф. Чернышеву и И. 3. Корину:
4 —сланцы, песчаники, гравелиты, кварциты (S); 2 — известняки массивные (S2—Dj); 3 — глинистые сланцы, алевролиты, песчаники, конгломераты с прослоями карбонатных пород (D3—Ci); 4 — разрывные нарушения; 5 — джаспероиды с рудными телами
субмеридиональный разлом. В поперечном разрезе горст-антиклиналь обладает сундукообразной формой (рис. 26). Ядро складки сложено толстослоистыми известняками верхнего силура и нижнего девона, а пологий свод — слоистыми терригенными породами верхнего девона — нижнего карбона. Между этими толщами с небольшими перерывами распространены кремнистые породы типа брекчированных кремнистых сланцев, окремненных известняков и кремнистых брекчий. Мощность этих пород крайне невыдержана, раздувы сменяются пережимами и полным выклиниванием.
Свод горст-антиклинали рассечен продольными северо-западными, реже поперечными северо-восточными разрывными нарушениями. Продольные крутопадающие нарушения обычно представляют собой сбросы с вертикальной амплитудой смещения от нескольких метров до нескольких десятков метров. Северо-восточные нарушения, как правило, безамплитудные. Оруденение приурочено к горизонту окварцованных пород и межформационных брекчий. Окварцованные породы брекчированы и цементируются флюоритом и сульфидными минералами. Сурьмяно-ртутные рудные тела имеют форму жил, гнезд, штокверков и др. Среди рудных минералов отмечаются антимонит, киноварь, буланжерит, а также более поздние реальгар и аурипигмент.
Детальное изучение сундукообразной складки Гурдаринского рудного поля, проведенное В. Ф. Чернышевым и И. 3. Кориным, показало, что на юго-западном крыле ее в тонкослоистых известняках распространены небольшие асимметричные складки волочения. Шарниры этих складок простираются на северо-запад (275—290°), осевые поверхности наклонены круто на юг. Это свидетельствует о скольжении верхних слоев в сторону свода горст-антиклинали. Такие же складки волочения, но с обратным падением осевых поверхностей и северо-западным простиранием шарниров (290—315°) наблюдаются'
95
на северо-восточном крыле горст-антиклинали. В слоистых породах сводовой части горст-антиклинали фиксируются элементы складчатой деформации. В толще подстилающих карбонатных пород основания складки они не заметны. В тонкослоистых кремнистых сланцах в складках волочения, развитых в юго-западном крыле складки, встречаются изометрические будины известняка размером от 25 см до 1 м. Все это позволило В. Ф. Чернышеву и И. 3. Корину сделать вывод о том, что в сводовой части горст-антиклинали тонкослоистые сравнительно малокомпетентные породы сжимались в брахискладки, при этом происходили межпластовые срывы и проскальзывание их по контакту с более плотными известняками. Прослои более компетентных известняков в сланцах будинировались.
Джижикрутское сурьмяно-ртутное рудное поле расположено на северном склоне Гиссарского хребта. С запада и востока оно ограничено крупными субмеридиональными разломами, а по южной границе его проходит региональный надвиг северо-восточного простирания, по которому комплекс палеозойских пород надвинут на юрские отложения.
Между карбонатным комплексом пород и терригенной толщей в зоне углового несогласия, осложненного соскладчатым нарушением, залегает горизонт окварцованных межформационных брекчий. Эти брекчии сформировались в основном за счет карбонатных пород. Они отличаются крайне невыдержанной мощностью, резко меняющейся от десятков метров до нескольких десятков сантиметров. Породы, слагающие площадь месторождения, смяты в сундучную складку, ядро которой выполнено карбонатными породами, а крылья представлены терригенной толщей. Замеры элементов залегания складок волочения, возникших на контакте сланцев и известняков, свидетельствуют о движении слоев сланцев в направлении замка. Кроме того, складки волочения указывают на общее движение ядра складки с севера на юг.
Вся складка, особенно ее южная часть, осложнена многочисленными крутопадающими разрывными нарушениями, из которых наиболее крупные и распространенные — разломы субширотного простирания типа взбросов. Отмечаются также сдвиговые нарушения северо-восточного простирания. Большинство этих нарушений дорудные и неоднократно подновлявшиеся. В участках их сочленения с межформационными соскладчаты-ми зонами скольжения окварцованные рудоносные брекчии и связанные с ними рудные тела имеют наибольшую мощность.
Полиметаллические рудные поля и месторождения Рудного Алтая, приуроченные к глыбовым складкам, описаны Г. Ф. Яковлевым. В формировании складок большую роль играли длительно развивавшиеся разломы, расчленившие каледонское основание на тектонические блоки, которые неоднократно погружа-
96
лись при осадконакоплении и образовании вулканических толщ. К этим разломам тяготеют девонские субвулканические тела и герцинские дайки интрузивных пород. В поперечном разрезе глыбовые складки обладают сундучной формой.
На Змеиногорском, Верхубинском и других рудных полях в ядрах складок обнажаются метаморфические породы ордовика, слагающие каледонские тектонические блоки, а на крыльях — осадочно-вулканогенные отложения эйфельского яруса. В сводах антиклиналей эти отложения пологоскладчатые и характеризуются куполовидными осложнениями. Крылья складок обычно крутопадающие, нарушены продольными и поперечными взбросо-сдвигами. Пологоскладчатые участки, осложненные межпластовыми зонами срывов и дробления, наиболее благоприятны для локализации пластообразных рудных тел. Жилообразные рудные тела приурочены к дорудным разломам. Особенно благоприятны для локализации оруденения участки пересечения пологих и крутопадающих разломов, ограничивающих глыбовые складки, что четко выражено в Змеиногорском рудном поле.
6. Пластообразные рудные тела на крыльях и частично в замках складок, приуроченные к горизонтам благоприятных пород, осложненных разрывными нарушениями. Никитовское рудное поле, находящееся в осевой части Донецкого антиклинория, характеризуется развитием ряда брахискладок, вытягивающихся в широтном направлении. В складки оказались смятыми переслаивающиеся песчаники и сланцы. Все складчатое сооружение осложнено продольными и поперечными разрывными нарушениями.
Наиболее детально изучен Софиевский участок. Оруденение приурочено к трем горизонтам песчаников, имеющим мощность до 60 м. Рудная минерализация локализована по трещинам отдельности, мелким поперечным трещинам и распространяется вдоль пластовых трещин. Минерализацией охвачена вся толща гидротермально-измененных аргиллитизированных софийских песчаников, но промышленные руды сосредоточены лишь в отдельных маломощных горизонтах. С глубиной мощность рудных пластов уменьшается. Секущее разрывное нарушение, а также поперечные трещины являются рудоподводящими. Вдоль них наблюдается вкрапленность рудных минералов. Горизонты песчаников, осложненные мелкими внутрипластовыми трещинами, служили средой, благоприятной для проникновения гидротермальных растворов и формирования оруденения.
7. Пластовые, пластообразные и неправильной формы рудные залежи и жилообразные тела на крыльях складок, осложненных межпластовыми срывами и секущими разрывными нарушениями. Месторождения этого типа по геологической структуре близки к месторождениям предыдущего типа. И здесь
7—863
97
Рис. 27. Поперечный геологический разрез центральной части Белоусовскогс месторождения. По В, А. Лычакову:
1 — белоусовская свита ~ карбонат-хлоритовые сланцы; 2—4 — иртышская свита: 2 — рассланцованные туфы, лавы кислого состава, туффиты, 3 — графитизированные филлитовидные сланцы. 4 — известняки; 5 — шипуновская свнта — сернцит-кварцевые, карбонат' хлорит-серицит-кварцевые сланцы; 6 — рудные залежи; 7 — разрывные нарушения: а —-крупные, б — мелкие
для локализации оруденения важное значение могут иметь го-ризонты благоприятных пород, однако более значительную роль приобретают разрывные нарушения — как пластовые, приуроченные к контактам различных пород, так и особенно поперечные; возникают не только пластообразные, но и другие, более сложных форм, рудные тела. К описываемому типу относятся некоторые скарновые железорудные месторождения Урала (Высокогорское и др.), арсенопиритовое месторождение Брич-Мулла в Средней Азии и др.
8. Пласто-, ленто- и линзообразные рудные залежи в антиклинальных сколовых складках. Белоусовское месторождение находится на Рудном Алтае в пределах Иртышской зоны смятия. Вулканогенно-осадочные породы девона слагают опрокинутую антиклинальную складку северо-западного простирания (рис. 27). Все породы интенсивно метаморфизованы и превращены в порфироиды и сланцы (хлоритовые, серицитовые, се-рицит-кварцевые, карбонат-хлорит-серицит-кварцевые и др.). Рассланцевание пород соответствует простиранию и падению Иртышской зоны смятия. Складчатая структура выявлена на основе картирования маркирующего горизонта — графитизиро-
98
данных филлйтовидных сланцев. Описываемая складка, по мнению многих исследователей, является складкой скалывания.
Рудные тела имеют пласто-, ленто- и линзообразную фор-лу. В общем они залегают согласно с вмещающими породами, .а на крыльях складки совпадают со сланцеватостью. Однако местами рудные залежи ветвятся и сопровождаются жилооб--разными апофизами, которые пересекают рассланцованные по-’роды. Руды колчеданные, полиметаллические и барит-полиме--таллические. Текстура их преимущественно полосчатая.
Генезис Белоусовского месторождения дискуссионен. Одни .исследователи считают руды девонскими вулканогенно-осадоч-<нымн, впоследствии метаморфизованными и перекристаллизованными. Другие полагают, что месторождение является гидротермальным, а руды образовались после рассланцевания пород. Существует также мнение о двухэтапном оруденении: вулканогенно-осадочном (дометаморфическом) и гидротермальном (послеметаморфическом).
ЗБ. Месторождения, локализованные
® складках с крут о погружающимся шарниром
1. Седловидные, S-образные, трубо-, линзовидные и другие рудные тела в замках складок. Месторождения, приуроченные к складкам с крутопогружающимся шарниром, впервые были .выделены в самостоятельный структурный тип А. К- Казани-.ным. Их отличает большая протяженность рудных тел по падению вдоль шарниров складок и флексур при сравнительно не-•больших размерах их горизонтальных сечений. Месторождения этого типа локализуются преимущественно в докембрийских, реже в нижнепалеозойских толщах метаморфизованных пород.
Золоторудное месторождение Хоумстейк находится в районе -Лид Кордильер (США), где распространены образования докембрийского (кристаллический фундамент), палеозойского (платформенные отложения) и мезозойского структурных этажей. Для мезозойского периода характерные тектоно-магмати-Ческая активизация территории, развитие разрывных нарушений, дополнительных складок и внедрение магматических пород. Золотое оруденение района локализуется как в породах Кристаллического фундамента, так и в платформенных образованиях. Месторождение расположено в кристаллических породах основания. Золотые руды представлены интенсивно хлори-тизированными сланцами, включающими многочисленные жилы И скопления кварца, а также рассеянную сульфидную минерализацию (пирротин, пирит, арсенопирит). Форма рудных тел столбообразная, карандашеподобная, седло-, линзовидная и неправильная; приурочены они преимущественно к сводовым частям антиклинальных складок. Длина основной рудной зоны 7*
99
Рис. 28. Схематический план центральной части месторождения Хоумстейк. По Дж. А. Ноблу и А. Л. Слотеру (с упрощениями):
1—3— протерозойские породы: 1—тоикополосчатые графитизированные филлиты, 2 — рудовмещающие куммингтонитовые и карбонат-кварцевые сланцы, 3 — филлиты и кварциты; 4 — погружение шарниров складок; 5 —дайки липаритов; 6 — разрывные нарушения; 7 — столбообразные рудные тела
вдоль складки в плане 240 м при мощности 12—18 м. Глубина разработок более 2,5 км. Оруденение локализуется избирательно в породах формации Хоумстейк (куммингтонитовые и сиде-роплезитовые сланцы — рис. 28), имеющей мощность 80—120 м. Под сланцами данной формации залегают тонкополосчатые филлиты мощностью более 800 м, а над ней — разнообразные кварциты, филлиты, кристаллические сланцы общей мощностью более 6 км.
Разрывные нарушения занимают продольное или секущее положение по отношению к изоклинальной складчатости. Влияние их на локализацию оруденения не отмечается. Однако мелкая трещиноватость оказывает большее воздействие на развитие минерализации. Кварцевые минеральные скопления первой стадии рудообразования слагают в основном согласные тела, которые иногда четко приурочены к замковым частям мелких складок. Локализация продуктов более поздних стадий контролируется наложенными секущими трещинами. Кварц-пирро-тиновые жилообразные тела пересекают ранние согласные залежи. Пирротиновая минерализация третьей стадии распространена в тонких выдержанных трещинах скалывания.
100
Таким образом, на месторождении Хоумстейк положение оруденения и интенсивность его проявления определялись благоприятным сочетанием литологических и структурных факторов. Основную роль сыграли складки с крутопогружающимся шарниром и литологически благоприятный горизонт сланцев формации Хоумстейк. Наложенные зоны мелкой трещиноватости существенно влияли на пространственное размещение минеральных ассоциаций отдельных, особенно поздних стадий минерализации.
Скарновое молибденит-шеелитовое месторождение Тырныауз находится в Кабардино-Балкарии. Расположено оно на северном склоне Большого Кавказского хребта в зоне крупного разлома Кавказского направления. Площадь месторождения сложена осадочными и вулканическими породами верхнего девона — нижнего карбона и осадочными породами юры, смятыми в антиклинальную складку. Складка осложнена продольными разрывными нарушениями северо-западного — близширот-ного простирания и прорвана послеюрскими лейкократовыми гранитами (сложное тело «паук» в ядре складки), а также порфировидными биотитовыми (эльджуртинскими) гранитами в северной части месторождения. Дайкообразные апофизы гранитного «паука» подчеркивают наличие в ядре складки разрывных нарушений близширотного простирания. Самые поздние среди магматических пород — небольшие тела и дайки липаритов, имеющие также близширотное направление.
Скарноворудные тела представлены крупной седловидной залежью в шарнире складки на контакте мраморизованных известняков с роговиками, а также пластообразными телами в мраморах. Все они являются крутопадающими и прослежены на глубину более 1 км.
Столбообразная седловидная залежь (Главное рудное тело) круто (под углом 50—60°) погружается на юго-восток. Контакт тела с роговиками четкий и плавный, а в сторону мраморов от него отходят жилообразные апофизы (рис. 29).
Скарнированию подвергались мраморизованные ивзестняки, роговики, граниты. Сначала образовались гранат-везувиан-пи-роксеновые скарны. На них наложено прожилково-вкрапленное вольфрамовое, а затем и молибденовое оруденение (шеелит, молибдошеелит, молибденит). После этого происходило отложение флюорита, кварца, карбоната, сульфидов и сульфосолей в несколько стадий минерализации.
Главное рудное тело характеризуется достаточно сложным внутренним строением. Оно обладает полосчатостью, скарн пересекается молибденит-кварцевыми жилами, кварцевыми, сульфидными и другими прожилками. Полосчатость частично совпадает с дугообразным сечением скарнового тела, а также имеет несогласное (меридиональное и широтное) простирание.
Ю1
£
й
о
DO т j
I
Ltd
+
+-
го
Рис. 29. Схематический план среднего горизонта месторождения Тырныауз.По А. В. Пэку.
~ мрамор»зивапные известняк»; / — массивные, 2 — слоистые; 3 биотитояые роговики; 4 — плагиограииты; 5 — лейкократовые граниты. 6 дайка липаритов, /--рудоносные скарны; 8 разрывные нарушения; 9—10 — контуры рудной залежи: 9 — на верхнем. 10 — на ннжием горизонте: // — направление погружения Главного рудного тола
Кварцевые жилы и прожилки о ладают северо-восточным и близширотным простиранием.
Таким образом, Главное рудное тело Тырныауза формировалось на тектоническом контакте мраморизованных известняков с роговиками. Основной системой разрывных нарушений была близширотная.
II. Рудные поля и месторождения, приуроченные к разрывным нарушениям
НА. Жильные рудные поля и месторождения
Жилы долгое время были главным промышленным типом рудных месторождений. Поэтому геология жильных рудных полей и месторождений весьма детально изучена и хорошо освещена в трудах советских и зарубежных геологов. На многих месторождениях детально исследованы морфология жил, способы отложения минерального вещества и генетический тип рудовмещающих трещин. Изучены также соотношения жил со складчатой структурой участков, поперечными разрывными нарушениями и магматическими образованиями.
Рядом исследователей разработаны весьма детальные систематики жильных месторождений. В. М. Крейтером выделено шесть структурных типов месторождений, связанных с трещинными структурами: в трещинах скалывания одной (тип 1), двух (2), трех и четырех систем (3), в зонах скалывания (4), в мелких трещинах отрыва (5), в разрывах, связанных с линейной ориентировкой в интрузивах (тип 6). В. И. Смирнов [30] различает следующие типы месторождений: в трещинах отрыва; в одной или двух системах трещин скалывания; в двух системах трещин скалывания и одной системе трещин отрыва; в конических трещинах; в трещинах оперения.
Г. Ф. Яковлевым все жильные месторождения разделены на четыре класса: 1) в трещинах скалывания; 2) в трещинах отрыва; 3) в трещинах скалывания и отрыва; 4) в трещинах оперения.
Как уже отмечалось, в предлагаемом учебнике все жильные рудные поля и месторождения подразделяются по числу систем трещин, выполняемых рудными жилами. Внутри этих структурных типов можно провести более дробное членение в зависимости от генетического типа рудоносных трещин.
1. Рудные поля и месторождения в одной системе трещин. Большинство месторождений описываемого типа приурочено к трещинам отрыва. Типичным примером описываемого структурного типа является Давендинское месторождение.
Давендинское молибденовое месторождение находится в Восточном Забайкалье. Площадь его сложена палеозойскими
103
Puc. 30. Схематиче ская геологическая карта Давендинского месторождения. По А. В. Дружинину:
1—3 — ИНТОУЗИЕНЫе породы (PZ): / — габбро, диориты, 2 — гранодиориты. 3 — граниты биоти-тозые среднезернистые, Meet а ми порфировчдчые; 4—6— дайки (MZ): 4 — лампрофиров, 5 — диори-тозых порфиритов, 6 — кварцевых порфиров; 7 — рудные жилы и их номера; 8 — разрывные на-р ушеиия
\4 1....1^ I+++4^ 7
габбро, диоритами, гранодиоритами, гранитами с дайками аплитов, пегматитов, а также мезозойскими малыми интрузивами и дайками кварцевых порфиров, диоритовых порфиритов и лампрофиров. Комплекс этих пород вытягивается в виде полосы шириной от 2 до 7 км в северо-восточном направлении. Палеозойские граниты и их жильные отщепления интенсивно расслан-цованы и катаклазированы. Кварц-молибденитовые рудные жилы имеют северо-восточное простирание (рис. 30) с крутыми углами падения на юго-восток и северо-запад и характеризуются значительной протяженностью, выдержанностью элементов залегания по простиранию и падению, а также наличием небольших апофиз, отходящих от жил в широтном направлении и падающих к северу. Морфология жил относительно простая, мощность их плавно изменяется, но нередко наблюдаются и резкие колебания. Многие жилы приурочены к контактам даек с гранитами. На площади месторождения установлены также
104
разрывные нарушения широтного направления, дорудные по времени заложения, но оруденения не несущие.
Детальное изучение структуры Давендинского месторождения проведено А. В. Дружининым, выделившим в истории формирования его два больших периода — палеозойский и мезой-ский. В палеозойский период произошло внедрение гранитов и их жильных отщеплений, возникла широкая зона катаклаза, рассланцевания и трещиноватости северо-восточного направления. В мезозойский период проявились следующие этапы деформации: дайковый, дорудный, рудный и послерудный.
Шахтаминское молибденовое месторождение, также расположенное в Восточном Забайкалье, локализовано в палеозойских гранитах. На его площади широко развиты дайки гранит- и гранодиорит-порфиров, диоритовых порфиритов и лампрофиров, приуроченные к разрывным нарушениям близширот-ного и северо-западного простирания. Кварц-молибденитовые жилы тяготеют к одной почти вертикальной системе сколовых трещин широтного простирания, сопровождающихся пологими жилами в трещинах оперения. Разрывные нарушения меридионального и северо-западного простирания относятся к доруд-ным, но оруденения не содержат.
Месторождение Перрон (пров. Квебек, Канада) представляет собой пример, когда рудные тела приурочены к кулисообразно расположенным трещинам отрыва. В метаморфических породах этого месторождения в крутопадающих и пологих разрывных нарушениях широко распространены дайки, а также многочисленные зоны сколовых разрывных нарушений. Однако сколовые нарушения являются безрудными. Кварц-золоторуд-ные мелкие жилы выполняют пологие кулисообразные трещины отрыва, преимущественно совпадающие с пологими дайками.
3 амбар икс кое свинцово-цинковое месторождение находится в Карамазарском рудном районе Средней Азии. Площадь его сложена пермь-триасовыми вулканическими породами, смятыми в складку близширотного простирания, вдоль которой прослеживаются редкие дайки диабазовых порфиритов. Складка пересекается крупным Замбаракским разломом близмеридио-нального направления, который является рудоконтролирующим. Три рудные жильные зоны (Давдаринская, Центральная и Юго-Восточная) имеют северо-восточное простирание и тяготеют к разлому. Они состоят из нескольких субпараллельных, местами соединяющихся разрывов, располагающихся в 5—20 м один от другого и сопровождающихся барит-сфалерит-галени-товыми жилами, гнездами и прожилками. Число разрывов и рудных тел в зонах особенно возрастает вблизи сочленений их с Замбаракским разломом [21]. Здесь они многократно разветвляются, в результате на сочленении с этим главным нарушением возникает своеобразный рудный пучок. По мере удале-
105
ния от рудоконтролирующего разлома рудоносные нарушения в зонах затухают и на расстоянии около 0,7—1,3 км от него оруденение прекращается. Замбаракский разлом смещает в плане горизонты вулканитов и дайку диабазовых порфиритов на 50—70 м. Очевидно, формирование его и оперяющих рудовмещающих трещин произошло после внедрения даек.
На Центральном участке широко развиты поперечные раз рывные нарушения северо-западного и субмеридионального на. правлений. Первые круто падают преимущественно на юго-запад, а субмеридиональные — на восток. Поперечные нарушения являются дорудными, ограничивают жилы, а в соседних блоках между этими разрывами наблюдается различное число жил. Е. М. Некрасов полагает, что в связи с движениями по Зам-баракскому разлому сначала возникли разрывные нарушения северо-западного, а на более позднем этапе — рудовмещающие трещины северо-восточного простирания. Рудовмещающие трещины накладывались на тектонические блоки, пробивались через серию поперечных межблоковых нарушений и постепенно затухали по мере удаления от Замбаракского разлома.
На этом участке четко выражена вертикальная структурная зональность (рис. 31). Для верхних горизонтов характерно разветвление жил и формирование своеобразных рудоносных трещинных пучков, приуроченных к изгибам оруденелых разрывных нарушений. На этих изгибах образовались оперяющие трещины, которые в свою очередь сопровождаются еще более мелкими оперяющими трещинами. На средних и нижних горизонтах жилы более выдержанные, а число оперяющих трещин невелико.
2. Рудные поля и месторождения в двух системах трещин. Месторождения этого типа весьма многочисленны. Залегают они преимущественно в осадочных и интрузивных породах и приурочены главным образом к трещинам скалывания; реже одной из рудовмещающих систем являются трещины скалывания, а другой — отрыва. Основное промышленное значение обычно имеет одна система жил, другая развита значительно слабее и относится к второстепенной. На многих месторождениях описываемого типа встречаются крупные дорудные разрывные нарушения, поперечные по отношению к жилам. Эти нарушения оруденения не содержат, но играют определенную контролирующую роль для размещения рудных жил.
Восточно-Коунрадское месторождение расположено в Центральном Казахстане и относится к грейзеново-молибденитовой рудной формации. Рудоносная площадь сложена крупно- и мелкозернистыми гранитами. Основные рудные жилы прослеживаются в виде ряда кулис, образующих главную рудную зону, вытянутую в западно-северо-западном направлении на 8 км, угол падения 85°, обычно к юго-западу. Длина отдельных кулис 106
Рис. 31. Поперечный геологический разрез Замбаракского месторождения. По Е. М. Некрасову:
1 — туфобрекчии кварцевых порфиров (С3); 2— туфы и туфолавы андезитовых порфиритов (Pi); 3 — флюидальные кварцевые порфиры и их туфы (Pi); 4 — сферолит-порфяры (Р>); .5—тектонические трещины; 6 — зоны прожилкового и штокверкового оруденения;
7 — рудные жилы со сплошными рудами
100—250 м. На восточном фланге месторождения к системе основных жил подходят жилы с северо-западным (310—330°) простиранием.
В восточной части месторождения основная рудная зона имеет простое строение. Ветвление жил здесь выражено слабо; по мере продвижения на запад оно усиливается и наибольшей интенсивности достигает в западной части месторождения. Мощность минерализованной зоны увеличивается до 400 м, расстояние между жилами составляет 60—80 м. Основные молибденовые жилы сопровождаются более мелкими апофизами, разветвляющимися по простиранию. Местами основные жилы по простиранию переходят в системы, состоящие из нескольких
107
(до пяти) сближенных жил. Около жил много кварцевых прожилков; по мере удаления от жил число их уменьшается. С глубиной мощность жил постепенно уменьшается и они выклиниваются. К послерудным нарушениям относятся небольшие разрывы с амплитудой смещения 1—1,5 м.
Центральное золоторудное поле находится в Хакассии. Оно представлено многочисленными золото-кварцевыми и золото-сульфидно-кварцевыми жилами, сконцентрированными в гранитах на нескольких участках в пределах полосы меридионального простирания. Рудные участки сформировались в местах сопряжения субмеридионального Мартайгинского разлома, падающего на запад, и оперяющих его нарушений с поперечными трещинами. В рудном поле широко развиты дорудные дайки лампрофиров, имеющие северо-восточное и северо-западное простирание.
Жилы приурочены к трещинам северо-восточного и очень редко северо-западного простирания. Обе системы являются сколовыми. Строение отдельных жил сложное; их своеобразная ступенчатая форма обусловлена несколькими системами доруд-ных трещин. Формировались жилы в три стадии. С первой связано отложение кварца с пиритом и арсенопиритом, вторая является золото-кварц-сульфидной; трещины поздней стадии выполнены кальцитом. Послерудные подвижки вдоль жил были небольшими, амплитуда их не превышала 1—2 м.
Токурское месторождение, относящееся к золото-кварцевой малосульфидной формации, находится в Приамурье. Оно приурочено к южному крылу крупной антиклинали. Плошадь его сложена осадочными породами, прорванными небольшими штоками сиенит-диоритов и многочисленными дайками диабазовых порфиритов северо-восточного — близмеридионального простирания. Сравнительно простая складчатая структура осложнена древними близширотными разломами типа надвигов и более молодыми крутопадающими близмеридиональными сбросо-сдвигами (Токурский, Дайковып, Диоритовый). Амплитуда перемещения по этим разломам достигает 50—150 м. К разломам приурочены дайки, после внедрения которых смещения были незначительными.
Жилы связаны с трещинами скалывания двух систем: западно-северо-западной и широтной. Падение их в среднем 30— 40°. Значительное усложнение морфологии рудных тел происходит на участках сопряжения жил двух направлений. Число жил в таких местах увеличивается и возникают штокверки. Жильная зона Октябрьская состоит из серии кулисообразно расположенных жил. Выдержанные и протяженные части жил приурочены к участкам устойчивого простирания и моноклинального падения осадочных пород. В местах осложнения складчатой структуры сложнее становится и форма жил.
108
Строение жил преимущественно полосчатое, реже брекчиевое. Полосчатость развивается в результате замещения пород кварцем по серии близрасположенных трещин, совпадающих с напластованием пород или косо секущих слоистость.
Минеральный состав жил однообразен и прост. Кварц трех генераций слагает более 95% их общей массы. Присутствуют также карбонаты (кальцит и анкерит), адуляр, серицит и небольшое количество сульфидов.
Процесс минерализации протекал в два этапа: золото-кварцевый и кварц-карбонатно-антимонитовый со слабой золотой минерализацией. Между этими двумя этапами произошло внедрение малых интрузий. На первом этапе установлены три стадии минерализации. В первую выделялись кварц, арсенопирит, шеелит и пирит, во вторую — пирротин, халькопирит и арсенопирит, в третью — сфалерит, галенит и блеклая руда. Золото отлагалось в течение всего процесса минерализации, но наиболее продуктивна третья стадия, которая проявилась не повсеместно, а лишь на отдельных участках, что привело к столбо-и кустообразному распределению золотых руд. Склонение рудных столбов юго-западное.
Этыкинское оловорудное месторождение расположено в Восточном Забайкалье. Площадь рудного поля сложена юрскими осадочными породами, смятыми в складки, прорванные штоком гранитов и дайками меридионального простирания. Рудные жилы приурочены к трещинам двух систем: меридиональной и близширотной. Дайки диоритовых порфиритов и плагиогранит-порфиров тяготеют к разрывным нарушениям северо-западного простирания. Кварц-амазонитовые жилы имеют близмеридиональное простирание и крутое падение на запад. Они выдержаны и выполняют трещины скалывания, тогда как широтные топаз-кварцевые жилы — трещины отрыва. Наиболее ранними являются топаз-кварцевые жилы, которые пересекаются кварц-амазонитовыми. Оловянное оруденение связано с последними. Формировались эти жилы в три стадии. В первую выделялись амазонит, альбит, топаз, кварц, вольфрамит, касситерит, арсенопирит, пирит, халькопирит, станнин и другие минералы, во вторую — топаз, касситерит, кварц, вольфрамит, циннвальдит, флюорит, сульфиды и станнин, в третью — топаз, кварц, циннвальдит, касситерит, флюорит и жильбертит. Преобладают в жилах минералы первой стадии.
Арсеньевское месторождение находится в Кавалеровском рудном районе Сихотэ-Алинской складчатой области Приморья. Приурочено оно к крупной очаговой структуре в зоне разломов глубокого заложения. Район сложен меловой алевропесча-ннковой толщей мощностью более 1,5 км, смято?! в складки северо-восточного простирания. На площади месторождения Л. С. Петровым детально изучена антиклинальная складка с
109
крутопадающими крыльями, осложненная разрывными наруше ниями нескольких систем.
К разрывным нарушениям северо-западного, северо-восточ ного и близмеридионального простирания приурочены последовательно внедрявшиеся дайки порфиритов, дацитов, фельзитов и липаритов. Кроме того известны небольшие тела наиболее ранних диорит-монцонитов. К самым поздним относятся линаритовый экструзивный массив и мелкие тела эруптивных брекчий. Все перечисленные магматические породы являются до-рудными и объединяются в единый гомодромный магматический комплекс позднего мела.
Касситерит-силикатно-сульфидные жилы связаны главным образом со сколовыми тектоническими трещинами северо-западного простирания. Несколько рудных зон имеют широтное простирание. В одной из даек липаритов локализован небольшой штокверк. Жилы сформировались преимущественно путем выполнения открытых полостей в процессе их приоткрывания. В широтных зонах преобладало метасоматическое рудоотложение.
По данным Н. П. Митрофанова,. А'. М. Материкова и А. С. Петрова, процесс образования жил северо-западного простирания и широтных рудных зон был единым. Однако он распадался на три стадии минерализации: 1) касситерит-хлорит-кварцевую (с турмалином); 2) сульфидную (пирротин, сфалерит, арсенопирит, халькопирит, галенит, станнин, касситерит); 3) кварц-флюорит-карбонатную. Стадии разделены между собой тектоническими подвижками. Текстуры руд полосчатые, крустификационные, брекчиевые. Кварц-касситеритовые обломки цементируются сульфидами. Вмещающие породы хлорити-зированы и серицитизированы. В жилах северо-западного простирания установлены минеральные ассоциации всех трех стадий. К широтным рудным зонам приурочены образования второй стадии. На верхних горизонтах и флангах месторождения преобладают сульфидные руды, а в центральной части и на глубоких горизонтах развита касситерит-хлорит-кварцевая минеральная ассоциация. Кварц-флюорит-карбонатная стадия проявлена повсеместно. В узлах сочленения жил различной ориентировки и местах пересечения жилами пачек частой перемежаемости песчаников и алевролитов размещаются рудные столбы.
3. Рудные поля и месторождения в трех и более системах трещин. Месторождение Калгурли находится в одном из зеленокаменных поясов Западной Австралии. Оно представлено широкой и протяженной зоной рудных жил с очень крупными запасами золота. Разрабатывается шестью рудниками. На начало 1987 г. из руд месторождения получено 1205 т благородного металла. Подсчитанные оставшиеся запасы золота в нед-
ПО
pax составляют 80 т (при содержании 6 г/т) и прогнозные — 100 т.
Оруденение локализовано в породах базальтовой формации — примерно 80% запасов золота сосредоточено в кварцевых долеритах стратифицированного силла Гольден-Мейл, остальная часть — в базальтах Паринга, частично в маломощных'прослоях графитизированных глинисто-туфогенных сланцев и туффитов (рис. 32). Общая мощность перечисленных пород более 1000 м. Редко рудные тела проникают в плитообразное тело зеленых сланцев, насыщенное дайками альбитовых порфиров (формация Боулдер).
Рудовмещающая формация перекрыта рассланцованными вулканическими и осадочными породами.
Оруденение развито в килевой части синклинали Калгурли, которая под углом около 15° погружается в юго-юго-восточ-ном направлении. Рудоносные зоны сульфидной вкрапленности вытягиваются вдоль тектонических швов, сопровождающихся слабо брекчированными и интенсивно окварцованными и кабо-натизированными породами. Рудовмещающие нарушения и рудные тела образуют систему шириной около 1000—1200 м, прослеживающуюся более чем на 4000 м вдоль пучка локальных рудоконтролирующих разломов Гольден-Мейл и Лайк-Вью, соединяющихся в юго-восточной части месторождения.
Рудовмещающие разрывы и рудные тела принадлежат к четырем различно ориентированным системам: 1) Главной (простирание 315—330°, падение 80—90° на северо-восток и юго-запад); 2) Второй (простирание 300—305°, падение 65— 75° на юго-запад); 3) субширотной (система Каунти; падение 55—70° на юг); 4) секущей крутопадающих разрывов и зон вкрапленности (простирание северо-восточное).
До 80% золота заключено в пирите, около 20%—в теллуридах. Зоны сульфидной вкрапленности связаны с крутопадающими тектоническими швами и плоскостями скольжения. Раздувы вкрапленных руд чаще устанавливаются в узлах сочленения со швами пучков оперяющих трещин. Лентообразные залежи вкрапленных руд локализованы в маломощных прослоях туффитов и погружаются на юг в соответствии с падением этих слоев. Зоны вкрапленности нарушены сравнительно пологими послерудными надвигами. Начиная с глубины около 1 км оруденение ослабевает, число рудных тел сокращается, а ниже 1,5 км они практически не встречаются.
Иулътинское оловянно-вольфрамовое грейзеновое месторождение размещается в экзоконтактовой зоне крупного гранитного массива в пределах толщи метаморфизованных песчаников и сланцев. Кварцевые жилы выполняют трещины северо-восточного, северо-западного, субширотного и субмеридионального лростирания (рис. 33). К трещинам этих же систем приуроче-
111
Рис. 32. Схематическая геологическая карта золоторудного поля Калгурли. По С. А. Томичу, Г. А. Трэвису и др.:
1—// — породы архейского зеленокаменного пояса: 1 — метабазальты Паринга, 2 — графитизированные сланцы, 3— туффиты, 4 — метабазальты Бэррен, 5 — кварцевые долерн-ты стратифицированного силла Гольден-Менл, 6 — силл метадолеритов Вильямстоун. 7 — амфиболиты и метадолериты, 8 — метаандезитовые порфириты, 9— сланцы, насыщенные дайками альбитофиров (формация Боулдер), 10— лавы н пирокласты андезитов и кислых вулканитов, сланцы, граувакки и кварциты (формация Блэк Флег), // — дайки порфиритов; 12 — разрывные нарушения: а — региональные, б — локальные; 13— рудоконт-ролнрующне разрывные нарушения; 14 — карбонатнзнрованные породы; 15 — рудные жилы и зоны вкрапленной минерализации
Рис. 33. Геологический разрез (а) и план четвертого горизонта (б) Иультин-ского месторождения. По С. Ф. Лугову и др.:
1 — песчаники и сланцы (Р—Т); 2 — граниты (MZ); 3 — рудные жилы; 4 — разрывные нарушения; 5—6 — элементы залегания: 5 — жил, 6 — осадочных пород
ны и дайки гранит-порфиров, аплитов, пегматитов. Жилы каждой из систем группируются в линейно вытянутые относительно узкие зоны. Каждая зона включает большое число кулисообразно расположенных сближенных сил, часто пересекающихся между собой по простиранию и падению. На участках пересечения жильных зон возникают штокверки. Более крупные тела редки. Строение месторождения осложнено разрывными нарушениями.
Рудное поле Аннаберг расположено среди гнейсов. Оловорудные, свинцово-цинковые и кобальт-серебряные жилы при-
8—863
113
Рис. 34. Геологический план восточной части рудного поля Бьютт. По Ч. Мейеру. Э. Ши, Ч. Годдарду мл. и др.:
/—кварцевые монцониты (К); 2 — кварцевые порфиры; 3 — липариты; 4—5 — рудные
жилы; 4 — системы Анаконда, 5— «сннне»; 6— послерудные разрывные нарушения; 7 — шахты
урочены к трещинам близширотного, северо-западного, северо-восточного и меридионального простирания.
Медное месторождение Бьютт находится в юго-западной части шт. Монтана, США. Площадь его сложена позднемеловыми кварцевыми монцонитами, которые прорваны небольшими телами и дайками аплитов, пегматитов, кварцевых порфиров и липаритов (рис. 34). Аплиты и пегматиты встречаются по всей площади выходов кварцевых монцонитов и являются жильными отщеплениями этого интрузива. Дайки и штоки кварцевых порфиров имеют ограниченное распространение и относятся к более позднему магматическому комплексу. Эти породы подверглись сильному гидротермальному изменению. После них образовались рудные жилы. Дайки липаритов относятся к послерудным. Они пересекают и смещают рудные жилы.
Трещинная структура месторождения весьма сложная. Здесь выделяются жилы и разрывные нарушения нескольких систем: северо-восточного, северо-западного, близширотного и близмеридионального направлений. Пользуясь критериями взаимных пересечений и минерального состава, Р. X. Сейлс уста-114
новил, что первыми из крупных жил сформировались жилье почти широтного простирания, которые он объединил в систему Анаконда. В западной части месторождения они характеризуются относительно выдержанным северо-восточным простиранием (60—70°). На севере эти жилы круто падают к северу, но на более глубоких горизонтах они изгибаются и падают на юг. На западном фланге и на глубине главные жилы системы Анаконда сближаются, а приобретая южное падение на глубоких горизонтах, — выполаживаются.
Описываемые жилы отличаются выдержанностью оруденения как по горизонтали, так и по вертикали. По простиранию они прослежены до 8 км, по падению — на 1,5—2 км при средней мощности 4—6 м. Местами встречаются раздувы значительной мощности. Данные жилы выполнены минерализацией кварц-пиритовой, сфалерит-теннантит-кварцевой, халькопирит-бор-нит-халькозиновой ассоциацией.
Жилы системы Анаконда пересекаются и смещаются «синими» жилами, имеющими северо-западное простирание и сложенными халькопирит-борнит-халькозиновыми рудами. Амплитуды перемещения вдоль «синих» жил достигали 40—50 м. Во время подвижек происходило приоткрывание жил системы. Анаконда.
В зоне дугообразного изменения простирания жил системы, Анаконда и в местах пересечения этих жил «синими» сформи ровались раздувы мощностью до 20 м, к которым приурочены богатейшие скопления (бонанцы) халькозиновых руд. В структурах типа «конского хвоста» возникли столбообразные тела с богатыми прожилковыми рудами. Рудные столбы в «синих» жилах менее значительные, чем в жилах системы Анаконда.
Безрудные разрывные нарушения восточно-северо-восточного простирания и два крупных меридиональных разлома на западном и восточном флангах месторождения являются после-рудными. Амплитуды перемещения вдоль них были значительными и достигали нескольких сотен метров.
Таким образом, весьма сложная трещинная структура месторождения Бьютт имеет многоэтапную историю формирования. На раннем этапе произошло внедрение кварцевых монцонитов и их дайковых отщеплений. На втором возникли небольшие тела н дайки, связанные с разрывными нарушениями северо-западного и северо-восточного простирания. После этого образовались трещины и выполнившие их жилы системы Анаконда (северо-восточного, близширотного и частично северо-западного простирания). К следующему этапу относится формирование густой системы трещин северо-западного простирания и локализующихся в них «синих» жил. Затем внедрялись дайки, липаритов. И самыми поздними являются крупные разрывные нарушения близмеридионального направления (см. рис. 34).
8'
115
4. Лестничные жилы. Лестничные структуры могут формироваться в различных породах, способных к хрупкой деформации. Но обязательно при этом должны быть пластичные породы, служившие «смазкой», способствующей проскальзыванию раздавливаемых более хрупких пород и гасящей распространение возникающих трещин в соседние пласты, разграниченные пластичными породами. Часто лестничные жилы появляются в пластах, ограниченных относительно сближенными параллельными послойными разрывными нарушениями.
В зависимости от генетического типа, морфологии и размеров хрупкого геологического образования, подвергшегося оруденению, Е. М. Некрасов выделил четыре группы месторождений, локализованных: 1) в мелких секущих интрузивных штоках; 2) в секущих дайках; 3) в согласных силлах и дайках; 4) в пластах кварцитов (т. е. в согласных пластовых телах).
Наиболее крупными являются месторождения первой группы. К ним принадлежат Керкленд-Лейк, Сигма-Ламак, Брелон-Пайонир в Канаде. Значительны также масштабы месторождений, приуроченных к секущим дайкам (рудное поле Вуде Пойнт в Австралии, Березовское в СССР).
Тектонические трещины и рудные залежи формируются лишь в таких магматических телах, в которых мощность или поперечное сечение сравнительно невелики — не превышают 0,5—0,8 км. В этом случае отношение длины деформирующейся части штока, дайки, силла к ширине (мощности) составляет не менее 2,5—3. Такие соотношения, устанавливаемые для верхних частей месторождений, позволяют прогнозировать ярусное расположение рудных тел на большую (1—2 км) глубину. В дайках более перспективными являются раздувы, где параметры рудных тел возрастают.
В рудоносных магматических телах расстояние между жилами обычно несколько меньше мощности самих тел. Преобладают трещины и жилы какой-либо одной ориентировки, в то время как жилы других направлений играют роль диагональных соединительных тел.
Лестничные жилы золоторудных месторождений как правило многостадийные. Руды почти всегда сульфидно-кварцевые и состоят из пирита, арсенопирита, халькопирита, галенита, сфалерита, блеклых руд, пирротина; в них присутствуют минералы висмута, селена, теллура. Среди жильных минералов кроме кварца встречаются турмалин, карбонаты, флюорит, барит. Мелкие золотинки приурочены к микротрещинам в сульфидах п сульфосолях, пробность золота преимущественно 800— 850. Околорудные измененные породы представлены березп-тами и лиственптами.
Месторождение Морнинг Стар находится в рудном поле Вуде Пойнт в шт. Виктория Австралии. Рудное поле вытянуто в
116
Рис. 35. Схематические планы (а, б) и разрез (а) месторождения Морнинг Стар. По Р. Дж. Клапписону.
1 — филлитовидные сланцы; 2 — диоритовые порфириты; 3 — золото-кварцевые .жилы
виде узкой полосы (7—12 км), совпадающей с поясом даек, в северо-северо-восточном направлении более чем на 50 км. Дайки вмещает мощная толща графитсодержащих филлитовидных сланцев ордовика — силура, чередующихся с тонкозернистыми песчаниками и редкими прослоями известковистых сланцев и мергелей. Песчано-сланцевая толща смята в серию складок с углами падения пластов более 50—60°. Большинство даек согласны с напластованием. Возраст их девонский.
Дайки представляют собой прямолинейные плитообразные, кулисообразно сменяющие друг друга тела, прослеживающиеся обычно на расстояние до 600 м, максимально — до 5 км при ширине от 1 до 7 м. Главное промышленное значение имеют изогнутые дайки диоритовых порфиритов с раздувами столбообразной формы мощностью от 50 до 250 м (в среднем 100 м) и протяженностью от 20 до 500 м.
В таких раздувах сформировались две системы кварц-зо-
лоторудных жил, ориентированных косо и в близком к поперечному направлении по отношению к ориентировке крутопадающих даек (рис. 35). Система поперечных жил имеет суб-мерпдиональное простирание и пологое (20—30°) падение на запад, а система субпродольных жил — на северо-восток под углом около 35—50°. Обе системы являются трещинами скалывания. Протяженность продольных жил достигается 500 м и обычно соответствует длине раздува дайки, мощность колеблется от 0,3 до 1,2 м и лишь в раздувах достигает 3 м. В терригенные породы они проникают максимально на несколько десятков метров. Длина поперечных субмеридиональных жил
117
определяется мощностью раздува дайки. По падению Они прослеживаются на 100—120 м при мощности от 1 до 7 м. Местами эти жилы изогнуты и используют на небольших интервалах продольные трещины. Продольные жилы имеют ярусное расположение до глубины более 1 км.
Руды — золото-кварцевые (кварц 95%, серицит, альбит и анкерит около 3—4%, рудные минералы 1—2%). Процесс минерализации происходили в три стадии: 1) кварц-пирит-арсено-пиритовую; 2) золото-кварц-сульфидную (халькопирит, тетраэдрит, сфалерит, галенит, бурнонит, золото, миллерит); 3) пи-рит-карбонат-кварцевую. Золото развито в кварце, в ассоциации с сульфидами и сульфосолями меди, реже — со сфалеритом и галенитом. Пробность его меняется от 800 до 960. Зоны околожильных гидротермальных изменений пород в дайках маломощны (от 10 см до 3 м) и представлены березитами.
ПБ. Рудные поля и месторождения в крупных разрывных нарушениях и оперяющих их трещинах
1. Рудные поля и месторождения в древних омоложенных разломах сложного строения в метаморфических породах фундамента. К этому структурному типу относятся урановые месторождения, сопровождаемые альбитизацией вмещающих пород на активизированных древних щитах. Месторождения протоактивизации детально описаны В. И. Казанским, В. А. Кру-пенниковым [5], Я- Н. Белевцевым и другими исследователями.
В одном из рудных районов наиболее ранние структурные элементы разломов представлены зонами смятия и будинажа, поясами пегматитовых жил и мелких гранитных тел, швами бластомилонитов. Затем образовались милониты, зона катаклаза и трещин с эпидот-хлоритовым изменением пород.
Натриевые метасоматиты чаще всего совмещены с зонами катаклазитов в гранитах и гнейсах. Во внутренней зоне метасо-матитов преобладают эгирин и альбит, в промежуточной — рибекит, микроклин, альбит, во внешней — плагиоклаз, рибекит, кварц, микроклин. В случае слабой активности натрия во внешней и промежуточной зонах вместо эгирина развиваются эпидот и хлорит.
Рудные тела имеют форму линзовидных залежей, приуроченных к мелким послойным телам альбитизированных гранитов и пегматитов (рис. 36), а также сложных столбообразных тел в гранитах, связанных с поперечными разрывными нарушениями. Руды мелковкрепленные, границы рудных тел определяются путем опробования.
Для руд характерен сложный минеральный состав. В них присутствуют уранотитанаты, настуран, уранинит, давидит, 118
коффинит, гидронастуран, уранофан, отмечаются малакон, апатит, магнетит, гематит, пирит, галенит, борнит, пирротин и др. Жильные минералы представлены альбитом, эгирином, рибекитом, хлоритом, эпидотом, карбонатами, кварцем.
Ураноносные натриевые метасоматиты формировались в две стадии. С первой связано образование эгирин-рибекит-альбито-вых метасоматитов. Наиболее распространенными минералами второй стадии являются карбонат, кварц, хлорит, флогопит, эпидот, гематит. С этой стадией связана карбонатизация пород и ранних метасоматитов. Урановые минералы отлагались в основном во вторую стадию. Вертикальный размах оруденения значительный — до 2—3 км.
Генезис описываемых месторождений дискуссионен. Одни исследователи (И. П. Никольский, В. А. Крупенников и др.) считают их постмагматическими гидротермальными, а другие (Я. Н. Б.елевцев и др.) относят к ультраметаморфическим.
С протоактивизацией разломов и натриевыми метасоматита-мп связаны также урановые месторождения района Биверлодж на Канадском щите. В районе развиты метаморфические породы архейского возраста (группа Тайзин), слагающие кристаллический фундамент, и несогласно перекрывающие их немета-морфизованные вулканогеннно-осадочные породы (формация Мартин). В состав группы Тайзин входят гнейсы, амфиболиты, парагнейсы, парасланцы, кварциты, сильно гранитизированные и смятые в изоклинальные складки. Формация Мартин представлена в основном красноцветными конгломератами и аркозами, включающими покровы и силлы базальтов и андезитов, смятыми в широкие пологие складки.
Крупные разломы северо-восточного простирания (Блек-Бей, Сент-Луи и др.) расчленяют кристаллический фундамент на блоки, ограничивают узкие прогибы, выполненные породами формации Мартин, и контролируют положение урановых месторождений. Движения вдоль разломов были неоднократными. Сначала образовались широкие полосы бластомилонитов очковой текстуры, обладающие флюидальной основной массой. К этому времени относится и микроклинизация пород. На втором этапе формирования разломов происходили брскчирова-ние и катаклаз, сопровождаемые появлением альбита, эпидота, хлорита, т. е. натриевым метасоматозом. В третий этап в разломах возникли более поздние секущие зоны дробления с прожилками эпидота, кальцита, ангидрита.
Урановое оруденение тесно связано с развитыми в разломах натриевыми метасоматитами. Оно представлено вкрапленностью браннерита и настурана в хлорит-гематит-карбонатном цементе катаклазированных альбититов и системами непротяженных настуран-кварц-карбонат-гематит-хлоритовых жил и лтрожилков, залегающих также среди натриевых метасомати-
119
тов. Рудные тела, приуроченные к тектоническим швам разломов, имеют жилообразную форму, а в узлах сопряжения разломов наблюдаются крупные трубо- и столбообразные тела альбититов с более бедным вкрапленным оруденением. К первому типу относится месторождение Эйс-Фей, а ко второму — Гуннар.
Самыми поздними на описываемых урановых месторождениях Канадского щита являются послерудные дайки диабазов, пояса которых простираются в северо-западном, близши-ротном и северо-восточном направлениях.
Урановые месторождения, связанные с мезозойской тектоно-магматической активизацией, описаны В. А. Крупеннико-вым, В. И. Казанским и другими исследователями [5]. Приурочены они к весьма протяженным протерозойским разломам в архейских метаморфических породах древнего щита.
В мезозойское время вдоль этих разломов происходило образование милонитов, рассланцевание метаморфических пород, внедрение небольших интрузивных массивов и даек преимущественно щелочного ряда, а также формирование гидротермальных Метасоматитов и урановых руд.
В результате гидротермальной деятельности возникли до-рудные кварц-адуляр-пирит-карбонатные метасоматиты (первая стадия), барит-кварцевые жилы (вторая стадия), ураноносные пирит-карбонат-браннеритовые и карбонатные прожилки (третья и четвертая стадии). Тектонические швы с браннери-товой брекчией наблюдаются в центральных частях метасоматических зон вдоль контактов более ранних жил.
Широко распространенным минералом является золотоносный пирит, представленный несколькими генерациями: вкрапленностью в метасоматитах (первая генерация), в барит-квар-цевых жилах в ассоциации с халькопиритом, сфалеритом, блеклой рудой (вторая), в ассоциации с браннеритом (третья генерация) .
Урановое оруденение характеризуется значительной общей протяженностью по простиранию (несколько десятков километров) и падению (до 2 км и более) и весьма неравномерным распределением. В плоскости разломов относительно небольшие интервалы и «окна» бедных и забалансовых руд обычно чередуются интервалами с промышленным оруденением (рудными зонами). Наиболее значительные месторождения приурочены к участкам крупных плавных изгибов разломов по
Рис. 36. Поперечный геологический разрез зоны ураноносных натриевых метасоматитов. По В. И. Казанскому.
/ — гнейсы; 2 — граниты; 3 — пегматиты; 4 — натриевые метасоматиты; 5 — рудные тела;
£ — бластомилониты и милониты; В — Восточный разлом
121
простиранию и падению, расщепления разломов на две иди несколько ветвей, сопряжения или пересечения основных северо-западных разломов с мезезойскими и раннепротерозойскими разломами субширотного и северо-восточного простирания.
2. Рудные поля и месторождения в пологопадающих сколо-вых нарушениях (надвигах), а также в главных разрывах и оперяющих трещинах, возникающих на участках их искривления.
Чаган-Узунекое ртутное месторождение залегает в лист-венитах. Оно приурочено к зоне регионального разлома, который одновременно служит и рудоподводящей, и рудоконтролирующей структурой. Висячий надвинутый блок сложен нижнекембрийскими зеленокаменными эффузивами, сланцами и известняками. В лежачем боку развиты осадочные породы кемб-ро-ордовика. Вдоль разлома зажаты линзовидные тела серпен-тинизированных гипербазитов, которые на участке сравнительно пологого падения поверхности сместителя играют роль структурно-литологического экрана. Оруденение локализуется также и в трещинах оперения, но в меньшем количестве. На участках изгибов разлома выявлены три крупных богатых рудных столба.
На Акташском месторождении главной рудоконтролирующей структурой является широтный надвиг, полого (25—30°) падающий на север. По нему метаморфические породы нижнего кембрия надвинуты на известняки и аркозовые песчаники курайской свиты (-в—О). Ртутное оруденение локализуется в оперяющих трещинах отрыва в известняках и частично в самом надвиге. Особенно интенсивно минерализованы участки изгибов надвига, к которым приурочены рудные столбы (рис. 37).
3. Рудные поля и месторождения в крутопадающих сколо-вых разрывных нарушениях (сбросах, взбросах, сдвигах и др.), а также в главных разрывах и оперяющих трещинах, возникающих иа участках искривления разломов. В качестве примера рассмотрим Садонское полиметаллическое месторождение (рис. 38). Оно залегает в палеозойских гранитах в ядре антиклинальной складки. По восстанию оруденение проникает в нижнюю часть разреза юрских вулканогенно-осадочных пород. Рудоносный разлом круто падает на юго-восток. На его северном фланге восточная ветвь на верхних горизонтах имеет обратное падение — на северо-запад. Отдельные зоны разлома выполнены дайками, дайкообразными и сложной формы телами альбитофиров и кварцевых диоритовых порфиритов. Шток этих пород также приурочен к южному флангу месторождения, что свидетельствует о древнем (раннеюрском) заложении рудоносного разрыва. В послеэффузивное время вдоль нарушения возобновились перемещения с амплитудой в десятки
122
св
gjgb И? IBW Pvh МТЪ
iPuc. 37. Геологический разрез Центрального участка Акташского месторождения. По В. А. Кузнецову;
/ — метаморфические сланцы (Ei); 2 — известняки (Е —-О): 3 — песчаники (Е —О); 4 — диориты (PZ); 5 —разрывные нарушения: а — крупные (Акташскнй надвиг); б — мелкие; 6 — рудные тела
метров. В результате этого между ветвями и сближенными тектоническими швами разлома возникли оперяющие крутопадающие трещины, в которых локализуется рудная минерализация. Таким образом, Садонский рудоносный разлом имеет длительную историю развития, что обусловило и его сложное строение. Разлом хорошо выдержан на глубину. Ко времени рудообразования он оказался многократно тектонически подновленным и на значительных интервалах приоткрытым [21].
Процесс рудообразования на месторождении был многостадийным. Ранняя стадия-—кварц-пиритовая. Затем следовали три продуктивные стадии — кварц-галенит-сфалеритовая, кварц-кальцит-пирит-пирротиновая с галенитом и сфалеритом, кальцит-галенит-сфалеритовая. Завершился гидротермальный процесс кальцитовой стадией. Рудные жилы приурочены к интервалам западного шва, ориентированным по азимуту 34—41° и падающим на юго-восток под углом 84—90°. К изгибам западного шва тяготеют крутопадающие рудные столбы.
4. Рудные поля и месторождения, приуроченные к участкам пересечения разрывными нарушениями или оперяющими их трещинами горизонтов благоприятных пород. К этому типу относятся некоторые полиметаллические месторождения в Родопах (Болгария), сурьмяно-ртутные месторождения Средней Азин и др. В Родопах наиболее богатые месторождения образовались в узлах пересечения крупными разрывными нарушениями горизонтов карбонатных пород, залегающих среди гнейсов.
В Шунк-Канском рудном поле (Средняя Азия) ртутное оруденение развито на участках пересечения горизонтов конгло-
123
Рис. 38. Схематическая геологическая карта (а) и разрез (б) Садонского месторождения. По В. Б. Черницыну и др.
1—3 — нижиеюрские отложения: 1 — песчаники, алевролиты, алевропелиты, 2 — кварцевые альбитофиры, порфириты, туфы, 3 — базальные конгломераты; 4 —граниты, гранодиориты (PZ); 5 — альбитофиры, кварцевые диоритовые порфириты; 6 — интенсивно ка-таклазироваиные и гидротермально измененные породы; 7 —разрывные нарушения; S— 9 — рудные жилы: 8 — полиметаллические кварц-галенит-сфалеритовые, 9 — кварц-гале-иит-сфалерит-пирротиновые; 10 — проекции рудных жил на поверхность
мератов и песчаников разрывами, оперяющими Северо-Катран-ский надвиг.
5. Рудные поля и месторождения с трубо- и столбообразной формой рудных тел, приуроченных к узлам пересечения и сопряжения разрывных нарушений различного порядка. К этому типу принадлежит ряд полиметаллических рудных полей и месторождений Средней Азии и Восточного Забайкалья.
Кансайское месторождение находится в Таджикистане. Площадь его сложена верхнедевонскими — нижнекаменноугольными известняками. Известняки интенсивно смяты и слагают тектонический блок, отделенный от эффузивов с севера и юга субширотными разрывными нарушениями, а с запада — Бирюзовым разломом северо-восточного простирания. На востоке известняковая гряда прорвана массивом гранодиоритов среднекаменноугольного возраста, а также штоками сиенит-порфиров и дайками диоритовых и диабазовых порфиритов пермского возраста. На участке горных работ развиты грано-диорит-порфиры и сиениты.
В восточной части рудного поля к зоне контакта известняков с гранодиоритами приурочены скарново-магнетитовые и частично халькопиритовые рудные тела. Главные промышленные трубообразные рудные тела свинцово-цинковых руд находятся в центральной части известняковой гряды. Они локализуются в местах сочленения северо-восточных и северо-западных разрывных нарушений. Апофизы этих тел распространяются вдоль трещин отрыва и на разных горизонтах соединяются с основными трубообразными рудными телами. Но и главные рудные тела с глубиной причленяются к поверхности Юж-но-Дарбазинского надвига (рис. 39).
В целом рудные тела месторождения представляют собой своеобразные «рудные деревья». Глубина распространения оруденения до 600 м.
Процесс минерализации на Кансайском месторождении был многостадийным. Первая стадия — скарново-силикатная с магнетитом и сульфидами, вторая — скарново-водносиликатно-суль-фидная, третья — кварц-карбонат-сульфидная, четвертая — кварц-барит-флюорит-кальцитовая. Оруденение связано парагенетически с малыми интрузиями и дайками позднего палеозоя.
В пределах Кансайского рудного поля отчетливо устанавливается горизонтальная зональность. В восточной его части в начале процесса рудообразования проявились интенсивные деформации в зоне контакта известняков с гранитоидами и здесь кристаллизовались минеральные ассоциации первой стадии. В западном направлении разрывы развивались позднее и соответственно были выполнены более поздними минеральными ассоциациями.
125
Рис. 39. Блок-диаграмма Кансайского скарново-полиметаллического -месторождения. По В. Н. Титову.
I — известняки; 2 — сиениты: 3 —граиодиорит-порфиры; 4 — флогопитовые скарны; 5 — сульфидные руды; 5— разрывные нарушения
6. Рудные поля и месторождения, приуроченные к минерализованным зонам сложного строения и зонам скалывания. Данный тип включает оловорудные месторождения Комсомольского рудного района в Хабаровском крае, Приморье и др. Месторождения Комсомольского района расположены среди вулканогенно-осадочных пород мезозоя. Наиболее широко распространены в районе флишоидные образования юры мощностью около 7 км. Их местами с резким угловым несогласием перекрывают вулканогенные породы нижнего мела мощностью до 700 м. Мощность верхнемеловых вулканогенно-осадочных толщ не менее 800 м. На размытой поверхности юрских и ме
126
ловых пород на отдельных участках залегают долериты, базальты и их туфы неогена мощностью 250 м. Интрузивные и дайковые образования мелового возраста, представленные различными по составу породами (от габбро до лейкократовых гранитов), не имеют широкого развития.
Оловорудные месторождения приурочены к отдельным интервалам зон дробления, прослеживающихся на расстояние до 20 км. Эти зоны преимущественно субмеридионального простирания пересекают юрские терригенные толщи, меловые эффузивно-осадочные породы и местами гранитоиды. В то же время они перекрываются неогеновыми базальтами.
Г. С. Головков все месторождения района по положению в разрезе разделил на три группы; в первую входят объекты, целиком залегающие в юрских осадочных породах, во вторую— те, нижние части которых локализуются в юрских терригенных образованиях, а верхние—в нижнемеловых туфах и туфоконгломератах, а в третью — месторождения, верхние части которых располагаются в верхнемеловых порфиритах и туфах порфиритов (нижнне ярусы не изучены). Мощность минерализованных зон измеряется несколькими десятками метров. Они включают жилы и зоны с прожилково-вкрапленной минерализацией, возникшей в четыре стадии минерализации: кварц-турмалиновую, кварц-касситеритовую, кварц-сульфидную и кварц-карбонат-сульфидную. Вдоль зон наблюдаются полосы кварц-турмалиновых метасоматитов, которые местами сопровождаются зонами серицитизированных и окварцованных пород.
В строении минерализованных зон и размещении оруденения в вертикальном разрезе проявилась зональность, определяемая составом и физико-механическими свойствами вмещающих пород. Промышленные рудные тела не имеют четких геологических границ и контуры их устанавливают путем опробования.
На Фестивальном месторождении данного района разведано несколько крутопадающих минерализованных зон меридионального простирания и одна пологая зона (рис. 40). Основное оруденение находится в юрской песчано-сланцевой толще п в нижней части разреза меловых вулканических пород.
Вблизи рудных зон юрские и меловые отложения прорваны небольшими телами и дайками дорудных гранит-порфиров, диоритовых порфиритов. Простирание их, как и рудных зон, меридиональное.
Меридиональные рудные зоны приурочены к сколовым разрывным нарушениям. На месторождении известно два крупных разлома (Северный и Южный) близширотного простирания, которые также являются дорудными, однако оруднения не содержат; подвижки вдоль них были и в послерудное время.
127
Рис. 40. Поперечный геологический разрез центральной части Фестивального месторождения. По В. Н. Дубровскому и др.:
/ — алевролиты и песчаники ульбииской свиты (J): 2—3 — холдамниская свита (К): 2— туфокоитломераты, 3 — туфы кварцевых порфиров и дацитов; 4 — рудоносные зоны кварц-турмалиновых метасоматитов; 5 — кварц-серицитовые метасоматнты
Процесс минерализации происходил в пять стадий. Кварц-турмалиновая ассоциация первой стадии слагает основную массу рудных зон. Внешние зоны турмалиновых тел представлены серицитизированными и окварцованными породами. Минералы второй стадии — кварц-касситеритовой с арсенопиритом, шеелитом, вольфрамитом, турмалином, пиритом и висмутином — образуют жилы, прожилки и брекчиевые тела в тур-малинитах. Третья стадия — кварц-сульфидная — играет на месторождении значительную роль, определяя содержание второго полезного компонента руд — меди. Основными минералами ее являются халькопирит, кварц, хлорит, пирротин, пирит, сфалерит, галенит, марказит, касситерит, станнин, джемсонит. К редким относятся висмут самородный, висмутин, блеклые руды, кобальтин, айкинит, тиллит, франкеит, козалит. Четвертая стадия — кварц-карбонат-сульфидная (с галенитом, сфалеритом, пиритом), пятая — кальцитовая. Минерализация крутопадающих и пологих зон одинаковая.
7. Штокверковые месторождения, связанные с одной системой сближенных разрывных нарушений, сопровождаемых си-
128
стемами мелких оперяющих трещин. Этот тип объединяет очень крупные медные месторождения, такие как Чукикамата в Чили и др. Длина рудоносных штокверков измеряется несколькими километрами при мощности до 800 м. Между сближенными разрывными нарушениями, обычно приуроченными к зонам древних разломов и дайкообразным интрузивным телам, возникли системы мелких оперяющих трещин. Вмещающие породы в пределах таких зон подверглись интенсивному гидротермальному изменению: окварцеванию, серицитизации и пиритизации .Глубина распространения оруденения в описываемых штокверковых месторождениях значительная — до 700 м и более.
8. Штокверковые месторождения, приуроченные к узлам пересечения и сопряжения двух и более систем сближенных разрывных нарушений, сопровождаемых системами мелких оперяющих трещин. Число месторождений этого типа весьма значительно (см. табл. 7). Геологическое строение и структура их изучены достаточно детально. Наиболее часто они размещаются среди интрузивных пород, прорванных многочисленными и разновозрастными штоками и дайками различного состава. Крупные дорудные разрывные нарушения нескольких систем в основном совпадают с более ранними дайками. Между этими разрывными нарушениями возникли системы оперяющих трещин, с которыми связана минерализация.
Вмещающие породы на значительной площади подверглись гидротермальному изменению. Глубина распространения оруденения месторождений описываемого типа достигает 700 м. На некоторых месторождениях выявлена вертикальная структурная зональность, которая выражается в том, что число рудных прожилков (т. е. и трещин), приходящихся на 1 м, с глубиной уменьшается.
К&джаранское рудное поле находится в Армении и приурочено к узлу пересечения разрывных нарушений нескольких систем в северо-восточной контактовой зоне Мегри-Ордубадского гранитоидного батолита. Рудное поле сложено андезитовыми порфиритами эоцена (северная часть площади), прорывающими их диоритами, монцонитами, порфировидными гранитами и гранодиоритами позднего эоцена (рис. 41).
Широко развитые дайки диоритовых порфиритов и грано-диорит-порфиров двух фаз относятся к одному, а лампрофиры (миннеты, керсантиты и спессартиты) к другому самостоятельному магматическому комплексу. Дайки имеют северо-восточное, северо-западное и широтное простирание и образуют даиковый узел. В западной части этого узла вблизи крупного Дебаклинского разлома, имеющего северо-западное простирание, находится основное Каджаранское месторождение, а севернее и северо-восточнее его—участки Давачи, Аткиз.
9—863 1QQ
Рис. 41. Схематическая геологическая карта Кад-жаранского рудного поля. По С. .4. Мовсесяну и Др.:
1 — аллюгиально-делювиальные отложения; 2—7 —интрузивные породы позднего эоцена: 2 — лампрофиры
,минетгы. керсантиты, спессартиты) самостоятельного магматического комплекса; 3—4 — комплекс даек грано-диорит-порфиров (3 — поздние, / — ранние дайки); 5— 7 — комплексы граннгоидов. (5 — граниты, 6 — монцониты, 7 — диориты); 8 — андезитовые порфириты позднего эоцена; У —10 ---гидротермально измененные монцониты: 9 — стабоизменеиные, 10 — ся.тьноиз.менсняые; 11 — разрывные нарушения; 12 — контур Каджаранского ме-сторо -кдения; 13 — рудолро-явления
IZE39 Сц lg
На площади месторождения кроме даек очень широко распространены крупные разрывные нарушения нескольких систем, сопровождаемые системами мелких оперяющих трещин, выполненных минерализацией различных стадий.
Монцониты подверглись сильному гидротермальному изменению, в основном березитизации. Внутри штокверка оруденение представлено кварц-молибденитовыми жилами и телами прожилково-вкрапленных руд. Мощность жил колеблется от 10—15 см до 8—9 м, длина их по простиранию — до 300 м, а по падению — до 200 м. Кварцевые, сульфидные и карбонатные прожилки имеют различную мощность, длину, ориентировку и плотность.
Процесс гидротермальной минерализации был многостадийным. Выделяют следующие стадии (от ранних к поздним): 1) калишпатизации пород; 2) березитовая (серицитизации и березитизации); 3) молибденит-кварцевая; 4) молибденит-халькопирит-кварцевая; 5) халькопирит-кварцевая; 6) пирит-кварцевая; 7) галенит-сфалерит-золото-кварцевая; 8) кварц-карбонатная; 9) халцедоновая; 10) карбонат-каолинитовая.
130
Основные рудные минералы — пирит, халькопирит, моли -денит; реже встречаются гематит, магнетит, борнит, сфалерит, галенит, энаргит, люцонит; иногда отмечаются висмутин, арсенопирит, аргентит, теннантит. На месторождении молибденит от-.лагался в три стадии, но промышленные концентрации его связаны со второй и третьей. В жилах этот минерал крупно-чешуйчатый, в прожилках — крупно- и мелкочешуйчатый, в измененных породах — мелкочешуйчатый, вкрапленный.
Оруденение размещается неравномерно. Наибольшие его концентрации связаны с узлами пересечения разрывных нарушений. Руды медно-молибденовые. В них присутствуют золото, серебро, селен, теллур, германий, рений. Контуры участков распространения молибденовых и медных руд в целом не совпадают. С увеличением глубины содержание молибдена в рудах растет, а меди падает. Обогащение верхних горизонтов (до глубины 150 м) медью связано с зоной вторичных сульфидов.
На Каджаранском месторождении наблюдаются сложные возрастные соотношения оруденения с дайками. По мнению С. В. Ефремовой, среди магматических пород самым поздним является комплекс лампрофиров, дайки которого следует рассматривать не как жильные отщепления гранитоидов, а как самостоятельный комплекс. Промышленное медно-молибдено-вое оруденение формировалось после внедрения лампрофиров; между ними и оруденением существует явная структурно-геологическая связь.
9. Штокверковые месторождения, приуроченные к клиновидным тектоническим блокам в узлах сопряжения и разветвления разломов. Штокверки этого типа известны на ряде золоторудных, урановых, редкометальных месторождений. Золо-лоторудное месторождение Мурунтау находится в Средней Азии. Площадь его, сложенная смятой в складки алевролито-сланцевой толщей силура, ограничена разрывными нарушениями нескольких систем. К двум главным разломам — близши-ротного и северо-восточного простирания — приурочены узкие пояса даек плагиогранит-порфиров.
На Мурунтау кварцевые жилы сочетаются со штокверком кварц-сульфидных жил и прожилков. Важнейшие особенности штокверка — линейная ориентировка главных жил, взаимно перпендикулярное размещение подавляющего большинства прожилков и крупные размеры многих из них. Кварцевые жилы простираются в широтном направлении и падают на юг под углами 30—75°. Протяженность их 250—400 м. Кварцевые прожилки (средняя мощность 5—15 см) имеют пологое падение, местами залегают горизонтально, согласно со слоистостью и сланцеватостью вмещающей толщи. Наряду с этим встречается и крутопадающие прожилки, а также участки со сложными по морфологии кварцевыми жилами. Сульфидные (арсено
пирит-пиритовые) крутозалегающие прожилки мощностью 1 — 2 см ориентированы в субширотном направлении и характеризуются выдержанностью простирания и падения.
Породы ороговикованы. Жилы и прожилки сопровождаются кварц-микроклиновыми и кварц-альбитовыми метасоматита-ми. Основной минерал руд — кварц; в небольших количествах присутствуют калиевый полевой шпат, биотит, кальцит, турмалин и альбит. Рудные минералы представлены в основном пиритом и арсенопиритом, небольшими количествами шеелита, сфалерита, галенита, висмутина, самородного висмута и др. Количество сульфидов не превышает 1,5%.
Процесс рудообразования был длительным. К раннему этапу относится отложение главного количества жильного кварца. От последующих этапов он отделяется внедрением даек. Во второй этап — кварц-сульфидный — образовались шестова-то-гребенчатый кварц (первая стадия), пирит-арсенопиритовая (вторая) и пприт-турмалиновая ассоциации (третья стадия).
Третий — золото-полиметаллический — этап включает формирование «розетчато-звездчатого» кварца (первая стадия), золото-кварцевой (вторая стадия), сульфидно-полиметаллической (третья) и карбонатной (четвертая стадия) минеральных ассоциаций. Золото выделялось лишь на этом этапе.
10. Штокверковые месторождения в участках пересечения зонами разрывных нарушений горизонтов благоприятных пород. К этому типу принадлежит вольфрамовое месторождение Кти-Теберда, которое находится в зоне Главного Кавказского хребта. Площадь месторождения сложена докембрийскими метаморфическими сланцами, гнейсами, амфиболитами, которые прорваны небольшими телами палеозойских гранит-порфиров. и дайками мезозойских диабазов и спессартитов.
По данным А. В. Дружинина, А. В. Игнатова п В. А. Горохова, рудные зоны с прожилково-вкрапленной минерализацией имеют широтное и близмеридиональное простирание. Основное шеелитовое оруденение сосредоточено в субмеридпональных зонах, где кварцевые и кварц-полевошпатовые жилы и прожилки кроме шеелита содержат арсенопирит, галенит, сульфосоли свинца и висмута.
На участках пересечения прожилковыми зонами близмери-дионального простирания пологозалегающих пластов амфиболитов, а также в местах пересечения жильно-штокверковых зон различного направления образовались рудные столбы.
Вольфрамовая минерализация преимущественно связана с кварцевыми жилами. В крупных жилах она приурочена к зальбандам, где наблюдается в виде маломощных (от первых миллиметров до 3 см) полос, линз и прожилков. Шеелит и арсенопирит часто создают небольшие гнездообразные скопления.
132
11. Штокверковые месторождения, приуроченные к «метелковидным» трещинным структурам. Развитие зон сдвиговых разрывных нарушений всегда сопровождается появлением локального поля напряжений с вращательным моментом. Это приводит к возникновению вихревых, кольцевых, полукольцевых и дугообразных структур. Структуры такого типа описаны китайскими геологами. С ними связано медно-порфировое рудное поле Шакси [33]. На его площади развиты силурийские и меловые осадочные породы, а в юго-западной части поля обнажаются постмеловые лавы андезитовых порфиритов, небольшие тела диоритов, субвулканических порфиритов и трубообразное тело брекчий взрыва.
В осадочной толще наблюдаются вихревые дуговидные кулисные складки. Однако главными структурными элементами являются четыре щетковидные зоны трещиноватости горных пород. В юго-западной части рудного поля эти зоны сближены с центральным ядром, представленным трубообразным телом брекчий взрыва, а в северо-восточном направлении они расходятся друг от друга и таким образом определяют «метелковидную» структуру, контролирующую оруденение. Полагают, что формирование ее обусловлено вращательными напряжениями. Однако не следует исключать и иной механизм.
12. Месторождения со сложной формой рудных тел, приуроченных к древним карстам, осложненным разрывными нарушениями. К этому типу относятся такие свинцово-цинковые месторождения, как Кадаинское, Ачисайское, Сардана (СССР), многие полиметаллические месторождения шт. Колорадо (США), некоторые сурьмяно-ртутные месторождения джаспе-роидного типа и др. Располагаются они в карбонатных толщах, пересекаемых разрывными нарушениями — крупными разломами с оперяющими их трещинами и зонами мелкой трещиноватости.
Рудные тела приурочены к дорудным карстовым полостям и разрывным нарушениям и имеют сложную форму: жило-, плаще-, столбообразную, пологих трубок. Руды преимущественно метасоматические, вмещающие их известняки и доломиты окварцованы. Значительная часть рудных тел возникла путем выполнения карстовых полостей, в которые гидротермальные растворы проникали по тектоническим трещинам. Увеличение карстовых полостей происходило и в ходе гидротермального процесса, т. е. проявлялся эндокарст. Руды цементировали обломки обрушавшихся пород.
III. Рудные поля и месторождения в зонах контактов интрузивных массивов, осложненных разрывными нарушениями
ША. Месторождения, приуроченные к крутопадающим и пологим контактам интрузивных массивов и зонам ксенолитов
В эту подгруппу входят скарновые месторождения железа, вольфрама и молибдена, некоторые свинцово-цинковые месторождения и др.
1. Месторождения крутопадающих контактов, осложненных разрывными нарушениями. Сарбайское железорудное месторождение приурочено к меридиональному контакту диоритов и вулканогенно-осадочной толщи, осложненному продольными и поперечными разрывными нарушениями. В зоне контакта породы интенсивно скарнированы. Пластообразные рудные тела мощностью до 150—200 м вытянуты на 1,5—2 км и вскрыты на глубину более 1 км. Они образовались преимущественно в результате замещения карбонатных пород; процесс происходил в несколько стадии. Сначала сформировались скарны, затем магнетитовое оруденение, после зоны сульфидной минерализации, а затем безрудные кварц-карбонатные жилы.
Фроловское медно-скарновое месторождение находится в Ауэрбахо-Турьинском рудном поле на Северном Урале. Локализовано оно в зоне сложного контакта гранитоидного массива с известняками (рис. 42). Пироксен-гранатовые скарны развиты по известнякам, кварцевым диоритам и порфиритам; они характеризуются поперечным зональным строением и образовались путем биметасоматоза. Мощность скарновой зоны от 2 до 150 м, протяженность до 1 км. На нижних горизонтах крутопадающий контакт становится пологим и скарновая залежь оказывается скрытой под известняками.
Скарны были эпидотпзированы и на них наложено сначала магнетитовое, а затем сульфидное оруденение, которое и является преобладающим. Наиболее богатые массивные сульфидные руды наблюдаются у контакта скарнов с известняками. В скарнах встречаются вкрапленные руды. Минерализован и крупный Фроловский разлом. Основные минералы руд — халькопирит, пирит, сфалерит, гематит, магнетит, линнеит. В небольших. количествах отмечаются тетрадимит, самородный висмут, пирротин, марказит, арсенопирит, галеннт. Сульфидные руды пересекаются кварц-карбонатными прожилками.
Не решен окончательно для описываемого месторождения вопрос о возрастных соотношениях между дайками, скарнами и оруденением. Установлено, что некоторые дайки следует относить к доскарновым. Магнетитовые скарны пересекаются дайкамн диоритовых порфиритов и лампрофиров, а сульфидное гидротермальное оруденение является последайковым.
134
Рис. 42. Геологический разрез Фроловского месторождения. По Г. С. Норштейну. / — мраморизоваиные известняки; 2 — порфириты и их туфы; 3 — кварцевые диориты; •/ — дайки порфиритов; 5 — расслаяцо-ванные мраморы и трещиноватые скарны; 6 — мраморы интенсивно пластически деформированные; 7 —зона дробления; 3 —скариы гранатовые и пироксен-гранатовые; 9—вкрапленные и лрожилково-вкратенные руды в скариах; 10 — сплошные сульфидные руды в пироксеновых скарнах
Рис. 43. Геологический разрез юго-западного участка Майхуринского месторождения. По В. А. Жарикову и Д. Д. Власову:
1 — ледниковые отложения; 2 — роговики; 3 —сланцы; 4 — известняки; 5 — граннтоиды; 6 — измененные траиитонды; 7— скарны; в — разрывные нарушения
2. Месторождения пологих контактов, осложненных разрывными нарушениями. Майхуринское скарново-касситерит-шее.еитовое месторождение находится в Гиссарском хребте (Таджикистан). Скарновые залежи весьма сложного строения тяготеют к пологому контакту гранитоидов с палеозойской осадочной толщей (рис. 43). Гранат-пирокссновые скарны развиты по контакту как гранитоидов с известняками, так и известняков со сланцами. Первые имеют лентообразную форму, значительную длину при мощности до 15—20 м, а вторые представлены жилообразными телами — апофизами основных залежей.
Скарны пересекаются пологими и крутопадающими тектоническими трещинами, с которыми связана более поздняя кварц-кассптеритовая и сульфидно-шеелитовая минерализация. Для рудных тел характерна жило-, линзо-, столбообразная форма. Наиболее богатые шеелитом тела сформировались в результате замещения блоков мраморизованных известняков, сохранившихся среди скарнов.
Таким образом, морфология скарновых залежей зависела прежде всего от положения контактовых поверхностей известняков с алюмосиликатными породами, а на форму рудных тел существенно влияли разрывные нарушения.
Лянгарское скарновое месторождение приурочено к сложному контакту гранитоидов с известняками. Морфология скарновых залежей разнообразна и определяется элементами залегания контакта интрузивного массива с известняками и ориентировкой тектонических трещин.
3. Месторождения, приуроченные к зонам ксенолитов, осложненных разрывными нарушениями. К этому типу относятся некоторые скарново-железорудные месторождения Урала, описанные Я. П. Баклаевым. Строение месторождений и морфология рудных залежей часто обусловлены приуроченностью остан-цов и ксенолитов к определенным структурным направлениям с соответствующей их ориентировкой и конфигурацией поверхности. Примеры таких месторождений известны в Высокогорском рудном поле: Выйское, Андреевское, Елизаровское, Горе-ловское и др.
ШБ. Рудные поля и месторождения надынтрузивной зоны и апикальных выступов гранитных массивов
В эту подгруппу входят многочисленные грейзеновые и гидротермальные месторождения различных районов мира. Геологическая структура их детально описана А. А. Фроловым [40], Т. М. Лаумулиным и др. Сводку материалов по месторождениям грейзенового типа выполнили Д. В. Рундквист, В. К. Денисенко и И. Г. Павлова. Названные исследователи выделяют
136
EZZ]^ Ё+Zk БО' И?
Рис. 44. Схематические геологические разрезы грейзеповых месторождений. По Д. В. Рундквисту и др.:
а — Сигуаньшань (юго-восток КНР), б- Ипновеи (Чехо-Словакпя). в — Пяотап (юго-восток КНР).
1 — осадочные породы кровли; 2— кварцевый порфир; J — гранит; 4— рудные жкгы; 5 — рудоносный грейзен
следующие основные структурные типы месторождений (рис. 44): жильно-штокверковый в гранитах с пологой кровлей (а), штокверковый купольный (б) и жильно-штокверковый надкупольный (б).
В табл. 7 включено четыре главных структурных типа: 1) жильный; 2) жильно-штокверковые зоны над гребневидными выступами интрузивов; 3) изометричные и столбообразные штокверки над куполами скрытых гранитных интрузивов и в гранитных куполах; 4) жильно-штокверковые.
1. Жильные грейзеновые месторождения размещаются как в эндо-, так и в экзоконтактах гранитных массивов.
2. Жильно-штокверковые зоны над гребневидными выступами интрузивов. К данному типу относится Богутинское вольфрамовое месторождение, которое находится в Южном Казахстане. Площадь его сложена песчаниками и сланцами ордовика, смятыми в складки и прорванными дайкообразным телом лейкократовых гранитов (рис. 45). Рудный штокверк вытянут вдоль гранитного тела и связан с зоной повышенной трещиноватости. Кварцевые жилы и прожилки содержат вольфрамовую минерализащио лишь среди песчаников и сланцев. В гранитах они безрудны. Преимущественное простирание прожилков близмеридиональное и северо-восточное, длина их измеряется несколькими метрами, а мощность изменяется от долей сантиметра до 10 см, редко достигает 50 см. Промышленные участки штокверка характеризуются постоянным значением средней мощности кварцевых прожилков—1,7—1,8 см, тогда как в безрудных и бедных частях она уменьшается до 0,7 см. Плотность прожилков возрастает по мере приближения к гранитному массиву. Наиболее продуктивная часть штокверка расположена в песчаниках.
137
Рис. 45. Схематическая геологическая карта (а) и разрез (б) Богутинского Месторождения. По 5. А. Салину и А. А. Фролову:
1 — песчаники (О): 2 — глинистые сланцы и алевролиты (О): 3 — лейкократовые граниты (PZ2); 4— разрывные нарушения: 5 — рудный штокверк: « — рядовые, б — богатые руды; е — послерудная дайка керсантитов; / — элементы залегания
Минерализация многостадийна. Первыми образовались кварц-полевошпатовые прожилки с шеелитом и пиритом, затем—кварцевые с шеелитом, молибденитом и пиритом, кварц-мусковитовые с шеелитом, вольфрамитом и молибденитом, кварцевые с пиритом, галенитом, халькопиритом и арсенопиритом; заканчивается минерализация формированием кальцитовых и цеолитовых прожилков.
3. Месторождения, представленные изометричными и столбообразными штокверками, широко распространены в Рудных
133
горах, Центральном Казахстане, Восточном Забайкалье и других районах. Такие штокверки приурочены к куполовидным выступам гранитных массивов, а также находятся над апикальными выступами интрузивов (Верхнекайрактинское месторождение и др.).
Принадлежащее к данному типу Коктенкольское месторож' дение размещается в Центральном Казахстане. На его площади развиты смятые в складки вулканогенно-осадочные породы девона, прорванные пермскими лейкократовыми гранитопдами акчатауского комплекса. Граниты едва вскрыты современным эрозионным срезом на площади 0,15 км2 (рис. 46). На глубине от 0 до 500 м они образуют тело удлиненной формы протяженностью около 5 км, ориентированное близмеридионально. Гранитный массив имеет два куполовидных выступа, находящихся на глубине 300 м ниже дневной поверхности. С глубиной! массив постепенно расширяется. Его контакты падают в сторону вмещающих пород под углами 30—45°. В породах кровли выявлены многочисленные гранитные апофизы. Около массива вмещающие алюмосиликатные породы ороговикованы, интенсивно биотимизированы и фельдшпатизированы, а карбонатные породы скарнированы [40].
На площади месторождения широко распространены разрывные нарушения северо-восточного, северо-западного, близ-широтного и близмеридионального простирания. Рудоносный штокверк локализован в тектонической зоне северо-северо-западного простирания, пересекающейся в южной части месторождения с тектонической зоной близширотного простирания. На южном участке крутопадающие рудные прожилки совпадают по элементам залегания с крупными разрывными нарушениями перечисленных выше систем. Но наиболее многочисленные прожилки приурочены к почти горизонтальным трещинам отрыва. На Северном участке преобладают крутопадающие прожилки северо-восточного, северо-западного и близширотного простирания.
Молибденовое оруденение с попутной вольфрамовой, медной и висмутовой минерализацией связано со штокверком кварцевых, кварц-полевошпатовых и полевошпатовых прожилков, мощность которых колеблется от 1—2 мм до 10—15 см (преобладающая 0,5—2 см). Встречаются редкие кварц-гюбнерито-вые жилы мощностью до 1 м. Наиболее густая сеть рудных прожилков сосредоточена над верхней центрально-осевой частью гранитоидного массива и особенно над его южным куполовидным выступом. По мере движения в сторону от этих частей гранитоидного массива вместе с погружением его контактов сеть рудных прожилков редеет и оруденение постепенно затухает. Штокверк находится главным образом в метаморфизованных вулканогенно-осадочных породах и лишь ча-
139
EZb FSE
Puc. 46. Схематическая геологическая карта (а) и разрез (о) Коктепкольского рудного поля. По Г. И. Бедрову, Г. А. Ракадзе, К. Н. Фаткулину н др.:
1— и>н*стняки 2— терригенно-вулканогенные отложения (D;); 3 — вулканические
породы преимущественно среднего состава (D.0; 4— граниты (Р); 5 — разрывные нарушения; <• -штокверковые рудные тела; 7 — контуры зон гидротерма тьно измененных пород
стично в апикальной части гранитного массива. Общий вертикальный размах оруденения на флангах месторождения 800— 900 м. При этом на экзоконтактовую зону приходится 700— 800 м, а на эндоконтактовую— 100—200 м.
Минерализация является многостадийной. К первой стадии относятся калишпатизация и альбитизация гранитов. Затем образовались кварц-молибденитовые прожилки (вторая стадия), кварц-вольфрамитовые (третья), кварц-гюбнеритовые (четвертая), кварц-карбонат-галенит-сфалеритовые (пятая) и цеолитовые прожилки (шестая стадия). Со второй и третьей стадиями связана грейзенизация гранитов. На месторождении широко проявлено пространственное совмещение минеральных ассоциаций различных стадий в одних и тех же прожилках.
Максимальные концентрации молибдена отмечаются в экзоконтакте гранитного массива, над его апикальной частью. Лишь небольшая часть молибденового оруденения приурочена к самим гранитам. Наиболее высокие содержания вольфрама, висмута и олова, заключенного в мусковите, выявлены над участками максимальных концентраций молибдена. Основная медная минерализация сосредоточена на флангах месторождения. На всех участках молибден является главным рудным компонентом, а вольфрам — попутным.
4. Жильно-штокверковые месторождения обладают более сложным геологическим строением. На ряде месторождений пологие или крутопадающие жилы располагаются над штокверками куполовидных выступов гранитных массивов. Реже встречаются случаи, когда жилы служат корнями штокверков.
IV. Рудные поля и месторождения в расслоенных интрузивных массивах
1. Пластовые месторождения основных и ультраосновных интрузивных массивов. С интрузивами этого типа связаны крупнейшие месторождения титаномагнетитовых руд, хромитов и платиноидов Бушвельдского лополита в ЮАР, а также ряд сульфидных медно-никелевых месторождений, представленных донными залежами в Мончегорском, Норильском и других районах СССР.
Восточная часть Бушвельдского массива, представляющего собой полосу расслоенных основных и ультраосновных магматических пород, имеет ширину около 30 км и вытягивается более чем на 200 км. В основании массива располагаются переходная и нижняя зоны, сложенные дунитами, перидотитами, пироксенитами. Выше находится рудоносная критическая зона, а еще выше — главная норитовая зона. Критическая зона состоит из часто чередующихся пироксенитов, норитов, анортозитов. Нижняя часть ее преимущественно ппроксенитовая, верх-
141
няя — анортозитовая. Многочисленные хромитовые слои тяготеют главным образом к пироксенптовой части; в анортозитовой части их значительно меньше. Однако вверху этой зоны размещаются выдержанные горизонты сульфидных руд (рифы Меренского). Мощность хромитовых слоев небольшая (1 — 1,5 м), но по простиранию они прослежены на десятки километров. Руды массивные, на контактах хромитовых слоев — вкрапленные. Детальное изучение хромитовых месторождений показало, что они являются раннемагматическими.
2. Пластовые месторождения щелочных интрузивных массивов. к этому типу относятся редкометальные месторождения Ловозерского массива на Кольском полуострове. В плане массив имеет подковообразную форму и сложен различными нефелиновыми сиенитами и близкими к ним породами, внедрение которых, по мнению И. В. Буссена и А. С. Сахарова, происходило не менее чем в шесть фаз: 1) нефелиновые сиенит-порфиры, ромбен-порфиры, овоидофиры; 2) пойкилитовые п порфировидные нефелиновые сиениты; 3) луявриты — «фойяиты»— уртиты совместно с ювитами, ийолитами и малиньитами; 4) эвдиалитовые луявриты; фойяиты, ювиты и др.; 5) мурмани-товые порфировидные луявриты; 6) дайки щелочных лампрофировых пород. Характерная особенность Ловозерского массива — его интенсивная расслоенность. Оруденение связано с породами третьей интрузивной фазы массива.
V. Рудные поля и месторождения, приуроченные к многофазным-интрузивным массивам кольцевого строения
1. Полукольцевые жилообразные нефелин-апатитовые тела,, приуроченные к коническим разрывам в щелочных массивах. Апатитовые месторождения Хибинского массива, имеющего' подковообразную форму, связаны с нефелиновыми сиенитами и ийолит-уртитами. Массив формировался в несколько фаз. Апатитовые руды обычно совместно с мелкозернистыми ийолитами локализуются в массивных уртитах, в их висячем боку или центральной части (рис. 47). Форма апатитовых залежей жилообразная коническая, с перерывами и пережимами. При выполаживании мощность залежей увеличивается. На описываемых месторождениях достаточно развиты дорудные разрывные нарушения — как совпадающие с апатитовыми телами, так и поперечные по отношению к ним. Ф. М. Онохин выделяет в Хибинском массиве также и радиальные разрывные нарушения.
2. Карбонатитовые рудные тела в кольцевых, конических и радиальных разрывных нарушениях ультраосновных — щелочных массивов. Данный тип включает карбонатитовые месторождения, которые образовались в глубинных условиях без-142
Рис. 47. Схематизированный геологический план ийолит-уртитовой дуги Хибинского массива (а) и разрезы по •месторождениям Куэльпор (б) и Юкспор (в). По Ji. А. Елисееву и др.:
/ — четвертичные отложения; 2 — хибиниты; — ловчоррнты; 4 — трахитоидные пролиты; 5 — массивные уртиты; 6—рисчор-риты; / — апатитовые руды; 8 — разрывные нарушения. Месторождения: I — Куэльпор, 2 — Юкспор
Г°бхУ \гГа | и и ИIШI 8
проявления вулканической деятельности — Ковдорское на Кольском полуострове, Альнё в Швеции и др.
Ковдорский массив приурочен к узлу пересечения глубинных разломов и прорывает архейские гнейсы и гранитогнейсы. Строение его отчетливо кольцевое. Ядро представлено оливинитами, которые окружены зоной пироксенитов. Щелочные породы уртит-иполпт-мельтейгитового ряда слагают почти сплошное кольцо вокруг гипербазитов.
Железорудное месторождение находится в западной части массива и приурочено к дуговидной зоне кольцевых разрывных нарушений. Руды формировались в несколько стадий. Сначала возникла эксплозивная трубка с апатит-силикатно-магнетито-выми рудами, затем образовались кольцевые цилиндрические и отчасти радиальные разрывные нарушения и произошло внедрение карбонатитов. После этого появился штокверк с Редкометальной минерализацией.
^Массив Альнё обладает конической и радиальной структурой. По Г. Эккерману, в его центральной части развиты ульт-раосновные и щелочные породы, фениты и карбонатиты. Центроклинальные конические трещины, выполненные карбонатита
143
ми, образовались в два этапа во время взрывов на глубинах 2 и 6—7 км. Каждому из этих этапов соответствуют карбонатитовые дайки в радиальных трещинах.
Массив интрузивных пород и карбонатитов, к которому приурочено одно из карбонатитовых месторождений, изученное А. А. Фроловым, располагается среди осадочных пород верхнего протерозоя в тектоническом узле на пересечении крупного разлома северо-западного простирания более мелкими нарушениями северо-восточного направления. Массив имеет форму вертикально ориентированного столба с эллиптическим горизонтальным сечением площадью 18 км2. Длинная ось эллипса вытянута в северо-западном направлении (рис. 48). Внедрение различных пород массива контролировалось кольцевыми разрывными нарушениями и лишь на поздних этапах широкое распространение получили линейные трещины. Средняя часть массива представлена карбонатитами различных типов и окружена по периферии широкой полукольцевой полосой ультраос-новных — щелочных пород. Контакты массива наклонены в сторону вмещающих пород под углом 75—90°.
Геологами, изучавшими этот массив, была намечена схема последовательности его формирования: 1) внедрение пироксе-нитов, развитие нефелинизации и пород ийолит-мельтейгитово-го состава; 2) внедрение нефелиновых сиенитов, проявление калишпатизации в породах нефелин-пироксенового состава и во вмещающих породах (конгломератах, песчаниках) с образованием фенитов; 3) возникновение трубки взрыва в северо-западной части массива и внедрение пикритовых порфиритов-альнёитов; 4) формирование метасоматическим путем карбонатов в четыре стадии минерализации.
Рудоносные карбонатиты слагают штокообразное «ядро» площадью около 10 км2 и широкую жильную зону вокруг него. Карбонатитовые тела «ядра» имеют вертикальное или крутое падение, направленное к периферии, и прослеживаются на глубину более 750 м. В них встречаются остатки силикатных пород, сохраняющих первоначальное положение.
Значительная площадь в центре карбонатитов занята брекчией, в которой обломки вмещающих пород сцементированы карбонатитом. Вокруг этих брекчий в карбонатитах наблюдается кольцевая зона интенсивной трещиноватости с широким развитием кольцевых, конических и радиальных трещин. Затем следует внешняя зона с редкими кольцевыми п еще более редкими коническими и радиальными трещинами.
3. Штокверки, приуроченные к штокообразным массивам порфировых пород, сопровождаемых радиальными и кольцевыми дайками. К этому типу относятся молибденовые месторождения США (шт. Колорадо)—Клаймакс, Юрад-Гендерсон и др. Находятся они в пределах весьма интересного попереч-144
Рис. 48. Схематическая геологическая карта карбонатитового месторождения.. По А. А. Фролову:
1—1 — карбонатиты: 1 — анкеритовые. 2 — амфибол-кальцитовые (а — зоны, б — жилы), 3 — пегматоидные форстерит- и диопсид-кальцитовыс (а — жилообразные тела, б — останцы в более поздних образованиях). 4— крупнозернистые авгит-бнотит-кальцитовые; 5 — пикритовые порфириты — альнёиты; 6 — щелочные и нефелиновые сиениты; 7 — породы серии якупирангит — ийолит — уртит; 8 — габбродиабазы; .9 —сланцы и песчаники; J0--разрывные нарушения; // — направления полосчатости в карбонатитах; 12 — элементы залегания сланцеватости — слоистости
ного металлогенического пояса Колорадо. Этот пояс начинается у одноименного плато и прослеживается в северо-восточном направлении на 250 км при ширине 60 км. Он пересекает как палеозойские, так и докембрийские метаморфические тол-Щи. Внутри пояса широко развиты кайнозойские субвулканп-ческие образования, с которыми связано золото-серебряное, полиметаллическое, урановое и молибденовое оруденение.
Субвулканические порфировые интрузии формируют целый ряд многофазных массивов центрального типа (с кольцевыми
10—863
145
и радиальными разрывными нарушениями), часто сопровождаемых трубообразными брекчиевыми телами, возникшими в результате прорыва газов. К субвулканическим комплексам центрального типа и приурочены упомянутые месторождения.
Молибденовое месторождение Клаймакс — крупнейшее в мире. Геологическое строение его детально описано С. Р. Уоллесом, Н. К- Мункастером, Д. С. Джонсоном и др.
Магматический комплекс центрального типа тяготеет к зоне крупного разлома Москито и представлен кварц-монцонито-выми порфирами (первая и вторая фазы), аплит-порфирамп (третья) и гранит-порфирами (четвертая фаза). Породы всех •фаз слагают штоки и дайки, приуроченные к сложной системе радиальных и реже кольцевых трещин (рис. 49). Оруденение многоярусное и трехэтапное. Каждой магматической фазе соответствуют свои гидротермальная минерализация и оруденение. В первый этап сформировалось самое верхнее рудное тело Сериско, во второй — Верхнее рудное тело и в третий — Нижнее рудное тело. После внедрения гранит-порфиров происходила лишь пиритизация пород. Все штокверковые рудные тела имеют форму опрокинутых воронок над массивами последовательно внедрявшихся порфировых пород. Поперечные размеры рудных тел составляют 0,8—1,5 км, вертикальная мощность—200—300 м; общая глубина их распространения достигает 1,2 км.
Руды прожилково-вкрапленные. На каждом этапе они образовались в три стадии. В первую выделялись кварц с молибденитом, во вторую — пирит, гюбнерит, небольшое количество топаза, касситерита, браннерита, ильменорутила, монацита и флюорита, в третью — сфалерит, галенит, кварц, родохрозит, флюорит и др. Следует отметить, что полная аналогия минерализации во всех трех этапах является сомнительной. По-видимому, руды месторождения в этом отношении изучены недостаточно. Для мощного ореола гидротермального изменения пород характерно зональное строение. Внизу находится зона окварцевания с биотитом, выше зона калиевого полевошпатового метасоматоза, еще выше — зоны филлитнзации, а над ней — аргиллизации. Добыча руд ведется открытым и подземным способами.
Месторождение Юрад-Гендерсон по запасам молибдена (808 тыс. т Мо при среднем содержании 0,294%) превышает Клаймакс. Геологическое строение его детально изучено п описано американскими геологами. По структуре оно во многом сходно с месторождением Клаймакс. Нижнее рудное тело (собственно месторождение Гендерсон) залегает в штоке порфировых пород, прорывающих докембрийские граниты, гнейсы и сланцы (рис. 50). В плане рудное тело имеет эллиптическую форму с размерами осей 915X670 м.
.146
Рис. 49. Схематизированный геологический план горизонта штольни Филлипсоп месторождения Клаймакс. По С. Р. Уоллесу и др.:
1—5— магматический комплекс порфировых пород (KZ): 1—4 — пороты группы Клаймакс (/ —поздиие дайки липарит-порфиров, 2 — виутрлрудные порфировые дайки, J —Центральный, 4 — Юго-Западный массивы штока Клаймакс). 5 — кварц-мснцопитовые порфиры; б — осадочные породы пенсильванского возраста (PZ), прорванные кварцевыми монцонитами; 7 — граниты и кристаллические сланцы докембрия; Я —сильно окгарцованпые породы; 9 — контур молибденового оруденения с содержанием Мо 0.2%; 10 — разрывные нарушения; // — предполагаемые контакты горных пород; 12 — граница сильно окварцо-ваииых пород (постепенная); 13 — предполагаемое положение контакта пород в зоне окварцевания; 14—15 — элементы залегания: /-/ — полосчатости докембрийских пород, 15 — палеозойских пород, даек и разрывных нарушений
в 350—500 м выше рудного тела Гендерсон на южных склонах горы Ред-Маунтин располагается верхнее рудное тело Юрад, в значительной мере отработанное.
4- Зоны редкометальных грейзенов и альбитов, приуроченных к разрывным нарушениям, в кольцевых массивах грани-тоидов с участием щелочных гранитов. Месторождения этого типа известны на плато Джос в Нигерии, в Центральном Казахстане и многих других районах. Особенно интересны мас-1°* 147
Рис. 50. Схематическая блок-диаграмма месторождения Юрад-Гендерсон. По С. Вал-ласе:
/ — внутрирудные эруптивные бргкчии; 2 — дайки порфиров: -7 — порфиры Ред-Маунтин; / — дайки липарит-п^рфиров; 5—7 — порфиры: 5 — Тангстон, 6 —
Кноб. / — Юрад; 8 — аплиг-а >р-фиры Праймопс; 9—порфязО-видные граниты Гендерсон; I11 — рудны? тгла; // — проекция тела Геяд^рсон на поверхность; /? — кристаллические сланцы, граиитогигйсы докембрия; 13 — разрывные нарушения
сивы центрального типа плато Джос. Многие из них являются многофазными с несколькими сближенными центрами (Джос-Букуру, Ша-Калери, Бурра-Нинджи, Сара-Флер п др.). В структуре массива Джос-Букуру сочетаются интрузивные тела крупно- и мелкозернистых бпотитовых гранитов, более мелкие тела среднезернистых биотитовых гранитов, полукольцевые тела рибекиг-фаялитовых гранитов, рпбекпт-бпотнтовых микро-гранитов и дайки кварцевых порфиров и липаритов.
Зоны грейзенов и альбититов с редкометальной минерализацией приурочены к разрывным нарушениям. Однако изучены они очень слабо.
148
VI. Рудные поля и месторождения, приуроченные к вулканическим сооружениям
С площадями распространения вулканогенных формаций -связаны многочисленные месторождения цветных, редких и благородных металлов, а также урана, железа и других полезных ископаемых [12]. Многие из месторождений являются -крупными и уникальными. Структурные типы описываемых рудных полей и месторождений определяются прежде всего геологическим типом и строением вулканических сооружений, к которым они приурочены. Среди этих сооружений автором .были выделены вулканические купола, вулкано-тектонические мульды, кальдеры, линейные вулканические сооружения и поля развития субвулканических тел и корневых частей вулканических аппаратов. Вулканические сооружения, поперечные размеры которых достигают 10—15 км, обусловливают положение в них рудных полей и месторождений. Каждому типу вулканических сооружений соответствует свой структурный тип руд-лого поля (табл. 8). Внутри вулканических сооружений отдельные их составляющие массивы и разрывные нарушения различного масштаба определяют не только положение, но и •структурный тип отдельных месторождений и рудных тел.
1. Рудные поля и месторождения, приуроченные к вулканическим куполам, осложненным разрывными нарушениями. К вулкано-купольным постройкам приурочены многие медно-колчеданные и полиметаллические, а также золото-серебряные, оловянно-серебряные, ртутные, бериллиевые и урановые месторождения.
Пластообразные, жильные и штокверковые месторождения располагаются в вулканических покровах. Жильные и штокверковые рудные тела находятся внутри и около вулканических жерл конической формы, линейных и трубообразных.
К вулкано-тектонической брахиантиклинали, осложненной крутопадающими продольными и поперечными разрывными нарушениями, приурочено Сибайское рудное поле. В ядре Сибап-ского вулканического сооружения залегают альбитофиры и дацитовые порфиры, их туфы и брекчии, а крылья сложены вулканическими туфами и брекчиями спилитов и диабазовых порфиритов, а также яшмами. Падение пород западного крыла пологое (10—30°), восточного—более крутое (40—65°).
Главные месторождения сосредоточены в северной половине рудного поля, в узле пересечения срезающей восточное крыло складки меридиональной зоны разлома с поперечными разрывами. Медноколчеданные рудные тела тяготеют к тектоническим контактам альбитофиров со спилитовой толщей. Наиболее крупные рудные залежи крутопадающие, форма их сложная сундучная или параллелепипедальная. Все они локализо-
119
Таблица 8. Структурные типы рудных полей и месторождения, приуроченных к вулканическим сооружениям
Структурные типы
рудных потей
месторождений
Примеры место* рождений
1. В вулканических куполах, осложненных разрывными нарушениями
2. В вулкано-тектонических депрессиях, осложненных разрывными нарушениями
3. В кальдерах
4. В линейных вулканических сооружениях, осложненных продольными и поперечными разрывными нарушениями
1. Пластообразные, жильные, штокверковые в вулканических покровах
2. Жильные, штокверковые, столбообразные внутри и около трубообразных вулканических жерл
3. Жильные и штокверковые внутри и около жерл конической формы
4. Жильные, штокверковые и минерализованные зоны внутри и около линейно вытянутых жерл
5. Жильные и штокверковые, приуроченные к трубообразным жерлам со ступенчатым очертанием
6. Жнльные. минерализованные зоны и штокверковые, связанные с крутопадающими разрывными нарушениями внутри депрессий
7. Пластообразные, жильно-пластообразные и штокверковые, связанные с межпластовыми и круто падающими разрывными нарушениями в основании депрессий
8. Жильные, пластообразные, минерализованные зоны и штокверковые, связанные с разрывными нарушениями в слоистых толщах внутри кальдер и в породах фундамента под кальдерами
9. Штокверковые в крупных жерлах кальдерного типа
10. Жильные, минерализованные зоны, штокверковые, столбообразные внутри кальдер и в породах фундамента около кальдер
11. Связанные с кольцевыми, коническими и радиальными разрывными нарушениями
12. Жильные, пласто- и столбообразные в скрытовулканических сооружениях
13. Жнльные, минерализованные зоны и штокверковые, связанные с продольными разрывными нарушениями, а также узлами пересечения их с поперечными нарушениями в вулканических покровах
Молодежное, Юбилейное, Дукатское, бериллиевые хр. Томас, США Каменный Карьер, флюоритовые хр. Томас, США Бая Сирые, Потоси
ШерЛовогорское, молибден-сранов ые СССР
Карасукское
Урановые СССР
Монте-Амиата, Но-воленинбгорское, урановые СССР
Молибден-ураио-вые СССР
Браден, Пиларес
Крипл-'Крик, Сильвертон, Карамкен
Сильвертон
Джепта, Кноб
Хака'нджннское, молибден-урановые СССР
150
Продолжение табл. 8
Структурные типы Примеры месторождений
рудных полей месторождений
5. в полях субвулканических тел и корневых частей вулканических аппаратов, осложненных разрывными нарушениями 14. Жильные, минерализованные зоны и штокверковые, приуроченные к вулканическим жерлам и субвулканическим массивам, осложненным разрывными нарушениями 15. Жильные, штокверковые, минерализованные зоны и столбообразные, связанные с разрывными нарушениями в субвулканических массивах, некках и породах складчатого основания Молибден-урановые СССР Флюоритовые и урановые хр. Томас, США, молибден-урановые СССР
ваны в зоне разлома на участке перехода от замка складки к крутопадающему крылу. В северной части поля выявлены также пологие пластообразные рудные залежи с интересными об-ломковиднымп обособлениями сульфидных руд.
Молодежное медноколчеданное месторождение (Южный Урал) размещается также в пределах вулканического купола, осложненного многочисленными разрывными нарушениями.
Юбилейное медноколчеданное месторождение находится на Южном Урале. Оно расположено на склоне вулканогенного поднятия, сложенного базальтоидами, и приурочено к участку распространения кислых вулканитов верхней части разреза базальт-липаритовой формации силура — нижнего девона (рис. 51). Разновременное гидротермально-осадочное и гидротермально-метасоматическое оруденение четырех уровней связано с определенными этапами становления вулканической постройки. О. В. Минина выделяет пять этапов формирования Юбилейного месторождения [46]. К первому относится излияние базальтов, образование мелких депрессий и отложение серноколчеданных руд. Затем эти структуры разрастались или возникали приразломные впадины. Рудные залежи представлены гидротермально-осадочными и осадочно-метасоматическими Медно-цинковоколчеданными рудами. Со стороны их лежачего бока отмечаются секущие зоны прожилково-вкрапленной минерализации. Во второй этап палеодепрессип и рудные тела деформировались, в депрессиях накапливалась андезито-дацитовая толща, происходило наращивание сингенетичных рудных залежей. На третьем продолжалось прогибание депрессий и формирование медно-цинковоколчеданных залежей. Оно сопровождалось опусканием по сбросам и накоплением дацитовой
151
Рис. 51. Геологический разрез вулкано-бпклинальной структуры Юбилейного медноколчеданного месторождения. По О. В. Мининой:
1—6 — вулканиты контрастной формации (S—D,): 1—2— верхняя толща (/—базальты, 2 — дациты), 3 — базальты средней толщи, ]—6 — нижняя толща (-/ —даци'ы, 5 —анде-зитодацмты, 6 — базальты); 7 — субвулканические липаритодацитовые порфиры; 8—10 — рудные тела: 8— гидротермально-осадочные, — гидротермально-метасоматические, 10— комбинированные; // — серицитовые метасоматиты с лрожилково-вкраплснной рудной минерализацией; 12— зоны расслаицевания; 13 — пачки вулканогенно-осадочных пород (вне масштаба); 14 — разрывные нарушения
толщи. Это привело к перекомпенсации некоторых депрессий и превращению их в биклинали. Вдоль долгоживущих разломов локализовались линзообразные тела гидротермальных руд. В четвертый этап осуществлялась дальнейшая деформация рудных тел, проявился дацитовый вулканизм второго ритма, что сопровождалось возникновением новых биклиналей. С пятым этапом связано внедрение субвулканических даек липарит-да-цитовых порфиров, развитие линейных зон метасоматитов и линзовидных тел медноколчеданных руд, завершивших становление рудоносной базальт-липаритовой формации.
Таким образом, оруденение Юбилейного месторождения является полигенным. В процессе формирования вулканической постройки сокращалась роль гидротермально-осадочного и осадочно-метасоматического рудоотложения и возрастало значение гидротермально-метасоматического оруденения.
С межпластовыми и секущими разрывными нарушениями, наложенными на вулканические купола, связано образование жил, межпластовых рудных залежей, штокверковых и сложных рудных тел месторождения Маднеули в Грузии, медноколчеданного месторождения Вест-Шаста в США и многих других.
На площади вулканических куполов отдельные месторождения находятся в вулканических жерлах. В вулкано-купольных, сооружениях жерла преимущественно бескальдерные.
152
С трубообразными жерлами кольцевого или овального сечения связаны урановые и флюоритовые месторождения хр. Томас в США, полиметаллические месторождения Трепча в Югославии. Рудные тела имеют жильную, штокверковую, трубо- и столбообразную форму и находятся как внутри, так и около жерл. В непосредственной близости от жерл часто возникают пластообразные тела вкрапленных руд, приуроченные к горизонтам вулканических туфов (хр. Томас, США).
Жерла конической формы, выполненные преимущественно экструзивамп, характерны для золото-серебряных и оловянно-серебряных месторождении. Форма рудных тел месторождений этого структурного типа преимущественно жильная и штокверковая. К ним относятся золото-серебряные месторождения Трансильвании (Румыния) и оловянно-серебряное месторождение Потоси (Боливия).
Линейные жерла, вытянутые вдоль разломов, характерны для некоторых молибден-урановых месторождений СССР, комплексных оловорудных — Шерловогорского и др. Форма рудных тел весьма разнообразная: жилообразные тела внутри и около жерла, штокверки и минерализованные зоны, рудные столбы.
Трубообразные жерла ступенчатой в плане формы, ограниченные несколькими системами трещин, встречаются редко. К ним относится Карасукское полиметаллическое месторождение в Хакассип. Жилы в двух системах трещин отрыва, тяготеющие к дайкам, располагаются около жерла.
Вулканические жерла сложной формы свойственны многим карбонатитовым месторождениям Африки (Мбея, Локу-пой, Рангве, Чилва и др.). Внутри жерл локализуются столбообразные и неправильной формы тела карбонатитов, а около — рудные жилы.
К вулкано-купольной мезозойской постройке приурочено одно из урановых рудных полей. Фундаментом данной структуры являются палеозойские граниты (рис. 52). Вначале она развивалась как депрессионная, а на поздней стадии формирования ее произошло внедрение лакколитоподобного субвулканического массива липаритов и их лавобрекчий. Вся постройка разбита на отдельные блоки разрывными нарушениями нескольких систем, среди которых выделяются сквозные и скрытые. Месторождения приурочены к узлам пересечения разрывных нарушений.
Рудные тела представлены пласто-, жилообразными залежами, а также небольшими столбами и штокверками сложных очертаний. Все они тяготеют к корневой части субвулканического массива. Пластообразные тела локализуются в горизонтах наиболее пористых вулканических пород, а рудные столбы находятся в узлах пересечения тектонических трещин.
153
б
Г^Ь 1АЛ1? [У7|з PT^g
Рч> Prl9 C?~]/o [V> ГД/г
Рис. 52. Геологический план (а) и разрез (б) уранового рудного поля, приуроченного к вулканическому куполу. По А. Е. Толкунову:
1 — марноновые лнпарнты, их лавобрекчии н кластолавы жерловой фации; 2—6— вулканогенно-осадочные породы; 2 — поздние трахнандезиты, латиты, линариты, 3 — трахзлч-парнты, 4 — спекшиеся туфы, нгнимбрнты, туфобрекчии и туффиты липаритов, 5 — гра велиты, песчаники, алевролиты. 6 — андезитобазалыы. трахидацигы; 7 — конгломераты, гравелиты, песчаники; «^ — древние гранитогнейсы и кристаллические сланцы; 9 — сквозные разломы; 10 — скрытые траисблоковые разрывные нарушения; // — урановые mcciv-рождения; 12 — рудные тела (на разрезе)
Текстура руд вкрапленная, прожилково-вкрапленная, брек чиевая. Вмещающие породы подверглись сильному гидротермальному изменению.
2. Рудные поля и месторождения, приуроченные к вулканотектоническим депрессиям, осложненным разрывными нарушениями. Вулкано-тектонические депрессии областей тектоно-магматической активизации обычно представляют собой образования верхнего структурного этажа, а фундамент пх сложен метаморфическими породами докембрия или интрузивными и ин-154
тенсивно дислоцированными вулканогенно-осадочными толщами палеозоя. Форма депрессий в плане округлая или неправильная. Падение вулканогенно-осадочных пород обычно по-.логое, направленное внутрь рассматриваемых структур. Мощность отложений небольшая (до 1,5 км). Под депрессиями, как правило, скрыты древние глубинные разломы фундамента, которые вновь активизировались при формировании депрессий и проникали в толщу вулканогенно-осадочных пород. Кроме того, внутри депрессий и особенно в их основании возникали пологие межпластовые разрывные нарушения. К крутопадающим разрывным нарушениям обычно приурочены •субвулканические тела и дайки различного состава, а также тела эруптивных брекчий. В отличие от кальдер, Которые будут рассмотрены далее, в вулкано-тектонических депрессиях не было значительных проседаний блоков земной коры.
С депрессиями связаны урановые, ртутные, золото-серебряные, полиметаллические и некоторые другие месторождения полезных ископаемых. Рудные тела имеют пластообразную, реже жильную и неправильную штокверковую форму. Оруде-нение контролируется крутопадающими, а также пологими межпластовыми разрывными нарушениями и локализуется главным образом в отложениях депрессии. Реже рудные тела возникают в породах фундамента.
Фундамент уранового рудного поля, размещающегося в пределах вулкано-тектонической депрессии одного из позднемезозойских орогенных поясов, сложен кристаллическими сланцами, гнейсами и гранитами рифей-раннепалеозойского возраста, разбитыми разрывными нарушениями (рис. 53). Дно депрессии неровное. Выполнена она преимущественно кислыми вулканическими породами, а также конгломератами, песчаниками, алевролитами, полого (10—40°) падающими к Центру депрессии.
Разрывными нарушениями нескольких систем (меридионального и северо-западного простирания, а также пологопа-Лающими) депрессия разбита на отдельные блоки. Меридиональные нарушения являются скрытыми, плохо выраженными в верхних частях разреза вулканогенно-осадочной толщи. Пологие межпластовые нарушения располагаются на нескольких Уровнях разреза: в основании депрессии, на границе различных свит. Узлы пересечения этих нарушений с крутопадающи-Ми, имеют весьма сложное строение, что проявляется в сильной' трещиноватости и брекчировании пород, наличии тектонической глинки.
Месторождения приурочены к участкам сочетания ряда благоприятных для локализации оруденения факторов, главными из которых являются следующие: 1) локальные поперечные поднятия фундамента; 2) узлы пересечения разрывных на-
155
A £
В Elz E33 E » Ek Ek
Шк E±39 E ГО ЕФ? Гё~к Ий»
Puc. 53. Схематическая геологическая карта (а) и разрез (б) уранового руд ного поля, приуроченного к вулкано-тектонической депрессии. По А. Е. Толкунову.
1 — нижнемеловые конгломераты, песчаники, алевролиты и аргиллиты, отдельные покровы андезитобазальтов и пласты бурых углей; 2—8 — верхнемезозойскпе породы: 2 — чра-хиандезнты н латнты, 3 — трахилнпариты, 4 — псевдофлюидальные нгнимбриты липаритов, 5 — литоидные нгнимбриты н спекшиеся туфы липаритов, 6 — трахидациты, липариты и их игнимбриты, андезитобазальты, 7 — лнпаритодациты, их нгнимбриты и спекшиеся туфы, андезитобазальты, 8 — конгломераты, песчаники, алевролиты; 9— гранитогнейсы, амфиболиты, кристаллические сланцы; /^ — сквозные разломы; 11 ~ зоны скрытых разломов фундамента; /2 —крупные пологие разрывные нарушения; 13 - урановые месторождения; 14 — рудные тела (иа разрезе)
рушений; 3) чередование в разрезе пород с различными физико-механическими свойствами; 4) наличие сложно построенных, пологих разрывных нарушений; 5) интенсивное проявление гидротермальных метасоматитов (гидрослюдизация альбитиза-зация, хлоритизация, гематитизация) и наличие ореолов молибдена, свинца, серебра, цинка, ртути, урана и др.; 6) проявление минеральных ассоциаций нескольких стадий минерализации {5].
Рудные тела представлены пологими пластообразными залежами, от которых вверх и вниз прослеживаются жильные зоны. Протяженность таких залежей по простиранию и падению достигает нескольких километров при мощности до нескольких десятков метров. Внутреннее строение их сложное. Это плотный штокверк преимущественно крутопадающих трещин, в котором выделяются участки богатых руд и безрудных пород.
Урановая минерализация образует мелкие прожилки, гнезда, вкрапленность, развивается вдоль мелких трещин, служит цементом брекчий. Характерны также полосчатые текстуры руд, возникшие в результате замещения слоистых пород. Особенно богатые руды приурочены непосредственно к тем участкам, в. пределах которых пологие нарушения пересекаются крутопадающими трещинами.
Таким образом, на месторождениях описываемого типа в результате сочетания ряда структурных элементов создается геологическая обстановка, весьма благоприятная для локализации оруденения.
3. Рудные поля и месторождения, приуроченные к кальдерам. Кальдеры — это вулкано-тектонические депрессии концентрической или неправильной формы, в которых опущен центральный блок. Поперечные размеры их колеблются от 2 До 30 км. Эти структуры характерны для комплексов ультра-основных— щелочных пород и карбонатитов, формирующихся на платформах и щитах (Африка, Скандинавия, Сибирь). Положение их в упомянутых районах определяется узлами сопряжения и пересечения крупных глубинных разломов. Для подобных кальдер типичны радиальные, кольцевые и конические Разрывные нарушения.
Часто кальдеры встречаются в районах развития липарит-андезитовой, липаритовой и липарпт-гранитной формаций,, типичных для областей орогенных и тектоно-магматической активизации. Магматические комплексы в таких областях слагают верхние структурные этажи. Более древнее складчатое основание разбито на отдельные блоки глубинными долгоживущими разломами. Кальдеры здесь часто имеют вытянутую-форму и располагаются в узлах сопряжений глубинных разло-мов, а во многих случаях бывают приурочены к вулкано-ку
157
польным структурам, которые на поздних стадиях развития преобразуются в кальдеры.
Крупные кальдеры относятся к вулкано-тектоническим структурам первого порядка. Геологическое строение их сложное: широко распространены многофазные вулкано-плутонические комплексы пород, разрывные нарушения и гидротермально измененные вмещающие породы. В таких кальдерах четко проявлены взаимосвязь и взаимозависимость магматических образований, разрывных нарушений и оруденения, формировавшихся в близповерхностных условиях на глубине от 2 до 0,5 км от поверхности. Это отразилось на геологических особенностях месторождений, связанных с палеовулканическими кальдерами.
В зависимости от особенностей геологического строения и способов формирования выделяются четыре структурных подтипа кальдер (рис. 54): 1) эксплозивные без кольцевых и радиальных нарушений (Крипл-Крик и др.); 2) с опущенным центральным цилиндрическим блоком (Браден, Пиларес, Сильвертон, Агуачпле и др.); 3) комбинированного происхождения— эксплозии и опущенный центральный блок (кальдеры вулканических районов СССР); 4) скрытовулканические сооружения (Джепта, Кноб, купол Хик и др.).
В кальдере Крипл-Крик (первый подтип) золото-серебряные и полиметаллические месторождения и рудные тела располагаются как внутри нее, так и в околокальдерном пространстве. Наиболее крупные жилы, приуроченные к дайкам, встречаются около кальдеры, т. е. развиты вдоль наиболее ранних нарушений, определивших положение данной структуры. •Около нее в узлах пересечения нарушений, а также в местах пересечения даек нарушениями локализуются рудные столбы Внутри кальдеры, также в узлах пересечения нарушений, широко распространены жилы, жильные зоны и рудные столбы К вулканическим жерлам приурочены трубообразные рудные тела с вертикальным размахом оруденения до 1 км.
В кальдерах, подобных Браден, главное рудное тело, имеющее в сечении кольцевую форму, размещается в перифериче--ской части жерла. Внутри последнего находятся мелкие жилы и гнезда, а около него в системе трещин — мелкие жилы, не играющие существенной роли. К этому же типу относится г месторождение Пиларес (рис. 55).
В кальдерах, аналогичных Сильвертон, многочисленные золото-серебряные и полиметаллические месторождения жильного типа располагаются в кольцевых и радиальных нарушениях исключительно в околокальдерном пространстве. В узлах пересечения жил формируются рудные столбы. Рудные столбы г. трубы полиметаллических руд с урановой минерализацией приурочены к вулканическим жерлам и трубкам взрыва. Внут-
158
I+П/ I \z [ЯЯЬ 1гЫк Г^Я
^]g 1^7 [gRg РЯда РЯ^
Рис. 54. Строение рудоносных палеовулканических кальдер различных структурных подтипов:
а~~в— кальдеры: а — эксплозивные без кольцевых и радиальных нарушений, б — с опушенным центральным цилиндрическим блоком, с кольцевыми, коиическимл и радиальными нарушениями, в — комбинированного просхождения (эксплозин в опушенный центральный блок); г — скрытовулканические структуры.
* 2— породы основания кальдер: 1 — метаморфические, 2 — осадочные и эффузивно-оса-Дочиые; з — вулканические породы покровной фации с редкими горизонтами осадочных. “°Р°д; 4 — лаво- и туфобрекчии жерловой фации; 5 — вулканические жерла; 6 — породы субвулкаинческой и частично жерловой фаций; 7 — кольцевые брекчии обрушения; 8 — р’Убки взрывов; 9 — дайки линейные и кольцевые; /(/ — разрывные нарушения; // — маркирующие горизонты
15Э'
Рис. 55. Схематический геологический разрез (а) и план (б) медного месторождения Пнла-рес. По А. Вандке:
! -2 — брекчии: 1 — андезитодадитов, 2 — андезитов; 3 — монцониты; 4 — дайки основного состава; 5 — рудные тела; 6 — разрывные нарушения
ренняя часть кальдеры (опущенный центральный блок) практически безрудна (рис. 56).
Тела редкометальных карбонатитов в кальдерах рассматриваемого подтипа локализуются в кольцевых, конических и радиальных нарушениях как внутри кальдер, так и около них.
Для кальдер, имеющих центральный шток интрузивных пород, наиболее характерны прикальдерные редкометальные месторождения и рудные тела, а также вторичные кварциты и сульфидные проявления в зонах серицитизированных пород. Рудные тела представлены преимущественно жильными зонами и штокверками, приуроченными к жерлам и субвулканическим образованиям. На редкометальных месторождениях главную роль в локализации оруденения играют разрывные нарушения и оперяющие трещины нескольких систем.
В кальдерах комбинированного происхождения жильные и штокверковые рудные тела с флюоритовым и медным оруденением, тяготеющие к вулканическим жерлам, субвулканическим телам и дайкам вдоль разломов, а также столбообразные штокверки в узлах сопряжения оперяющих трещин с главными нарушениями размещаются лишь внутри кальдер.
В скрытовулканических сооружениях разнообразные по форме баритовые, (флюоритовые и свинцово-цинковые рудные тела, связанные с разрывными нарушениями, развиты как внутри построек, так и в их периферической части.
160
Рис. 56. Схематическая геологическая карта и разрез кальдеры Сильвертон. По В. С. Бербанку:
— докембрийские метаморфические породы; 2—3 — осадочные отложения: 2 — палеозойские, 3 — мезозойские; 4—5 — вулканогенные породы кайнозоя: 4— туфы Сан-Хуан, 5 — серия Сильвертон; 6 — интрузивные массивы преимущественно кварц-монцонитовэго состава; 7—-дайки; 8 — сбросы; 9 — крупные разрывные нарушения; 10— трещины, выполненные дайкамн и рудными жилами; 11 — рудники
4. Рудные поля и месторождения, приуроченные к линейным вулканическим сооружениям, осложненным продольными и поперечными разрывными нарушениями. Линейные вулканические сооружения характерны для образований линаритовой и липарит-гранитной формаций. К ним относятся массивы рудоносных вторичных кварцитов и золото-серебряные место-П—863 161
рождения Казахстана, Средней Азии, Северо-Востока СССР и других районов. С линейными вулканическими жерлами связаны также некоторые уран-молибденовые месторождения.
В размещении образований линаритовой и липарит-гранит-ной формаций главное значение имеют глубинные долгоживущие разломы, заложенные в нижних структурных этажах и ярусах. Протяженность их измеряется многими десятками километров. Однако вулканогенно-интрузивные комплексы локализуются на отдельных участках этих разломов в местах их изгибов, разветвлений, а также сопряжений и пересечений с поперечными разрывными нарушениями. Геологическое строение рудоносных участков сложное. Узкие тектонические зоны' выполнены вулканогенно-осадочными толщами, породами жерловой фации и субвулканическими образованиями.
Среди линейных вулканических сооружений следует различать постройки без грабенов, а также грабены, в которых узкие вытянутые блоки вулканогенных пород, зажатые среди древних метаморфических толщ, опущены на значительную-глубину. В Центральном Казахстане часто встречаются изогнутые линейные сооружения. Иногда грабены оканчиваются дуговидными изгибами.
Вулканические жерла и субвулканические тела в линейных сооружениях являются преимущественно трещинными, вытянутыми по направлению сооружения. Редко в местах расширения этих сооружений формируются достаточно крупные вулканические аппараты овальной формы. Однако и в таких жерлах экструзивы оканчиваются системами дайкообразных апофиз, вытянутых вдоль вулканической постройки.
В районах Центрального Казахстана форма тел вторичных кварцитов обычно сложная, но в целом они вытянуты вдоль линейных нарушений. Более поздние же рудные тела (жилы, штокверки, рудные столбы) с сульфидной минерализацией локализуются как в продольных нарушениях, так и в поперечных, и в косоориентированных секущих разрывах.
К вулканическим жерлам, обычно бескальдерным (линейным, коническим, трубообразным и сложной формы), приурочены внутри- и околожерловые и комбинированные месторождения с жильной, штокверковой и столбообразной формой рудных тел, а также межпластовые залежи около жерл. Вертикальный размах оруденения бывает значительным и достигает 1,5 км.
5. Рудные поля и месторождения, приуроченные к полям распространения субвулканических тел и корневых частей вулканических аппаратов, осложненных разрывными нарушениями. При значительном эрозионном срезе древних вулканических сооружений на современной поверхности среди пород фундамента этих построек обнажаются субвулканические массивы»
162
корневые части вулканических аппаратов и связанное с ними оруденение. Вулканические покровы отсутствуют. Форма и закономерности пространственного размещения субвулканических тел и вулканических жерл определяются в первую очередь тектоническим строением фундамента и прежде всего зонами глубинных разломов, узлами их сопряжения и пересечения. Корни вулканических жерл чаще всего располагаются непосредственно в зонах разломов, узлах их пересечения, сопряжения и разветвления. Субвулканические массивы занимают обычно более значительные площади вокруг вулканических центров и приурочены как к главным разломам, так и к сопряженным с ними более мелким разрывным нарушениям.
К описываемой структурной подгруппе относятся некоторые молибден-урановые (СССР), отдельные оловянно-сереб-ряные (Боливия) и флюоритовые (хр. Томас, США) месторождения.
Молибден-урановые месторождения, приуроченные к корневым частям вулканических аппаратов и субвулканическим массивам, были изучены Н. П. Лаверовым, Б. Л. Рыбаловым и Л. В. Хорошиловым. Рудоносные зоны таких месторождений имеют сложное геологическое строение. Рудные тела обычно локализуются как в эндоконтактовой зоне субвулканических массивов и жерл, так и в породах складчатого основания. В зоне разломов кроме субвулканических тел размещаются также более поздние дайки средних, субщелочных и основных пород. Урановое оруденение формировалось после внедрения даек. На верхних горизонтах встречаются преимущественно штокверковые рудные тела, а на нижних — жильные и жильные зоны небольшой мощности. Штокверки возникают в узлах пересечения основных древних разломов более поздними поперечными разрывными нарушениями.
Флюоритовые и уран-флюоритовые месторождения хр. Томас в США связаны с субвулканическими массивами липаритов и липаритодацитов кайнозойского возраста. Район сложен палеозойскими осадочными породами, смятыми в складки и разбитыми многочисленными разрывными нарушениями нескольких систем. В узлах пересечения, сопряжения и разветвления разрывных нарушений располагаются субвулканические массивы. Флюоритовые и уран-флюоритовые рудные тела стол-бо- и жилообразной формы тяготеют как к контактам субвулканических массивов, так и к разрывным нарушениям в палеозойских осадочных породах.
V//. Рудные поля и месторождения, приуроченные х полям, развития трубок взрыва
В подобного рода трубках локализованы важные меднопорфировые месторождения (Эль-Сальвадор в Чили, Токепа-
ла в Перу, месторождения района Кананеа в Мексике, Медного бассейна в шт. Аризона США и др.), месторождения молибдена, золота (Ключевское и другие в Восточном Забайкалье), олова (Хинганское и другие в Малом Хингане), редких металлов (Актюзское в Средней Азии), урана (Ирлдейл в шт. Колорадо, США) и др.
Месторождения рассматриваемой группы парагенетически связаны с малыми гипабиссальными интрузивами и формировались, так же как и интрузивы, в условиях небольших глубин. Поэтому они обладают специфическими геолого-структурными особенностями.
В Восточном Забайкалье, Малом Хингане, Средней Азии, Колорадо, Австралии и многих других районах изучены поля трубок взрывов, где вулканическая деятельность отсутствует. Они контролируют положение рудных полей и месторождений и размещаются в поясах развития малых интрузивов.
Рудные поля Ключевского золоторудного и ряда карбонатитовых месторождений приурочены к региональным зонам разломов. Дарасунское поле в Восточном Забайкалье и поля трубок в Малом Хингане тяготеют к узлам пересечения разрывных нарушений. Актюзское рудное поле в Средней Азии и другие размещаются в узлах сопряжения разломов, а поля трубок взрывов в районе Хербертон (Австралия) — вдоль ослабленных зон эндоконтактов крупных гранитных массивов.
Таким образом, положение полей трубок взрывов, связанных с малыми интрузивами, контролируется главным образом региональными зонами разрывных нарушений: узлами их сопряжения и пересечения. При этом важное значение имеют контактовые зоны интрузивных массивов и скрытые куполовидные поднятия.
Выделяются две основные разновидности рассматриваемых трубок. Одни трубки (Актюз в СССР, Ла-Колорадо в Мексике, Токепала в Перу, Эль-Сальвадор в Чили и др.) приурочены к куполовидным выступам интрузивных массивов, апикальным частям неправильных штоко- и трубообразных гипабиссальных тел, а также к кольцевым малым интрузивам, другие (ряд трубок Медного пояса в шт. Аризона, Малого Хингана в СССР, Австралии и карбонатитовые месторождения) — к разрывным нарушениям в различных породах.
Отдельные трубки размещаются в участках изгиба, пересечения, сопряжения и разветвления разрывных нарушений, в местах сопряжения оперяющих трещин с главными разломами, пересечения контактов пород и даек разрывами, на контактах различных пород.
В полях развития трубок, возникших в результате прорыва газов, системы трещин или отдельные разрывы, так же как единичные трубки, являются структурами второго и более вы-164
сокого порядков. Здесь выделяются линейные, кольцевые и полукольцевые, радиальные и оперяющие трещины, контролируемые крупными разрывными нарушениями и зонами повышенной трещиноватости. Брекчии, выполняющие рассматриваемые трубки, формируются чаще всего в несколько этапов, что обусловлено неоднократными мгновенными прорывами газов.
Гидротермальная минерализация, связанная с трубками взрывов, локализуется как внутри них, так и во вмещающих породах. В зависимости от геологического положения следует различать три структурных типа месторождений — внутри-, околотрубковые и комбинированные (сложные).
Наиболее широко распространены внутритрубковые месторождения. К ним относятся Актюзское, Хинганское (СССР), Ла-Колорадо, медно-порфировые объекты района Кананеа (Мексика), ряд месторождений Медного пояса (США), полиметаллическое месторождение Цумеб (Намибия), многие карбонатитовые месторождения. Оруденение приурочено к телам брекчий. Преобладающая форма рудных тел — трубообразная (рис. 57). В общей сложности выделяется до девяти структурных типов рудных тел.
Околотрубковые месторождения встречаются реже; это преимущественно рудные жилы, локализующиеся в одной или нескольких системах трещин, а также штокверковые зоны. В качестве примера можно назвать урановые месторождения рудного поля Ирлдейл в США, золоторудные Дарасунское и Ключевское в Восточном Забайкалье, некоторые редкометальные месторождения, описанные В. А. Невским.
Комбинированные (сложные) месторождения, формирующиеся как внутри трубок, так и во вмещающих породах, многочисленные. Таковы многие медно-порфировые, некоторые карбонатитовые, а также торий-редкоземельные гидротермальные месторождения. Рудные тела месторождений данного типа в основном представлены огромными штокверками, связаны со штоками интрузивных пород и часто имеют зональное кольцевое строение. Для внутреннего строения штокверков характерно наличие не только брекчий, но и систем более поздних наложенных трещин. На комбинированных месторождениях наблюдается сочетание трубообразных рудных тел в трубках взрывов с одной или несколькими системами жил в линейных трещинах (Булуктайское месторождение в Бурятии и др.) или с жилами в кольцевых, конических и радиальных трещинах (некоторые карбонатитовые месторождения).
Месторождение Рэдуэлл Бейсин, которое находится в рудном поясе Колорадо (США), приурочено к узлу пересечения крупных разломов, где возник глубокий магмовыводящий канал, по которому позже циркулировали постмагматические растворы. Редкометально-полиметаллическое оруденение лока-
165
о
200
WO
600
800 м
А
4 4
XI
X
4 4 4
, * *
4 4 4 .444 х/4 4 4 4
4 4 4 14 4 4 4
О 150 300 м _____,
।----i---, S3;
1*7^2 FWh
Рис. 57. Геологический разрез и план месторождения Ла-Колорадо. По В. Д. Перри-.
2 —диорит; 2 — гранит-порфир; 3 — брекчии взрывов; 4 — стекловатый кварц и вкраилениые руды; 5 — массивные сульфидные РУДЫ
Рис. 58. Блок-диаграмма месторождения Рэду-элл Бейсин. По Дж. Шарпу.
1—4 — вмещающие породы: 1 — кайнозойские, 2 —мезозойские, 3 — палеозойские, 4 — докембрийские; 5— // — комплекс Рэдуэлл Бейсин: 5 — поздняя магматическая брекчия, 6 — аплиты, 7 — гранит-порфчры. 8 — ранняя интрузивная брекчия, 9 — Фельзиты, /" — липариты, 11 — лнпарнт-порфиры; /2 —роговики;
14— контуры рудных тел: 13— нижнего позднего этапа, 14—-верхнего раннего этапа
лизовано в сложном трубообразном теле брекчированных пород, расположенном над куполом липарит-порфиров миоценового возраста.
Развитие структуры месторождения происходило в несколько этапов. Сначала внедрился куполовидный массив липарит-порфиров и возникло трубообразное тело эксплозивных брекчий. На втором этапе после подвижек по глубинным разломам сформировался шток гранит-порфиров, а над ним — более поздняя эксплозивная трубка брекчированных пород, рассекающая ранние магматические тела.
166
Ранняя трубка в сечении имеет форму эллипса, вытянутого в северо-восточном направлении; его размер 270X450 м. Вторая трубка находится внутри первой, в верхней части также обладает эллиптическим поперечным сечением, но с глубиной сменяется серией корневых брекчиевых даек. Общая протяженность колонны брекчиевых трубок по вертикали достигает 1000 м [20].
Выделяются три рудные зоны: 1) верхняя полиметаллическая (Си, Pb, Zn, Sn); 2) промежуточная (W, Mo, Sn); 3) нижняя (Мо). Верхняя рудная зона размещается в пределах брекчиевых трубок, достигает максимальных размеров у эрозионной поверхности и постепенно сужается к центру трубок. Промежуточная локализована между вершиной купола липаритов и основанием ранней трубки и представляет собой перевернутое чашеобразное рудное тело мощностью до 300 м. Аналогичные форму и размеры имеет нижняя рудная зона, расположенная в апикальной части липаритового купола, включая и его контакт со штоком гранит-порфиров. Общий вертикальный размах оруденения составляет 1500 м, из которых 1000 м — интервал вольфрам-молибденового оруденения.
В олово-вольфрам-молибденовой зоне сформировались штокверковые рудные тела на участках сочленения веерных и краевых трещин, возникших при внедрении магмы.
VIII. Рудные поля и месторождения сложного строения, обусловленного сочетанием нескольких структурных типов
Ряд рудных полей и месторождений имеет весьма сложное геологическое строение. Это касается прежде всего скарновых (Ауэрбахо-Турьинское, Саякское, Канарское и др.), а также некоторых грейзеновых и гидротермальных месторождений, приуроченных к контактам интрузивных и вулканогенно-осадочных пород (Джидинское и др.) или располагающихся среди интенсивно дислоцированных метаморфизованных пород, пересекаемых разрывными нарушениями (некоторые золоторудные месторождения Енисейского кряжа).
Геологическая структура рудных полей и месторождений описываемой группы определяется сочетанием складчатых Структур с горизонтами благоприятных пород или экранов, Разрывных нарушений, контактов интрузивных массивов, вулканических аппаратов.
Ауэрбахо-Турьинское рудное поле размещается на северном Центроклинальном окончании Турьинской брахисинклинали (Рис. 59). Это складчатое сооружение сложено силур-девон-скими вулканогенно-осадочными породами, среди которых преобладают диабазовые, андезитовые и андезитобазальтовые порфириты, их туфы и лавобрекчии. Прослои осадочных по-
167
р^дизвестняков, известковистых и туфогенных сланцев и песчаников — имеют мощность от 1 до 50 м. Кроме того, выделяется стратиграфически выдержанная толща так называемых фроловско-васильевских известняков мощностью 200 1000 м, к контактам которой с интрузивными телами и приурочены месторождения. Многочисленные и разнообразные по составу интрузивные массивы герцинского возраста представлены габбро и габбродиоритами, диоритами и кварцевыми диоритами, гранитами и гранодиоритами. Среди даек различают ранние диоритовых и кварцевых диоритовых порфиритов и более поздние микрогаббродиоритов, лампрофиров и диаба-. зовых порфиритов. Интрузивные массивы находятся в основ-, ном в восточном крыле синклинали. В южной части поля обнажается наиболее крупный Воронцовско-Ауэрбаховский мае-.
сив.
Складчатые формы осложнены многочисленными разновозрастными разрывными нарушениями: доинтрузивиыми, доскар-новыми, дорудными (послескарновыми) и послерудными. Простирание разрывных нарушений близмеридиональное, северо-восточное и реже широтное. По многим нарушениям тектонические движения неоднократно возобновлялись. По данным Я. П. Баклаева, размещение месторождений и рудных тел в рудном поле подчинено следующим основным закономерностям.
Большинство скарновых зон и рудных тел приурочено к крутопадающим разрывным нарушениям. Размеры рудных тел, тяготеющих к разломам, значительны и достигают по простиранию и падению сотен метров (иногда превышают 1 км) при мощности от 1 до 150 м. Оруденелые разломы простираются преимущественно в меридиональном или близком к нему направлении. Магнетит, пирит, халькопирит н другие рудные минералы замещают раздробленные и эпидотизирован-ные гранатовые и гранат-пироксеновые скарны. Значительная часть рудных тел представлена вкрапленными рудами.
2. При образовании синклинальной складки в эффузивноосадочной толще возникли полости отслоения, с которыми связаны пологие рудные тела. Такие тела размещаются также в прослоях известняков и известковистых туфопесчаников, кото-
Тис. 5д Схематическая геологическая карта (а) и разрез (б) Ауэрбахо-Турьии-ского рудного поля. По Я. П. Баклаеву.
3 ~ еОВ1>,емсннь1е отложения; 2—3 — эффузивные и туфогеиио-осадочные породы: 2 — D3, Пи-nj U'; 4 ~ известняки (D): ,5 — габбро и габбродиориты: « — серпентиниты; 7 — дио-лампплЖКВарцсвь,е Л1ЮРНТЬ|: « — граниты н гранодиориты; 9 — диоритовые порфириты КОНТПЛ71ИЫ: "’ — сарны и рудоносные эпидозиты; // — рудные тела; 12 — рудоносные и Ttiveunn,” Угощие оруденение зоны разломов; 13—14 — разрывные нарушения: 13 — доин-
1. оивные, 14 — послерудные; 15 — месторождения
1G9
рые активно замещаются рудой. Размеры рудных тел по простиранию 20—400 м, по падению 50—700 м, по мощности 0,1 — 30 м. Руды часто имеют полосчатую или брекчиевидную текстуру. Для рудных залежей характерна тонкая полосчатость скарнированных известняков с вкрапленностью пирита, магне тита, хлорита.
3. Большинство рудных тел располагается непосредственно у контактов интрузивных массивов с известняками, а подавляющая часть массивных халькопиритовых руд — в участках контакта, выпуклых в сторону интрузива. Размеры рудных тел этого типа невелики, но число их значительно. Нередко такие рудные тела сливаются в столбообразные рудные залежи.
Таким образом, в Ауэрбахо-Турьинском рудном поле, по мнению Я. П. Баклаева, довольно отчетливо выделяется три типа структурных элементов, обусловливающих развитие соответствующих типов залежей: 1) крутые контакты интрузивов с известняками; 2) пологие стратиграфические контакты известняков и вулканогенных пород; 3) крутопадающие разрывные нарушения большого протяжения и глубины. Наиболее интересны и важны в промышленном отношении зоны разломов. Они являются рудовмещающими для одного типа залежей и месторождений, но одновременно и рудоподводящими для других, собственно контактовых залежей. Вблизи крутопадающих разрывных нарушений возрастает интенсивность гидротермального. изменения пород и оруденения, увеличивается содержание меди и железа.
Отложение медных и железных руд контролируется одними и теми же разрывными нарушениями, однако медные руды имеют более ограниченное распространение. Железные руды локализуются предпочтительно непосредственно в зонах разломов, а для отложения медных руд необходимо обязательное сочетание благоприятной структуры (включая те же разломы) с наиболее поддающимися замещению железосодержащими породами: андрадитовыми, пироксеновыми (салитовыми) скарнами и пироксеновыми эпидозитами.
В рудном поле наблюдается зональность размещения оруденения, которая выражается в смене месторождений высоко температурных магнетитовых руд, расположенных в эндоконтакте главного массива гранодиоритов (Ауэрбаховское, Южно-Песчаное, Воронцовское, Троицкое и др.), сульфидно-магнетитовыми и сульфидными по мере удаления от главного массива к северу. В центральной части поля распространены магне-т;цт-халькопиритовые и пирротин-халькопиритовые руды (Ва-димо-Александровское, Богословское, Успенское и другие месторождения), а в северной — пирит-халькопиритовые (Никитинское, Фроловское и Васильевское месторождения). Зональность связана в первую очередь со сложным пульсировавшим
170
процессом минералообразования и последовательным развитием разрывных нарушений.
Из приведенного описания Ауэрбахо-Турьинского рудного поля видно, что оно характеризуется сложным тектоническим строением, разнообразным и многофазным комплексом интрузивных пород и даек, прошло длительный и многостадийный процесс минералообразования и формирования рудных тел. °
Джидинское рудное поле находится в Западном Забайкалье. Геологическое строение его рассмотрено в работах И. П. Кушнарева, М. М. Повилайтис, Е. П. Малиновского, В. И. Игнатовича и др. Рудное поле сложено среднепалеозойскими кварцевыми диоритами, прорывающими кембрийские эффузивно-осадочные образования (рис. 60). Контакт между кварцевыми диоритами и вмещающей их толщей имеет бЛиз-меридиональное простирание. Таково же простирание эффу-
Рис. 60. Схема геологического строения Джидинского рудного поля. По И. П. Кушнареву, М. Н. Хулугурову, В. И. Игнатовичу.
тп~СЛаНЦЫ’ ПОРФИРИТЫ- спилиты, альбитофиры (62); 2 — серпентиниты ( 62); 3—5 — ин-Рузивные породы (PZ2): 3 — кварцевые диориты, 4 — гранодиориты, 5 — плагнограниты;
' ~~ гранитоидный комплекс (MZ): 6 — горкинские гранит-порфиры, 7 — первомайские граиит-порфиры; 8—10 — самостоятельный комплекс даек (MZ): 8 — сиениты, 9 — босто-— керсантиты; // — рудные жнлы; /2 — рудные прожилки Инкурского штоквср-wn’ КОнтУР Первомайского молибденового штокверка; 14 — обогащенные вольфрамом участки Инкурского штокверка
171
зивно-осадочных пород, смятых в крутые складки и сильно метаморфизованных. В зоне контакта расположен Первомайский массив гранит-порфиров мезозойского возраста.
На площади рудного поля широко развиты дайки: плагио-гранитов и микродиоритов — производных палеозойского интрузива кварцевых диоритов; сиенит-порфиров, кварцевых сие-нит-порфиров и бостонитов — дериватов мезозойской интрузии сиенитов; гранит-порфиров — жильных отщеплений Первомайского интрузива, а также керсантитов. Большинству даек свойственно северо-западное и близширотное простирание и южное падение. Джидинское рудное поле включает Первомайский молибденовый штокверк, Холтосонское вольфрамовое месторождение и Инкурский вольфрамовый штокверк.
Первомайский молибденовый штокверк охватывает одноименный массив гранит-порфиров и прилегающие к нему с севера биотит-кварцевые роговики. Жильные тела, приуроченные к трещинам с различной ориентировкой, локализованы в апикальной части массива гранит-порфиров и частично в роговиках. К наиболее ранним относятся кварц-микроклиновые жилы и прожилки с биотитом и магнетитом. Затем образовались кварцевые и кварц-полевошпатовые жилы и прожилки с молибденитом и другими сульфидами, сопровождаемые микро-клинизацией и грейзенизацией вмещающих пород.
На Холтосонском жильном вольфрамовом месторождении b западной части рудного поля кварц-сульфидно-гюбнеритовое оруденение связано со сколовыми нарушениями в основном широтного и северо-западного простирания, падающими главным образом на юг и юго-запад под углами 40—60°. Кроме того, встречаются жилы, приуроченные к широтным трещинам, почти вертикальным или с крутым падением на север и юг. Пологие широтные трещины являются сколовыми, а крутопадающие— трещинами отрыва.
Руды содержат значительное количество сульфидов (пирит, галенит, сфалерит) и имеют полосчатое строение. Вдоль жил вмещающие породы подверглись гидротермальному изменению, возникли зоны березитов, кварц-серицитовых, серицитовых и жильбертит-флюоритовых измененных пород. Наибольшее распространение получили березиты.
По минеральному составу среди жил выделяются микроклиновые, пирит-гюбнерит-кварцевые, сульфидно-гюбнерит-кварцевые, родохрозит-гюбнеритовые и кварцевые. Формирование жил происходило не менее чем в пять стадий, разделенных тектоническими подвижками. В период гидротермальной деятельности вдоль жил проявлялись сбросовые и сбросо-сдвиговые перемещения небольшой амплитуды.
Инкурский вольфрамовый штокверк занимает центральную часть рудного поля (см. рис. 60). Он детально изучен
172
£. П. Малиновским и В. И. Игнатовичем. В пределах штокверка наиболее ранними считаются светло-серые шеелитоносные полевошпатовые прожилки, пересекающие кварц-молибде-цитовые жилы вблизи Первомайского массива гранит-порфиров. Затем образовались кварц-гюбнеритовые прожилки, потом микроклиновые, поздние кварц-гюбнеритовые и, наконец, кварц-.флюорит-родохрозитовые прожилки с сульфидами и прожилки роговикового кварца.
В результате статистической обработки массовых замеров элементов залегания прожилков и использования метода удельной трещиноватости было установлено, что на разных участках штокверка максимумы прожилков имеют различные элементы залегания.
В ориентировке прожилков выявляются радиальная и концентрическая системы по отношению к Первомайскому массиву гранит-порфиров. Основная масса концентрических прожилков падает в сторону Первомайского массива под углами 70— 80°. Более пологие углы (65—60°) падения отмечаются в северной части штокверка, а обогащенные рудные участки — в его северной и южной частях.
Оруденение было двухэтапным. На раннем этапе возник Первомайский молибденовый штокверк. После этого внедрялись дайки керсантитов, а затем формировались Инкурский штокверк и Холтосонское жильное вольфрамовое месторождение позднего рудного этапа. Образование трещинной структуры рудного поля обусловлено вертикальным давлением куполовидного выступа Первомайского массива гранит-порфиров.
Советское золоторудное месторождение, находящееся на севере Енисейского кряжа, пространственно тяготеет к протяженной (длина более 300 км, ширина до 35 км) полосе развития зон рассланцевания и дробления пород. Оно изучалось П. С. Берштейном, Н. В. Петровской, Н. В. Стахеевым и др. Золотое оруденение локализуется в толще однородных филлитов протерозойского возраста, которая сложно дислоцирована и разбита продольными и поперечными разрывными нарушениями (рис. 61).
Рудные тела, имеющие сложную форму, образовались в зонах интенсивного рассланцевания пород северо-западного простирания, в трещинах и частично в замках изоклинальных складок. Они выполнены кварцем с незначительным количеством пирита, арсенопирита и пирротина. Золото самородное, крупное, высокопробное. Распределено оно весьма неравномерно и часто встречается совместно с сульфидами свинца и цинка.
На месторождении разведано шесть рудных зон. Три (I— III) находятся в висячем боку Главного нарушения, масштабы их невелики. На верхних горизонтах рудные тела этих зон
173
имеют сложную, часто седловидную форму и обогащены сульфидами и золотом. С увеличением глубины размеры их уменьшаются, упрощается форма и они постепенно сменяются тонкими прожилками безрудного кварца. Нижняя граница рудных зон — место их сочленения с Главным нарушением. В лежачем боку последнего известны единичные кварцевые жилы и прожилки с рассеянной вкрапленностью пирита. По падению они соединяются с рудными зонами IV—V. Протяженность этих зон на нижних горизонтах уменьшается. Максимальное скопление кварцеворудного материала в них приходится на среднюю часть. Рудные тела отличаются здесь весьма сложной формой и строением и обогащены золотом. Рудная зона VI является юго-восточным продолжением зон IV—V, но в плане смещена. Рудные тела в ее пределах представлены жилами и жильными свитами.
Изучение структуры месторождения П. С. Берштейном показало, что кварцеворудные тела контролируются зонами рас-сланцевания. Участки развития более поздней сульфидной минерализации приурочены к пологим кварцевым телам, особенно часто к местам сочленения их с крутопадающими жильными зонами. Такие участки содержат серии сближенных рудных тел, причем в межжильных пространствах располагаются неправильные по форме рудные столбы.
.Контрольные вопросы и задания
1. Изложите основные принципы систематики структур рудных полей и месторождений.
2. Охарактеризуйте систематику структур рудных полей и месторождений А. В. Королева, В. М. Крейтера, Ф. И. Вольфсона, В. И. Смирнова, Г. Ф. Яковлева.
3. Опишите структуры месторождений, п-риурочеииых к складкам.
4. Рассмотрите структуру жильных рудных полей и месторождений.
5. Каковы структурные особенности локализации оруденения в крупных разрывных нарушениях и оперяющих их трещинах?
6. Каким путем образуются штокверковые месторождения?
7. Рассмотрите структурные условия локализации оруденения в зонах контактов граиитоидных массивов.
8. Охарактеризуйте структуру месторождений, связанных с гранитными куполами.
9. Каким образом формируются месторождения в расслоенных интрузивных массивах?
10. Опишите геологические строение месторождений, приуроченных к интрузивным массивам центрального типа.
11. Какова систематика структур рудных полей и месторождений, приуроченных к вулканическим сооружениям?
12. Охарактеризуйте геологическое строение месторождений, приуроченных к вулканическим куполам.
13. Рассмотрите структуру рудных полей и месторождений, связанных с кальдерами.
14. Каким образом можно систематизировать структуры месторождений, приуроченных к вулканическим жердам?
175
15. В чем заключаются основные структурные различия в локализации оруденения в жерлах с кальдерой оседания и в бескальдерных жерлах?
16. Охарактеризуйте структуру месторождений, приуроченных к полям распространения субвулканнческих массивов и корневых частей вулканических аппаратов.
17. Каковы главные особенности структуры месторождений, приуроченных к трубкам, возникшим в результате прорыва газов?
18. Рассмотрите геологическое строение Ауэрбахо-Турьинского рудного поля.
19. Охарактеризуйте геологическое строение Джидинского рудного поля.
20. С какими опубликованными работами по структурам рудных месторождений Вы знакомы?
21. В каких журналах Советского Союза и зарубежных стран публикуются материалы по структурам рудных полей и месторождений?
1.4. Структуры рудных тел
Морфология рудных тел эндогенных месторождений кратко характеризовалась в предыдущем разделе. Она определяется прежде всего структурными элементами (складчатыми, разрывными нарушениями, контактами интрузивных пород, формой и внутренним строением интрузивных массивов, вулканических жерл и трубок взрыва), а также зависит от физико-механических и химических свойств вмещающих пород. Значительное влияние на форму и внутреннее строение рудных тел оказывают способы отложения минерального вещества (метасоматоз или выполнение открытых полостей) и тектоническая обстановка во время рудообразования (внутриминерализационные тектонические подвижки и стадийность рудного процесса).
Морфология рудных тел весьма разнообразна. Среди них различаются изометричные, плитообразные (пластовые, жильные, жилообразные), конические, столбообразные, сложные и весьма сложные тела (табл. 9).
Штоко- и гнездообоазные тела известны среди месторождений различных генетических типов. Величина их бывает значительной для штокообразных тел и очень небольшой для рудных гнезд. Строение тел однородное с массивной и вкрапленной текстурами, а также зональное с полосчатой, друзовой и другими текстурами. Формирование описываемых рудных тел происходило при кристаллизации магматических расплавов, путем выполнения открытых полостей и кристаллизации из остаточных магматических расплавов и гидротермальных растворов, а также путем метасоматоза. Гнездообразные тела скарновых и гидротермальных месторождений возникали на участках пересечения благоприятных пород тектоническими трещинами. Так, гнезда богатых шеелитовых руд в скарнах Средней Азии и Урала приурочены к небольшим блокам мраморизованных известняков, сохранившихся среди скарнов и пересекаемых тектоническими трещинами. Эти трещины явились проводниками рудоносных гидротермальных растворов.
176
Таблица 9. Структурные типы рудных тел
Внутреннее строение. Текстуры руд Способ отложения руд Генетический тип месторождений
1. Штоко- и гнездообразные
Однородное, зональное. Массивная, полосчатая, вкрапленная, брекчиевая, друзовая Кристаллизация магматических расплавов, выполнение полостей, метасоматоз Магматические Сг; пегматитовые; скарновые W; гидротермальные Си, Pb-Zn, Hg, Au, Ag
2. Пластовые, пласто- и линзообразные
Сплошное однородное, неоднородное, поперечно-зональное. Массивная, полосчатая, ритмично-полосчатая, вкрапленная Магматическая кристаллизация, метасоматоз, осадочно-метасоматический Магматические Сг, Ti, сульфидные Cu-Ni. Pt; лопаритовые; скарновые Fe, Pb-Zn, W-Mo; гидротермальные Pb-Zn, Sb-Hg, Au; колчеданные Cu, Zn, Pb; стратнформ-ные Си в песчаниках, Pb-Zn в известняках
3. Жильные и жилообразные
Сплошное однородное, неоднородное, поперечно-зональное, обогащенные участки. Массивная, вкрапленная, прожилково-вкраплениая, полосчатаи, брекчиевая, кру-стификационная, друзовая Магматическая кристаллизация, выполнение полостей и подчиненный метасоматоз Магматические Сг, сульфидные Си, Ni; пегматитовые; грейзеиовые и гидротермальные Au, Pb-Zn, Си, W, Mo, Sn, Sb, и
4. Конические и дугообразные
Сплошное однородное, неоднородное, поперечно-зональное.
Массивная, полосчатая, брекчиевая н др.
Магматическая кристаллизация, метасоматоз, выполнение полостей
Хибинские апатитовые; карбонатитовые; гидротермальные Pb-Zn
Неоднородное, зональное (структурная и метасоматическая зональность), обогащенные участки.
Прожилково-вкрапленная, полосчатая, брекчиевая, друзовая
Неоднородное, местами зональное.
Массивная, брекчиевая, полосчатая и др.
5. Штокверковые
Метасоматоз, выполнение полостей
6. Столбообразные
Метасоматоз и подчиненное выполнение полостей
Карбонатитовые; постмагматические Мо, Cti-Mo, W, Sn, Ап, Ta-Nb, U
Карбонатитовые; скарновые Fe. Pb-Zn; грейзе-новые Mo, W, Sn; гидротермальные Pb-Zn, Au, Hg, U и др.
12—863
177
Продолжение табл. 9
Внутреннее строение. Текстуры руд Способ отложения руд Генетический тип месторождений
Неоднородное, местами зональное Пластовые, пласто- 7. Сложные Метасоматоз и подчиненное выполнение полостей и линзообразные Карбонатитовые Fe, редких металлов; скарновые Fe, Pb-Zn, Си, W-Mo; гидротермальные Sb, Hg; колчеданно-полиметаллические рудные тела имеют
очень важное промышленное значение. Они характерны для магматических хромитовых, титаномагнетитовых, сульфидных медно-никелевых и платиновых, редкометальных лопаритовых месторождений в расслоенных интрузивных массивах, а также для скарновых железорудных, свинцово-цинковых, вольфраммолибденовых и гидротермальных свинцово-цинковых, сурьмя-но-ртутных, золоторудных месторождений. К ним относятся многие колчеданные, медноколчеданные и колчеданно-полиметаллические, а также стратиформные свинцово-цинковые месторождения.
Размеры рудных тел значительные. Протяженность их по простиранию и падению на многих месторождениях составляет несколько километров и более при мощности от нескольких метров до нескольких десятков метров.
Строение тел сплошное однородное, часто с поперечной зональностью, и неоднородное. В первом случае текстуры руд вкрапленные, массивные, полосчатые и ритмично-полосчатые. В неоднородных залежах встречаются обломки и прослои слабо оруденелых пород, а руды обладают более разнообразными текстурами.
Среди описываемых рудных тел находятся как сингенетические, так и эпигенетические. Образовывались они путем раскрис таллизации магматических расплавов, в результате метасоматических процессов, а в ряде случаев им свойственно полигенное происхождение.
Жильные и жилообразные рудные тела весьма широко распространены среди гидротермальных месторождений. Кроме того они могут быть сложены сплошными хромитовыми и сульфидными медно-никелевыми рудами, а также являются пегматитовыми.
Жилы магматических месторождений характеризуются однородным строением; формировались они в результате выполнения открытых трещин остаточными магматическими расплавами. Пегматитовые жилы редкометальных месторождений обра-178
зовались также в результате выполнения трещинных полостей остаточными гранитными расплавами. В процессе кристаллизации этих расплавов жилы приобрели поперечно-зональное строение. Однако в связи с метасоматическими процессами на более поздней стадии внутреннее строение их стало более сложным.
Жилы постмагматических (грейзеновых и гидротермальных) месторождений имеют самые различные размеры. Протяженность их по простиранию и падению изменяется от нескольких десятков и сотен метров до нескольких километров, а мощность — от нескольких десятков сантиметров до нескольких метров (более значительной в раздувах). Морфология жил определяется генетическим типом трещин (сколовые или отрыва) и составом вмещающих их пород. В однородных породах строение простое — плитообразное, а в слоистых толщах более сложное — ветвящееся, с многочисленными раздувами и пережимами.
Строение жил преимущественно сложное, неоднородное, часто поперечно-зональное. Текстуры руд полосчатые, брекчиевые, друзовые, вкрапленные и др. Боковые породы подверглись гидротермальному изменению. Формирование таких жил было многостадийным. На ранней стадии происходило приоткрыва-ние трещины, изменение боковых пород и выполнение открытой полости. Об этом свидетельствует угловатая форма обломков боковых пород, находящихся внутри жилы (рис. 62,а). На более поздних стадиях в связи с тектоническими подвижками наращивалась мощность жилы и усложнялось ее внутренне строение (см. рис. 62,6). Такие жилы возникали в основном путем выполнения открытых полостей при подчиненной роли метасоматоза.
Однако существуют кварцевые жилы, в становлении которых ведущую роль играли метасоматические процессы. В зонах рассланцевания в гранитоидах между сближенными плоскостями скалывания осуществлялось полное и почти полное замещение гранитоида кварцем. Образовались достаточно мощные кварцевые жилы, в которых лишь при тщательных исследованиях выявляются реликты вмещающей породы.
Конические и дугообразные тела имеют второстепенное значение. Они характерны для карбонатитовых комплексов центрального типа, Хибинских апатитовых месторождений, а также встречаются на гидротермальных месторождениях цветных металлов и золота, приуроченных к кальдерным вулканическим Жерлам и трубкам взрыва.
Штокверковые рудные тела развиты преимущественно на постмагматических (альбититовых, грейзеновых, гидротермальных) молибденовых, медно-молибденовых, вольфрамовых, оловянных, золоторудных, тантал-ниобиевых, урановых месторождениях. Форма их различная. Наблюдаются штокообразные 12’ 179
Рис. 62. Внутреннее строение жильных рудных тел (зарисовки):
а — пологой жилы Букукинского вольфрамового месторождения. По Е. П. Малиновскому: 1 — гранодиориты; 2 — грейзенизированные гранодиориты; 3 — жильный кварц; 4 — вольфрамит;
б — кварц-вольфрамитовой жилы одного из месторождений Среднего Урала. По Д. В. Рундквисту:
/ — молочно-белый кварц; 2 — мусковит; 3 — флюорит; -/ — пирит; 5 — вмещающие породы
тела, которые следовало бы рассматривать в первой группе. В карбонатитовых комплексах, вулканических жерлах и трубках взрыва известны столбообразные штокверки, которые необходимо относить к шестой группе (см. табл. 9). Однако подавляющее большинство штокверковых месторождений имеет иную, более сложную форму: вытянутую в одном направлении с одним или несколькими корнями, опрокинутую воронкообразную, грибовидную и др. Горизонтальные размеры таких тел часто измеряются несколькими километрами, а некоторые из них вскрыты на глубину до 1 —1,5 км.
Как правило, подобные штокверки приурочены к узлам пересечения крупных разрывных нарушений. Строение их пеодпо-180
родное; текстуры руд вкрапленные, прожилково-вкрапленные, полосчатые, брекчиевые, друзовые. Вмещающие породы подверглись гидротермальному изменению на значительной площади. Часто наблюдается горизонтальная зональность этих мета-соматитов.
Формирование штокверков было многостадийным. Гидротермальная минерализация отлагалась как путем метасоматоза, так и путем выполнения открытых полостей. Причем от ранних стадий к поздним уменьшалось количество метасоматической минерализации и увеличивалось количество вещества, выполнявшего открытые полости. Гидротермальная минерализация и рудные элементы распределены неравномерно. Обогащенные участки контролируются главным образом крупными разрывными нарушениями.
Столбообразные рудные тела и обогащенные участки встречаются на карбонатитовых, скарновых свинцово-цинковых и железорудных, грейзеновых молибденовых, вольфрамовых, оловянных, гидротермальных свинцово-цинковых, золоторудных, ртутных, урановых и других месторождениях. Образование их чаще всего происходит путем замещения вмещающих пород при подчиненной роли выполнения открытых полостей. Внутреннее строение тел неоднородное, сложное, местами зональное. На основе анализа геологических условий формирования рудных столбов проведена их систематика (табл. 10).
В первую группу объединены рудные столбы, возникшие в однородных породах (интрузивных, осадочных и др.) при ведущей роли разрывных нарушений. В нее включены рудные столбы, локализованные в местах разветвления, сопряжения н пересечения разрывных нарушений, в участках изгиба нарушений и сопряжения оперяющих трещин с основными нарушениями (рис. 63). К таким относятся рудные столбы целого ряда полиметаллических, золоторудных и других месторождений ^Садонское, Екатерино-Благодатское и пр.).
Ко второй группе принадлежат столбообразные рудные тела и обогащенные участки, сформировавшиеся на участках сложного геологического строения с геологическими экранами (сланцами, дайками, пологими разрывными нарушениями с тектонической глиной). Рудные тела приурочены к структурным ловушкам— местам пересечения экранов разрывными нарушениями (рис. 64).
Третья структурная группа представлена столбообразными Рудными телами, которые возникли в слоистых толщах, включающих горизонты пород, благоприятных для локализации оруденения. Пространственное положение столбов определяется элементами залегания благоприятных пластов (горизонтальное, пологое, крутое) и пересекающих эти пласты разрывных нарушений. Столбы описываемого типа изучены на полиметалличе-
181
Таблица 10. Структурная систематика столбообразных рудных тел и обогащенных участков
Геологические условия образования Структурные типы Примеры месторождений,
I. Поля однородных 1. В местах разветвле- Садонское, Кансайское,
пород (интрузивных, ния, сопряжения и пере- Екатерино-Благчдатское,
осадочных и др.), ослож- сечения разрывных нару- Замбаракское
ценных разрывными нарушениями шений 2. В участках изгиба Вергхний Згпд. Чорух-
II. Участки сложного разрывных нарушений 3. В участках сопряжения оперяющих трещин с основными нарушениями 4. Приуроченные к Дайренское Дмитровское, Кансайское Хайдаркаиское, Пламен-
строения с геологически- крутопадающим разрыв- ное
ми экранами (сланцами, дайками, пологими разрывными нарушениями) ным нарушениям под сланцами, липаритами 5. Под пологими раз- Маданское, Уч-Очакское„
III. Слоистые толщи с рывными нарушениями с тектонической глиикой 6. В участках пересечения даек разрывными нарушениями 7. Приуроченные к мес- Замбаракское Уч-Очакское, Савииское Маданское, Ктя-Теберда,
горизонтами пород, бла- там пересечения пологих Лебединское, Пыкарва-
гоприятных для локали- горизонтов благоприят- амское
зацип оруденения, осложненные разрывными нарушениями ных пород разрывными нарушениями 8. Приуроченные к мес- Хову-Аксииское. Олю-
IV. Вулканические жер- там пересечения наклонных горизонтов благоприятных пород разрывными нарушениями 9. В вулканических торское Крессон
ла и трубки взрывов жерлах небольшого поперечного сечения 10. Внутри трубок взрыва 11. Около трубок взрыва иа пересечении трещин Ла-Колорадо, Актюзское Хинганское
ских, вольфрамовых, ртутных, кобальтовых, золоторудных месторождениях (рис. 65).
В четвертую группу следует объединить рудные столбы, приуроченные к вулканическим жерлам и трубкам взрыва. Они развиты на золото-серебряных, полиметаллических, оловорудных, ртутных месторождениях.
Сложные рудные тела известны на карбонатитовых редкометальных и апатит-магнетитовых, скарновых железорудных, свинцово-цинковых, медных, вольфрамовых и молибден-вольфрамовых, гидротермальных сурьмяных и ртутных месторожде-
182
Рис. 63. Схемы строения (планы) рудных столбов Садонского (а, по Е. М. Некрасову) и Екатерино-Благодатского (б, по К. Ф. Кузнецову) полиметаллических месторождений, связанных с разрывными нарушениями в однородных породах, и механизмы формирования подобных столбов при сдвиге (в, план), сбросе и взбросе (г, разрезы):
1— известняки; 2 —граниты; 3 — расслаицованиые породы; 4 — трещиноватые породы; 5 — тектонические трещины; 6 — направления перемещения вдоль тектонических трещин; 7 — рудные жилы; 8 — рудные столбы
ниях. Встречаются они также и на колчеданно-полиметаллических месторождениях. Образование их происходит преимущественно метасоматическим путем в сложной геологической обстановке— в условиях сочетания складчатых форм, разрывных нарушений, контактов различных пород. Строение тел неоднородное, местами зональное.
Контрольные вопросы и задания
1. Какова роль различных структурных элементов в образовании формы рудных тел?
2. Каким образом вмещающие породы оказывают влияние иа морфологию рудных тел в процессе их формирования?
3. Какие морфологические типы рудных тел выделяются?
4. Охарактеризуйте штоко- и гнездообразиые рудные тела.
5. Каковы условия локализации пластовых, пласто- и линзообразных рудных тел?
6. Охарактеризуйте жильиые и жилообразные рудные тела.
7. Опишите штокверковые рудные тела.
8. Охарактеризуйте столбообразные рудные тела.
9. Какие факторы определяют образование рудных столбов и обогащенных участков?
10. Рассмотрите структурную систематику столбообразных рудных тел.
183
Рис. 64. Схемы строения (разрезы) рудных столбов и обогащенных участков под экранами на Хайдарканском (а, по В. И. Смирнову) и Мадззском (б, по С. Куньгову) месторождениях:
1 — сланцы; 2 — известняки; 3 — метаморфические сланцы; -/ — разрывные нарушения: 5 — тектоническая глинка трения; 6—рудные тела
Рис. 65. Схемы строения рудных столбов, приуроченных к горизонтам благоприятных пород на Маданском (а, разрез по Р. Д. Докову) и Олюторском (б, план по 77. В. Бабкину) месторождениях:
/ — алевролиты; 2 — известняки; 3 — туфопесчаники; 4 — гнейсы; 5—разрывные нарушения; 6 — рудные жилы; 7 — рудные столбы
2. СТРУКТУРЫ МЕТАМОРФОГЕННЫХ РУДНЫХ
ПОЛЕЙ И МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Метаморфогенные месторождения железа (железистые кварциты), марганца (гондиты), цветных металлов (колчеданные, колчеданно-полиметаллические) имеют важное промышленное значение. Образовались они в архейское и преимущественно в протерозойское время в пределах зеленокаменных поясов в результате регионального метаморфизма осадочных и вулканогенно-осадочных месторождений. Метаморфизм был, как правило, многоэтапным, возникли весьма сложные складки, осложненные разрывными нарушениями и зонами рассланцевания. Рудные тела приобрели сложную форму, соответствующую
184
складчатой структуре, руды были перекристаллизованы и частично переотложены. При интенсивном метаморфизме появляются складки течения, а также сланцеватые, плойчатые и брекчиевидные текстуры руд.
Основными вопросами при изучении описываемых месторождений являются: 1) выявление роли метаморфизма в формировании рудных залежей; 2) реконструкции дометаморфической обстановки рудообразования; 3) выявление этапов и стадий развития структуры месторождений и рудных тел.
Месторождения железистых кварцитов
Месторождения КМА размещаются в протерозойских зеленокаменных поясах, образующих Белгородско-Брянскую и Оскольско-Орловскую протяженные полосы. Несмотря на широкое развитие, железистые кварциты не слагают непрерывно протягивающейся толщи, а представлены многочисленными изолированными пластовыми телами различной величины.
Месторождения данного района залегают моноклинально на крыльях крупных синклинальных структур (Яковлевское), приурочены к флексурным осложнениям моноклиналей (Михайловское), сложноскладчатым шарнирам синклинальных структур (Лебединское, Гостищевское и др.), небольшим брахисинкли-нальным складкам (Погромецкое, Чернянское). Более редкими являются месторождения в антиклинальных и седловидных структурах.
В общем виде форма тел железистых кварцитов пласто- или линзообразная. Однако детальная разведка месторождений обычно выявляет их сложную морфологию. Крупным телам сопутствуют более мелкие с изменчивой мощностью от нескольких десятков сантиметров до десятков и сотен метров (рис. 66,а). На Лебединском месторождении пласты железистых кварцитов имеют сложноскладчатую форму (см. рис. 66, б). На некоторых месторождениях магнетитовые кварциты чередуются с гематитовыми. Причем зональное строение хорошо выдерживается и в сложных по форме телах.
Месторождения Криворожского бассейна описаны Я. Н. Бе-левцевым, В. М. Кравченко и другими исследователями. Железорудные месторождения заключены среди нижнепротерозойских пород криворожской серии, которые слагают узкий синклинорий среди гранитов и мигматитов с останцами метабазитов, ультрабазитов и гнейсов архейского фундамента. В криворожской серии выделяются пять свит (снизу вверх): новокриворож-ская (амфиболиты, кварц-биотитовые сланцы, метапесчаники и кварциты; мощность до 2,5 км); скелеватская подрудная (метаморфизованные конгломераты, песчаники, сланцы; мощность 0,1 0,25 км); саксаганская железорудная (железисто-кремни-
185
Рис. 66. Форма тел железистых кварцитов Михайловского (а) н Лебединского (б) месторождений КМА. По Е. Б. Серебрякову н И. И. Голивкину.
1 — амфиболиты и метабазиты михайловской серин, метапесчаники и филлитовидные сланцы курской серии (нерасчленеиные); 2 — железистые кварциты среднекурской свиты; 3— направления падения пластов железистых лварцитов
стые породы, переслаивающиеся со сланцами; выделено семь железистых и сланцевых горизонтов непостоянной мощности: максимальная мощность свиты 1,6 км, а вблизи г. Кривого Рога— 0,8 км); гданцевская перекрывающая (конгломераты, метапесчаники, хлоритовые сланцы, хлорит-магнетитовые руды: мощность 0,7—0,8 км); глееватская (метаморфизованные конгломераты, песчаники, сланцы, железистые кварциты; мощность 3—4 км).
Породы криворожской серии образуют протяженную хорошо выдержанную в субмеридиональном направлении полосу, осложненную в ряде мест складчато-разрывными структурами. В центральной части бассейна хорошо изучена основная син
186
клиналь, восточным крылом которой является Саксаганская складчато-иадвиговая зона, а западным — Тарапако-Лихмаиов-ская антиклиналь. Крупные складчатые структуры осложнены более мелкими складками различного масштаба (до плойча-тости).
Для Криворожских месторождений Г. В. Тохтуевым описаны структуры будинажа. В крупных складках Саксаганского рудного поля уплощенно цилиндрические и призматические будины вытянуты перпендикулярно осям складок. Удлинение линзовидных поперечных сечений этих будин параллельно осям складок и соответствует направлению растяжения. Межбудинные пережимы ориентированы перпендикулярно осям складок. Образование таких будин происходило в связи с растяжением, ориентированным вдоль осей складок. Реже наблюдаются линзовидные будины, ограниченные двумя системами мелких трещин. Они формировались при растяжении по двум направлениям: вдоль оси складок и параллельно падению крыльев. Еще реже встречаются будины других форм.
Крупными продольными разломами и редкими поперечными разрывными нарушениями Криворожский синклинорий расчленен на блоки-пластины, соответствующие рудным полям, среди которых выделяются Северное, Саксагаиское (Центральное), Южное и Лихмановское.
Среди железистых кварцитов различают магнетитовые, ге-матит-магнетитовые, спликат-магнетитовые и карбоиат-силикат-магнетитовые. В породах наблюдается отчетливая полосчатость, свидетельствующая о ритмичности осадконакопления.
В богатых рудах содержание железа изменяется от 46 до 70%, в бедных — от 15—20 до 30—35%. Первые представлены пластами, мощными шарнирными залежами в складках, осложненных разрывными нарушениями, а также рудными столбами и гнездами. Рудные залежи вскрыты горными выработками до глубины 1400 м и разведочными скважинами до 3000 м.
Образование месторождений Криворожского бассейна, по Данным Я. Н. Белевцева, происходило в несколько этапов. К раннему этапу относятся седиментация и диагенез железистокремнистых осадков. Во второй этап сформировались складчатая структура и подавляющее большинство месторождений богатых и бедных руд бассейна в результате динамотермального метаморфизма. Складкообразование, пластическое течение и расслоение железисто-кремнистых осадков сопровождалось прогреванием и циркуляцией метаморфических растворов, что вызвало миграцию железа, кремнезема и других элементов и перекристаллизацию пород. Железисто-кремнистые осадки превращались в джеспилиты и сланцы. В процессе будинирова-ния в зонах пережима происходило растворение и вынос кварца и формировались рудные залежи как за счет железа, оставав
187
шегося на месте, так и за счет привноса его гидротермальными растворами. Главные рудные залежи на рудниках им. В. И. Ленина, Р. Люксембург, К- Либкнехта и других сосредоточены в горизонтах с наиболее интенсивно проявленным будинажем горных пород.
Ко второму этапу относится также магнезиально-железистый метасоматоз, свойственный амфиболитовой и гранулитовой фациям метаморфизма, с которым связано образование метасоматических гематит-магнетитовых руд.
В поздние этапы, (ранний рифей, поздний рифей — девон, поздний мезозой) происходило окисление железистых пород и богатых железных руд, которое сопровождалось значительным выносом кремнезема. Плотные магнетитовые руды превратились в рыхлые. Образовались мартитовые руды в джеспилитах, гётит-гематит-мартитовые в силикатно-железистых кварцитах, гётит-гематитовые в железисто-оиликатных сланцах.
Костамукшское месторождение находится в Карелии. Приурочено оно к участку изгиба узкого раннепротерозойского зеленокаменного пояса, сложенного породами «гимольской серии», залегающей среди гнейсов, гранитогнейсов и гранитов архейского фундамента (рис. 67). Железистые кварциты наблюдаются среди биотит-амфиболит-плагиоклазовых сланцев, амфиболитов и кварц-полевошпатовых гнейсовидных пород.
Синклинальная складка шириной 4—7 км осложнена дополнительными складками различного масштаба. В результате возникла весьма сложная складчатая структура. Разрывные нарушения имеют меридиональное и северо-восточное простирание.
Самые мощные пачки железистых кварцитов приурочены к наиболее погруженной и усложненной части синклинали. В грубополосчатых железистых кварцитах магнетитовые полоски соединены мелкими прожилкообразными перемычками, состоящими из магнетита и кварца. Амфиболиты вблизи железистых кварцитов подверглись окварцеванию, а на контактах пластовых тел железистых кварцитов встречаются биотит- и гра-нат-амфиболовые оторочки. В рудном поле проявлена также куммингтонит-актинолит-рибекитовая минерализация. Местами отмечается эгирин. Эта гидротермальная минерализация наложена на железистые кварциты и ее следует отнести к более позднему этапу. Кроме того на месторождении выявлены редкие дайки габбро и габброноритов, прорывающие железистые кварциты.
Колчеданно-полиметаллические месторождения
Наиболее крупные промышленные колчеданные месторождения (с медью, цинком, никелем, кобальтом) Балтийского щита приурочены к протерозойским зеленокаменным поясам п нахо-
188
|W|6- F^|7
Puc. 67. Схематическая геологическая карта (а) и разрез (б) Костамукшского месторождения. По В. И. Лазареву:
I — габбро, габбронориты; 2 — габброамфиболиты; 3 — плагиопорфиры, 4 — кристалличе-ские сланцы; 5 — магнетитовые кварциты; 6 — конгломераты, граувакки, слюдистые сланцы; 7 — кварц-амфиболовые сланцы; S —амфиболиты и амфиболовые сланцы; 9 — грани-тизированные биотитовые гнейсы-. 10 — гранитогнейсы; //— гранпгизврованиые биогнто-вые гнейсы и гранитогнейсы; 12 — разрывные нарушения
дятся в Центральной Финляндии. Здесь выделяется ряд рудных полей: Оутокумпу, Виханти, Пюхясалми, Хаммаслахти.
В районе Оутокумпу месторождения Керетти, Оутокумпу, Вуонос и другие расположены в пределах рудоносной зоны северо-восточного простирания длиной около 50 км и шириной Несколько километров. По обе стороны от нее размещаются купола, в ядрах которых обнажаются архейские метабазиты, очковые гнейсы, гранитоиды. Рудоносная зона сложена огибающими архейские купола серпентинитами, слоистыми кварцитами, метасоматическими доломит-магнезиальнымн породами, тре-молит-диопсидовыми скарнами (рис. 68). Описываемую ассоциацию протерозойских пород завершают черные сланцы, содержа-
189
Рис. 68. Геологический разрез месторождения Вуонос района Оутокумлх По Т. Койстинену:
/ — руды; 2—3 — сланцы: 2 — слюдистые, 3 —черные; 4 — кварциты; 5—6— скарны: <>-тремолит-диопсидовые, 6 — хлоритовые; 7 — доломитовые породы; 8 — серпентиниты: • ' тальковые породы; 10 — тектонические поверхности скольжения; // — рыхлые отложен г (KZ); Fi и —складки первой и второй фаз деформации
щие от 1 до 30% аморфного углерода или графита. Горизонты черных сланцев отличаются наибольшей выдержанностью.
Протерозойские породы образуют крупную опрокинутую синклинальную складку, осложненную многочисленными мелкими складками, формирование которых связано с несколькими тектоническими фазами.
Рудные тела представлены субгоризонтальными лентовидными залежами, состоящими в основном из пирротина, пирита и халькопирита. Кроме того, в рудах присутствуют пентландит, содержащий серебро и кобальт, кубанит, кобальтин, герсдорфит и др.
Наиболее богатые никелевые руды (0,35% Ni) располагаются в кварцевых породах и скарнах.
Текстуры руд массивные и полосчатые. В последних сульфиды переслаиваются с кремнистыми породами.
Залегают рудные тела согласно с вмещающими их кремнистыми породами и образуют единые складки. Т. Койстинен и другие исследователи установили, что вмещающие породы и руды Оутокумпу испытали многофазные деформации и метаморфизм, максимум которого отвечал амфиболитовой фации. Первоначально рудные тела имели пластообразную форму, а затем вместе с серпентинитами были тектонически внедрены в слюдистые сланцы, смяты в лежачие изоклинальные складки, будинированы и рассланцованы. Формирование изоклинальных складок сопровождалось образованием брекчиевидных пирротиновых руд в висячем боку колчеданных залежей и переотложением кобальта и никеля из ультраосновных пород.
Детальное изучение структуры месторождений рудного поля Оутокумпу показало, что в течение первой тектонической фазы возникли изоклинальные складки, шарниры которых располагались в горизонтальном положении, и кливаж, параллельный осевой плоскости, т. е. практически совпадающий со слоистостью. Плоскости кливажа маркируются тонкими прожилками кварца. Сульфиды мигрировали в замковую часть изоклинальной складки, слагая здесь компактные тела, удлиненные вдоль оси складки. Во вторую фазу сформировалась новая система складок, оси которых были параллельны осям складок первой фазы. Так появились две синформные и разделяющая их антиформная структуры. Так же возникла линейность в породах и рудах, отличающаяся по ориентировке от линейности первой фазы на 7°. Рудное тело оказалось заключенным в центральной части одной из синформных складок, оно испытало дробление с образованием рудной брекчии (обломки слоистых пиритовых руд цементируются пирротином). Третья фаза характеризуется складчатыми деформациями, приведшими к появлению локально выраженных флексурных изгибов. В четвертую фазу рудное тело было разбито на блоки, смещенные на десятки метров.
191
В заключение следует отметить, что для месторождений как района Оутокумпу, так и других районов Балтийского щита характерны следующие общие черты: 1) первичная слоистость часто усложнена кливажем, формировавшимся на самой ранней фазе метаморфогенных преобразований; 2) на большинстве месторождений выделяются четыре фазы тектонических деформаций: две или три первые из них протекали в условиях амфиболитовой фации метаморфизма, а заключительные две или одна — зеленосланцевой; ранние фазы играли основную роль в динамометаморфизме руд; 3) ремобилнзация рудного вещества осуществлялась путем пластического течения, диффузией и флюидными растворами; 4) на месторождениях широко распространены эшелонированные системы складок и, как следствие, рудных залежей; 5) тектонические деформации первых трех тектоно-метаморфическнх фаз привели к тому, что рудные тела приобрели форму резко удлиненных трехосных эллипсоидов.
Несмотря на большой объем и высокий уровень структурных и петрологических исследований месторождений района Оутокумпу и других, многие вопросы геологии остаются предметом дискуссии. Наличие серпентинитов сближает ассоциацию Оутокумпу с офиолитами и океанической корой. Однако в разрезе протерозоя нет основных эффузивов. Несмотря на единство мнений об осадочно-вулканогенном происхождении колчеданных руд, они не обнаруживают связи с каким-либо определенным горизонтом или типом пород. Остаются открытыми и вопросы об источниках рудных компонентов, о причинах совмещения в единых месторождениях меди, цинка, кобальта и никеля, об избирательной локализации никелевого оруденения в кварцитах.
Уникальное месторождение Брокен-Хилл с суммарными запасами металлов 55 млн т при среднем содержании свинца и цинка более 25% находится в Южной Австралии. Приурочено оно к блоку докембрийских метаморфических пород серии Вильяма, вытянутому в северо-восточном направлении на 18 км при ширине 2 км.
Серия Вильяма сложена силлиманит-биотит-гранатовымп гнейсами, серицитовыми, андалузитовыми, роговообманковымп и ставролитовыми сланцами с маломощными пластами кварцитов и железистых кварцитов, очковыми гнейсами, амфиболитами (габбро). Первоначально эта серия была вулканогенно-осадочной. До метаморфизма она была прорвана массивами габбро, гранитами п пегматитами.
Метаморфические породы смяты в изоклинальные складки, осложненные складками более высокого порядка, и имеют почти вертикальное залегание (рис. 69). В юго-западной части рудного поля складки погружаются на юго-запад, а в северо-
192
рис- 69. Поперечный геологический разрез месторождения Брокен-Хилл. Цо Г. Ф. Кингу:
1 _ гнейсы висячего бока; - — амфиболиты- 5—гнейсы Пото-и • 4 — гнейсы и силлиманитовые сланцы рудовмещающне; 5 — осевые поверхно-
сти рудовмещающих складок: а — анти-
клинальной, б — синклинальной; 6 — предполагаемая эродированная часть складчатой структуры; 7 — пластообразные рудные тела
восточной — на северо-восток. В рудном поле встречаются после-складчатые дайки гранитов, пегматитов, диабазов, а также крупные разрывные нарушения.
Рудная зона локализована в одной из узких зон интенсивной складчатости — сплющивания и скалывания — и располагается между сложной синклиналью на востоке и антиклиналью На западе. Простирание ее восточно-северо-восточное, согласное с простиранием метаморфизованных осадочных пород. Она Представляет собой залежь мощностью 20—50 м сложного
«3—863
193
строения, приуроченную к двум или более пластам сильно перемятых силлиманитовых гнейсов. Пластообразные рудные тела имеют различную мощность и протяженность. Основная залежь, включающая шесть отдельных рудных тел, прослежена по простиранию па 7,3 км и на глубину 850 м. Она круто падает на северо-запад, а в продольном разрезе образует пологую дугу, погружающуюся на обеих флангах.
Руда разрабатывается в основном как сфалерцт-галенито-вая, но в ней также содержатся в небольшом количестве тетраэдрит, пирротин, марказит, халькопирит, арсенопирит, лёллнн-гит, пираргирит, гудмундит, кубанит. Редко встречаются вольфрамит, шеелит, молибденит, кобальтин, пирит, станнин, никелин, борнит, джемсонит, самородное золото. Среди жильных минералов развиты кальцит, кварц, гранаты, бустампт, волластонит, родонит, геденбергит, полевые шпаты. Сульфиды отложились после жильных минералов, а пирит и арсенопирит — до минералов цинка, свинца и серебра.
Генезис месторождения Брокен-Хилл является дискуссионным. Длительное время многие исследователи относили его к гидротермальным постмагматическим месторождениям и полагали, что рудные залежи сформировались путем избирательного замещения двух сближенных интенсивно дислоцированных горизонтов силлиманитовых гнейсов. При этом считали, что рудоносные растворы поднимались по зонам крупных разрывных нарушений.
Однако в последние 10—15 лет рудное поле Брокен-Хилл стало объектом особенно интенсивных исследований, которые существенно изменили прежние представления. Установлено, что породы и руды испытали метаморфогенные преобразования в одних и тех же термодинамических условиях. В богатых рудах наблюдаются сланцеватость и линейность, обломки боковых пород, слоистость, складки течения, рудные брекчии и сульфидные жилы. В слабо минерализованных зонах, примыкающих к залежам сплошных руд, развиты те же явления. В условиях высоких температур и давлений сульфидные образования были более подвижны. Они пластически деформировались, перемещались, разрушая при этом более хрупкие горные породы. Руда приобретала брекчиевидный облик. Породы, обогащенные кальцитом, флюоритом и сульфидами, деформировались пластически, обтекая будины родонита и кварца. Боковые породы и бедные руды испытывали складчатые деформации.
Полагают, что первоначально полиметаллические руды формировались вулканогенно-осадочным путем. Они представляли собой хемогенные осадки, отлагавшиеся в придонной части линейной депрессии, ограниченной по бортам разломами. Залежи возникли синхронно с накоплением толщ терригенно-хемо-генных осадков и туфов липаритов, дацитов и базальтов. Затем
194
:при метаморфизме они испытали перемещения, складчатость и перекристаллизацию.
Таким образом, история развития геологической структуры месторождения сложна и многоэтапна. После вулканогенно-осадочного этапа и формирования руд, по-видимому, проявилась слабая складчатость и внедрились силлообразные тела габбро, гранитов и дайки пегматитов. Затем в условиях высоких ступеней метаморфизма произошла перекристаллизация пород и руд, образовались складки и тектонические зоны рассланцевания пород. Сначала возникла основная антиклиналь с изоклинальными чрезвычайно сжатыми складками. На следующем этапе •она усложнялась синформными складками. К послескладчатым этапам относятся внедрение даек гранитов, пегматитов, диабазов и тектонические разрывные деформации.
Детальные исследования показали, что рудный горизонт повсюду имеет согласное залегание. Рудные тела располагаются в пограничной зоне, отделяющей вулканогенные отложения (в настоящее время это гнейсы Потоси) от залегающих выше осадочных пород.
контрольные вопросы, и задания
1. Каковы геологические позиции метаморфогенных месторождений?
2. Охарактеризуйте геологическое строение месторождений железистых •кварцитов КМА.
3. Каковы особенности геологической структуры месторождений железистых кварцитов Криворожского бассейна?
4. Охарактеризуйте геологическое строение Костамукшского месторождения.
5. Какова форма и как образовались колчеданные рудные тела место-•рождений района Оутокумпу?
6. Охарактеризуйте геологическое строение и этапы формирования структуры месторождения Брокен-Хилл.
7. Каким образом выделяются этапы формирования структуры метамор-фогеиных месторождений?
8. Перечислите и охарактеризуйте признаки метаморфизма сульфидных руд.
9. В чем заключаются трудности изучения структуры метаморфогенных месторождений?
3. СТРУКТУРЫ ЭКЗОГЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
3.1. Преимущественно пластообразные месторождения остаточной коры выветривания
В процессе выветривания горных пород и руд сформировались крупные месторождения железа, никеля п кобальта, алюминия, редких металлов, имеющие важное промышленное значение. Форма рудных тел чаще всего пластообразная. Однако в связи с конкретной геологической обстановкой возникают и более сложные рудные тела.
яз*
195
Месторождения богатых железных руд КМА. Морфология и размеры залежей богатых руд КМА связаны с геолого-структурными особенностями залегания железистых кварцитов [42].
На моноклинально залегающих железистых кварцитах, являющихся крыльями крупных синклинальных структур (Яковлевское и другие месторождения), возникли лентообразные рудные тела большой протяженности (десятки километров) при ширине от нескольких десятков метров до 350 м, зависящей от мощности рудоматеринских толщ. Средняя мощность рудной залежи на Яковлевском месторождении составляет 100 м.
Месторождения, приуроченные к флексурным осложнениям моноклиналей (Михайловское и др.), характеризуются значительными площадями развития железистых кварцитов. В связи с этим богатые руды слагают также значительные по площади пластообразные тела, залегающие горизонтально на «головах» железистых кварцитов. На Михайловском месторождении рудная залежь площадью 10 км2 имеет чрезвычайно неровную нижнюю границу, которая осложняется выступами безрудных кварцитов. Мощность залежи колеблется от 0 до 80 м, в среднем составляет 9—13 м.
Месторождения, связанные со сложноскладчатыми шарнирами крупных синклинальных структур (Лебединское, Стойленское, Коробковское), также имеют значительные площади (десятки квадратных километров). Величина п морфология рудных залежей чрезвычайно разнообразны (ленто-, подковообразные и др.).
Месторождения, приуроченные к протяженным, изоклинального или открытого типа синклиналям, сложенным железисты-мы кварцитами, сосредоточены в Белгородском районе. Наиболее изученным является Гостищевское (рис. 70). Приурочено оно к складке протяженностью около 18 км и шириной (по выходам железистых кварцитов) от 300 до 2500 м в южной части, где шарнир складки резко погружается. Рудная залежь прослежена на 18 км, постепенно расширяется с северо-запада на юго-восток. В поперечном сечении она имеет желобообразную (мульдообразную) форму. Мощность залежи составляет 100—150 м, по простиранию она постепенно возрастает с севера на юг, т. е. по направлению погружения осп складки, а в местах пересечения складки продольными разрывными нарушениями достигает 450 м.
Кроме отмеченных обстановок, месторождения богатых руд встречаются также в брахисинклинальных и антиклинальных складках [42].
Таким образом, морфология залежей богатых руд КМА определяется прежде всего, структурным типом месторождений железистых кварцитов. Мощность и строение залежей зависят также от литологического состава -и текстурных особенностей 196
Рис. 70. Геологический разрез Гостищевского месторождения. По Б. М. Михайлову:
1 — железистые кварциты с прослоями сланцев: 2 — руда мартитовая; 3 — конглобрекчия сидерит-гидрогематит-мартитовая. плотная; 4 6 — сланцы: •/ — кварц-хлорит-серицитовь.е, местами с гематитом, 5 — гематитовые, 6 — гидратированные, шамозитизированиые, ожетезне ные; 7 — бокситы с реликтовой текстурой сланцев; -5 — известняки (CJ; — разрывные н*'Р) шспля
рудоматеринских пород. Однако для выяснения этих вопросов необходимы специальные исследования.
Силикатно-никелевые месторождения. В коре выветривания гнпербазитов Кемпирсайского массива известно несколько десятков гипергенных месторождений никеля. Массив сложен апогарцбургитовыми серпентинитами, среди которых встречаются тела серпентинитов, развившихся по дунитам. Габбро, амфиболизированные габбро и амфиболиты окаймляют массив, а также наблюдаются местами в виде лентообразных в плане тел во внутренних частях массива.
Широтными и меридиональными разрывными нарушениями массив расчленен на крупные тектонические блоки, которые в свою очередь делятся на мелкие блоки, ограниченные зонами повышенной трещиноватости и дайками габбродиабазов. Подчиненную роль играют мелкие разрывные нарушения северо-восточного и северо-западного простирания.
Силикатно-никелевые месторождения локализуются в краевых частях массива и зонах контактов ультрабазитов с внутренними телами габбропдов. Реже они встречаются в однородном поле серпентинитов. В разрезе никеленосной коры выветривания отчетливо выражена зональность. Внизу находятся дезинтегрированные и плотные выщелоченные серпентиниты с прожилками опала и магнезита. Выше располагается зона осветленных выщелоченных серпентинитов, слабо нонтронитизи-рованных, а над ней горизонт нонтронитизированных серпентинитов и нонтронитов; местами его верхняя часть сильно обохре-на. Самая верхняя — зона структурных охр, которые вследствие денудации развиты неповсеместно. Рудой являются охры, нонтрониты и выщелоченные слабо нонтронитизированные серпентиниты.
Никеленосная кора выветривания имеет раннемеловой возраст. В миоцене происходили интенсивный смыв элювиального материала с возвышенностей и отложение в пониженных участках рельефа пестроцветных глин, послуживших защитным экраном для расположенных под ними рудных залежей.
На основе данных, полученных при бурении разведочных скважин, были построены планы изогипс подошвы и мощностей рудных тел, содержаний никеля, продуктивностей. В результате установлено совпадение повышенных значений мощностей и извилистости контуров рудных тел с меридиональными и широтными зонами трещиноватости пород на одних месторождениях п северо-западными, меридиональными и широтными — на других. Оказалось, что между содержанием никеля и мощностью рудных тел корреляционная связь очень слабая. Напротив, очень сильная связь наблюдается между мощностью рудного тела и линейной продуктивностью залежей. Это позволило сделать вывод о том, что тектоническая подготовка субстрата спо
198
собствует росту продуктивности рудных тел через увеличение их мощности. Накопление никеля происходило преимущественно инфильтрационным путем в процессе движения подземных вод по зонам повышенной трещиноватости в серпентинитах.
3.2. Карстовые месторождения
С карстом связаны многие месторождения полезных ископаемых— как рудные (силикатно-никелевые, бокситовые, россыпи золота и касситерита), так и неметаллические (алмазы, фосфориты и др.). [8, 41]. По времени формирования они близки рудоносным корам выветривания и часто располагаются вблизи остаточных месторождений.
Обычно карстовые образования сосредоточены в полях различной величины и очертаний. Наиболее часто встречаются их цепочки, приуроченные к горизонтам карстующихся пород, зонам контактов последних с интрузивными массивами и зонам разрывных нарушений в карстующихся породах.
Морфология и размеры карстовых полостей весьма разнообразны п зависят от геологической обстановки. Среди погребенных форм различают воронки, котловины, долины, трубо-, жилообразные и др. Поскольку карстовые формы выступают в качестве геологических границ залежей полезных ископаемых, выделяют погребенные залежь-воронку, залежь-ров, залежь-колодец и т.д. При интенсивном погребении карстового рельефа глинами, бокситами или фосфоритами формируются пластовые или плащеобразные тела. Последние отличаются весьма сложной морфологией подошвы. Выполнены карстовые полости в основном осадочным материалом, принесенным поверхностными и подземными водами, а также обломками вмещающих пород. Тела полезных ископаемых внутри карстовых полостей имеют пласто- и линзовидную форму. Возникают также клино-, ленто-, гнездо- и столбообразные тела. Редко вся карстовая полость выполняется лишь рудой.
Силикатно-никелевые контактово-карстовые месторождения. Никелевые месторождения карстового типа распространены в основном на Урале, особенно широко в Уфалейском районе. Они располагаются на контакте карбонатных пород с серпентинитами н таким образом являются контактово-карстовыми. Развитие обширного и глубокого карста в карбонатных породах шло одновременно с выветриванием всего комплекса горных пород, что создавало исключительно благоприятные физико-механические и химические условия для накопления продуктов выветривания и концентрации никеля в рудах. Карстовые полости выступали как ловушки для сохранения и консервации осадков, а карбонатные породы — как геохимический барьер, обеспечивавший формирование богатых руд, содержащих от 2 до 6% никеля.
199
Рте. 71. Геологический разрез Черемшанского месторождения. По К- Б. Бородину и И. В. Витовской:
1 — делювиальные глины; 2 — озерно-болотные песчано-глинистые этложения; 3—/ — карстовые образования: 3 — грубообломочные (текстура исходных пород сохранена), / — тои-кообломочные алеврнто-пелитовые. обогащенные силикатами никеля; 5—7 — серпентиниты: 5 — выщелоченные, 6 — дезинтегрированные, 7 — неизмененные; 8 — неизмененные мраморы; 9—10 — углисто-кремнистые сланцы: 9 — неизмененные, 10— сильно разложенные; 1] — участки дезинтегрированных пород; 1'2 — разрывные нарушения
Рудные тела залегают и в остаточной коре выветривания, и в карстовых образованиях (рис. 71). Последние представляют собой продукты обрушившейся в подземные карстовые полости остаточной коры выветривания серпентинитов, обогащенной минералами никеля (гарниерит, непуит, никелевый керолпт и др.). Четкая зональность отложений обычно отсутствует. И тем не менее в верхних частях карстового заполнения преобладают охры, нередко с залежами бурого железняка. Ниже наблюдаются полиминеральные глины со стяжениями халцедона и обломками окружающих карст пород. Никелем наиболее обогащены самые нижние отложения, перекрывающие карбонатные породы.
Образование контактово-карстовых месторождений возможно лишь при благоприятных геолого-структурных условиях-h. 3. Корин выделил три общих случая взаиморасположения контактирующих карбонатных пород и серпентинитов, в разной степени благоприятных для концентрации никелевых руд'-1) контактовая плоскость наклонена, карбонатные породы залегают сверху; рудные залежи в карсте не формируются; 2) кон-230
тактовая плоскость, осложненная разрывными нарушениями, занимает положение, близкое к вертикальному; более богатые руды возникают на глубине, так как именно туда попадают грунтовые воды, прошедшие значительный путь по серпентинитам и поэтому обогащенные рудным компонентом; 3) карбонатные породы залегают под серпентинитами, плоскость контакта наклонена и осложнена разрывными нарушениями; такое геологическое строение участка наиболее благоприятно для образования месторождения. Отмеченные три случая геологической обстановки редко встречаются «в чистом виде». На большинстве крупных месторождений наблюдаются их сочетания.
Положение и форма рудных тел в контактово-карстовых месторождениях определяются разрывными нарушениями и особенностями развития карста в карбонатных породах. Выделяются пластовые, столбо- и гнездообразные залежи, тела сложной формы. В целом это сочетание многослойных пологих и крутых залежей, уходящих на глубину более 300 м. Мощность рудных тел различна — от нескольких метров до 100 м и более. Размеры месторождений — от мелких и средних до крупных с запасами никеля сотни тысяч тонн.
Бокситовые месторождения. Карстовые бокситовые месторождения широко распространены в Советском Союзе (районы Тургайского прогиба, Енисейского кряжа, Северного Урала и др.), Средиземноморском поясе (Франция, Венгрия и др.) и других районах мира. Образование месторождений происходило во время перерывов в осадконакоплении, формирования коры выветривания и развития карста в карбонатных породах. Одни месторождения располагаются на контакте известняков с источником алюминия — алюмосиликатными породами — или вблизи него, а другие удалены от источника рудного материала. Первые являются карстовыми и контактово-карстовыми, а вторые (удаленные) —пластообразно-карстовыми.
К карстовым и контактово-карстовым относятся месторождения Тургайского прогиба (Аркалыкское, Амангельдинское, Краснооктябрьское и др.), Енисейского кряжа (Татарское и др.), Урала, Приангарья. Месторождения этого типа протягиваются в виде поясов вдоль контакта карбонатных и алюмосиликатных пород. Они характеризуются глубоким карстом и пестрым составом заполняющих карстовые полости отложений, среди которых бокситы играют подчиненную роль. Пласто- и линзовидные, а также гнездовые, штокообразные, клиновидные и сложные расщепляющиеся тела бокситов залегают среди глин. Бокситы представлены тремя природными сортами — глиноподобными, рыхлыми и каменистыми.
Рудная залежь Киргитейского месторождения в Приангарье приурочена к карстовой воронке па тектоническом контакте протерозойских сланцев с известняками (рис. 72).
201
Иную позицию занимает бокситоносная карстовая депрессия Краснооктябрьского месторождения, находящегося на севере Тургайского прогиба. Карстованию подверглись разбитые разрывными нарушениями известняки нижнего карбона. Пластообразные тела бокситов залегают среди пестроцветных глин и глинистых аллптов и перекрыты кайнозойскими отложениями (рис. 73).
Россыпные месторождения. С карстом связаны промышленные месторождения россыпного золота (Урал, Сибирская платформа), касситерита (район Гэцзю в КНР, районы Юго-Восточной Азии), алмазов (Южная Африка). К карстовым воронкам приурочены россыпи различных генетических типов: элювиальные, делювиальные и аллювиальные. Последние имеют наиболее важное промышленное значение.
При оценке роли карста как коллектора россыпей наиболее целесообразно пользоваться типизацией карстовых форм на морфогенетической основе. При этом следует учитывать литологический состав выполняющих отложений, характер их стратификации, тип слоистости, форму депрессий. На основе этих признаков Г. А. Максимовичем были выделены следующие типы карстовых форм: 1) коррозионно-просадочные; 2) коррозионно-провальные; 3) коррозионно-суффозионные; 4) коррозионно-эрозионные.
Отложения, выполняющие коррозионно-просадочные воронки, залегают слоями, в нижней части почти параллельно рельефу депрессии, что указывает на постепенное проседание накапливающихся осадков по мере углубления воронки. В верхней части слои более молодых отложений выполаживаются и меньше отражают рельеф депрессии. Накопление осадков (особенно на нижних горизонтах) обычно синхронно образованию карстовой полости.
В коррозионно-провальных, воронках стенки обрывистые со следами обрушения вмещающих пород. По границе депрессий устанавливаются разрывные нарушения. Наличие провала фиксируется по нагромождению суглинка, карбонатной глины, глыб карбонатных по'род. Проявление обвальных смещений после заполнения карстовой воронки фиксируется наклонным положением слоев песчано-глинистых пород депрессии. Горизонтальное залегание выполняющих отложений, с резким несогласием упирающихся в крутые, почти отвесные стенки воронки, указывает, что накопление происходило в ранее существовавшие полости.
Коррозионно-суффозионные воронки (коронки «просачивания») образуются не только путем поверхностного смыва и выноса рыхлых продуктов выщелачивания карстующихся пород, но в значительной мере за счет подземного вымывания и выноса этих же продуктов. На первой стадии преобладает механический вынос водой рыхлого материала через понору (щель) 202
Рис. 72. Геологический разрез контактово-карстовой залежи Киргитейского месторождения. По .4. И. Кривцову.
1 — четвертичные суглинки и супеси; 2—3 —глины палеогена: 2 — желтые и красно-бурые. 3 — серые каолиновые: 4— глинистый боксит и бокситовая глина; 5 — бокситы; 6— 7 — протерозойские отложения: 6 — известняки, 7 — филлнтовндные сланцы; 8 — разрывное нарушение
ЕР ШВ Eh Eh Е Eh Eh Eh
Рис. 73. Геологический разрез бокситоносной карстовой депрессии Краснооктябрьского месторождения. По Б. М. Михайлову и др.:
1— покровные отложения (KZ): 2 —бокситы бобовые каменистые, реже глинистые красновато-коричневые (К.-); 3 — аллиты глинистые с включениями рыхлых бобовин (Кй; 4—6 — глины: 4— пестроцветные каолиновые (Кг). 5 — белые каолиновые (Кг)» 6— пестро-Цветные перемятые (К); 7 — известняки (CJ; 3 —разрывные нарушения
в днище воронки, в которую осуществляется сток воды. В этот период на дне воронки и в ее краевых частях откладываются песок, галечник и глина с галькой. Во вторую стадию вынос материала и проникновение его в понору прекращается из-за того, что щели закупориваются глинистыми продуктами. В воронке происходит аккумуляция осадков водоемов застойного типа (глины, алевриты, примесь песка). Слои приобретают положение, близкое к горизонтальному.
Коррозионно-эрозионные депрессии связаны с эрозионной деятельностью водотоков. Выщелачивание и эрозия приурочены к долинам рек или временным водотокам, протекающим по кар-стующимся породам. В плане они всегда имеют вытянутую форму, а поперечные сечения характеризуются корыто- или У-образными профилями. Выполняющие их отложения представлены фациями различного генезиса. Наряду с продуктами карстования (щебенка, глыбы, глинистый материал) содержатся пролювиальные и аллювиальные (песчано-галечные) осадки.
Первые три типа воронок являются коррозионными и формируются только под воздействием выщелачивания карбонатных пород. В одном из районов Сибири выполняющие воронки этого типа терригенные озерные отложения характеризуются ритмичным строением — двухчленным (песок — глина) и трехчленным (песок — глина — алеврит). В основании этих отложений на дне воронок залегают элювиальные, делювиальные, аллювиальные и пролювиальные образования. Цикличность осадконакопления определялась климатическими и тектоническими условиями. «Синклинальные» изгибы слоев внутри воронок возникли в результате проседания в связи с углублением полостей в процессе отложения осадков. Наиболее благоприятными для концентрации золота являются пролювиальные и пролювиальноозерные отложения в нижней части разреза.
К наиболее важным в промышленном отношении принадлежат месторождения коррозионно-эрозионных депрессий (см. далее).
3.3. Пластообразно-карстовые месторождения
Бокситовые прибрежно-морские месторождения. При формировании осадочных бокситовых месторождений, удаленных от источников рудного вещества, и при отложении руд на сильно закарстованной поверхности карбонатных пород образуются бокситовые пласты невыдержанной мощности с весьма сложной поверхностью подошвы (рис. 74, а). Значительно возрастает мощность бокситов на участках коррозионных депрессий (рис. 74,6) или в местах существования дорудных углублений — грабенов.
204
Рис. 74. Строение бокситовых пластов уральских месторождений (разрезы):
— Межевой Лог (по В. С. Мелещенко); б — Кальииского (по Б. А. Богатыреву): J — амфипоровый известняк (D2); 2—6 — боксит: 2 — серый, пестрый, 3 — темно-красный, 4 — обеленный пиритизироваиный. 5 — красный каменистый, 6 —- яшмовндиый, 7 — светлосерый известняк (Di); 8 — разрывные нарушения
На ранней стадии осадочного процесса бокситом выполняются карстовые полости, а затем все дно бассейна выстилается бокситовым пластом. Под основным рудным пластом оказываются бокситовые гнезда и другие различные по форме скопления.
На пластовых бокситовых месторождениях часто встречаются послерудные разрывные нарушения. Вблизи таких разломов бокситы подвергаются гипергенным изменениям. Так, на Каль-ипском месторождении Северного Урала бокситы осветлены и пиритизированы.
Таким образом, характерной особенностью пластообразнокарстовых бокситовых месторождений является сложное строение рудных пластов при их значительной протяженности, а так
205
же наличие как дорудных, так и послерудных разрывных нарушений. Последние на Северном Урале сильно усложняют геологическую структуру месторождений.
Россыпные карстово-озерные месторождения. Некоторые россыпные месторождения золота приурочены к карстовым депрессиям. Площади распространения карста были покрыты озерами, в которых накапливались озерные и озерно-болотные осадки. В процессе формирования россыпи происходило проседание-отложений. На завершающих стадиях вся карстовая полость была перекрыта озерными осадками. Значительной сепарации обломочного материала при этом не было.
Пластовые и линзовидные карстово-озерные россыпи относятся к разряду мелких.
Россыпные карстово-аллювиальные месторождения. К описываемому типу относятся россыпные месторождения золота, связанные с коррозионно-эрозионными формами карста. В одном из районов Сибири [8] они приурочены к фрагментам неогеновой погребенной речной сети. Одна из карстовых депрессий расположена в пределах современной долины на пологом склоне в некотором удалении от современного русла реки (от 20 до-300 м). Поперечный профиль долины корытообразный или неправильной сложной формы с крутыми бортами. В ее днище и бортах отмечаются многочисленные карнизы, западины, карманы глубиной 7—10 м, которые разделяются перемычками. В плане отдельные замкнутые углубления имеют форму узких ложбин, нередко ветвящихся на отдельные рукава. В местах таких разветвлений наблюдаются четковидные расширения-долины, которые чередуются с суженными участками.
Карстовыми отложениями являются суглинки, пестроцветные глины, гравийно-песчаный и глыбово-щебенистый материал,, доломитовая мука. Среди них выделяются элювиальные, коллювиальные (обвально-осыпные и оползневые), аллювиальные-и пролювиальные.
Карст играл основную роль до начала и в первые стадии формирования долины. Причудливые очертания ее поперечного профиля (карнизы, ниши), наличие неровностей и западин в днище, присутствие обвально-осыпных образований из глыб и щебня доломитов, проникновение обломочного материала по трещинам карбонатного плотика — все это создано под воздействием карста. Позже, когда преобладающими стали процессы склоновой и аллювиальной аккумуляции, коренное ложе долины и неровности плотика были перекрыты рыхлыми осадками.
Элювиальные осадки почти не содержат золота, пролювиальные и аллювиально-коллювиальные отложения — слабопродуктивны. Наиболее высокой концентрацией ценных минералов-характеризуется аллювий. Продуктивные тела имеют вытянутую линейную (пластообразную) форму и характеризуются-
206
о
FZ? EZ2 EZ3 EZF FZF
fuc. 75. Геологический разрез одной из золотоносных россыпей в древнем карате (восточный склон Южного Урала). По А. Г. Баранникову:
1—4 — рыхлые отложения: 1 — четвертичные, 2 — миоценовые, 3—4 — верхнеолигоценовые (3 — глинистые, 4 — песчано-галечные); 5 — продуктивные «косые» пласты; 6 — известняки; 7 — выветрелые плгл иограниты
струйчато-гнездовым распространением ценного компонента. Наибольшие концентрации его сохранились в карстовых ловуш-жах карбонатного плотика россыпи. В описываемом районе Сибири в целом продуктивность россыпей карстово-эрозионного типа примерно на два порядка выше, чем в карстовых депрессиях других морфологических типов.
На Урале известно несколько рудных районов с карстово-уоссыпными месторождениями благородных металлов. Формирование их происходило в мезозое, олигоцене и частично в миоцене. Одна из россыпей в древнем карсте находится на восточном склоне Южного Урала. Рудоносные аллювиальные отложения позднеолигоценового возраста представлены белыми, серыми и темпо-серыми каолинит-гидрослюдистыми глинами, кварцевыми песками и галечниками (рис. 75). Местами встречаются железистые песчаники и конгломераты.
Описываемая россыпь приурочена к мезозойским карстовым .воронкам, в которых на глубине 80—-100 м сохранились остатки мезозойских рудоносных аллювиальных отложений. Большая часть ценных компонентов была перемещена олигоценовыми реками из мезозойских отложений. Рудное тело в целом имеет пластообразную форму. Косые металлоносные пласты тяготе-:ют к бортовым частям карстовых воронок. По мере удаления от бортов к центру чаще всего наблюдается обеднение осадков золотом, выклинивание металлоносных струй, приобретающих •форму тонких прослоев, отдельных линз.
3.4. Пластообразные урановые
и медно-ванадий-урановые месторождения в песчаниках
Коффинит-настурановые и халькопирит-роскоэлит-карноти-товые месторождения в песчаниках (или урановые и уран-ванадиевые месторождения «песчаникового типа») имеют важное промышленное значение. Они разрабатываются в США, Нигере, Габоне, СССР и других странах. Наиболее крупные и ти-
207
личные месторождения «песчаникового» типа находятся на плато Колорадо в США.
Месторождения приурочены к слабонаклонным толщам осадочных пород, выполняющих депрессии. Рудные тела локализуются в песчаниках, залегающих среди алевролитов и аргиллитов. Известны месторождения в руслах древних рек, богатых обломками углистого материала.
Форма рудных тел пласто-, ленто-, линзо-, штокообразная. Характерны также своеобразные тела с серповидным сечением. Их называют роллами и полагают, что они сформировались на окислительно-восстановительном барьере в зоне гипергенеза.
Величина рудных тел различная. Протяженность пластообразных тел достигает нескольких километров при ширине несколько сотен метров, а мощность зависит от мощности песчаников и достигает 20—30 м. Очертания рудных тел в плане различные: овальные, вытянутые, изогнутые. Вытянутые совпадают с разрывными нарушениями и зонами мелкой трещиноватости. Часто встречаются рудные тела без видимой связи с разрывными нарушениями. Однако почти всегда отмечается приуроченность рудных тел к участкам повышенного содержания органических остатков, наличия косой слоистости.
Основными минералами являются коффинит, настуран, урановые черни, карнотит, роскоэлит, халькопирит, иордпзит, пирит. Подчиненную роль играют монтроезит, галенит, сфалерит, халькозин, минералы селена, гринокит, барит, целестин и др. Около рудных тел вмещающие породы осветлены, содержат серицит и рассеянную вкрапленность тонкозернистого пирита.
Генезис месторождений «песчаникового» типа остается дискуссионным. Существуют представления об их гидротермальном, экзогенном (инфильтрационном) и полигенном происхождении.
* *
*
Подводя итоги краткого описания геологической структуры экзогенных месторождений, необходимо обратить внимание на то, что важнейшими структурными элементами их являются складки (особеннодепрессии), разрывные нарушения, горизонты карстующихся карбонатных пород, контакты интрузивных массивов. В процессе рудоотложениия обычно используются ранее сформированные структуры (складки, разрывные нарушения, карстовые полости). Движения по разрывным нарушениям происходят не только в дорудное время, но и в процессе и после образования руд. Карстовые полости возникают преимущественно до рудообразования и лишь частично в процессе накопления рудоносных осадков. К коррозионным карстовым и контактово-карстовым полостям приурочены месторождения различ
208
ной (преимущественно воронкообразной) формы. С коррозионно-эрозионными карстовыми депрессиями, выполненными прибрежно-морскими, озерными и речными аллювиальными отложениями, связаны пластообразно-карстовые месторождения.
Контрольные вопросы и задания
1. Какова роль складчатых форм, разрывных нарушений и контактов различных пород в формировании структуры месторождений коры выветривания?'
2. Охарактеризуйте морфологию богатых рудных тел КМА.
3. Опишите геологическое строение силикатно-никелевых месторождений остаточной коры выветривания.
4. Каким образом формируются карстовые месторождения и какова их геологическая структура?
5. Опишите геологическое строение силикатно-никелевых карстовых месторождений.
6. Охарактеризуйте бокситовые карстовые месторождения.
7. Охарактеризуйте россыпные карстовые месторождения.
8. Какие морфологические типы карстовых форм выделяются? Как они: возникают?
9. Охарактеризуйте коррозионные карстовые формы.
10. Охарактеризуйте коррозионно-эрозионные формы.
11. Расскажите о геологическом строении пластообразно-карстовых бокси-. товых месторождений.
12. Охарактеризуйте геологическое строение карстово-аллювиальных россыпных месторождений.
13. Какова роль структурных факторов в формировании урановых и мед-ио-ванадий-урановых месторождений в песчаниках?
4. МЕТОДЫ СТРУКТУРНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ И ЛАБОРАТОРНЫЕ ЗАНЯТИЯ
Основные методы структурных исследований—геологическое картирование и документация — вытекают из самого понятия о структуре (строении) рудного месторождения. К специальным дополнительным методам можно отнести изучение мелкой трещиноватости горных пород, движений вдоль разрывных нарушений, проявившихся в различные этапы деформации, микроструктурный анализ, исследование петрографического и химического состава, а также физико-механических свойств вмещающих пород, структурно-петрофизический и тектонно-фи-зический анализ.
4.1. Детальная геологическая съемка, подземное геологическое картирование
и морфогенетический анализ рудных полей и месторождений*
Основной метод структурных исследований — геологическая съемка. Площадь месторождения обычно охватывается геологической съемкой в масштабе 1 : 1000—1 : 2000. На геологичес
* В разделах 4.1 и 4.3 использованы материалы учебного пособия пс структурам рудных полей и месторождений [3], составленного ранее автором совместно с Ф. 14. Вольфсоном.
14—863 209=
кой карте этого масштаба должны быть показаны все тектонические элементы, влияющие на условия размещения рудных тел, выделены горизонты пород мощностью 1 м и больше, а также нанесены разрывные нарушения, дайки интрузивных пород и рудные тела протяженностью 10 м и более.
Для выявления закономерностей размещения месторождений в пределах всего рудного поля и их структурно-геологических позиций необходимо составление геологической карты масштаба 1 : 10000 или 1:5000. На этой карте находят отражение линейные тектонические элементы протяженностью 100 м и более.
Структурно-геологическая позиция рудных полей может быть выяснена лишь при условии составления геологической карты всего рудного района масштаба 1:50 000, а для некоторых месторождений редких металлов — масштаба 1:25 000.
Не останавливаясь детально на рассмотрении методики крупномасштабного геологического картирования, изложенной в курсе структурной геологии и геологического картирования, кратко отметим некоторые специфические особенности картирования рудных полей и месторождений. Они прежде всего выражаются в необходимости точной привязки основных тектонических элементов, контактов различных пород и рудных тел. Это вызвано тем, что геологические карты рудных полей и месторождений должны служить основой, на базе которой проектируются и проводятся горные и буровые работы для целей разведки, а затем и эксплуатации. В связи с этим крупномасштабные теологические съемки должны быть во всех случаях инструментальными.
При крупномасштабном геологическом картировании нельзя ограничиваться геологическими маршрутами, ориентированными только поперек основных структурных элементов или контактов разных пород, а также данными, получаемыми при изучении искусственных обнажений. Во всех случаях линейные тектонические элементы — разрывные нарушения, рудные тела, дайки и контакты различных пород — должны прослеживаться по простиранию. Как правило, на рудных полях и месторождениях довольно значительные площади сложены современными и более древними отложениями, нередко большой мощности, перекрывающими коренные породы. В данных условиях проходить искусственные выработки для прослеживания структурных элементов крайне трудно, а иногда и невозможно. В связи с этим крупномасштабные геологические съемки рудных полей необходимо проводить в комплексе с геофизическими исследо-ниями, прежде всего с магнитометрической съемкой, электропрофилированием и др. Полученные при этом данные помогают картированию интрузивных пород, обладающих повышенными или резко пониженными магнитными свойствами, прослежи
210
ванию разрывных нарушении, зон гидротермального изменения вмещающих, пород, а иногда и рудных тел. Геофизические аномалии проверяются разведочными выработками.
При геологическом картировании рудных районов в масштабе 1:50000 и 1:25 000 и рудных полей в масштабе 1:5000 и 1 : 10 000 значительную помощь в выявлении линейных тектонических элементов оказывает также дешифрирование аэрофотоснимков. Использование аэрофотоснимков прп картировании рудных полей и месторождений следует считать обязательным.
Однако составленные при картировании рудных полей и месторождений карты не являются полностью законченными геологическими документами — это одна из особенностей картирования. Необходимо непрерывное их пополнение и уточнение-по мере прокладки дорог, проходки горных выработок и бурения скважин, закладки карьеров и проведения других работ.
При геологическом картировании особенно важное значение приобретают установление возрастных соотношений пород и тектонических элементов не только в горизонтальном, но и в. вертикальном разрезе. В связи с этим при картировании рудоносных площадей нужная информация может быть получена при детальной документации керна скважин и особенно горных выработок. В горизонтальных горных выработках следует осуществлять подземное геологическое картирование в масштабе 1:200—1:500. На некоторых крупных месторождениях масштаб может быть уменьшен до 1 : 1000. В процессе проходки горных выработок должна выполняться подземная документация их стенок и забоев в масштабе от 1 : 50 до 1 : 200, а для отдельных наиболее интересных участков — в масштабе 1:6 и 1 : 10.
Для поисков скрытых рудных тел важную роль играет геохимическая съемка, которая проводится как на поверхности,, так и в подземных горных выработках.
При геологическом картировании и документации значительную помощь может оказать фотографирование кровли, стенок и забоев выработок. Дешифрирование черно-белых фотографий позволяет существенно уточнить документацию, особенно проявление наиболее важных тектонических элементов, которые в ряде случаев недостаточно хорошо устанавливаются при прямой документации. В этом отношении особенно ценные данные могут быть получены при цветной диапозитивной съемке, которая способствует выявлению ряда структурных элементов, не обнаруженных другими методами, и одновременно дает возможность увереннее вести картирование зон гидротермального изменения вмещающих пород, выделять различные доруд-ные, продуктивные и послерудные минеральные ассоциации.
Следует учитывать, что существуют инструкции по проведению крупно-, средне- и мелкомасштабного картирования. При Н 211
этом указание о кондиционности карт является общим и выражается в том, что на 1 см2 карты любого масштаба должно приходиться не менее одной точки наблюдения на местности. При оформлении крупномасштабной карты данные дополнительных методов исследований — геофизических, геохимических, а также точки наблюдения должны оформляться в виде особых графических приложений к геологической карте.
В процессе картирования рудных полей и месторождений, сложенных слоистой толщей с преобладанием согласных рудных тел, характерных для многих месторождений цветных металлов, необходимо детально расчленить разрез вмещающих пород и прежде всего выделить опорный горизонт, который хорошо прослеживается по простиранию; особое внимание должно быть уделено изучению рудовмещающей пачки пород и выяснению относительной способности отдельных пластов к пластической или хрупкой деформации, метасоматическому замещению жильными и рудными минералами, гидротермальным изменениям. А. В. Королев рекомендует также определить их удельную трещиноватость (число трещин на 1 м длины выработки пли обнажения) и объем прожилков залечивания (в процентах от общего объема блока пород). Для расчленения и прослеживания пластов достаточно однородных карбонатных пород можно использовать метод изучения нерастворимых остатков, а в силикатных толщах — исследование состава цемента и обломочных зерен. Расчленение разреза слоистой толщи и одновременное прослеживание маркирующего горизонта позволяют подойти к расшифровке складчатой структуры рудного поля и месторождения.
При картировании интенсивно дислоцированных толщ часто необходимо выполнить специальные исследования для выяснения положения почвы и кровли пластов. Для этой цели Л. И. Лукин рекомендует провести наблюдения над ритмичностью осадконакопления, ориентировкой осевых поверхностей складок волочения, соотношением слоистости и сланцеватости. В наиболее сложных случаях целесообразно осуществить наблюдения по всем отмеченным направлениям, в других можно ограничиться лишь одним из методов. В частности, однозначный ответ удается часто получить, изучив ориентировку осевых поверхностей складок волочения.
Задача 1. В районе развиты интрузивные и смятые в складки осадочные породы (рис. 76). В пласте А имеются складки волочения. В северо-западном крыле основной складки их осевые поверхности падают на северо-запад по : углом 45°, а в юго-восточном — на юго-восток под углом 30°.
Необходимо: 1) выявить основные этапы формирования геологической структуры участка; 2) определить морфологию складки и построить разрез п< линии АБ; 3) описать механизм формирования складки.
Для решения этой задачи необходимо воспользоваться сведениями по структурной геологии, которые были изложены в первой главе учебника (см. рис. 2).
212
И
[У?У Щ
Рис. 76. Схематическая геологическая карта участка.
/ — песчаники; 2 — глинистые сланцы-. 3 — конгломераты; 7 —граниты; 5 — дайка лампрофиров; 6— разрывное нарушение; 7 — прототектоническая полосчатость в гранитах и ©лементы ее залегания; 8— элементы залегания горных пород и разрывного нарушения
При картировании складчатых форм следует иметь в виду, что по границам пластов, существенно различающихся по физи-:ко-механическпм свойствам, могут возникать межпастовые срывы, сопровождающиеся зонами дробления, вдоль которых в гидротермальных месторождениях часто образуются межпластовые рудные тела. В изгибах шарниров антиклинальных и частично синклинальных складок нередко наблюдается расслоение, сопровождающееся появлением приоткрытых полостей, что «благоприятствует формированию шарнирных рудных залежей.
Картирование рудных полей в вулканических сооружениях имеет следующие особенности. Наряду с нанесением на карту контактов различных пород и выделением потоков в пределах общего стратиграфического разреза необходимо провести фациальное расчленение вулканических пород, выявить структурные элементы, непосредственно связанные со становлением этих сооружений, и нарушения, наложенные на них. Для локализации оруденения важное значение имеют вулканические жерла, пологие срывы и крутопадающие разрывные нарушения, горизонты благоприятных пород.
В процессе картирования рудных полей в интрузивных массивах обычно удается установить разновозрастные образования,
213
соответствующие различным фазам магматических комплексов. Относительный возраст массивов отдельных фаз определяется при изучении апофиз, проникающих из молодых пород в более древние, а также по наличию ксенолитов ранних пород среди более поздних интрузивных образований. В ходе картирования необходимо выявить линейные структурные элементы, связанные с четко выраженной ориентировкой породообразующих минералов. Большое внимание следует уделять картированию контактов интрузивов с вмещающими породами и развитых вдоль них роговиков и скарнов. По форме контактового ореола, соотношению интрузива с вмещающими породами, ориентировке вкрапленников и положению трещин в эндоконтакте интрузива можно судить об его морфологии и условиях залегания.
Все данные по геологическому картированию, дешифрированию аэрофотоснимков, документации и подземному фотографированию должны быть положены в основу составления геологических разрезов, проекций, блок-диаграмм, а для разрабатываемых, глубоко вскрытых месторождений также для. построения специальных макетов.
Проекции. В работе геологов часто используется изображение тектонических элементов, продуктов магматизма и рудных тел в ортогональной проекции на горизонтальную или вертикальную плоскость. Плоскости проекций выбираются субпараллельно простиранию главных рудоконтролирующих поверхностей— контактов, разрывных нарушений — или линейных структурных элементов — шарниров складок, линий сопряжения и пересечения разломов, контролирующих локализацию оруденения.
По особенностям геологической нагрузки проекции разделяются на контурные и с числовыми отметками. На первые из них, помимо очертаний рудных тел и деталей их внутреннего строения (минеральные типы, текстуры руд и другие особенности) необходимо проектировать также различные структурные элементы: линии перегибов рудоконтролирующих поверхностей, пересечения их с дайками и разрывными нарушениями иного простирания, шарниры складок, площади распространения различных по минеральному составу вмещающих пород п околорудных метасоматитов и т. д.
Методика построения и анализа проекций с числовыми отметками применительно к задачам геометризации геологических объектов освещена в работах А. В. Королева, П. А. Шех-тмана и др. Проекции этого типа позволяют отразить особенности морфологии рудоконтролирующих поверхностей и рудных тел в виде изолиний (изолонги — в проекции на вертикальную плоскость). В изолиниях можно показать различные свойства рудпых тел. В этом случае можно широко использовать методы корреляционного анализа.
214
Объемный морфологический анализ осуществляется на руд-яых полях и месторождениях, глубоко вскрытых горными выработками и скважинами. При этом сопоставляются геологические планы верхних, средних и наиболее глубоких горизонтов, выявляются закономерности изменения на глубину тектонических элементов, морфологии рудных тел и интрузивных образований.
Блок-диаграммы дают возможность объемного изображения геологического строения месторождения или его участка. Построение их проводится аксонометрическими и перспективными методами. В геологической практике наиболее широко применяются аксонометрические косоугольные фронтальные или диагонально расположенные блок-диаграммы с различными углами наклона проекций горизонтальных координатных осей относительно линии основания графической модели. При этом масштаб искажений по вертикальной оси принимается равным 1,0, в по двум горизонтальным меняется в пределах 0,5—0,9. А. В. Пронин для придания блок-диаграммам большего сходства с перспективой рекомендует располагать горизонтальные оси под углами 7 и 41е; при этом искажения по осям будут изменяться соответственно в пределах 0,8—0,9 и 0,7—0,6.
При составлении блок-диаграммы необходимо на геологической карте, погоризонтных планах и разрезах провести границы ее изображаемых граней с учетом всех предполагаемых вырезов и разбить на них сетку, соответствующую выбранным координатным направлениям. Для каждой из намеченных граней необходимо построить искаженную координатную сетку с учетом принятых углов между координатными осями и масштабами искажения (рис. 77). Затем по координатным сеткам геологическая ситуация переносится на соответствующие грани блок-диаграммы [16].
Объемные модели создаются с демонстрационными и служебными целями как дополнение к геолого-маркшейдерским 'планам, разрезам и проекциям. При сложной геологической •структуре они существенно облегчают пространственное восприятие особенностей строения месторождений, морфологии рудных тел и закономерностей размещения обогащенных рудных скоплений.
Среди рассматриваемых моделей различают скульптурные, скелетные, прозрачные. Скульптурные и рельефные макеты и модели делают из папье-маше, пластилина, дерева, плексигласа и т. д. С их помощью изображают сложные топографические поверхности, морфологию разветвляющихся рудных тел, рудоносных горизонтов, контактов интрузивных массивов, рудоконтролирующих разрывных нарушений и других элементов. Модели могут быть разъемными по горизонтальным и вертикальным сечениям, различным геологическим поверхностям, что
215
Рис. 77. Построение аксонометрических блок-диаграмм. По Н; И. Буяловс и Л. И. Лукину.
А — геологический план участка поверхности (выделены блоки) и вертикальные разрезы, ограничивающие его плоскости; Б — изометрическая блок-диаграмма во фронтальной проекции; В — днметрнческая блок-диаграмма; масштабы по осям у и z равны, по оси х он составляет у cos а; Г — изометрическая блок-диаграмма с вырезанной частью бло ка; Д — изометрическая блок-диаграмма в угловой проекции.
1 — глинистые сланцы; 2 — песчаники мелкозернистые: 3 — известняки; 4 — алевролиты 5 — песчаники крупнозернистые; 6 — разрывные нарушения; 7 — ручное тело
позволяет показать особенности строения, скрытые от зрителя в глубине блока.
Скелетные модели изготавливаются из проволоки, полосок жести и других материалов. Обычно они применяются при изображении сложной сети подземных горных выработок. В сово купностп с другими материалами с их помощью можно' изобра зить геологическое строение месторождений и рудных тел.
Наиболее наглядны модели из прозрачных материалов Они могут представлять собой комбинации вертикальных раз резов с подсветкой электрическими лампочками сбоку или пого
216
дщзонтных планов, освещаемых снизу. При сложном строении 'месторождений монтируются пространственные модели, включающие погоризонтные геологические планы и разрезы.
4.2. Изучение движений вдоль разрывных нарушений
В процессе исследования разрывных нарушений, распространенных в пределах рудных полей и месторождений, следует различать дорудные, рудные (сформировавшиеся в процессе рудоотложения) и послерудные. При этом прежде всего должны быть выделены дорудные нарушения. К ним относятся те, .которые возникли до проявления гидротермального изменения .вмещающих пород и развития рудной минерализации. Отдельные из них могли служить путями трещинных излияний эффузивных образований или определять положение даек и интрузивных массивов. Дорудными в подавляющем большинстве случаев являются и трещины отдельности, возникшие на ранних стадиях остывания интрузивов. Позже, в период тектониче--ских деформаций, они обычно подновлялись. К дорудным принадлежат также трещины в осадочных и метаморфических породах, совпадающие с плоскостями напластования и сланцеватости, и секущие трещины, заложенные во время формирования складок. С дорудным периодом нередко связано и тектоническое разлинзование отдельных пластов в метаморфических толщах.
Дорудные разрывы, которые к началу процесса рудообразо-вания обычно бывают закрыты или заполнены различными продуктами магматической деятельности, представляют собой участки пониженной прочности. В процессе рудообразования они подновляются, т. е. по ним происходят движения и появляются полые трещины, по которым могут проникать рудоносные растворы. Но в ряде случаев в процессе оруденения формируются и новые трещины, с иными элементами залегания. Наблюдения над соотношениями дорудных разрывных нарушений с нарушениями, развивавшимися в процессе минерализации, позволяют определить амплитуду перемещения и направление движений во время рудоотложения.
' Переходя к рассмотрению разрывных нарушений, проявившихся в процессе оруденения, следует отметить, что они в большинстве случаев повторяют разрывы, заложенные задолго до оруденения. Некоторые из этих нарушений возникли на значительных глубинах в виде зон пластического течения и расслан-Цевания. Однако к моменту накопления руд рудоносная пло-Шадь испытывает поднятия, и вдоль упомянутых зон рассланце-®ания формируются трещинные полости, параллельно которым и локализуется оруденение. Ранее образовавшиеся разрывы Иногда ограничивают распространение рудоносных нарушений
217
по простиранию и падению, особенно если к ним приурочена тектоническая глинка трения, мало проницаемая для рудоносных растворов. На ряде месторождений аналогичную роль играют дайки интрузивных пород, выполняющие дорудные разрывы и также нередко ограничивающие распространение Оруденения, приуроченного к нарушениям иного направления.
При формировании жильных рудных месторождений главную роль играет выполнение открытых полостей, хотя в некоторых случаях решающее значение может иметь метасоматоз. Исследования показывают, что приоткрытые интервалы разрывов, служащие полостями для накопления минеральных масс, возникают в процессе рудоотложения в связи с движениями блоков пород вдоль рудоносного нарушения. Форма и положение открытых пространств обусловлены морфологией разрывов и направлением движения по ним. Этим в основном и определяется размещение рудоносных участков в участках приоткрыва-ния разрывов в местах их изгибов. В большинстве случаев оруденелыми оказываются лишь те интервалы дорудного разрывного нарушения, которые в момент отложения рудного вещества были приоткрыты.
Неоднократные подвижки вдоль рудовмещающих трещин приводят к их приоткрыванпю и выполнению минеральными ассоциациями различных стадий. Смена минеральных ассоциаций в плоскости разрывных нарушений часто вызывает развитие горизонтальной и вертикальной зональности.
Детальные исследования, направленные на определение направлений тектонических подвижек вдоль минерализованных разрывов в процессе рудообразования, имеют важное значение для выявления обогащенных участков.
Характер движения по рудоносным разрывам, проявившимся в процессе минерализации, изучается путем наблюдений пат смещениями контактов пересекаемых ими пород или более ранних рудных жил. Для определения направления движения устанавливается положение линии скольжения. С этой целью используются борозды скольжения на стенках разрывных нарушений при условии плотного срастания с ними рудной массы, а также микроструктурный анализ.
Значительную помощь могут также оказать наблюдения нал. пространственным соотношением главного разрывного нарушения и оперяющих его трещин. Оперяющие трещины отрыва образуют с главным нарушением острый угол, ориентированнын вершиной в сторону движения.
Тектонические деформации на рудоносных площадях обычно не заканчиваются в процессе минерализации, а продолжаются и в послерудное время. Послерудные разрывные нарушения усложняют форму рудных тел, разделяют их на отдельные блоки, смещенные относительно друг друга. Нередко они развиваются
218
также по зальбандам рудных тел; форма последних при этом ле изменяется, а лишь нарушаются плотно сросшиеся контакты. Послерудные разрывы проявляются обычно в виде зон дробления, сложенных угловатыми, иногда несколько округленными обломками руды, вмещающих пород или тех и других, .сцементированных тонкорастертым материалом — тектонической глинкой. Нередко послерудные нарушения представлены почти целиком тектонической глинкой, содержащей мелкие угловатые обломки или зерна материала рудных тел и вмещающих пород. Окраска послерудной тектонической глинки трения целиком зависит от окраски растертых минералов, входящих в ее состав. Так, тектоническая глинка послерудных нарушений, развитая среди массивных сульфидов, имеет темный, почти черный цвет. Тектоническая глинка в послерудных нарушениях, пересекающих оксидные железные руды, окрашена обычно в красные или бурые тона благодаря наличию в ней гидроксидов железа. При переходе послерудных нарушений во вмещающие породы тектоническая глинка приобретает окраску, свойственную растертым минералам, слагающим эти породы.
Для большей уверенности при отнесении данного разрывного нарушения к послерудным необходимо микроскопическое изучение выполняющего его материала. В послерудной тектонической глинке не отмечается следов хлоритизации, серицитизации или каких-либо иных гидротермальных изменений. Включенные в нее рудные минералы и куски руды имеют явно обломочный облик.
При изучении послерудных разрывных нарушений к главным задачам относят выяснение влияния их на залегание отдельных частей рудных тел, и определение закономерностей расположения, установление направления и амплитуды перемещений по ним. Две первые задачи обычно решаются путем детальных наблюдений при документации горных выработок. Определение же направления перемещения требует проведения ряда дополнительных специальных исследований.
Однозначно направление движения по послерудному разрыву удается выявить путем наблюдений над смещением им нескольких (минимум двух) рудных тел, имеющих различные элементы залегания. Несложные графические построения позволяют точно установить положение линии скольжения, а также амплитуду перемещения пород, слагающих стенки разрывов. Если же удается зафиксировать пересечение и смещение после-РУДным разрывом лишь одного рудного тела либо ряда рудных тел с одинаковыми элементами залегания, то для определения Направления перемещения необходимо знать также и положение линии скольжения. Иногда это можно выяснить путем изучения борозд скольжения на стенках послерудного разрыва, Наблюдения над загибами рудных тел в местах пересечения
219
подобными нарушениями, а также над расположением обломков рудного материала. Однако нередко положение линии скольжения однозначно выявить не удается. В этом случае существенную помощь может оказать микроструктурный анализ (будет рассмотрен далее). Установив положение линии скольжения и используя данные о перемещении рудного тела, можно достаточно точно определить направление послерудного движения и амплитуду перемещения. При решении этих задач также весьма полезны наблюдения за оперяющими основное нарушение трещинами. В случае движений по разрывам в процессе рудообразования оперяющие трещины оказываются минерализованными, тогда как оперяющие трещины, возникшие после оруденения, никаких признаков минерализации не несут.
Графические методы определения амплитуд перемещения по разрывным нарушениям. В практической деятельности часто приходится решать вопросы, связанные с выявлением амплитуд перемещения по разрывам. Для этого необходимо иметь не только какой-либо структурный элемент, смещенный разрывным нарушением, но и обязательно знать истинное направление перемещения в плоскости сместителя. Как уже упоминалось, это направление R устанавливается различными методами: по штрихам скольжения, с помощью оперяющих трещин, путем микроструктурных исследований, а также графически. Последний способ наиболее надежен. Применим он в том случае, если разрывным нарушениеги смещены два различно ориентированных структурных элемента: две дайки, две жилы, дайка и жила и т.д. При решении задач на данную тему необходимо определять линии сопряжения двух различно ориентированных плоскостей. Делается это графическим способом.
Первый способ, (рис. 78). Две плоскости (ЛБ и ВГ) сопрягаются в точке В. Плоскость АБ падает на север под углом 70е, а плоскость — ВГ — на северо-восток под углом 50е. Чтобы найти линию сопряжения этих плоскостей, надо знать положение на ней не менее двух точек, принадлежащих к обеим плоскостям. Одной их общей точкой является точка В, находящаяся па поверхности. Вторую точку будем искать на любой произвольной глубине Н (нижней вспомогательной плоскости) с помощью дополнительного горизонтального сечения. Для этого построим вспомогательные разрезы вкрест простирания обеих плоскостей. Горизонтальное проложение для плоскости АБ равно отрезку а, а для плоскости ВГ — отрезку б. Полученные отрезки откладываем на плане перпендикулярно исходным плоскостям, а затем проводим линии ДЕ и ЖИ, являющиеся линиями простирания плоскостей АБ и ВГ на нижней вспомогательной плоскости. Точка 1 представляет собой вторую общую точку н находится на глубине И от поверхности. Соединив точки В и 1, получим горизонтальную проекцию линии сопряжения двух
220
Рис. 78. Схемы определения графическим способом линии сопряжения двух; плоскостей АБ и ВГ (на плане)
плоскостей. Чтобы показать эту линию в плоскости АБ, падающей на север под углом 70°, необходимо сделать разрез в этой плоскости и совместить его с плоскостью чертежа. Нужно повернуть плоскость АБ вокруг линии АБ, как вокруг оси, на 70° до совмещения с поверхностью. Этот прием поворота осуществляется на вспомогательном разрезе (показано пунктиром). Линия ДЕ займет положение Д'Е', т. е. будет находиться от линии АБ на расстоянии в. Перенесем отрезок в на план и проведем линию Д’Е'. В результате поворота плоскости АБ до совмещения с поверхностью все точки, находящиеся на линии ДЕ, будут смещены на линию Д'Е' по нормали. Точка 1 займет положение 2. Таким образом, мы нашли точку 2, которая находится на линии сопряжения двух плоскостей и располагается на глубине Н от поверхности. Линия В—2 является линией сопряжения плоскостей АБ и ВГ.
221
-Рис. 79. Схема определения графическим способом амплитуды перемещения .по разрывному нарушению:
1— граниты; 2 —дайкп гранит-порфиров; 3 — разрывное нарушение; 4 — элементы залегания
Эту же задачу можно решить и вторым способом, при котором вспомогательные разрезы строятся на линиях простирания плоскостей АБ и ВГ. В этом случае отрезок И откладывается в любом месте линии простирания. Затем восстанавливаются перпендикуляры по направлению падения плоскостей и от одного из перпендикуляров откладывается угол падения плоскости. Затем проводятся линии ДЕ и Ж.И и находится точка 1. После этого осуществляется поворот вокруг линии АБ до совмещения плоскости АБ с поверхностью так, как это показано на рисунке. Находим точку 2, а затем линию сопряжения двух плоскостей В—2.
:222
Задача 2. Дана геологическая схема участка (рис. 79). Разрывным нарушением, падаюйуш на север под углом 45э, смещены две различно ориентированные дайки.
Требуется графическим способом установить направление и амплитуду перемещения.
Определение амплитуды перемещения является более сложной задачей. По наблюдаемому в плане смещению даек можно заключить, что висячий бок приподнят, а перемещение было взбросо-сдвиговым, так как западная дайка (угол падения 35°) имеет меньшее видимое смещение по сравнению с восточной (угол падения 50°). Истинное направление перемещения и его величина легко устанавливаются графическим способом.
Для решения этой задачи необходимо найти какую-нибудь точку сначала в одном боку разрывного нарушения, а затем положение ее в другом смещенном боку. Направление и расстояние между этими точками и составит амплитуду перемещения. Задача сводится к тому, чтобы выявить общую точку, принадлежащую к двум дайкам и нарушению в висячем боку нарушения (дайки падают в противоположные стороны и пересекаются над поверхностью), и эту же точку в смещенном лежачем боку разрыва. Общая точка двух даек в плоскости нарушения располагается на пересечении линий сопряжения этих даек со сместителем. Находим эту точку сначала в висячем боку разрывного нарушения. Путем графических построений (см. рис. 78) получаем линии сопряжения даек с нарушением (м'л и к'и— см. рис. 79). Здесь лишь необходимо обратить, внимание на то, что линии сопряжения и искомая амплитуда находятся в плоскости нарушения. Поэтому разрез в плоскости нарушения совмещается с плоскостью карты (с поверхностью) путем поворота плоскости разрыва вокруг линии АБ на 45°. Точка пересечения линии м'л и к'и является общей точкой ЛС
Путем аналогичных построений можно было бы определить также и положение общей точки в лежачем боку нарушения. Но эту задачу можно решить более простым способом. Через точки «1 и Л] проводим линии, параллельные ранее найденным линиям сопряжения м'л и к'и, до пересечения в точке М. Эта точка и будет искомой. Соединяем М и N. Расстояние между ними и будет амплитудой, а направление соответствует направлению перемещения по разрывному нарушению. Если условно принять, что в процессе перемещения двигался висячий бок, а лежащий бок оставался неподвижным, то это направление Движения следует показать стрелкой, направленной в сторону точки N. Следовательно, в рассматриваемом примере мы имеем Дело со взбросо-сдвигом. Висячий бок смещен на 15 м и двигался под углом а = 78° к горизонту. Взбросовая составляющая перемещения LN равна 14 м, а сдвиговая ML — 3 м.
223-
ПО ОООООО
Рис. 80. Геологический план горизонта горных выработок 1080 м:
/ — граниты; 2 —дайки кварцевых порфиров; 3— рудная жила; 4—5 — разрывные нарушения: 4 — дорудное, 5 — послерудное; 6 — горные выработки; 7 — элементы залегания
Задача 3. Дан геологический план горизонта горных выработок 1080 м .(рис. 80).
Требуется определить амплитуду перемещения в плоскости послерудного нарушения и положение смещенной части рудной жилы на горизонте горных выработок 1080 м и на подгоризонте 1060 м.
В этой задаче сначала устанавливается амплитуда перемещения, а затеи с ее помощью находят точное местоположение смещенной части рудной жилы, т. е. решается обратная задача. При решении задачи необходимо принимать со стороны висячего и лежачего боков разрывного нарушения одни и те же контакты смещенных даек.
Задача 4. Дан геологический план участка (рис. 81). Известны видимое смещение жилы и направление штрихов скольжения, ориентированных по лишни падения сместителя.
Требуется определить амплитуду смещения жилы графическим способом.
Задача 5. Дана геологическая схема участка (рис. 82). Известны видимое смещение жилы и ориентировка штрихов скольжения в плоскости нарушения, наклоненных к востоку под углом 40° к линии простирания сместителя.
Требуется определить амплитуду перемещения в плоскости послерудного 'нарушения.
Когда разрывным нарушением смещен какой-нибудь один структурный элемент, но при этом известно направление штрихов скольжения, амплитуда перемещения устанавливается легко.
224
Рис. 81. Схема определения графическим способом амплитуды перемещения по разрывному нарушению с помощью тектонических штрихов скольжения: /—граниты; 2 —рудная жила; 3 — разрывное нарушение; 4 — штрихи скольжения в плоскости разрывного нарушения; 5 — элементы залегания
Задача сводится к определению двух линий сопряжения жилы с нарушением (в висячем и лежачем боках нарушения). Расстояние между этими линиями по направлению штрихов скольжения и является амплитудой. В случае задачи 4 она равна 9 м (см. рис. 81).
Как уже отмечалось, важное значение для выяснения направления перемещения по крупным сколовым нарушениям имеют оперяющие трещины. Нужно еще раз подчеркнуть, что если направление перемещения по разрывным нарушениям выявляется исходя из пространственной ориентировки оперяющих трещин, то в каждом случае необходимо иметь совершенно достоверные данные о генетическом типе этих трещин (скол или отрыв) и связи их с крупными разрывами. Следует также доказать одновременность движения по разлому и возникновения оперяющих трещин. Для этого проводятся массовые замеры трещин вблизи разрывного нарушения и вдали от него, а полученные трещинные диаграммы сопоставляются. Кроме того, изучается и сопоставляется гидротермальная минерализа-
15—863
225
Г+~]/ RXU [WV
Рис. 82. Геологическая схема участка:
/ — граниты; 2 — дайка порфиритов; 3 — рудная жила; 4 — разрывное нарушение; 5 — элементы залегания
ция в оперяющих трещинах и основных нарушениях, а также делаются детальные зарисовки.
Зная пространственную ориентировку и генетический тип оперяющих трещин, можно графическим способом найти истинное направление перемещения в плоскости нарушения в момент образования этих трещин. На схеме (рис. 83) показано, что широтное разрывное нарушение, падающее на север под углом 65°, сопровождается оперяющими трещинами отрыва северо-восточного простирания, падающими на северо-запад под углом 50°. Смещение северного блока происходило в западном направлении, т. е. в сторону острого угла а. Чтобы определить истинное направление перемещения R, необходимо найти линию сопряжения оперяющей трещины со сместителем. Путем описанных выше графических построений находим эту линию сопряжения В—2 и показываем на чертеже направление R„
226
перпендикулярное линии сопряжения. Таким образом, можно сделать вывод, что при образовании оперяющих трещин имел место взбросо-сдвиг. Висячий бок перемещался по отношению к горизонту под углом р, равным 41°.
Задача 6. Дана геологическая схема участка (рис. 84).
Требуется определить амплитуду смещения по трещине перед образованием баритовой жилы.
При решении этой задачи сначала устанавливается направление перемещения вдоль жилы с помощью оперяющих трещин, а затем, зная положение смещенного контакта между гранитами и порфиритами, можно найти амплитуду смещения. При выполнении графических построений необходимо учитывать мощность жилы.
Задача 7. Дана геологическая схема участка (рис. 85). Построены диаграммы трещиноватости горных пород на участках I и II.
Требуется: 1) определить направление перемещения по разрывному нарушению; 2) построить разрез по линии 45.
Поверхность
Нижняя вспомогс тепьна-плоское Г.'!,
Рис. 83. Схема определения графическим способом направления перемещения R в плоскости нарушения АБ по ориентировке оперяющих трещин отрыва ВТ и В'Г'
.15
227
Рис, 84. Геологическая схема участка (зарисовка):
1 — граниты; 2 — порфириты; 3 — барнтовые жилы; 4 — тектоническая глинка; 5 — элементы залегания
Рис. 85. Геологическая схема участка и диаграммы трещиноватости горных пород: 1 — песчаники; 2 — известняки: 3 — ьффузивы; -J— рудные тела: 5 — ра зрывное нар\ шение; б — участки замеров трещиноватости горных пород: 7—элементы залегания
4.3. Изучение трещиноватости горных пород
Все основные разрывные нарушения и тектонические швы, которые удается закартировать в процессе геологической съемки в масштабе от 1 :50 000 до 1 : 1000 и подземной геологической съемки в более крупном масштабе, должны подвергаться дальнейшему изучению для выявления их внутреннего строения и воссоздания истории развития движений вдоль них. Наряду с этим при анализе структур рудных месторождений важное значение приобретает изучение мелкой трещиноватости, развитой во вмещающих породах. Эта трещиноватость может представлять собой совокупность трещин отдельности, которые были заложены в период формирования осадков или в процессе остывания эффузивных и интрузивных пород и обычно получают дальнейшее развитие в процессе тектонических деформаций. Она возникает также в процессе смятия пород в складки, проявляется в узких зонах среди слоистых толщ над разломами фундамента, часто обусловлена движениями блоков пород, примыкающих к более крупным разрывным нарушениям, и включает серии трещин, оперяющих последние.
При изучении мелкой трещиноватости выясняется плотность ее развития (число трещин на 1 м), устанавливаются элементы залегания наиболее распространенных систем трещин. Анализ мелкой трещиноватости в основном сводится к массовым замерам элементов залегания трещин с последующим нанесением их на диаграммы. Для этой цели выбирается площадка в 20— 80 м2, представляющая собой хорошее естественное или искусственное обнажение, в пределах которой измеряются элементы залегания всех трещин. В ряде случаев возможны массовые замеры трещин в подземных горных выработках, особенно ориентированных вкрест простирания основных тектонических элементов, или в карьерах, вскрывающих рудоносные штокверки. При таком измерении целесообразно выделять, используя соответствующие условные обозначения, трещины, выполненные разными минеральными ассоциациями и неминерализованные.
Все замеры, общее число которых должно быть не менее 100—150, наносят на сетку Вальтера — Шмидта. После этого они обрабатываются с целью определения элементов залегания максимумов наиболее отчетливо проявленных систем трещин. При этом помимо диаграмм, которые включают замеры сводных элементов залегания всех трещин, в ряде случаев нужно дополнительно составить частные диаграммы по элементам залегания трещин, выполненных различными минеральными ассоциациями. Полученные диаграммы являются необходимым дополнительным материалом для анализа структуры всего изучаемого рудного поля или месторождения. В некоторых случаях для этой цели целесообразно нанести в уменьшенном виде
229
диаграммы мелкой трещиноватости на геологические карты или подземные геологические планы, что может способствовать углубленному структурному анализу.
Помимо сбора и обработки статистических данных по мелкой трещиноватости важное значение приобретает изучение внутреннего строения более крупных минерализованных и без-рудных разрывных нарушений и рудных тел. Оно проводится путем подземного картирования и детальной документации в масштабе 1 : 10—1 :50. При этом в первую очередь детально документируются плоскости скольжения, отмечается наличие или отсутствие вдоль них тектонической глинки или признаков минерализации, зарисовывается развитая между тектоническими швами мелкая трещиноватость. Тщательно изучаются тектоническая брекчия и различные минеральные образования, включая относительно мощные зоны гидротермально измененных пород, а также узкие метасоматические оторочки, обусловленные околопрожилковым изменением. Полученные при такой документации данные — важный материал, использующийся при общем анализе структуры месторождения.
4.4. Микроструктурный анализ
Микроструктурный анализ — это изучение ориентированных текстур и структур горных пород. Определенные элементы породообразующих минералов, такие как спайность, удлинение, оптические оси могут иметь закономерное положение, например, лежат в одной или нескольких плоскостях, подчинены одному или нескольким направлениям. Ориентированные структуры возникают в породах в результате отложения компонентов из неподвижной или движущейся среды, в случае деформации твердых горных пород под влиянием тектонических сил, а также в связи с некоторыми другими процессами. Ориентировка минералов по форме происходит в условиях отложения. При осаждении из неподвижной среды пластинчатые минералы накапливаются на «дне», стремясь расположиться параллельно ему. Если минералы формировались в движущейся среде, как, например, при кристаллизации пластинчатых минералов в движущемся потоке лавы, то их ориентировка будет соответствовать поверхностям уступов обтекаемых твердых пород. При этом ориентировка минералов указывает и на направление течения. Так возникает ориентировка многих породообразующих минералов в приконтактовых частях интрузивов, вызванная перемещением внедряющейся магмы. Если же ориентировка по форме объясняется ростом кристаллов на стенках открытой трещины, то появляются так называемые гребенчатые структуры.
230
По-другому возникает ориентировка минералов, связанная с тектоническими деформациями. При их воздействии в породах могут происходить дифференцированные движения одних зерен по отношению к другим или деформация зерен по плоскостям трансляции или двойникования, т. е. по определенным плоскостям кристаллических решеток. Результатом тектонических деформаций является ориентировка некоторых компонентов по внутреннему строению. Такая ориентировка присуща кварцу и кальциту. Другие же минералы, слагающие породы, при этом могут оказаться ориентированными по форме зерен.
Для облегчения анализа движений, происходящих в породе при деформации и проявляющихся в ориентировке слагающих ее минералов, а также для сопоставления этих движений с элементами микроструктуры (с простиранием и падением слоистости или сланцеватости пород и т. п.) в микроструктурном анализе принята прямоугольная система координат а, Ь, с.
Ось а этой системы координат соответствует линии движения, плоскость ас — плоскость деформации, ось b — перпендикулярна последней.
Нередко в микроструктурном анализе употребляют термин «плоскость S». Под ним подразумевают всякую плоскость, отраженную в текстуре или структуре породы. Такими могут быть плоскости напластования, структур течения, сланцеватости или скалывания (скольжения).
Для изучения ориентировки минералов в породе по их внутреннему строению, необходимо отобрать ориентированный образец. Для этого непосредственно на обнажении, на хорошо проявленной плоскости карандашом прочерчивают линии простирания и падения и замеряют элементы залегания этой плоскости. После этого отбивают образец с начерченными на нем линиями. Этот образец и отпиленная от него пластинка легко могут быть ориентированы в пространстве. Шлиф, изготовленный из такой пластинки, изучается на Федоровском столике. При этом измеряется положение оптических осей кварца и кальцита или плоскостей двойникования кальцита и слюд.
Для каждого минерала проводят измерения в 200—300 зернах и результаты замеров наносят на равноплощадную сетку; можно наносить их на сетку Вульфа. Затем отстраивают изолинии равных плотностей. По характеру полученных диаграмм все тектониты могут быть разделены на так называемые S-и В-тектониты. На диаграммах S-тектонитов оптические оси зерен кварца или кальцита, слагающих породу, образуют отдельные (один или два) максимумы (рис. 86). Следовательно, в этом случае оптические оси не только находятся в одной плоскости, но и ориентированы параллельно между собой. В В-тектонитах имеется серия максимумов, располагающихся
231
S-тектониты
Рис. 86. Диаграммы тектонитов:
S-тектониты с одним (а) и двумя (б) максимумами и В-тектоннты с одним {в) и тремя (г) максимумами
Рис. 87. Схема определения направления перемещения по разрывному нарушению с помощью микроструктурного анализа: а — план; б — разрез, /—граниты; 2 — разрывное нарушение; 3 — места отбора ориентированных образцов
1++|/ м? IZZ]5
в пределах определенного пояса, осью которого оказывается ось Ь. В этом случае оптические оси размещаются в одной плоскости и их ориентировку можно сравнить с положением спиц в колесе (см. рис. 86, г). В-тектониты указывают на общее смятие породы; они обычно устанавливаются в гнейсах, кристаллических сланцах, разгнейсованных гранитах и в близких к ним породах.
232
Исследование тектонитов, образующихся в процессе складчатости, позволяет выяснить механизм формирования складок. Так, в складках изгиба со скольжением минералы, слагающие породы, приобретают соответствующую ориентировку; например, пластинки слюды располагаются в плоскости скольжения, повторяя форму складки. В зернах кварца максимумы выходов их осей совпадают с положением линии скольжения. В породе развивается сланцеватость, согласная со слоистостью.
В складках скалывания, обязанных своим формированием скольжению отдельных тончайших пластин породы по серии параллельных плоскостей, появляется и соответствующая ориентировка минералов. В породах образуется сланцеватость, которая сечет слоистость. Пластинки слюды располагаются преимущественно параллельно плоскостям скольжения. Соответствующую ориентировку могут приобрести и оптические оси зерен кварца.
При изучении тектонитов, возникающих в связи с движениями по разрывным нарушениям, по положению максимумов можно судить об ориентировке линий скольжения. Ось а тектонитов совпадает со штрихами скольжения.
Применение микроструктурного анализа особенно целесообразно, когда изучаемое разрывное нарушение прослеживается в однородных породах (например, гранодиоритах) и прямыми геологическими наблюдениями направления перемещения прилегающих к нарушению блоков пород установить не удается (рис. 87).
В результате исследования выявлен S-тектонит с горизонтальной ориентировкой оси а. Следовательно, вдоль нарушения происходил сдвиг пород.
Задача 8. Дана геологическая схема участка (рис. 88). На участке / отобран ориентированный образец и изготовлен шлиф, ориентированный в плоскости послерудного нарушения. Результаты замеров ориентировки оптических осей зерен кварца представлены на диаграмме.
Требуется определить амплитуду перемещения по разрывному нарушению, построив разрез в плоскости сместителя.
Задача 9. Дана геологическая схема участка (рис. 89). На участках / и II отобраны ориентированные образцы и изготовлены ориентированные шлифы, вырезанные вертикально по линии падения разрывного иарушеиия. В шлифах замерены по 200 выходов оптических осей зерен кварца. Результаты измерений нанесены на равноплощадные проекции и обработаны по методу изолиний.
Требуется: 1) построить разрез по линии Л Б: 2) определить амплитуды смещения по нарушению при различной ориентировке оптических осей зерен кварца в плоскости нарушения (варианты 1 и 2 —см. рис. 89).
Помимо исследования разрывных нарушений, микроструктурный анализ при изучении рудных полей может быть применен для выявления соотношения рудоносных жил с дайками интрузивных пород, выяснения генезиса рудоносных трещин, а также направления пред- и внутрируДных движений, происхо-
233
Рис. 88. Геологическая схема участка:
1 — гранит; 2— рудная жила; 3 — разрывное нарушение; 4 — место отбора ориентированного образца для микроструктурного анализа: &— элементы залегания
дивших в их плоскостях. Такие исследования проводились Е. П. Сонюшкиным на одном из жильных полиметаллических месторождений. Жила сложена разновозрастными минеральными ассоциациями и формировалась в несколько стадий: кварцевую, карбонатную, кварц-хлоритовую. В ориентированных шлифах, отобранных из гранита около контакта с трещиной, вмещающей жилу, и на удалении от нее, изучался кварц. В первом случае был установлен отчетливый максимум ориентировки оптических осей кварца, отвечающий горизонтальному положению линии скольжения; во втором шлифе ориентировка оказалась иной, а указанный максимум проявился значительно слабее. Отсюда был сделан вывод, что смещение по трещине перед образованием кварцевой жилы имело характер сдвига.
Для суждения о положении линии скольжения при движениях в процессе оруденения была изучена ориентировка оптических осей кварца, а также плоскостей спайности более позднего кальцита в жиле, обладающей полосчатым строением. Ориентированные шлифы были вырезаны в плоскости, перпендикулярной линии простирания жилы. Измерение ориентировки оптических осей зерен раннего кварца в жиле показало наличие одного максимума, совпадающего с линией простирания контакта жилы. Е. П. Сонюшкин сделал заключение, что перемещение по трещинам перед отложением кальцита также было сдвиговым.
При исследовании шлифов, взятых из кальцитовой жилы, оказалось, что ориентировка плоскостей спайности в зернах 234
Рис. 89. Геологическая схема участка:
/ — гранодиориты; 2 — гранит-порфиры: 3 — разрывное нарушение; 4 —места отбора ориентированных образцов; 5 — горизонтали
кальцита отвечает типичному В-тектониту, ось которого параллельна простиранию контакта кальцитовой жилы. Следовательно, движение происходило по линии падения жилы, т. е. вертикально.
Задача 10. Дан план рудной жилы (рис. 90). Пространственная ориентировка шлифов и результаты замеров оптических осей зерен кварца на участках I и II показаны иа диаграммах.
Требуется определить число и направление перемещений в плоскости рудной жилы.
Как уже отмечалось, шлифы, изготавливаемые из специально отобранных образцов, ориентируют в плоскости разрывного нарушения или вертикально по линии падения нарушения. Порода изучается как вблизи, так и вдали от нарушения. Получаемые диаграммы тектонитов дают возможность установить направление движения в плоскости разрывного нарушения.
235
Рис. 90. Зарисовка рудной жилы (план):
/—сланцы; 2 — гранит; 3 — дайка габбродиабаза; 4— рудная жила с кварц-пнритовой (а) н кварц-молибдеинтовой (-6) минеральными ассоциациями; 5 — места отбора ориентированных образцов; 6 — элементы залегания
При решении задачи 9 и построении разреза элементы залегания горных пород и разрывного нарушения следует определить исходя из топографии местности. При решении задачи 10 необходимо определить направление внутриминерализационных подвижек.
Интересные микроструктурные исследования карбонатных пород были проведены В. Ф. Чернышевым на Алтын-Топканском скарново-полиметаллическом месторождении, где развиты би-метасоматические (на контакте гранодиоритов с известняками) и инфильтрационные (вдали от контакта) скарны. Изучение показало, что оптические оси и плоскости двойникования зерен кальцита в мраморизованных известняках около инфильтрационных скарнов и разломов имеют иную ориентировку, чем около биметасоматических скарнов. В двух первых случаях оптические оси и полосы плоскостей двойникования зерен кальцита ориентированы в одном-двух направлениях и дают диаграмму, типичную для S-тектонитов, развивающихся при деформации пород с разрывом сплошности и образованием трещин скалывания. В мраморизованных известняках на контакте со скарнами проявляется отчетливая поясовая ориентировка оптических осей и нормалей к плоскостям двойникования, свойственная В-тектонитам. Такая ориентировка возникла в условиях пластической деформации пород, сопровождающейся их тонким рассланцеванием без разрыва сплошности, что, по-видимому, 236
связано с более интенсивным прогревом пород вблизи интрузивного массива.
Существенную помощь метод микроструктурного анализа пород оказывает и при изучении послерудных деформаций. Возможности применения его при изучении рудных полей и месторождений, а также рассмотрение самого метода и его теоретических основ изложены в работах Л. И. Лукина, В. Ф. Чернышева, И. П. Кушнарева.
4.5. Изучение физико-механических свойств горных пород
Влияние физико-механических свойств горных пород на формирование месторождений хорошо известно. Механические свойства (упругость, прочность, пластичность) играют важную роль при образовании складчатых и разрывных структур, а физические свойства (пористость, проницаемость и др.) оказывают воздействие на процесс локализации оруденения.
До 60-х годов исследования по выявлению роли физико-механических свойств горных пород носили разрозненный характер и касались главным образом анализа пористости и проницаемости. В середине 60-х годов эти исследования стали бурно развиваться, накапливался новый материал, а результаты обсуждались на специальных Всесоюзных совещаниях в 1964 и 1970 гг. в Москве. В работах этого периода дана развернутая характеристика структурно-литологических экранов, толщ и отдельных горизонтов, благоприятных для формирования различных типов рудолокализующих складчатых, трещинных и других структур, а также физико-механических свойств вулканогенно-осадочных и интрузивных образований. Установлена важная роль предрудных гидротермально-метасоматических процессов, которые способствовали формированию пористых, проницаемых, хрупких и малопрочных пород, легко замещаемых рудными минералами. В последние годы в практику петрофизических исследований стали внедряться методы, позволяющие определять объемную анизотропию свойств горных пород.
Следует обратить внимание на то, что структурные особенности месторождений не только зависят от свойств пород, но в значительной мере определяются сочетанием участвующих в совместной деформации пород с различными свойствами. Выделяются стратиграфические разрезы однородные, двухчленные и трехчленные. Однородные разрезы сложены преимущественно однотипными породами, хотя могут присутствовать маломощные горизонты иного состава. Во флишоидных толщах формируются изоклинальные подобные складки с седловидными рудными залежами, а в карбонатных — столбообразные рудные тела, связанные с тектоническими трещинами. В двухчленных разрезах в тектоническом процессе участвуют две различные тол
237
щи. В том случае, когда карбонатная толща подстилается сланцевой, возникает обстановка, неблагоприятная для рудообра-зования, так как сланцы препятствуют проникновению гидротермальных растворов в известняки. Если же сланцы залегают над карбонатной толщей, то они оказываются экраном, под которым локализуется оруденение. Известны случаи, когда массивные известняки перекрываются слоистыми известняками, которые деформируются как весьма пластичные с образованием мелких тесно сжатых складок. При этом формируются в основном складчатые рудные поля в блокированных горст-антикли-налях. Если карбонатная толща перекрывается эффузивной, то вулканические породы разбиваются разрывными нарушениями и возникает блоковая структура рудного поля. Кроме жильных рудных тел под эффузивами по межпластовым срывам формируются межпластовые рудные залежи.
При трехчленном строении разреза (сланцы внизу, известняки в средней части и вулканические породы вверху) в результате единого тектонического процесса в сланцах образуются складчатые структуры, осложненные разрывными нарушениями, а в известняках и эффузивах преобладают блоковые структуры.
В крупных разрывных нарушениях, пересекающих слоистые толщи пород с различными физико-механическими свойствами, часто возникает структурная зональность. Детально это явление изучено на урановых месторождениях вулкано-тектонических депрессий и кальдер, где в прочных хрупких породах (игнимбритах, лавах) образовались редкие рудные жилы, а в менее прочных и более пористых (туфах, туффитах, песчаниках и др.) —минерализованные зоны и штокверки.
В интрузивных массивах, в пределах которых размещаются рудные поля и месторождения, важная роль в формировании трещинной структуры также принадлежит физико-механическим свойствам пород различных фаз, фаций и дайковых комплексов. Необходимо изучать также свойства гидротермально измененных пород, которые становятся более пористыми, менее прочными, и, следовательно, более благоприятными для рудоотложения. Изучаться должны метасоматиты различных этапов и стадий минерализации, так как физико-механические свойства их сильно меняются.
Плитообразные интрузивные тела и дайки по прочностным свойствам резко отличаются от вмещающих их осадочных, вулканических и метаморфических пород. Поэтому в них возникают системы трещин с лестничными рудными жилами.
Необходимо отметить также наличие в метаморфических толщах структур будинажа.
Таким образом, основными вопросами исследования физико-механических свойств рудовмещающих горных пород являются: детальное расчленение стратиграфического разреза и изу
238
чение свойств слагающих его пород, изучение свойств пород интрузивных массивов и даек, а также гидротермальных метасоматитов различных фаций и возраста. Изучение проводится в такой последовательности: 1) оценка свойств горных пород на основе анализа имеющихся детальных геологических карт рудного поля или месторождения; 2) полевые работы по детализации стратиграфического разреза, уточнению формы интрузивных массивов и даек, строения разрывных нарушений, составление детальных зарисовок и сбор образцов; 3) петрографическое изучение пород, определение их физико-механических свойств в лабораторных условиях; 4) составление петрофизической карты месторождения, рудного поля илн небольшого участка; 5) использование результатов исследования при решении вопросов формирования месторождения, выявления условий локализации оруденения и выборе направления поисково-разведочных работ.
4.6. Структурно-петрофизический анализ
Структурно-петрофизический анализ, разрабатываемый В. И. Старостиным, предназначен для выяснения роли физикомеханических свойств пород в локализации оруденения, а также для выявления палеотектонических полей напряжений на последовательных этапах развития рудоносных структур [33]. Этот анализ осуществляется на основе детальных геологических карт, а также данных микроструктурных, тектонических и петрофизических исследований. Отбираемые на месторождениях ориентированные образцы изучают на ультразвуковой импульсной аппаратуре, с помощью которой определяют скорости распространения упругих волн, рассчитывают модули и коэффициенты упругости. Причем индикатриса скоростей распространения продольных ультразвуковых волн устанавливается на двух взаимно перпендикулярных и плоскопараллельных пластинах диаметром 3—15 см при толщине 0,5—2 см, которые вырезаются из образца алмазной пилой. В тех же образцах определяются объемная масса, параметры насыщения, пористость и твердость. После этого рассчитывается комплексный петрофизический коэффициент, который представляет собой единый коэффициент физико-механических свойств. Затем строятся изолинии равных значений этого коэффициента, выделяются участки, благоприятные для локализации руд или играющие роль экранов для рудоносных растворов.
4.7. Анализ истории формирования геологической структуры рудных полей и месторождений и вопросы тектонофизики
Знание истории формирования геологической структуры рудного поля, месторождения и рудного тела необходимо как для решения генетических вопросов, так и для выяснения законо
239
мерностей локализации оруденения, что обеспечивает наиболее рациональное направление поисковых и разведочных работ.
При исследовании структуры рудного поля или месторождения обычно выделяют этапы их развития, под которыми понимают определенные (иногда значительные) промежутки времени, в течение которых происходит становление элементов складчатой структуры, разрывных нарушений, внедрение магматических пород и отложение руд. Выделение каждого этапа должно быть обосновано достоверным фактическим материалом, подкрепленным детальными зарисовками, в ряде случаев и микроскопическими исследованиями. Особенно важно определить время рудного процесса по отношению ко времени формирования тектонических элементов (складок, разрывов) и магматических образований (интрузивных и вулканических).
Для постмагматических месторождений обычно различают дорудные, рудный и послерудный этапы формирования структуры.
Дорудная структура развивается длительно, в несколько этапов, включающих возникновение складок, разрывных нарушений и проявления многообразной магматической деятельности. Для воссоздания дорудной структуры необходимо выяснить возрастные соотношения изверженных пород с разрывными нарушениями, прежде всего даек интрузивных пород разного состава с разновозрастными разрывами различных систем и т. д. Все эти сложные соотношения можно установить на основании детального изучения естественных обнажений, документации канав, подземных горных выработок и керна скважин.
Историю рудного этапа можно восстановить путем детального изучения возрастных соотношений рудных тел, тектонических элементов и даек интрузивных пород. Необходимо учитывать влияние дорудной структуры на локализацию оруденения. При этом следует принимать во внимание, что рудоотложение обычно протекает в несколько последовательно развивающихся стадий, каждая из которых включает одну или несколько минеральных ассоциаций. Естественно, важно выявить закономерности пространственного размещения продуктов разных стадий минерализации или отдельных минеральных ассоциаций, определить их приуроченность к тем или иным системам трещин и наметить возможное развитие горизонтальной и вертикальной зональности оруденения в пределах отдельных месторождений и всего рудного поля, т. е. выяснить зональность минеральных ассоциаций продуктивной стадии.
В течение послерудного этапа могут быть изменены формы и условия залегания рудных тел, а также текстуры и структуры руд. Все это создает дополнительные трудности для воссоздания первоначальной структуры изучаемого рудного объекта. При изучении послерудных разрывных нарушений необходимо
240
выяснить конкретные воздействия их (или отдельных их интервалов) на условия залегания рудных тел, установить направление и амплитуду перемещения. Однако необходимо учитывать, то, что пострудные перемещения часто унаследуют дорудные разрывные нарушения. Последние, как правило, ограничивали распространение оруденения по простиранию, поскольку играли роль экранов для просачивавшихся снизу рудоносных растворов.
Однако выделение лишь трех этапов (дорудного, рудного и послерудного) очень часто оказывается недостаточным. Доруд-ная история формирования структуры месторождений в большинстве случаев весьма сложная и многоэтапная. Особенно это касается складчатых областей со сложными магматическими (интрузивными и вулканическими) комплексами пород, а также областей тектонической и магматической активизации. Поэтому в дорудной истории обычно выделяются этапы формирования складчатости и разрывных нарушений, внедрения магматических образований (может быть несколько этапов), а затем и собственно предрудный этап. Наиболее сложной бывает история становления месторождений, приуроченных к крупным вулканическим сооружениям и отдельным жерлам вулканов. В таких случаях обязательно нужно различать следующие этапы: довулканический; вулканические (собственно вулканический и субвулканический); внедрения гипабиссальных гранитов и даек; рудный; послерудный. Гидротермальная деятельность иногда также оказывается многоэтапной, разделенной внедрением магматических тел.
Рассмотрим историю формирования структуры на примере нескольких месторождений. Одно из них приурочено к антиклинальной складке, прорванной дайками и осложненной разрывными нарушениями (рис. 91). Образование этого месторождения происходило в пять этапов: 1) возникновения складки и сопряженных с ней разрывных нарушений; 2) внедрения даек гранит-порфиров; 3) внедрения лампрофиров; 4) рудный; 5) послерудный. По приведенной схеме (см. рис. 91) можно определить генетический тип разрывных нарушений, выполненных дайками и рудным телом, а также послерудного нарушения.
Задача 11. Дана геологическая схема участка (рис. 92).
Требуется определить: 1) историю формирования структуры участка; 2) генетический тип рудовмещающих трещин; 3) амплитуды перемещения вдоль трещин на каждом этапе формирования структуры; 4) время заложения мелкой трещиноватости в гранитах.
Задача 12. Дан геологический разрез полиметаллического месторождения (рис. 93).
Требуется: 1) выявить основные этапы формирования структуры месторождения и изобразить каждый этап в виде отдельной схемы; 2) определить генетический тип разрывных нарушений каждого этапа и направления перемещения по ним.
16—863
241
Рис. 91. Основные этапы формирования геологической структуры участка:
а — додайковый— образования складки и заложения сопряженных с ней разрывных нарушений; б — внедрения даек граиит-порфиров; в — внедрения даек лампрофиров; г — рудный; д — послерудиый.
/—сланцы; 2 — песчаники; 3 — разрывные нарушения; 4 — граииг-порфкры; 5— лампрофиры; б— рудное тело; 7 — элементы залегания
Рис. 92. Геологическая схема участка. По А. В. Дружинину:
I — гранит-порфиры; 2 — граниты катаклазироваиные полосчатые: 5 — габбро (ксенолиты): 4 —- лампрофиры; 5 — сиеиит-лор-фиры; б — пегматиты; 7 — рудное тело; 8 — разрывные нарушения; 9 — элементы залегания
Задача 13. Дан геологический разрез и план третьего горизонта оловянно-серебряного месторождения (рис. 94).
Требуется-. 1) выявить основные этапы формирования структуры месторождения и представить их в виде схем; 2) показать иа разрезе предполагаемую эродированную часть экструзива лнпаритовых порфиров.
Рис. 93. Геологический разрез полиметаллического месторождения:
/ — сланцы; 2 — роговообмаиковые порфириты; 3 — кварцевые диориты; 4 — рудные тела; 5 —разрывные нарушения
Поля тектонических напряжений. В процессе развития структура месторождений от ранних этапов к поздним все более усложняется. На каждом этапе деформации отдельные структурные элементы наследуют ранее заложенные, кроме того, возникают новые структурные элементы. Это связано с тем, что план тектонических напряжений на различных этапах может изменяться. Детальные исследования дают возможность восстановить относительное расположение главных осей напряжения (<Т1 — ось наибольшего сжимающего напряжения, ст2— средняя ось сжимающего напряжения и <т3 — ось минимального сжимающего напряжения) или обратных им величин — главных осей деформации (А — ось наибольшего растяжения, В — средняя ось удлинения и С — ось наибольшего сжатия). Особо важно в процессе структурных исследований выяснить положение средней оси деформации — оси В, которая оказывается параллельной осям складок и изгибам их шарниров, одновременно определяя условия проявления сопряженных со складчатостью надвигов, сдвигов и ориентированных поперечно трещин отрыва.
16‘
243
Рис. 94. Геологический разрез (а) и план третьего горизонта (б) оловянно-серебряного месторождения:
/ — сланцы (PZ); 2—5— кайнозойские породы: — конгломераты. 3 — лавобрекчиа, 4 — туфы, 5 — экструзивные липаритовые порфиры; 6 — разрывное нарушение; 7—рудные жилы; 8 — рудный штокверк; 9 — элементы залегания
План тектонических напряжений воссоздается для каждого этапа формирования структуры месторождения. Прежде всего необходимо выявить генетический тип разрывных нарушений (трещины скола и отрыва) и направление перемещений вдоль сколовых разрывных нарушений на данном этапе. Для этого используются прямые наблюдения, которые проводят во время геологического картирования, а также документации горных выработок и составления детальных зарисовок. Существенную помощь могут оказать оперяющие трещины отрыва. Но в этом случае следует доказать, что эти трещины возникли в процессе проявления изучаемого этапа формирования структуры.
Для установления положения главных осей деформации можно воспользоваться микроструктурным анализом или специальными петрофизическими исследованиями. Восстановление палеотектонических полей напряжения с помощью петрофизи-244
ясского метода базируется на данных изических и механических свойствах горных пород и руд. Деформации в условиях сжатия приводят к существенному (два—четыре раза) понижению эффективной пористости пород и руд, а также увеличению (на 15—20%) модуля Юнга. Важным параметром, чутко реагирующим на обстановку сжатия или растяжения, является отношение скоростей распространения продольных и поперечных ультразвуковых волн. Этот параметр увеличивается при сжатии и уменьшается при растяжении.
Определение ориентированного в пространстве палеотекто-нического поля напряжений осуществляется с помощью структурно-петрофизических диаграмм. При их анализе исследуемые породы делятся на две группы: недеформированные и деформированные. Недеформированные породы характеризуются пет-роструктурным типом анизотропии упругих свойств. Получаемые на диаграммах деформированных пород минимумы и максимумы скоростей распространения продольных ультразвуковых волн обусловлены ориентированным упорядоченным расположением зерен породы, возникшим в результате однородного течения вещества. В связи с этим положение максимума обычно соответствует направлению течения щ, а минимума — отражает направление сжимающих условий Однако следует отметить, что этот метод пока разработан недостаточно [6].
При анализе геологической структуры можно пытаться выяснить лишь ориентировку главных осей напряжений, считая их совпадающими с главными осями деформации. В этом случае в складчатых районах необходимо детально изучить разлинзование и будинаж относительно хрупких слоев, заключенных среди более пластичных, а также складки волочения и мелкую трещиноватость (кливаж).
При восстановлении полей деформации и напряжений по разрывам главное значение имеет выявление генетического типа трещин (скол или отрыв) и направления перемещения по сколовым нарушениям. Трещины отрыва всегда располагаются по нормали к оси А — оси максимального растяжения и удлинения (см. рис. 5). Трещины скалывания совпадают с плоскостями максимальных касательных напряжений. И если на месторождении имеются две системы таких трещин, ориентированных под углом 90°, то линия пересечения этих систем соответствует средней оси деформации В. Ось максимального сжатия С перпендикулярна к осям А и В.
В природных условиях деформация является объемной. Растяжение происходит по двум осям — А и В. Число систем возникающих трещин в подавляющем большинстве случаев не соответствует теоретически возможным. Отдельные системы отсутствуют. И поэтому восстановление полей деформаций оказывается задачей достаточно сложной. На рис. 95, а приведена
245
F77b F+lz Fzb
И
Рис. 95. Геологические схемы участков с широко развитыми дайками (а), дайками и рудными жилами (б)'.
I — ороговикованные осадочные породы; 2 — граниты; 3 — дайки диоритовых порфиритов;
4 —разрывные нарушения; 5 — золото-кварцевые жилы; 6—элементы залегания
схема участка, на котором одни и те же дайки диоритовых порфиритов связаны с двумя системами трещин: меридионального и северо-восточного простирания. Дайки обеих систем од-новозрастны, так как наблюдается непосредственный переход их из трещин одной системы в другую. Кроме того, детальное изучение морфологии даек и других структурных элементов показало, что меридиональные дайки приурочены к трещинам отрыва, а северо-восточные — к трещинам скалывания. Изложенное дает возможность восстановить ориентировку осей деформации для этапа внедрения даек. Ось А имеет широтное направление и является горизонтальной, ввиду того что дайки меридионального направления имеют углы падения 85—90°. Средняя ось В, перпендикулярная оси А, занимает наклонное положение и погружается в южном направлении. Точную ориентировку оси В установить в рассматриваемом случае невозможно, так как отсутствует вторая система трещин скалывания. Ось максимального сжатия С простирается в меридиональном направлении и погружается на север.
Задача 14. Даиа геологическая схема участка (см. рис. 95,6).
Требуется-. 1) выяснить основные этапы формирования геологической структуры участка; 2) определить пространственную ориентировку главных осей деформации и показать ее на геологическом плане.
Знание ориентировки главных осей деформации на различных этапах формирования геологической структуры рудного»
246
ноля или месторождения не только имеет теоретическое значение, но и позволяет предсказать ориентировку и генетический тип трещин, которые пока не обнаружены, но могли проявиться. А это чрезвычайно важно в практических целях.
4.8. Основные вопросы и методы изучения структуры месторождений различных структурных типов
Основные методы изучения структур рудных месторождений уже рассмотрены. Однако следует отметить, что изучение месторождений различных структурных типов имеет специфические особенности. Поэтому далее обращается внимание на некоторые дополнительные вопросы изучения эндогенных месторождений в трещинных структурах (жильных, штокверковых, столбообразных), а также приуроченных к вулканическим сооружениям.
При проведении разведочных работ часто приходится иметь .дело с определением элементов залегания рудных столбов, локализующихся в участках пересечения, сопряжения, разветвления, искривления разрывных нарушений и сопряжения с ними оперяющих трещин, а также в местах пересечения пластов благоприятных пород разрывными нарушениями. Элементы залегания таких рудных столбов зависят от элементов залеганпя разрывных нарушений и горных пород.
В рудных столбах с вытянутым горизонтальным сечением определяют линию простирания (линия аб, рис. 96, а). Линия ее на этом рисунке является горизонтальной проекцией оси рудного столба, а вынесенная на поверхность (линия гб) она •обозначена как горизонталь. Угол между линией простирания и осью рудного столба является склонением — К, а между горизонталью и осью — падением, или нырянием столба р. Кроме того можно определить азимут простирания горизонтальной проекции оси рудного столба — а. Все указанные элементы залегания устанавливаются по отношению к системе координат участка месторождения.
На рис. 96, б представлен рудный столб на пересечении двух тектонических трещин. Осью его является линия пересечения двух различно ориентированных плоскостей. Горизонтальная проекция оси определяется графическим способом. Азимут простирания ее а=150°. Угол погружения столба находим методом совмещенных разрезов. На график вспомогательных разрезов переносим горизонтальное проложение рудного столба b для глубины Н, взятое с плана, и определяем угол р = 65°.
Задача 15. Дана геологическая схема участка с рудными столбами иа пересечении пластов карбонатных пород разрывным нарушением (рис. 97).
Требуется определить элементы залегания рудных столбов и построить разрез по линии АБ.
247
EZZN LWk \e
Рис. 97. Геологическая схема участка:
1 — сланцы; 2— известняки; 3 — песчаники; 4 — разрывное нарушение; 5 — рудные тела;
6 — элементы залегания
Жильные месторождения локализуются в самой различной геологической обстановке. Они залегают в интрузивных, осадочных, вулканогенно-осадочных и интенсивно дислоцированных метаморфических породах, приурочены к одной, двум и более системам прямолинейных трещин скалывания и редко отрыва, а также к кольцевым, дуговым и радиальным разрывным нарушениям. Масштаб жил весьма разнообразен. Протяженность их по простиранию изменяется от нескольких десятков и сотен метров до нескольких километров. По падению они отрабатываются на интервалах от нескольких сотен метров до 2 км и более при мощности от 1 до 10 м и более в раздувах. В жилах часто возникают рудные столбы. В рудных полях и месторождениях обычно формируются системы многочисленных жил, реже образуются и отрабатываются единичные жильные рудные тела. Как правило, жильные месторождения связаны с лайковыми полями, узлами пересечения и сопряжения крупных разрывных нарушений. Поэтому кроме жил в рассматриваемых месторождениях устанавливаются крупные разрывы различного направления.
Независимо от структурного типа жильных месторождений и геологической обстановки, в которой они находятся, всегда приходится выяснять и изучать следующее:
1) генетический тип разрывных нарушений и трещин, выполненных дайками и рудными жилами, направление предруд-ных подвижек по сколовым трещинам, соотношение разрывных нарушений со складчатой структурой;
249
2) последовательность внедрения даек и возрастные соотношения их с рудными телами;
3) возрастные соотношения между различными системами жил, а также между жилами и крупными разрывными нарушениями (особенно поперечными);
4) морфологию жил, наличие пережимов, изгибов и искривлений по простиранию и падению; наличие апофиз в оперяющих трещинах и генетический тип этих трещин;
5) внутреннее строение жил, стадийность минерализации к направление внутриминерализованных подвижек;
6) физико-механические свойства вмещающих пород, особенно в тех случаях, когда площадь сложена литологически-разнородной слоистой толщей; особенности морфологии жил в-различных породах;
7) околорудные изменения вмещающих пород и способы отложения минерального вещества (метасоматоз и выполнение открытых полостей);
8) рудные столбы и обогащенные участки, элементы их залегания и условия, благоприятные для их возникновения;
9) зональность оруденения на площади рудных полей, месторождений и в отдельных жилах по простиранию и падению;
10) строение жил в вертикальном разрезе, а также способы и причины их выклинивания.
Задача 16. Дана структурная схема вольфрамового месторождения (рис. 98).
Требуется составить программу изучения структуры этого месторождения, наметить основные вопросы, подлежащие разрешению, и рекомендовать необходимые для этого методы исследования.
Штокверковые месторождения формируются, так же как и жильные, в разнообразной геологической обстановке и размещаются в интрузивных, осадочных, метаморфических и других породах в узлах пересечения крупных разрывных нарушений различного направления. Эти месторождения часто приурочены к куполам гранитоидов и породам их кровли. Ряд штокверковых месторождений тяготеет также к апикальным частям небольших штокообразных интрузивов и трубкам взрывов, а также к жерлам древних вулканов, особенно с кальдерой оседания.
На многих месторождениях встречаются разнообразные иг многочисленные дайки. На значительной площади вмещающие породы подверглись гидротермальному изменению. Площадь-рудоносных штокверков достигает нескольких квадратных километров, а глубина распространения оруденения—1,5 км.
Независимо от масштаба и структурно-геологической позиции штокверков основными вопросами их изучения являются следующие:
1") последовательность внедрения и форма интрузивных массивов и особенно даек;
250
Рис. 98. Геологическая схема жильного вольфрамового месторождения:
1 ксенолит раннепалеозойского кварцевого диорнта; 2—3 — граниты: 2— палеозойские, 3 — мезозойские; 4 — контакт между гранитоидами; 5—6 — дайки: 5 — гранофиров. 6 — гранит-пор--фиров; 7 — кварц-вольфрамито-.вые жилы; 8 — разрывные иару-лиения; 9 — элементы залегания
FX1/ F+k FTJg
ГТ~]5 |зо>|9
'2) форма и строение тел эруптивных брекчий;
3) внутреннее строение штокверка и возрастные соотношения между крупными разрывными нарушениями различного направления;
4) удельная трещиноватость (число и суммарная мощность прожилков, приходящихся на 1 м); генетический тип трещин;
5) возрастные соотношения между разрывными нарушениями, дайками и оруденением; этапы и стадии минерализации;
6) ориентировка прожилков различных стадий минерализации и закономерности пространственного сочетания их с крупными разрывными нарушениями;
7) вертикальная структурная зональность;
8) гидротермальные метасоматиты, их фациальная зональность, связь с крупными разрывными нарушениями и мелкой трещиноватостью, а также зависимость от петрографического состава пород;
9) зональность оруденения и закономерности образования обогащенных участков.
Задача 17. Даиа схематическая геологическая карта Жирекенского молибденового месторождения (рис. 99). Площадь его сложена интрузивными породами. Широко развиты дайки граиит-порфиров, реже встречаются дайки диоритовых порфиритов. Крупные разрывные нарушения группируются не менее чем в три системы.
Требуется составить программу изучения структуры этого типичного шток-веркового месторождения, наметить методы изучения.
Т. М. Злобиной разработан специальный метод детального анализа трещинной структуры рудных штокверков с использованием многомерной математической статистики. Он совмеща-
251
]5 |+ +|4 ЕЗ5
Рис. 99. Схематическая геологическая карта Жирекенского молибденового месторождения, По В. Т. Покалову:
У—2 — дайки: /—диоритовых порфиритов, 2 — граиит-порфиров; 3—4— бнотитовые и биотит-роговообманковые граниты: 3 — мелкозернистые порфировидные, 4 — средне- и крупнозернистые; 5 — разрывные нарушения; 6 — изолинии содержаний молибдена, %
ет многомерный статистический анализ трещиноватости, рекон-струкцию планов сорудных деформаций и геометрический анализ элементов структуры штокверка 19]. Данный метод базируется на большом фактическом материале: геологической документации трещин по нескольким десяткам площадок и круп-252
ных разрывных нарушений, построении различных диаграмм, использовании результатов опробования рудных зон, математической обработки на ЭВМ ЕС многомерных данных, использовании детальных геологических карт, погоризонтных планов, разрезов. В результате его применения на одном из месторождений были выявлены закономерности формирования трещинной структуры штокверка, связь размещения рудных тел с деформационной обстановкой в различных тектонических блоках и сделаны прогнозы на выявление новых рудных тел и обогащенных участков.
Месторождения, приуроченные к вулканическим сооружениям, характеризуются, как правило, весьма сложным геологическим строением. Разнообразные по форме рудные тела приурочены к вулканическим жерлам, субвулканическим телам, разрывным нарушениям и горизонтам благоприятных пород среди вулканических покровов. Широко развитые гидротермальные метасоматиты и оруденение формируются в течение нескольких этапов.
При анализе геологической структуры рассматриваемых месторождений необходимо:
1) проводить фациальный анализ магматических образований и выделять вулканические покровы, жерловую и субвулканическую фации, гипабиссальные и дайковые образования;
2) выявлять рудоносные магматические комплексы и закономерности их формирования;
3) изучать не только вулканические, но и довулканические, и послевулканические разрывные нарушения как на площади вулканических сооружений, так и в их периферии среди пород фундамента;
4) определять структурный тип вулканического сооружения (вулкано-купольный, кальдерный и др.);
5) изучать форму и строение вулканических аппаратов, трубок взрывов и субвулканических тел, обращая при этом особое внимание на участки с кольцевыми и радиальными разрывными нарушениями;
6) внимательно изучать участки распространения брекчий, генезис которых бывает весьма разнообразным (вулканические покровы, жерловая фация, автомагматические брекчии, брекчии трубок взрывов и др.);
7) исследовать гидротермальные метасоматиты и оруденение, этапность и стадийность их образования, связь с вулканическими структурами и более поздними разрывными нарушениями, а также зональность по отношению к вулканическим аппаратам и трубкам взрывов;
8) анализировать физико-механические свойства пород и гидротермальных метасоматитов и устанавливать участки и площади, благоприятные для локализации оруденения.
253
Рис. 100. Схематическая геологическая карта рудного поля Пачука-Реаль-дель-Монте (Мексика). По Э. Уиссеру, А. Р. Гейне и др.:
1 — липарцт-аидезитовая толща; 2 — дайки кварцевых п дацитовых порфиров. 3—7 — разрывные нарушения; 3 — установленные, -/ — предполагаемые; 5—6 — золоторудные жилы с зернистым (5) и халцедоиовидиым (6) кварцем
Задача 18. Даиа схематическая геологическая карта золоторудного месторождения Пачука-Реаль-дель-Монте. Площадь его сложена вулканическими породами, телами и дайками кислых пород. Рудные жилы приурочены к трещинам нескольких систем. Имеются крупные разрывные нарушения (рис. 100).
Требуется составить программу изучения структуры этого месторождения,
4.9. Детальные структурно-прогнозные карты и роль структурных факторов в локальном прогнозировании
Вопросы локального прогнозирования приобретают все большее и большее значение. Разработка обоснованных научных прогнозов требует проведения всестороннего детального изучения площадей и выявления главнейших факторов, определяющих локализацию оруденения: структурных, магматических, литолого-стратиграфических и минералого-геохимических. Рассматривать эту проблему начнем с описания конкретных примеров работы над прогнозом.
Б. Я. Вихтер и С. Д. Шер охарактеризовали принципы прогнозирования золоторудных месторождений Южного Тянь-Шаня. Золотое оруденение этого региона представлено тремя рудны
254
ми формациями: золото-скарновой, золото-кварцевой и золото-пирит-арсенопиритовой, которые возникли в результате единого рудного процесса. В процессе минералообразования происходила следующая смена минеральных ассоциаций (от ранних к поздним): 1) кварц-шеелитовая; 2) золото-пирит-арсенопирито вая; 3) полисульфидная; 4) сульфосольная; 5) антимонитовая;
6) киноварная. Продуктивны на золото вторая, третья и четвертая ассоциации. Оруденение пространственно тяготеет к вытянутому массиву гранитоидов. Наиболее крупные месторождения находятся вблизи северо-западного окончания массива. В рудных полях распространены пояса или пучки даек, обладающих достаточно разнообразным петрографическим составом. Среди них наиболее широко развиты лампрофиры.
Рудоконтролирующими являются региональные зоны смятия северо-западного простирания, субсогласные с вмещающими толщами и сопровождаемые поясами даек. Рудолокализующие разрывы представлены оперяющими трещинами тектонических швов рудоконтролирующих зон.
Руды с преобладанием второй минеральной ассоциации залегают в северо-восточных (10—30°) разрывах, а с преобладанием четвертой — в субширотных. Третья и пятая минеральные ассоциации преимущественно тяготеют к восточно-северо-восточным нарушениям. Такое размещение минеральных ассоциаций, очевидно, связано с прерывистым пульсационным поступлением порций растворов разного состава.
Литолого-стратиграфический фактор локализации золотого оруденения заключается в том, что наиболее благоприятной для развития продуктивных минеральных ассоциаций является терригенная толща; оруденение золото-кварцевой формации, кроме того, тяготеет к породам интрузивного комплекса, а золото-скарновой—к карбонатным толщам. Была составлена схема размещения минеральных ассоциаций в различных литологических толщах. Выяснено, что подошва кремнисто-доломитовой толщи играла роль полупроницаемого экрана.
Следовательно, при прогнозировании золоторудных объектов в Южном Тянь-Шане, находящихся в сходных геологических условиях, необходимо установить главные рудоконтролирующие зоны разрывов, ориентированные к ним диагонально и в поперечном направлении рудолокализующие зоны разрывов, а также подошву толщи, служившую малопроницаемым экраном.
Рассматривая вопросы количественной прогнозной оценки некоторых золоторудных месторождений, И. Т. Самарцев обращает внимание прежде всего на главное значение структурных факторов в локализации оруденения. По данным этого исследователя, размещение гидротермального оруденения контролируется крупными разломами глубокого заложения, а также сопровождающими их зонами рассланцевания. Крупные место-
255
рождения, обладающие большой глубиной распространения рудных тел, пространственно всегда связаны с разрывными нарушениями, характеризующимися значительным масштабом, сложностью строения и длительностью формирования.
И. Т. Самарцев отмечает, что при прогнозной оценке месторождений с особой тщательностью должны изучаться все геологические факторы, определяющие размещение рудных тел в пространстве. Однако основное значение среди них имеют физико-механические свойства вмещающих пород. На многих объектах этот фактор проявлен настолько четко, что можно оконтурить зоны развития рудных тел прежде всего путем анализа пространственного положения пород, служащих локализаторами оруденения.
Влияние физико-механических свойств горных пород на особенности размещения и форму рудных тел выражается в том, что в дайках гранитоидов и иногда диабазов формируются лестничной жилы, в сланцах-—зоны прожилково-вкрапленных руд, а в песчаниках — штокверки.
Роль вулканических структур в эндогенном рудообразовании и прогнозирование связанного с ними оруденения рассмотрены во многих работах [37 и др.].
В. Т. Покалов и А. А. Фролов [36] на основе многолетнего изучения месторождений вольфрама, молибдена и олова пришли к следующим выводам: 1) очень крупные месторождения, в которых запасы вольфрама преобладают над запасами молибдена, встречаются над апикальными частями материнских плутонов, залегающих на глубинах 1—1,5 км ниже дневной поверхности; 2) зоны, наиболее благоприятные для развития молибденового оруденения, находятся непосредственно над гранитными куполами во внутренней зоне экзоконтакта мощностью 300—400 м; вольфрам в этой зоне присутствует как попутный компонент; 3) при залегании апикальных частей материнских плутонов на 100—150 м ниже дневной поверхности молибденовое оруденение эродировано в значительной степени, а вольфрамовое—почти полностью.
Упомянутые авторы считают, что размеры рудопродуцирующего плутона и морфология его верхней поверхности — главнейшие факторы, от которых зависят масштабы плутоногенного оруденения и его вертикальная протяженность. Крупные штокверковые месторождения образуются при наличии в пред-рудный этап комбинированных систем трещин тектонического и контракционного генезиса. Главная рудолокализующая роль принадлежит тектоническим трещинам, заключающим от 70 до 90% оруденения. Широкое развитие тектонических, а среди них сколовых трещин — определяющее условие формирования крупных штокверковых месторождений.
Тесная пространственная связь вольфрам-молибденового ору
256
денения с апикальными частями материнских плутонов, локализация крупных штокверковых месторождений в экзоконтак-товых зонах, а также проявление рудной зональности позволяют установить оптимальные условия нахождения промышленных месторождений вольфрама и молибдена, т. е. подойти к количественной прогнозной оценке месторождений, исходя из их геологической позиции. А. А. Фроловым была выполнена прогнозная оценка штокверковых вольфрамовых месторождений на основе геолого-структурных критериев, большинство из которых находится в корреляционной связи с масштабами оруденения. По этим критериям рудопроявления сопоставлялись с уже разведанными месторождениями. Масштабность оруденения оценивалась в баллах, а каждому из критериев придавалось условное цифровое значение.
В качестве критериев были приняты: 1) размер выхода материнского гранитного массива; 2) степень его сохранности и форм кровли; 3) структурная позиция оруденения относительно этого массива; 4) степень сложности геологического строения рудного поля; 5) структурно-морфологический тип рудных тел; 6) размер штокверковых рудных полей; 7) тип и ориентировка рудовмещающих трещин; 8) наличие внутрирудных даек.
Детальные прогнозные карты служат основой для подсчета прогнозных ресурсов и проектирования разведочных работ. Как уже упоминалось, составляются они для рудных полей и месторождений в масштабах 1 :25 000 и крупнее на основе имеющихся геологических карт, планов, проекций на дневную поверхность, подземных планов. При прогнозировании эндогенного оруденения на флангах и глубоких горизонтах известных месторождений и рудных полей, а также на новых перспективных площадях, несущих слабо проявленное на дневной поверхности либо полностью скрытое на глубине оруденение, следует учитывать совокупность всех полученных данных. Прежде всего должны быть учтены структурно-геологические позиции и структуры рудных полей и месторождений различных генетических типов. Особое внимание должно быть уделено данным, которые позволяют судить о составе и строении надрудной толщи, под которой формировалось оруденение [7].
Первостепенное значение имеют региональные и локальные разрывные нарушения, служившие в пределах рудных полей и месторождений каналами для проникновения магматических расплавов и рудоносных растворов. Поскольку сравнительный метод в геологии играет основную роль прн прогнозировании новых промышленных месторождений, необходимо принимать во внимание все рассмотренные ранее структурные типы рудных полей и месторождений.
Исходя из опыта геолого-прогнозных работ ряда геологических организаций Советского Союза можно заключить, что ко-
17—863
257
личественное прогнозирование должно включать следующие этапы исследований:
1) геолого-структурное и геолого-геофизическое картирование рудных полей и месторождений с составлением объемной структурной модели рудного поля, расшифровка истории его формирования;
2) установление и обоснование рудоконтролирующих факторов и их количественное ранжирование (обычно в баллах) на основе выявленных путем комплексных исследований закономерностей размещения и продуктивности оруденения;
3) размещение всех рудоконтролирующнх факторов (критериев) в их ранговых значениях в объемной модели рудного поля, выделение однородных участков и оценка их продуктивности с дальнейшим разграничением территории на площади разной перспективности;
4) собственно количественное прогнозирование — составление геолого-прогнозных карт и оценка на их основе прогнозных ресурсов.
От степени соответствия модели реальным природным объектам в основном и зависит достоверность прогнозируемых рудных ресурсов [36].
В настоящее время такой прогноз приобретает особое значение в районах действующих горнорудных предприятий. Задача заключается не только в количественной оценке прогнозных ресурсов флангов и глубоких горизонтов разрабатываемого месторождения, но и в выявлении потенциала всего рудного поля.
Контрольные вопросы и задания
1. Какими методами изучается геологическая структура рудных полей и месторождений?
2. Какие методы изучения структуры рудных месторождений являются основными, а какие — специальными?
3. Каким образом можно определить направление и амплитуду перемещений вдоль разрывных нарушений?
4. Какие вопросы решаются путем изучения трещиноватости горных пород и рудных тел?
5. Какие вопросы изучения структуры месторождений можно решить с помощью микроструктурного анализа?
6. Какова роль физико-механическнх свойств горных пород в локализации-оруденения?
7. Какими способами изучаются физико-механические свойства горных пород?
8. Охарактеризуйте структурно-петрофизический анализ рудных полей и месторождений.
9. Каким образом и с какой целью проводится анализ истории формирования структуры рудных полей и месторождений?
10. Определите основные этапы формирования структуры месторождения! Тырныауз по геологической схеме, представленной иа рис. 29.
258
1. Охарактеризуйте геологическое строение месторождения Бьютт (см. рис. 34). Перечислите основные этапы формирования его структуры.
12. Определите и охарактеризуйте основные этапы формирования структуры Каджаранского месторождения (см. рис. 41).
13. Охарактеризуйте геологическое строение уранового рудного поля, приуроченного к вулкано-тектонической депрессии (см. рис. 52). Каковы закономерности локализации оруденения в этом рудном поле?
14. Каким образом сформировалась структура месторождения Пиларес (см. рис. 55) ?
15. Охарактеризуйте основные этапы формирования структуры Джидин-ского рудного поля (су:, рис. 60).
16. Каким образом осуществляется тектонофизический анализ рудных месторождений?
17. Рассмотрите основные вопросы и методы изучения структуры жильных месторождений.
18. Каковы основные вопросы и методы изучения структуры штокверковых месторождений?
19. Каким образом изучается геологическая структура месторождений, приуроченных к вулканическим сооружениям?
20. В чем заключается сущность локального прогнозирования оруденения в какова при этом роль структурных факторов?
21. Каким образом составляются детальные структурно-прогнозные карты?
17'
ЧАСТЬ II
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
И ПРОГНОЗ РУДОНОСНОСТИ
ВВЕДЕНИЕ
На современном этапе развития геологоразведочных работ по расширению минерально-сырьевой базы СССР металлогения призвана в первую очередь решать актуальные задачи крупномасштабного и локального прогноза с оценкой прогнозных ресурсов соответствующих категорий. Этим определяются приоритетные направления прикладных металлогенических исследований— прикладной металлогении, принципы и методы которой становятся неотъемлемыми составляющими геологоразведочного процесса. Прогнозные построения в стадийности геологоразведочных работ уже заняли межстадийное, предпроектное положение и прямо влияют на их результативность и качество [13, 18, 23, 24].
Металлогения как наука о закономерностях возникновения и размещения в пространстве и времени месторождений полезных ископаемых в своих прикладных построениях обеспечивает прогноз потенциально рудоносных площадей, оценку прогнозных ресурсов и выбор наиболее эффективных направлений работ по выявлению промышленно значимых скоплений рудного вещества. В зависимости от объектов и целей исследований различают общую, региональную, историческую и специальную металлогению, ото разделение в достаточной мере условно в силу взаимопроникновения методов, приемов и положений различных разделов этой науки.
Теоретические основы металлогенических исследований создаются в рамках общей металлогении на базе установления главных закономерностей образования и локализации месторождений, выявления природы рудообразующих процессов, их связей и соотношений с другими геологическими процессами и их продуктами.
Региональная металлогения исследует закономерности пространственного размещения рудоносных площадей разного ранга и месторождений полезных ископаемых применительно к крупным, геологически самостоятельным территориям, характеризующимся собственными специфическими режимами развития. Как раздел региональной металлогении может рассматри-260
ваться металлогения рудных районов, изучающая аналогичные закономерности с большей детальностью и на существенно меньших площадях.
Главные задачи исторической металлогении — исследования закономерностей проявления различных рудообразующих процессов в геологическом времени, определение специфики различных эпох и выяснение факторов, влияющих на распределение скоплений металлов в геологической истории.
Специальная металлогения, используя приемы, методы и законы общей, региональной и исторической металлогении, изучает закономерности возникновения и размещения в пространстве и во времени месторождений какого-либо одного металла либо группы металлов, находящихся в геологически устойчивых сообществах.
В рамках общей, исторической, региональной и специальной металлогении, развившихся на базе основополагающих разработок Ю. А. Билибина, В. А. Кузнецова, В. И. Смирнова, С. С. Смирнова, Г. А. Твалчрелидзе, Е. Т. Шаталова и других исследователей, созданы методологические основы современных прогнозно-металлогенических построений. Определяющее значение для прикладной металлогении имеют выявление и типизация металлогенических обстановок и отвечающих им пространственно-временных категорий, введение в практику исследований формационного и рудноформационного анализа, разделение геологических формаций по роли в рудогенезе, типизация рудообразующих процессов с учетом источников вещества, энергии, транспортирующих агентов, а также среды рудонакопле-ния, выделение и группировка металлогенических формаций, связанных с разными процессами рудогенеза. Этими достижениями металлогенической науки созданы методологические и методич едкие основы выделения и поогноза достаточно кпмпных металлогенических единиц — зон, подзон, рудных районов, что широко используется при составлении мелко- и среднемасштабных металлогенических и прогнозно-металлогенических карт.
Разработка и внедрение методов и методик локального прогноза играют важнейшую роль в связи с массовым переходом к составлению Госгеолкарты-50 и широким проведением поисковых работ в экономически освоенных районах с высоким уровнем изученности, где главными объектами прогноза и поисков стали глубокозалегающие и скрытые месторождения. При подготовке данного учебника автор исходил из необходимости обобщения имеющихся методических разработок в области специальной металлогении по крупномасштабному и локальному прогнозу с целью систематизации наиболее перспективных и результативных методов и приемов прикладных металлогенических исследований.
261
1. ОБЩАЯ МЕТАЛЛОГЕНИЯ
1.1. Рудообразующие процессы и системы
Закономерности возникновения и размещения месторождений в первую очередь зависят от природы созидающих их процессов. Понятия рудонакопление, рудогенез, металлогенез фактически являются синонимами более выразительного термина — рудообразующий процесс.
Геологические процессы, определяющие формирование земной коры, имеют вещественное выражение. Они сопровождаются миграцией вещества, его распределением и перераспределением, концентрированием и деконцентрированием. К рудообразующим процессам принято относить такие геологические процессы и явления, которые вызывают обособление значительных масс высококонцентрированного рудного вещества (полезного ископаемого) за счет его однонаправленной миграции с падением содержаний на одних и ростом на других, как правило, локальных участках земной коры. Очевидно, что подобные перемещения вещества отвечают части более широких геологических процессов — породо- и структурообразования. Соответственно, рудообразующие, или металлогенические процессы — естественные составляющие процессов породообразования, или петрогенеза. Практически рудообразующие процессы вычленяются из других геологических процессов лишь при анализе поведения и распределения элементов или металлов, входящих в число полёзных ископаемых на той или иной стадии научно-технического прогресса.
При любых трактовках природы рудообразующих процессов в каждом из них выделяются три взаимосвязанных и сопряженных в пространстве и времени отрезка: отделение рудного вещества от источника, перенос транспортирующими агентами, отложение и накопление в местах рудолокализации. Рудообразующим процессам эквивалентны рудообразующие системы, объединяющие источники вещества, транспортирующие агенты и месторождения.
Источники рудного вещества выступают в качестве исходного звена рудообразующих процессов. В. И. Смирнов [28] разделил источники рудного вещества по происхождению на три группы: ювенильную, подкоровую, связанную с базальтовой магмой; ассимиляционную, внутрикоровую, связанную с гранитной магмой; внемагматическую, связанную с выведением вещества химически активными растворами из различных частей земной коры, включая и самые верхние. Эволюция металлоге-нических обстановок в истории Земли естественно определяет изменение роли различных источников во времени и разные
262
варианты их сочетания и количественных соотношений в геологическом пространстве.
А. И. Тугаринов, отмечая «вечную» миграцию рудного вещества в геологической истории, рассматривал в качестве его источника для месторождений ту ближайшую «остановку» в круговороте рудообразующих компонентов, которая предшествует их накоплению с обособлением в форме рудных тел. При таком подходе в круг источников вещества могут включаться и те его различные по концентрациям и масштабам скопления, которые возникали при металлогенических процессах, предшествовавших анализируемым. Концентрации подобного рода по формированию могут быть связаны с ювенильными или коровыми источниками, а в дальнейшем сами служат внемагмати-ческими.
Изложенным определяется принципиальная возможность множественности природы источников и многоступенчатости накопления рудного вещества, в конечном итоге воплощаемого в месторождениях. Реализация подобной возможности допустима при таком развитии геологических процессов, которое обеспечивает последовательное накопление тех или иных компонентов. не прерываемое рассеиванием. В целом, источники вещества могут разделяться как по возникновению (первоисточники), так и по состоянию на периоды, предшествующие рудоотложению (промежуточные источники).
Транспортирующие агенты, осуществляющие перенос вещества от источников к областям рудонакопления, могут быть представлены магматическими расплавами, газово-жидкими водными растворами глубинного происхождения, а также различными водами: захороненными древних осадков, поверхностными глубокой циркуляции, морей и океанов, атмосферными. Роль и значение каждого из типов агентов в рудообразовании определяются спецификой соответствующих геологических процессов. Пути передвижения транспортирующих агентов отвечают зонам повышенной проницаемости в земной коре и каналам миграции водна поверхности и в приповерхностных частях земной коры.
В качестве областей рудонакопления рассматриваются участки земной коры либо ее поверхности, связанные с путями транспортировки, где вследствие изменения физико-химического состояния транспортирующих агентов происходит отделение от них рудообразующих компонентов с ростом концентраций и возникновением рудных тел.
В общем виде любой рудообразующий процесс — прежде всего изменение концентраций того или иного элемента в геологическом пространстве между крайними составляющими рудообразующих систем. Соответственно, приближенные количественные характеристики процессов и систем могут быть полу
263
чены через анализ содержаний С в различных составляющих: в источнике (Си) массой М„, в транспортирующих агентах (Ст) массой Мт и рудах месторождения (Ср) массой МР. Если пренебречь потерей металла на путях транспортировки, то содержания и массы можно связать следующими зависимостями:
Ср мт ср Ми Ст Ми
~С^~ Мр ’ Мр ’ ~сГ~~ мт
Эти выражения позволяют провести укрупненную количественную оценку рудообразующих процессов и систем и определить возможность их приложения к соответствующим геологическим обстановкам с учетом реальных масштабов геологических тел. Очевидно, что превышение природных геологических ограничений значениями расчетных масс требует пересмотра базовых моделей оцениваемых процессов и систем.
Реализация рудообразующих процессов и функционирование рудообразующих систем возможны лишь при энергетическом обеспечении взаимодействия между источниками, транспортирующими агентами и областями рудонакопления.
Источники энергии при рудообразовании в разных частях земной коры имеют различную природу. При прочих равных условиях энергия затрачивается на перемещение транспортирующих агентов и, соответственно, вещества от их источников к областям накопления. В качестве наиболее вероятного источника энергии при рудогенезе в земной коре В. И. Смирнов рассматривал тепловой поток Земли при локализации его на ограниченных участках в связи с тепловыми флюидопроводниками, фиксируемыми магматическими телами. При этом выделяются три модели процессов [29].
Эндодермальная модель предусматривает глубинный источник энергии, транспортирующих агентов и вещества. В экзо-термальной модели при глубинном источнике энергии минерализованные растворы формируются за счет экзогенных вод, вовлекаемых в движение тепловым потоком (иногда с возникновением конвективных токов вод). Смешанная модель, отвечающая, вероятно, большинству обстановок рудогенеза, допускает глубинную природу энергетического источника и смешанное происхождение минерализованных растворов — за счет эндогенных и экзогенных вод.
Проблема количественной оценки энергетических характеристик как рудообразующих, так и геологических процессов вообще пока не получила удовлетворительного решения.
Н. И. Сафроновым предложена оценка энергии рудообразо-вания на основе расчета энергозатрат на вынос рудных компонентов из магматического тела гранитоидного состава. В расчете на главный рудообразующий металл и на единицу объема
264
руды энергия рудообразования Е оценивается по выражению: Е
где а — коэффициент пропорциональности (1^а^1,15), учитывающий концентрацию (деконцентрацию) металла в единице объема руд; £м— уровень концентрации металла относительно его кларка в гранитоидах. Значения а для некоторых металлов таковы: Au— 1,11; Sn — 1,0; Си — 1,13.
В. И. Смирновым проведены конкретные расчеты энергозатрат на формирование скарнов и рудных жил. В последнем случае учитывался объем рудообразующих растворов и пере^ пад их температур, определяемый через вертикальную протяг женность жилы и температурный градиент рудоотложения [29].
Н. Пэйдж и С. Кризи на основе анализа зависимости между концентрациями металла и количеством руды, необходимой для его получения, предложили формулу оценки энергозатрат, применимую не только для процессов переработки руд, но и для энергетических характеристик рудообразующих процессов,
£т = £рЛ4р-|-£м,
где Е — энергия, необходимая: £т— для получения 1 т металла из руды массой МР; Ер — для добычи и обогащения 1 т руды; Е„ — для металлургического передела концентрата.
Поскольку при содержании металла в руде Ср масса руды Мр=1:Ср, приведенное выше выражение преобразуется к виду
ЕТ = ЕР:СР + ЕМ.
На основе последней формулы возможна оценка энергозатрат на концентрирование металлов в природных процессах от содержаний С] до содержаний С2 как разности величин £Т(А£), эквивалентных соответствующим содержаниям, по выражению
Д£ = £р .
C2Ct
Значения £р зависят от используемых технологий обогащения и различны для разных руд и металлов, что учитывается при проведении конкретных расчетов. С другой стороны, пропорциональность энергозатрат коэффициенту концентрирования, представленному как (С2—С|)/С2С|, позволяет сопоставлять различные ступени рудообразующих процессов и сами процессы по возможным относительным энергозатратам.
Характеристики рудообразующих процессов и систем могут быть детализированы на основе генетических моделей месторождений. Л. Н. Овчинниковым предложены подходы к составлению генетических формул месторождений из соответствующих сочетаний главных генетических факторов и параметров, К их числу отнесены следующие [4]:
265
A — глубинность зарождения геологического процесса, порождающего рудообразование; Б-—тип геологического процесса; В — источник рудного вещества; Г — источник рудообразующего раствора; Д — источник энергии рудообразующего процесса; Е — рудообразующий раствор (Ер — растворитель, Еж — жидкое растворенное вещество, Ег —растворенный газ); Ж — среда отложения; 3 — механизм отложения; И — зональность; К—-взаимодействие с вмещающими породами; Л — термодинамическая обстановка рудоотложения.
Общая группировка рудообразующих процессов и систем базируется на их принадлежности к определенным группам геологических процессов: плутоногенных, вулканогенных, седи-ментогенных, метаморфогенных. Соответствующие группы рудообразующих процессов различаются по природе источников рудного вещества, транспортирующих агентов и энергообеспечения, а также по причинам и механизму миграции и накопления рудного вещества.
В качестве плутоиогенных рудообразующих процессов выделяются такие процессы миграции и накопления рудного вещества, которые прямо или косвенно связаны с внедрением и становлением магматических (интрузивных) тел. Такие тела служат в первую очередь источниками энергообеспечения рудообразующих систем с различными причинами и механизмами функционирования. По последнему признаку с учетом происхождения рудного вещества и его носителей выделяется несколько типов процессов [13, 17, 22].
Собственно магматогенные рудообразующие процессы предполагают изначальное вхождение рудного вещества в материнские расплавы и его перераспределение с накоплением в процессе разделения (дифференциации) магматических носителей (транспортирующих агентов). Последние на разных стадиях дифференциации исходного расплава одновременно выступают в качестве промежуточных источников вещества, потенциал которых далеко не всегда может быть реализован в рудонакопле-нии. Участие в подобных процессах летучих компонентов, допускаемое многими генетическими моделями (особенно на поздних стадиях рудонакопления), не меняет их принципиальных черт. Главный механизм — обособление рудного вещества от силикатных составляющих магматического расплава при его дифференциации и кристаллизации — определяет существо маг-матогенных рудообразующих процессов. Соответствующие рудообразующие системы на поздних стадиях развития ограничиваются рудоносными магматическими телами. Характерная для таких систем пространственно-временная общность руд и пород, природа и пути отделения рудного вещества от материнских расплавов, а также механизм рудонакопления по-разному интерпретируются в разных генетических моделях.
266
Первая группа моделей допускает, что разделение расплавов на рудную и силикатную составляющие происходит в промежуточных магматических очагах либо на путях продвижения расплавов к местам их кристаллизации. При этом рудный и силикатный (с остаточными концентрациями рудного вещества) расплавы поступают в область рудонакопления разновременно. Внутрикамерная дифференциация силикатного расплава сопровождается дополнительным рудонакоплением за счет отделе^ ния остаточных концентраций рудного вещества.
Вторая группа моделей основана на поступлении рудного вещества в зоны рудонакопления непосредственно из рудно-си-ликатных расплавов, заполняющих магматические камеры рудообразующих систем. Такие процессы, в частности, рассматриваются в качестве главных в модели гравитационного кри-сталлизационно-ликвационного расслоения расплавов, занимавшей господствующее положение в течение длительного периода.
Оценки баланса взаимодействующих масс для такой модели основаны на сравнении содержаний рудообразующих компонентов— исходных и остаточных в расплавах и конечных в рудах. Более грубые расчеты исходят из возможной пропорциональности отношений мощностей руд и пород надрудной части массива отношениям исходных и конечных содержаний,
В тех случаях, когда по реальным параметрам магматических и рудных тел устанавливается очевидный дисбаланс масс, предполагается возможность поступления рудного вещества из продвигающейся над областью рудонакопления магматической колонны. Такую же направленность имеет допущение о дополнительных инъекциях магматических расплавов, предварительно обогащенных рудообразующими элементами.
Для решения проблемы дефицита либо дисбаланса масс применительно к сульфидным медно-никелевым месторождениям и месторождениям платиноидов Дж. Кэмпбеллом, А. Налд-реттом и С. Барнесом развивается плюмажно-конвекционная модель рудонакопления. В этой модели в качестве исходного положения принимается возможность прорыва дополнительных порций магматического расплава в определенные части расслоенных магматических тел (до их раскристаллизации) с возникновением плюмажей над осевой частью прорыва и зон турбулентно-конвективных токов расплава на флангах (рис. 101). Прохождение токов расплавов над областями рудонакопления со «сбросом» рудообразующих компонентов — возможность существования расплавного «конвейера» — снимает проблему дефицита масс. Упомянутыми исследователями для количественной оценки рудонакопления в таких системах предложено выражение
г = См£> (/?+ 1)
267
Рис. 101. Схема собственно магматогенной рудообразующей системы: / — рама магматической камеры: 2 — магматические
расплавы различного состава; 3 — рудные тела; 4 — энергообеспечение системы; 5—6 — направления миграции: 5 — транспортирующих агентов. 6 — рудного вещества; 7 — зоны, заслуживающие изучения для полной расшифровки системы
где Ср—содержание металла в руде; См — то же в рудоносном расплаве до его отделения; D — коэффициент распределения Нернста; R— отношение масс силикатной и сульфидной жидкостей.
С. Хиемстра для месторождений платиноидов оценивает ру-Дообразующий процесс по выражению CP = £)CMF(D~1), где F— Доля магматического расплава в любой точке процесса кристаллизации.
Для месторождений хромитовых руд Н. В. Павловым с соавторами разработана многоступенчатая модель накопления рудного вещества при эволюции материнских магматических расплавов. В частности, в геосинклинальной обстановке выделяются несколько отрезков процесса: докристаллизационное гравитационное разделение расплава на силикатный и рудно-силикатный; кристаллизация силикатной составляющей с обособлением вкрапленных и шлировых скоплений хромшпинели-дов; кристаллизация рудно-силикатного расплава с возникновением высококонцентрированных хромититов. Сегрегационномагматические и ликвационно-магматические процессы рудонакопления могут проявляться в зависимости от геотектонической обстановки- на разных стадиях эволюции магматических расплавов.
268
П лутоногенно-гидротермальные (магматогенно-гидротер-
мальные) ортогенетические модели рудообразующих процессов допускают вынос вещества из магматических тел их флюидными составляющими с реализацией процессов рудонакопления в самих интрузивных массивах или породах их рамы. В этой модели, отвечающей классической гидротермальной концепции, обеспечение рудообразующих систем энергией и веществом связывается с магматическими телами; в роли транспортирующих агентов выступают магматогенные флюиды. Многие аспекты ортогенетической модели исследованы с высокой детальностью. Вместе с тем, вопрос обеспечения рудообразующих систем флюидными компонентами остается открытым. Существующее многообразие вариантов форм переноса рудного вещества не снимает давнюю проблему дефицита массы растворителя в таких рудообразующих системах.
Плутоногенно-гидротермальная рециклинговая (конвективная) модель рудообразующих процессов разработана при изучении штокверковых рудоносных систем, располагающихся в интрузив-надынтрузивных (околоинтрузивных) зонах.
В рециклинговых моделях центром рудообразующих систем и источником их энергообеспечения служат штокообразные магматические тела. В формировании и становлении таких само-развивающихся систем выделяются три главных процесса: тре-щинообразование в интрузив-надынтрузивных зонах, сопровождающее усадку магматических расплавов при их кристаллизации; выведение в эти зоны за счет вакуум-эффекта магматоген-ных флюидов; возникновение в околоинтрузивном пространстве, на периферии флюидного магматогенного плюмажа конвективных токов активизированных метеорных вод. В таких системах существенное значение имеют явления вскипания магматоген-ных вод с развитием трещин гидроразрыва и формированием брекчиевых трубок. В качестве возможного стартового механизма рассматривается инициальный прорыв магматогенных вод из верхней части магматического тела в надынтрузивное пространство (рис. 102).
Магматогенные воды, инициирующие рециклинговый процесс, по мере удаления от штока смешиваются с метеорными. Последним принадлежит определяющая роль на поздних стадиях становления систем, когда они проникают и в интрузивный массив. При этом рудообразующие компоненты не только поступают с магматогенными флюидами, но и заимствуются активизированными метеорными водами из пород интрузивной рамы и эндоконтактовых частей массивов. Очевидно, что в каждом элементарном токе вод в конвекционной ячее должны выделяться участки заимствования вещества (фланговые нисходящие и восходящие отрезки), его отложения (внутренние восходящие участки трещинных интрузив-надынтрузивных зон) и
269
Рис. 102. Схема плутоно-генно-гидротермальной рециклинговой рудообразующей системы:
/ — породы интрузивной рамы; 2—3 — разновременные рудоносные интрузивы и рудные тела: 2 — ранчие, 3 — поздние; 4 — брекчиевая* трубка; 5 — энергообеспечение ранней системы. Прочие обозначения см. иа рнс. 101
движения разгруженных растворов (внутренние восходящие надынтрузивные участки).
Для количественного описания рассматриваемых систем используется оценка числа обменов вод п по выражению
М п =-----,
рСтУ
где М — запасы металла в руде; р — проницаемость пород системы; Ст—растворенные концентрации металла; V — объем системы.
Последняя величина эквивалентна объему конвекционной ячеи высотой Н и сечением S, а путь фильтрации растворов в сечении конвекционной ячеи L примерно равен ее периметру. Длительность функционирования системы Т может быть определена при заданной либо расчетной скорости фильтрации растворов Ф по формуле
Т = £п/Ф.
Рециклинговые модели приложимы к широкому кругу объектов, продукты рудообразованиях на которых контролируются интрузив-надынтрузивными зонами. В таких системах источники вещества имеют двойственную природу — магматогенную и внеинтрузивную при магматическом энергообеспечении.
К продуктам вулканогенных рудообразующих процессов принято относить скопления рудного вещества, находящиеся в тес
ной пространственно-временной связи с вулканическими поро-' дами. Роль вулканизма в рудообразовании определяется прежде всего возникновением различных по своей природе источников энергообеспечения рудообразующих систем, в формировании которых широко участвуют газово-жидкие транспортирующие агенты как глубинного, так и поверхностного происхождения.
Вулканизм как геологическое явление сочетает в себе и эндогенные, и экзогенные процессы. Соответственно природа продуктов рудонакопления может быть эндогенной, эндогенно-экзогенной и собственно экзогенной. Так, месторождения сульфидных медно-нпкелевых и никелевых руд, ассоциирующие с коматиитовым вулканизмом, отвечают собственно магматической плутоногенной модели рудонакопления. С другой стороны, скопления пеплового материала, оксидов железа и алюминия, поступающих из областей активного вулканизма в прилегающие водные бассейны, обладают всеми главными признаками седи-ментогенного рудообразования. Вследствие этого далеко не всегда удается выделять вулканогенные рудообразующие процессы «в чистом виде».
Вулканогенно-гидротермальная ортогенетическая модель рудонакопления в принципе не отличается от аналогичной плутоногенной модели. Пространственно-временные связи руд с субвулканическими интрузиями объясняются так же, как и их связи с более глубинными магматическими телами. Вместе с тем, в реальных геологических обстановках часты прямые переходы от субвулканических тел к гипабиссальным интрузивам. Кроме того, во многих случаях нельзя с уверенностью определить, являются ли рудоносные малые интрузии продуктами плутонизма, вулкано-плутонизма или вулканизма.
Вулканогенно-гидротермальная рециклинговая модель субмаринного рудонакопления начала разрабатываться со времени обнаружения сульфидоносных илов во впадинах дна Красного моря. В дальнейшем соответствующие расчеты и построения выполнялись для месторождений колчеданного семейства, а также для скоплений сульфидов на современном океаническом дне. В последней ситуации рециклинговые рудообразующие системы связывают с интенсивными тепловыми потоками в зонах спрединга и океанических рифтов.
В базовом варианте модели источник энергии рудообразующей системы отождествляется с глубинным магматическим телом или с глубинным потоком тепла. Роль транспортирующих агентов отводится активизированным морским водам. В качестве источника вещества выступают породы дна бассейна. Ру-донакопление реализуется в субмаринных депрессиях в перерывах между поступлениями вулканогенного материала.
Главным условием развития подобных систем должно быть
271
Рис. 103. Схема субмаринной вулканогенно-гидротермальной рециклнн-говон рудообразующей системы:
/ — воды палеобассейиа; 2 — вулканиты различного состава; 3 — габброиды; 4 — рудные тела разных периодов функционирования сисгеяы;
5 — энергообеспечение системы. Прочие обозначения см. на рис. 101
наличие достаточно мощного источника энергии, обеспечивающего возникновение циркуляционных токов вод. Естественно, что таковые возможны при относительно высокой водопроницаемости и водонасыщенности пород, в которых формируются конвекционные ячеи, а также при наличии резервуаров вод, питающих систему и препятствующих рассеиванию рудного вещества при выходе рудоносных растворов на дно бассейна (рис. 103).
Принципиально иной характер имеют продукты рассматриваемых рудообразующих систем при их функционировании в прогибах с непрерывным поступлением обломочного материала. В таких условиях происходит рассеивание рудного вещества в накапливающихся толщах пород с возникновением прожилково-вкрапленных руд, охватывающих те части разреза, которые эквивалентны времени существования рудообразующих систем.
Возникновение рассеянных концентраций рудного вещества в накапливающемся осадочном материале может быть обусловлено и выведением вод по разрывам, ограничивающим соответствующие прогибы. Очевидный источник энергии в таких случаях, как правило, не устанавливается, а миграция вод может быть отнесена за счет гидродинамического эффекта в связи с перераспределением давления нагрузки.
Как известно, конвекционный поток может возникать при превышении критических значений числа Рэлея р.
„ pBbTgH
где р— проницаемость среды; —коэффициент ее объемного расширения; ДГ—разность температур в поперечном сечении проницаемого слоя; g— ускорение свободного падения; Н— мощность проницаемого слоя; К—теплопроводность проницаемой среды; v — кинематическая вязкость флюида.
Это выражение используется для оценки субмаринных конвекционных рудообразующих систем. Они также могут быть описаны через число обменов вод в системе, параметры конвекционной ячеи, содержания элементов, т. е. как и для плу-тоногенно-гидротермальных рециклинговых систем.
Количественные характеристики рассматриваемых систем могут быть существенно уточнены через отношения вода — порода в разных зонах рециклинговой системы. Различия в значениях этих отношений, определяющие состав минеральных новообразований, могут интерпретироваться как следствие взаимодействия одной и той же массы циркулирующих вод с разными массами пород, зависящими от мощностей соответствующих зон фильтрации как на нисходящих, так и на восходящих ветвях потоков. Отсюда следуют выражения
Мв = Мв = п2Л12; п1М1 = п2М2,
где Мв — масса вод; /И|, М2— массы породы в зонах нисходящего и восходящего потоков вод; щ и п2 — отношения вода — порода в тех же зонах.
При круговом сечении конвекционной ячеи, а также равенстве вертикального ее размаха и плотностей пород в разных зонах размеры последних определяются по выражению
П1«21 = П2(«22-Л21),
где 7?i и R2 — радиусы различных зон.
Приведенными данными определяются возможности приложения простых расчетных схем для выявления позиции и размеров зон восходящих потоков по положению и размерам зон нисходящих потоков и промежуточных зон. Исходными данными для решения этой задачи служат значения мощностей указанных зон и соотношений вода — порода, устанавливаемых по минеральным новообразованиям с учетом расчетных и экспериментальных данных.
Поскольку количество сульфидных руд, накапливающихся над выводными каналами, зависит от размеров конвекционных ячей, на основе приведенных расчетных схем возможна оценка не только позиции рудных тел, но и их масштабов в обстановках как современного, так и происходившего в геологическом прошлом сульфидообразования.
Вулканогенно-сублимационные процессы рудонакопления, характерные для кратерных зон современных вулканов, обычно не сопровождаются возникновением значительных масс руд.
18—863
273
Среди продуктов вулканизма геологического прошлого подобные скопления вещества достоверно не установлены.
Вулканогенко-седиментогенное накопление рудного вещества, связанное с его экстракцией при поверхностном выщелачивании продуктов извержений и переносом в прилегающие бассейны, широко описано применительно к областям современного вулканизма. По природе источника вещества подобные процессы принадлежат к вулканогенным, тогда как по обстановке его накопления — к седиментогенным.
Седиментогенные рудообразующие процессы, лишь отчасти охватывающие собственно экзогенное рудонакопление, отличаются широким разнообразием механизмов обособления, транспортировки и отложения рудного вещества.
Модели седиментогенного остаточного рудонакопления в классическом выражении отвечают обособлению рудообразующих компонентов от первичных носителей в экзогенных условиях с отложением их на месте или с ограниченным переносом.
Седиментогенное осадочное рудонакопление с различными формами переноса и отложения вещества (механические, химические, биохимические осадки) реализуется при наличии в разрушаемых породах рассеянных концентраций рудных компонентов, за счет обособления и транспортировки их экзогенными агентами. Наиболее значительные по массе скопления вещества возникают в океанических и морских бассейнах при химических и биохимических процессах.
Широкомасштабные процессы накопления рудного вещества характерны для седиментогенных обстановок, обусловливающих формирование обломочных и карбонатных пород преимущественно в зонах сопряжения континентальных и прибрежно-морских условии осадконакопления. В наиболее общем виде модели рудонакопления в указанных условиях можно отнести к седиментогенно-гидрогенным.
Такие модели — осадочно-диагенетические, пластово-инфильтрационные— разрабатывались многими исследователями применительно к месторождениям типа медистых песчаников и сланцев, свинпово-цинковым в карбонатных толщах, урановым роллового типа. Частные модели объединяет принадлежность к однотипной рудообразующей системе с горизонтальной или наклонной осью сопряжения областей рудонакопления с областями поступления рудообразующих компонентов и транспортирующих агентов. Области рудонакопления в таких системах — барьеры различной природы; пути миграции растворов — проницаемые слои частично литифицированных пород; источник транспортирующих агентов и вещества—литифицирующиеся осадки (рис" 104); миграцию вод вызывает нагрузка вышележащих толщ; вопрос о причинах разогрева и активизации вод продолжает дискутироваться.
274
Рис. 104. Схема седимен-тогеиио-гидрогеииой рудообразующей системы (вариант):
1 — породы цоколя; 2 — глинистые осадки; 3 — песчаные и песчанистые проницаемые отложения; 4 — рудные тела разных периодов формирования. Прочие обозначения см. на рис. 101
В гидрогенной модели формирования медистых песчаников и сланцев допускается смешение в зоне рудоотложения двух потоков вод — минерализованных континентальных и отжимаемых из нелитифицированных отложений при их усадке. Поступление вод интенсифицируется процессами испарения, а также суточными, сезонными и эпейрогеническими колебаниями уровней бассейнов и подземных вод. Рудонакопление связывается с существованием в лагунных условиях сероводородных и органогенных восстановительных барьеров.
Э. Дейнесом определены количественные характеристики гидрогенного накопления руд месторождений типа медистых песчаников и сланцев, исходя из баланса масс рудного вещества и металлоносных растворов, протекающих через сероводородный барьер.
Концентрация металла в водах Св рассчитывается по формуле
„ __
в“ рвЯвКвДР ’
где Ср — содержание металла в руде; р — плотности: рР — руды, рв — раствора; Н— мощности: Нр — рудного тела, Нв — рудоносного горизонта до усадки; L — протяженность горизонта от зоны выхода вод; Кв — средняя горизонтальная проницаемость во время сульфидообразования; vB—вязкость металлоносных растворов; ДР— избыточное гидравлическое давление на рас
16’
275
стоянии L. Длительность рудонакопления через скорость осадконакопления оценена в 1,6-1010 с.
Свинцово-цинковые месторождения в карбонатных толщах сходны с медистыми песчаниками и сланцами по приуроченности к зонам контакта отложений определенного состава с палеоподнятиями, а также к зонам фациальных переходов. В гид-рогенной модели возникновения таких месторождений допускается миграция поровых растворов в карбонатных толщах, которые служат источником рудного вещества, и рудонакопление на различных по своей природе барьерах.
К- Ветке на основе моделирования полей флюидных и тепловых потоков в бассейне Иллинойс установил, что главным фактором движения растворов является воздымание основания одной стороны бассейна и вызываемый этим гравитационный эффект. Этим исследователем показано, что вывод растворов в зону рудоотложения возможен при максимальных скоростях фильтрации, превышающих 7,8 м/год. В рудообразовании участвуют воды осадочного бассейна, имеющего размер в поперечнике 400 км, при погружении его основания до глубины 4—5 км. При различных расчетных значениях теплового потока температуры на этих глубинах составляют 120—240°C. В области выведения растворов к поверхности максимальные температуры на глубине 200 м достигаются при малых скоростях фильтрации вод.
Гидрогенной модели рудообразовании отвечает пластовоинфильтрационное рудонакопление на восстановительных барьерах, что характерно для месторождений урана песчаникового и роллового типов.
Транспортировка металлов осуществляется либо поверхностными водами, проникающими в проницаемые горизонты, либо напорными водами артезианских бассейнов.
В. С. Голубевым и Е. М. Шмариовичем показаны зависимости между содержаниями урана в фильтрующемся растворе Св, промываемых породах Сп и возникающих рудах Ср.
Cp = afpCB4--^Cn) Т,
где а — константа скорости отложения компонента; р — пористость пород; v — скорость движения геохимического барьера; и — скорость фильтрации потока; Т — длительность рудоотложения.
В модели пластово-инфильтрационной миграции и накопления металлов имеет место непрерывная последовательность отложения, растворения и переотложения компонентов, следствием чего является рост концентраций на геохимическом барьере.
276
Эта модель приложима к стратиформным скоплениям урана, ванадия, молибдена.
Следует отметить, что проблема рудоносное™ осадочных бассейнов еще далека от разрешения. Пока не создана концепция, увязывающая воедино процессы рудообразования, динамику подземных вод, миграцию углеводородов.
Метаморфогенные процессы возникновения руд при строгом подходе должны разделяться на рудопреобразующие и рудообразующие. С первой группой процессов связывают формирование метаморфизованных (преобразованных) месторождений, т. е. видоизменение ранее существовавших скоплений рудного вещества с ограниченной его миграцией в пространстве. В тех случаях, когда при преобразованиях таких скоплений последние приобретают принципиально иные качества и возникают собственно метаморфические месторождения, соответствующие процессы также должны рассматриваться как рудопреобразующие. Ко второй группе следует относить процессы, сопровождающиеся формированием новых скоплений рудного вещества при метаморфических явлениях.
Метаморфогенно-плутоногенно-гидротермальные процессы рудообразования могут развиваться при палингенезе, сопровождающемся возникновением вторичных расплавов; при этом рудонакопление может осуществляться по плутоногенно-гидро-термальным ортогенетическим и рециклинговым схемам. В связи с возможной принадлежностью многих кислых расплавов к продуктам коровых выплавок в ряде случаев трудно провести границу между плутоногенно-гидротермальными и метаморфо-генно-плутоногенно-гидротермальными рудообразующими системами.
Метаморфогенно-регенерационные (метаморфогенно-гидро-термальные) модели рудообразования имеют многоаспектное выражение. В наиболее общем случае могут быть выделены модели с преобразованием ранее возникших скоплений рудного вещества, с мобилизацией рассеянных его концентраций, с рассеиванием ранее существовавших скоплений. Последний вариант скорее отвечает не рудообразующим, а деструктивным процессам.
Процессы преобразования ранее сформированных скоплений эквивалентны рудообразующим системам с чужеродными относительно первичных руд источниками энергии и метаморфизующих агентов. Фактически облик соответствующих объектов определяется разновременным сочетанием различных рудообразующих систем, обычно с разными по природе и местоположению источниками энергообеспечения.
Модели с мобилизацией рассеянных концентраций разработаны преимущественно в общем виде, в первую очередь в приложении к золоторудным месторождениям зеленокаменных поя-
277
Рис. 105. Схема метамор-фогенно-регенерационной рудообразующей системы:
1 — рудоносные <>[ ложол'Ш; 2 — сингенетичные скопления рудного вещества; 3 — регенерационные рудные тела; 4 — гранигоиды. Прочие обозначения см. на рис, 101
сов и протогеосинклиналей с терригенным заполнением. В таких ситуациях источники вещества — соответствующие породы и их толщи. Решение вопросов об источниках энергии и транспортирующих агентах пока остается в рамках концептуальных построений. Обычно предполагается связь процессов регенерации вещества с тепловым и флюидным фронтом интрузий либо с динамометаморфическими факторами, включая обособление и миграцию метаморфогенньга вод. Реальную конфигурацию и параметры подобных рудообразующих систем пока нельзя считать установленными.
Наиболее эффективными примерами продуктов рассматриваемых систем в мобилизационно-концентрационном варианте служат сопряжения жильных рудных тел и пластовой (стра-тиформной) минерализации по схеме «лук — стрела». Обогащенные рудообразующими элементами «плюмажи» над пластовыми телами, развитые обычно в сводах антиклинальных складок и обладающие различным вертикальным размахом, отвечают продуктам рассматриваемых систем с собственно ме-таморфогенными источниками энергии и транспортирующих (перераспределяющих) агентов (рис. 105).
Для метаморфогенно-регенерационных систем характерно широко распространенное в природе явление многоступенчатого концентрирования рудного вещества — его перераспределение с уровня на уровень либо из зоны в зону с ростом концентраций. Для простого случая трех уровней содержаний — исходного СД
278
«обогащенного С2 и остаточного С3 — степень концентрирования Л оценивается по выражению
100 (^-Сз)
Сг — С3
Модель многоступенчатого накопления рудного вещества снимает проблему уровней его содержания в источниках и растворимости в транспортирующих агентах. Достаточно длительное их поступление в зоны рудонакопления даже при ультрамалых концентрациях рудного вещества обеспечивает возникновение его промышленных содержаний. Вопрос заключается лишь в необходимом энергообеспечении движения транспортирующих агентов. Очевидно, что при прочих равных условиях максимальная интенсивность рудообразования достигается при длительном существовании достаточно мощных энергетических источников, вызывающих движение вод в больших объемах пород с выводом транспортирующих агентов в локальные области рудонакопления.
Контрольные вопросы и задания
1. Каковы соотношения между рудообразующими процессами и рудообра-зующнми системами?
2. Каковы геологические причины множественности источников рудного вещества и многоступенчатости его накопления?
3. Каковы количественные характеристики процессов рудообразования?
4. Расскажите об источниках энергии при рудообразоваиии.
5. Охарактеризуйте модели рудонакопления в магматогениых рудообразующих системах.
6. Укажите различия между плутоиогеино-гидротермальиыми ортогенетическими и плутоиогенио-гидротермальиыми рециклииговыми моделями рудообразования.
7. Каковы количественные характеристики рециклинговых рудообразующих систем?
8. Охарактеризуйте седиментогеино-гидрогеиные модели рудонакопления.
9. Каковы источники вещества при метаморфогенио-регенерациониом ру-дообразовании?
10. Расскажите о возможных пространственно-временных соотношениях различных типов рудообразующих процессов.
1.2. Рудные, геологические и металлогенические формации
Месторождения полезных ископаемых являются продуктами рудообразующих процессов. Эквивалентные им рудообразующие системы имеют вещественное выражение в виде сочетания геологических, метасоматических и рудных формаций. Такие сочетания отвечают металлогеническим формациям, которые выступают в качестве главных объектов прогнозно-металлогенических построений, в первую очередь металлогенического районирования [15, 26, 32, 44].
279
Объективно устанавливаемые пространственно-временные ассоциации определенных месторождений с теми или иными геологическими формациями либо их сочетаниями служат основой современных металлогенических исследований. Формационные основы современной металлогении и методы рудноформационного анализа отражают указанные ассоциации как объективную реальность.
Под геологической формацией (плутоногенной, вулканогенной, седиментогенной, метаморфогенной) понимаются естественные сообщества пород, возникающие в определенной геологической обстановке или при соответствующих геотектонических режимах и отвечающие отдельным отрезкам развития того или иного участка земной коры.
Рудные формации и эквивалентные им рудноформационные типы определяются как группы месторождений и рудопроявле-ний, однотипных по элементному и минеральному составу руд и обстановкам нахождения, выраженным в устойчивых ассоциациях с определенными геологическими формациями либо их сочетаниями и в структурных обстановках рудонакопления [13, 15, 32, 34].
Из многочисленных вариантов определений метасоматических формаций целям металлогенических исследований наиболее полно удовлетворяет следующее: метасоматической формацией называется естественная ассоциация измененных пород, сопровождающих рудные тела определенного элементного и минерального состава.
Для сравнительно редких случаев постоянства связей различных по составу месторождений и сопутствующих им метасома-титов с одной и той же геологической формацией принято выделять ассоциации рудных формаций или рудноформационных типов месторождений. С другой стороны, рудные формации, обладающие близким элементным и минеральным составом руд, но ассоциирующие с различными геологическими формациями, объединяются в семейства. По особенностям состава и связей с геологическими формациями рудные формации могут подразделяться на субформации или минеральные (минералого-геохимические) типы месторождений.
Геолого-промышленные типы месторождений выделяются с учетом современных требований горнодобывающей промышленности, поэтому при такой классификации рудных объектов на первое место выступают признаки, которые характеризуют рудные тела и руды (морфология, состав, обогатимость, технологические свойства и т. п.). Естественно, что эти признаки так или иначе связаны с природой рудообразующих процессов, зависящей от соответствующих геологических формаций либо их сочетаний. Тем не менее рудноформационные и геолого^про-мышленные типы месторождений могут и не совпадать, особенно
280
в случаях общности промышленных характеристик объектов, находящихся в различных геологических обстановках.
Следует отметить, что рудноформационные типы месторождений отличаются от генетических типов. Под последними понимаются такие группы месторождений, которые, независимо от состава руд, обладают общими условиями образования, выраженными прежде всего в природе транспортирующих агентов, механизме и физико-химических обстановках рудонакопления.
Для выделения типов металлогенических формаций требует-сй выявление роли геологических формаций в рудогенезе на основе их сопоставления с главными элементами рудообразующих систем, в первую очередь с источниками вещества, транспортирующих агентов и энергии, а также со средой рудопереноса и рудонакопления. Такое сопоставление позволяет различать рудовмещающие, рудоносные, рудогенерирующие и рудообразующие формации, входящие в соответствующие системы.
Рудовмещающие геологические формации (РВФ). Нахождение продуктов рудогенеза в той или иной геологической среде, устанавливаемое прямыми наблюдениями, может быть либо следствием наложения на нее более поздних принципиально иных процессов, либо результатом процессов становления этой среды (геологической формации). Для разграничения этих принципиально различных вариантов, вероятно, целесообразно сохранить понятие «рудовмещающая формация» (в узком смысле) лишь в приложении к первому случаю, когда в формационно однотипных геологических образованиях располагаются формационно различные продукты рудогенеза. Иными словами, РВФ выступают в качестве среды рудоотложения, связанного с другими геологическими явлениями, которые предполагаются при интерпретации данных прямых наблюдений.
Рудоносные геологические формации (РНФ) представляют собой частный случай РВФ и выделяются как формационно однородные геологические образования, вмещающие формационно однотипные продукты рудогенеза при неоднозначности интерпретации природы таких ассоциаций. РНФ служат средой рудоотложения и источником других составляющих процессов рудогенеза, хотя последнее не всегда доказуемо.
Рудогенерирующие формации (РГФ) — геологические образования, которым приписывается роль источников вещества, энергии рудонакопления и транспортирующих агентов для продуктов рудогенеза, локализованных в среде рудоотложения — в рудовмещающих формациях (РВФ).
Рудообразующие формации (РОФ)—геологические образования, рассматриваемые в качестве источников энергии при рудогенезе, реализуемом за счет вещества, содержащегося в иных геологических формациях — рудоносных (РНФ).
281
Из приведенных характеристик следует, что задача отнесения той или иной геологической формации к рудовмещающей либо рудоносной может решаться на основе прямых наблюдений, путем установления независимости или, наоборот, постоянной зависимости состава руд от формационных характеристик пород,, слагающих околорудное пространство. Что же'касается рудогенерирующих и рудообразующих геологических формаций, то отведение им таких ролей во многих случаях основывается на предполагаемой генетической модели либо модели рудообразу-ющего процесса.
Обратимся к некоторым поясняющим примерам. Вряд ли можно сомневаться в принадлежности грейзеновых месторождений к продуктам плутоногенно-гидротермального ортогенетического рудообразующего процесса. Продукты грейзенизации размещаются как в интрузивных телах, так и в прилегающем пространстве. В этом случае породы интрузивной рамы следует относить к рудовмещающей формации. Более сложна роль интрузивных образований. Магматиты соответствующей геологической формации одновременно являются и рудовмещающими (среда), и рудоносными (металлогеническая специализация), и рудогенерирующими (источники рудного вещества, транспортирующих агентов и энергообеспечения).
Для месторождений колчеданного семейства установлена постоянная приуроченность руд определенного состава к соответствующим геологическим формациям. Последние, естественно, должны рассматриваться в качестве рудоносных. Одновременно они служат и рудовмещающими, хотя при строгом подходе такие качества должны быть приписаны лишь части рудоносной формации, той доле ее разреза, в которой собственно и располагаются рудные тела. Вместе с тем, если оперировать понятием «формация», то допустимо рассматривать ее в качестве как рудоносной, так и рудовмещающей. Если принять вулканогенно-гидротермальную рециклинговую модель рудонакопления, в которой, как отмечалось, предполагается глубинный источник энергии, транспортирующими агентами считаются активизированные морские воды, а источники вещества отождествляются с подрудными и более глубокими образованиями, то трудно уложиться в предложенную выше классификационную схему. Источники энергии и транспортирующих агентов по этой модели не получают формационного выражения, а принимаемая природа источников вещества так или иначе отражается на отнесении формаций к рудоносным. В целом для таких случаев остаются нераскрытыми рудогенерирующие формации, хотя необходимость этого, скорее, обусловлена формальными требованиями принятой классификации формаций по их роли в рудогенезе.
Ряд рудообразующих процессов может получить развитие лишь при условии совмещения в пространстве геологических тел 282
различной формационной принадлежности. С другой стороны, в процессах рудообразования одни и те же геологические формации выступают в различной роли. В первом случае для обозначения сочетаний используется знак « + » между символами или аббревиатурами геологических формаций, а во втором они соединяются знаком равенства.
В соответствии с наиболее распространенными моделями ру-догенеза, а также типами рудообразующих процессов и систем (табл. И, рис. 106) выделяется шесть различных сочетаний геологических формаций по их роли в рудогенезе.
I. РВФ + РГФ. Это сочетание соответствует ортогенетической схеме формирования жильных гидротермальных месторождений, локализованных в геологических образованиях различной формационной принадлежности при постоянстве рудноформационных характеристик и устойчивой пространственно-враменной связи с однотипными магматическими комплексами — РГФ.
II. РВФ = РНФ. Одна и та же формация играет двойную роль при неоднозначности интерпретации причин рудогенерации, что характерно для месторождений ряда типов, в первую очередь стратиформных или близких к ним. Рудонакопление в таких геологических формациях может быть связано с процессами, которые не получают формационного выражения. В частности, такая ситуация наблюдается для продуктов вулканогенно-гидротермальных рециклитовых и седиментогенно-гидрогенных рудообразующих систем.
III. РВФ = РНФ = РГФ. Это сочетание типично для процессов рудогенеза, достаточно убедительно относимых к самой формации. Наиболее наглядный пример — собственно магматоген-ные месторождения, возникающие при разделении рудно-сили-катных расплавов с накоплением руд в магматитах либо в их ближайшей раме.
IV. РВФ-{-(РВФ = РНФ = РГФ). Данное сочетание близко сочетанию типа РВФ + РГФ, но отличается тем, что одна из двух формаций выступает в тройной роли. Ему отвечают плутоноген-но-гидротермальные как ортогенетические, так и рециклинговые системы, а также их сочетания. Рудная минерализация локализуется в формационно однотипных магматических телах (РВФ = = РНФ = РГФ) и в геологических образованиях рамы любого состава (РВФ), которая либо пассивно вмещает оруденение, либо поставляет какую-то часть его.
V. (РВФ = РНФ) + РОФ. Сочетание двух формаций, отражающее метаморфогенно-регенерирующую модель рудогенеза, в которой рудонакопление связывается с перераспределением вещества, находящегося в однотипных РВФ = РНФ под тепловым и флюидным (?) воздействием более поздних магматических тел (РОФ) различной формационной принадлежности.
283
Таблица 11. Соотношения основных типов рудообразующих процессов и типов металлогенических формаций
ЕЭ Е133 n~T|g rZ29
Рис. 106. Принципиальные схемы сочетаний геологических формаций, играющих различную роль в рудообразовании (см. табл. 11):
а — РВФ + РГФ. б — (РНФ = РВФ) + РОФ, в — (РНФ = РВФ) + (РОФ = РГФ) г — РВФ+
+ (РВФ-РНФ = РГФ).
1—3 — плутоногенные формации: 1 — рудогеиерирующие, 2 — рудообразующие. 3 — рудогенерирующие и рудообразующие; 5 — формации интрузивной рамы; 4 — рудовмещающие. 5 — рудоносные и рудовмещающие: 6—7— зоны выноса вещества; 6— из пород плу-тоногенных формаций; 7 — из пород интрузивной рамы; 8—9— зоны накопления вещества; 8— за счет плутоногеиных формаций, 9— за счет пород интрузивной рамы
VI. (РВФ = РНФ) + (РОФ = РГФ). Сочетание, отличающееся от предшествующего предполагаемым поступлением вещества из обеих формаций. Оно может быть справедливым для модели метаморфогенно-гидротермального рудогенеза, а также для некоторых так называемых полигенных объектов, в частности, для скарнированных с привносом вещества полиметаллических и железорудных месторождений.
Рассмотренные сочетания геологических формаций по установленной или вероятной роли в рудогенезе отражают различные по природе рудообразующие процессы и обусловливают типы металлогенических формаций, которым отвечают устойчивые, постоянно наблюдаемые пространственно-временные ассоциации геологических, метасоматических и рудных формаций. Прогнозно-металлогеническое районирование территорий в первую очередь должно опираться на типы металлогенических формаций, поскольку контуры тех или иных площадей определяются не только полями распространения геологических формаций, но и их сочетаниями (пересечениями), естественно ограничивающими возможные ареалы распространения соответствующих месторождений.
Контрольные вопросы и задания
1. Что объединяет понятия рудные, геологические и металлогенические формации?
2. Как связаны рудообразующие процессы и системы с геологическими формациями, играющими различную роль в рудогенезе?
3. По каким признакам геологические формации разделяются на рудовмещающие, рудогенерирующие, рудообразующие и рудоносные?
4. Каковы принципы выделения типов металлогенических формаций?
5. Расскажите о возможных прикладных следствиях выделения различных типов металлогенических формаций.
285
284
1.3. Общие принципы металлогенических исследований
' Цель металлогенических исследований — выявление закономерностей размещения продуктов рудогенеза в пространстве и во времени для последующего прогноза — предсказания металлоносных площадей разного ранга. Один из основоположников металлогении де Лоне в 1913 г. определил ведущее направление металлогенического анализа как сравнение металлогенических и тектонических типов территорий и установление на этой основе законов.
По мнению А. Д. Щеглова [44], главной закономерностью распределения месторождений в пространстве и времени, имеющей значение геологического закона, является установленная в планетарном масштабе приуроченность определенных продуктов рудогенеза к определенным геоструктурам. Поскольку последние характеризуются устойчивыми сочетаниями конкретных геологических формаций, отмеченные связи свидетельствуют о реально существующих зависимостях между геологическими и рудными формациями, выраженных в разных типах металлогенических формаций.
При металлогеническом анализе используются следующие принципиальные положения, рассмотренные в работах многих исследователей [10, 13, 14, 15, 18, 23, 24, 28, 32].
Ведущую роль играет принцип историко-формационного анализа. Металлогенические, геологические и рудные формации в конкретном выражении зависят от геотектонического режима развития земной коры, менявшегося в различных ее частях на разных временных отрезках геологической истории.
Выявление ассоциаций между рудными и геологическими формациями и их природы, сопровождающееся определением типов металлогенических формаций и их места в геологической истории, вытекающие из принципа историко-формационного анализа, составляет существо металлогенического анализа и основной его метод.
Принцип последовательного приближения при металлогеническом анализе и прогнозе отражает вхождение металлогенических категорий низшего ранга в высшие и возможность предсказания новых металлоносных площадей в рамках данной более крупной территории, установленной при металлогеническом анализе.
К другим принципам относятся следующие:
выявления металлогенических факторов, от которых зависит положение пространственных категорий разных рангов, условия и время их возникновения;
прогноза новых для данной территории типов месторождений либо принципиально новых источников минерального сырья иа базе аналогий с хорошо изученными площадями, общеметалло-
286
генических построений, расшифровки природы и закономерностей проявления рудообразующих процессов.
Формирование металлогении тех или иных площадей и их современного облика обусловлено комплексом следующих факторов: геотектоническим типом развития; возрастом; полнотой проявления того или иного режима; характером, набором и масштабами распространения геологических формаций; глубиной эрозионного среза; палеоклиматическими условиями.
Факторы, определяющие региональные металлогенические закономерности— положение во времени и пространстве металлогенических формаций и, соответственно, металлоносных площадей на уровне зон, подзон, реже районов, — представляют собой факторы высшего ранга, обусловливающие закономерности проявления в геологической истории тех или иных геологических формаций. Очевидно, что подобные факторы имеют геотектоническую природу и могут устанавливаться на базе комплекса геолого-геофизических, тектонических и историко-геологических исследований.
С факторами иного ранга связаны закономерности размещения месторождений данной рудной формации (либо группы формаций) в соответствующей геологической формации (либо в группе). Для концентрации продуктов рудообразующих процессов в тех или иных частях пространства ведущее значение имеют литолого-фациальные, стратиграфические, магматические, структурные, метаморфические, геохимические, палеогид-рогеологические факторы. Роль каждого из этих факторов и их сочетаний зависит от специфики обстановок рудогенеза.
Выявление закономерностей размещения месторождений в пределах ограниченных участков земной коры, сопоставимых с площадями развития отдельных геологических формаций либо их частей, — задача металлогении рудных районов, одного из наиболее важных в прикладном отношении разделов металлогении, выделенного и разработанного Е. Т. Шаталовым и Р. М. Константиновым.
Закономерное распределение в пространстве продуктов рудогенеза отражает металлогеническая зональность. В зависимости от ориентировки вектора зональности выделяются ее вертикальный и латеральный типы. Масштаб зональности определяется рангом анализируемых металлогенических категорий. В наиболее общем случае зональность выявляется на оснбве анализа распределения в пространстве месторождений разной формационной принадлежности. В соответствии с этим может быть установлено зональное размещение месторождений в рудных районах, зонах, провинциях и поясах, т. е. металлогеническая зональность каждой из этих пространственных категорий.
Закономерности пространственного размещения месторождений проявляются также и на фоне закономерного распределения
287
соответствующих геологических формаций. Отсюда следует возможность наличия зональности иного ранга — на уровне металлогенических формаций, т. е. зонального размещения рудных районов определенного металлогенического профиля в зонах, провинциях, поясах. Очевидно, что зональность такого характера может быть установлена и по закономерному расположению одних пространственных категорий металлогении в пределах других, более высоких порядков: зон в провинциях, зон в поясах и т. п.
Зональность отмеченных рангов имеет существенное значение для металлогенического анализа и базирующихся на нем прогнозных построениях [14, 26].
Для поисковых и разведочных целей важно выявление зональности распределения продуктов рудоотложения в пределах месторождений, групп или отдельных рудных тел. Зональность этого ранга соответствует зональности оруденения, возникающей в рамках того или иного этапа минерализации (рудообразования) и отражающей изменения условий рудоотложения в вравнителцно ограниченном пространстве рудоносных либо рудовмещающих формаций.
Зональность распределения металлогенических формаций зависит от их типов. Наиболее простой вариант ее определяется сочетанием разновременных металлогенических формаций типов РВФ = РНФ, РВФ = РНФ = РГФ. Расположение таких формаций на разных уровнях геологического (структурно-формационного) пространства отвечает наличию временных рядов рудных формаций и месторождений.
Очевидно, что подобная вертикальная зональность вследствие весьма значительного вертикального размаха не может быть установлена наблюдением в конкретных разрезах металлогенических зон, провинций и поясов. Она выявляется при сопоставлении металлогении сопряженных участков земной коры, выведенных пострудными тектоническими движениями на различные уровни эрозионного среза.
В рассматриваемой ситуации латеральная металлогениче-ская зональность может быть следствием различных по своей природе процессов, из которых ведущее значение имеют следующие:
отражение вертикальной зональности при изменении ориентировки ее вектора в результате деформаций доскладчатых рудоносных формаций либо при вскрытии эрозионным срезом различных структурно-формационных уровней единых временных рядов рудных формаций;
синхронное или близодновременное возникновение пространственно разобщенных металлогенических формаций разного профиля при автономном развитии сопряженных зон;
288
разновременное становление различных (реже однотипных) металлогенических формаций в разных частях геотектонически единого пространства.
Для металлогенических формаций типа РВФ + РГФ и РВФ+(РВФ = РНФ = РГФ) характер зональности определяется особенностями размещения активных элементов таких сочетаний, т. е. геологических формаций, выступающих в роли РГФ. Последние, как правило, принадлежат к плутоногенным образованиям, возникающим на нескольких временных отрезках на разных уровнях геологического пространства. В рамках одной металлогенической формации рассматриваемых типов может быть проявлена вертикальная и латеральная зональность размещения месторождений и их минералого-геохимических типов. Сравнительно простым случаем зональности более высокого ранга является латеральная зональность, обусловленная пространственной разобщенностью разновременных либо близодно-временных формаций типа РГФ, имеющих разный состав и продуцирующих рудные формации разного состава.
Более сложные варианты зональности могут наблюдаться при развитии металлогенических формаций типа (РВФ = = РНФ)+РОФ и (РВФ = РНФ) + (РОФ = РГФ). Пространственное расположение каждого отдельно взятого элемента приведенных сочетаний, как правило, подчиняется независимым закономерностям.
На фоне вертикальных и латеральных рядов геологических формаций типа РВФ = РНФ продуцирующие оруденение формации (РОФ, РОФ = РГФ) могут образовывать собственные временные ряды, обычно проявляющиеся по латерали. Перекрытие тех и других рядов определяет господствующий латеральный тип зональности.
При полигенном характере рудообразующих процессов, развивающихся в рамках одного и того же геологического пространства, ранние формации типа РВФ = РНФ и РВФ = РНФ = = РГФ с присущей им собственной металлогенией могут выступать в качестве РВФ для продуктов рудогенеза, связанных с более поздними РГФ. Иными словами, полигенная зональность может отвечать совмещению в пространстве: рудоносных осадочных, вулканогенных или метаморфогенных формаций с более поздними плутоногенными, обеспечивающими рудогенез вне плу-тонитов; разновозрастных плутоногенных формаций, обладающих собственными этапами рудогенеза и рудными формациями разных глубин и условий становления. Вертикальная зональность в таких обстановках может быть обусловлена разными глубинами становления разновременных и разнотипных месторождений и рудных формаций. Латеральная зональность при этом выступает как отражение вертикальной зональности либо определяется факторами, контролирующими положение
19—863
289
поздних формаций и сопряженных с ними продуктов рудогенеза Следует отметить, что при многоэтапное™ рудогенеза в сравнительно небольшом геологическом пространстве зональное распределение может быть и не проявлено.
Следствием полихронности рудообразующих процессов в рамках сравнительно ограниченных пространственных категорий является формирование зон и районов с комплексной металлогенией. В подобных зонах и районах возможно преобразование ранее возникших руд под воздействием последующих металлогенических процессов вплоть до перераспределения рудного вещества, его регенерации и вхождения в состав более поздних рудных формаций. При таких условиях могут проявляться сложные сочетания вертикальной и латеральной зональности, не всегда доступные для расшифровки.
Результаты металлогенических исследований фиксируются на металлогенических картах, которые выступают как итоговый документ, в графической форме отражающий главные закономерности размещения металлоносных площадей разного ранга и продуктов рудогенеза. Металлогенический анализ, по результатам которого составляются подобные карты, должен обеспечивать выявление факторов и критериев прогноза новых металлоносных площадей и рудных объектов. Такие факторы и критерии используются при составлении прогнозно-металло-генических карт.
Метал логенические карты могут составляться на основе геологических карт, однако целенаправленность металлогенического анализа и решение его прикладных задач с существенно большей эффективностью обеспечиваются применением специализированных основ. Выбор последних определяется главными факторами, влияющими на размещение месторождений. В зависимости от специфики продуктов рудогенеза, принадлежности их к тем или иным рудообразующим процессам могут быть использованы тектонические, структурно- и фациально-формационные, литолого-фациальные, структурные, палеогеографические основы либо одна из подобных основ, дополненная элементами нагрузки иного содержания.
Для большинства продуктов рудообразующих процессов решающее значение для металлогенического анализа и прогнозных построений имеет установление геологических формаций, с которыми ассоциируют месторождения, а также природы связей тех и других с последующим определением типа металлогенических формаций. Формационные основы прогноза, опирающиеся на наблюдение и устойчивость фиксируемых ассоциаций, обладают высокой степенью объективности.
Масштаб металлогенических карт зависит от задач прогнозных исследований — рангов потенциально металлоносных
290
площадей, которые должны быть выделены в итоге работ. В наиболее общем случае обзорные карты (масштабы 1 : 1 500 000— 1 : 1 000 000) обеспечивают оконтуривание и прогноз металлогенических зон, карты средних масштабов (1:500 000— 1:200 000) —выделение рудных районов, крупных масштабов (1:100 000—1:50 000)—оконтуривание и прогноз рудных полей, а детальные (1 : 50 000 и крупнее) —локальных перспективных участков, сопоставимых по размерам с площадями месторождений либо групп рудных тел. Конкретный масштаб карт ъ значительной степени обусловливается спецификой месторождений, влияющей на размеры рудоносных площадей.
Собственно металлогеническая нагрузка специализированных основ включает контуры металлоносных площадей соответствующих рангов и продукты рудогенеза (месторождения, рудо-проявления, точки минерализации). Знаки, выбранные для изображения последних, должны отражать главные и сопутствующие рудообразующие компоненты, рудноформационную либо теолого-промышленную и генетическую принадлежность, масштабы и степень освоенности (оцененные, предварительно и детально разведанные, эксплуатируемые, отработанные).
Рудная нагрузка зависит от назначения карт. Месторождения и рудопроявления, выносимые на карты, могут быть сгруппированы по ведущему металлу или группе металлов, рудноформационной или генетической принадлежности. На обзорных картах и картах средних масштабов при регионально-металло-генических исследованиях, как правило, показывают месторождения всех полезных ископаемых, а при специально-металлоге-нических работах — месторождения определенного металла либо группы ассоциирующих металлов. Крупномасштабные и детальные карты, обычно имеющие узкое целевое назначение, фиксируют объекты единой рудноформационной принадлежности.
Для обеспечения полноты картографической характеристики закономерностей размещения металлоносных площадей и месторождений требуется составление комплекта карт. В наиболее распространенный вариант такого комплекта входят следующие карты, исполняемые в одном и том же масштабе:
1) геологическая;
2) прогнозной и поисковой изученности, обеспечивающая предварительную разбраковку площадей путем исключения тех Из них, которые «погашены» ранее выполненными работами, и также учет всех видов ранее проведенных исследований;
3) собственно металлогеническая, выполняемая на специализированной основе и несущая металлогеническую рудную нагрузку;
4) прогнозных и поисковых критериев и признаков, учиты-119*
291
вающая металлогенические факторы, характеристики околоруд-ного пространства, геофизические и геохимические аномалии, выявленные различными методами;
5) прогнозная, синтезирующая информацию четырех вышеназванных карт и обеспечивающая выделение площадей разной степени перспективности.
В наиболее общем случае на прогнозных картах должны оконтуриваться площади следующих категорий: бесперспективные, с исчерпанными ранее перспективами, с неясными перспективами, перспективные по комплексу данных (с разбивкой по степени перспективности). Подобные карты (либо накладки на них) должны отражать и рекомендации по методам и видам работ, требуемым для реализации выявленного металлогениче-ского потенциала. При выборе видов работ должна учитываться поисковая изученность, а также необходимость перевода площадей с неясными перспективами в перспективные, а последних— в реально рудоносные или (если прогноз неудачен) в бесперспективные. Очередность поискового освоения площадей определяется степенью их перспективности и масштабами ресурсов, которые могут быть обнаружены в их пределах.
Наибольшая достоверность прогнозных построений достигается в тех случаях, когда на базе наблюдаемых обстановок нахождения месторождений и факторов, определяемых прогнозной и поисковой практикой, формируются модели объектов, прогноза и поисков. Апробация таких моделей генетическими концепциями, проверки соответствия их друг другу с последующим обоснованием ведущих характеристик объектов прогноза и поисков и эквивалентных таким характеристикам факторов и критериев — таков наиболее перспективный путь создания объективных основ прогнозных построений.
Контрольные вопросы и задания
1. Сформулируйте главные принципы прогнозно-металлогенических исследований.
2. Охарактеризуйте основные факторы, определяющие металлогеническии облик зон и районов.
3. Перечислите группы факторов, определяющих закономерности размещения месторождений.
4. Какие ранги металлогенической зональности выделяются?
5. Охарактеризуйте природу металлогенической зональности.
6. Каковы соотношения латеральной и вертикальной металлогенической зональности?
7. Каковы масштабы металлогенических карт и их назначение?
8. Расскажите об общих требованиях к рудной и металлогенической! нагрузке.
9. Каковы общие требования к основам металлогенических карт?
10. Каков состав комплекта карт, используемых для анализа закономерностей размещения металлоносных площадей и прогнозных построений?
292
2. РЕГИОНАЛЬНАЯ МЕТАЛЛОГЕНИЯ
Главные геоструктуры земной коры — океаны, геосинкли-нально-складчатые (подвижные) системы и платформы — существенно различаются как по металлогеническим обстановкам, так и по преобладающим процессам рудогенеза и их продуктам. В этих геоструктурах В. И. Смирнов в качестве главных выделял следующие металлогенические обстановки: дна океанов; эв-геосинклннальные; миогеосинклинальные; парагеосинклиналь-ные (вторичногеосинклинальные); неактивизированных платформ; активизированных платформ. Эти обстановки могут одновременно существовать в различных частях Земли и сменять друг друга в геологической истории как всей планеты, так и отдельных регионов [31].
В то же время геотектоническое развитие не единообразно во времени. Так, специфика дофанерозойской эволюции земной коры отражается в существовании обстановок, не имеющих полных аналогов на последующих этапах. В частности, в архее выделяются протоконтинентальные обстановки (древнейшие гранито-гнейсовые ядра) и обстановки зеленокаменных поясов — прообразов позднейших эвгеосинклиналей, а в протерозое — гранито-гнейсового основания, чехлов протоплатформ и зон протоактивизации.
На базе разработок Г. М. Власова [17], В. Н. Козеренко [10], В. И. Смирнова [28, 31], Г. А. Твалчрелидзе [22, 38] с учетом палеотектонической позиции и характера сочетания (сопряженности) различных тектонических единиц металлогенические обстановки группируются следующим образом.
А. Океанические (дна океанов).
Б. Переходные от океанических к континентальным (окраинно-континентальные) :
Б.1. Геосинклинально-складчатых систем восточно-азиатского типа, отделенных от океанического дна желобом, включающих латеральный ряд сопряженных и сближенных по времени развития элементов: эвгеосинклинали, достигающие островодужных стадий развития; срединные массивы (иногда отсутствуют); окраинно-континентальные прогибы с миогеосинклинальным режимом развития; краевые вулкано-плутонические пояса, накладывающиеся с активизацией на основание любого состава и возраста.
Б.2. Геосинклинально-складчатых систем андийского типа, в которых за желобом в сторону континента располагается ряд элементов: эвгеосинклинали, достигающие островодужных стадий; вторичные эвгеосинклинали; вулкано-плутонические пояса; миогеосинклинали.
В. Континентальные и внутриконтинентальные:
В.1. Фундамента платформ (и его выступов — щитов), в ко
293
тором выделяются гранито-гнейсовые ядра, зеленокаменные пояса, протоплатформенные чехлы, зоны протоактивизации и зоны активизации.
В.2. Платформенного чехла — активизированного и неакти-визированного.
В.З. Внутриконтинентальных геосинклинально-складчатых систем, состоящих из ряда элементов: первичных геосинклиналей; вторичных геосинклиналей; вулкано-плутонических поясов; тыльных прогибов с режимом развития, близким к миогеосин-клинальному.
Острота противопоставления нескольких геотектонических концепций развития земной коры — классической геосинкли-нальной, геодинамической (плитной), расширяющейся Земли, геоблоковоп — естественно, отражается в тектонических основах металлогенических построений. В первую очередь это касается тектонической номенклатуры геоструктур и металлогенических обстановок. В связи с этим необходимо подчеркнуть, что современные металлогенические построения опираются на формационный анализ. Геологические формации как главные элементы такого рода построений, несут всю необходимую информацию об условиях их возникновения и режиме становления. Иными словами, по геологическим формациям возможно реконструировать соответствующие палеотектонические обстановки и установить их смену в пространстве и во времени.
Достижения в области изучения океанов и континентальных окраин, несомненно, способствовали выявлению условий образования соответствующих геологических формаций и позволили, базируясь на принципе актуализма, расшифровать природу ряда важнейших геоструктур. Вместе с тем, пока не создан необходимый терминологический арсенал для удовлетворительного взаимоувязанного описания всего многообразия тектонических единиц, формировавших земную кору от глубокой древности до современности.
В сложившейся ситуации противоречивых геотектонических интерпретаций наиболее приемлемым следует считать использование классической — «палеотипной» тектонической терминологии для обозначения главных типов геоструктур и «кайнотип-ной» — для характеристики их режимов развития в тех случаях, когда соответствующая терминология и номенклатура уже созданы.
Контрольные вопросы и задания
1. Каковы принципы выделения основных типов металлогенических обстановок?
2. В чем заключаются различия между геосинклинально-складчатыми системами по их палеотектонической позиции?
3. Каковы геотектонические основы выделения металлогенических обстановок?
294
2.1. Металлогения океанов
Пространство, занятое водами Мирового океана, по геоморфологическим и геотектоническим характеристикам разделяется на континентальные шельфы и склоны, континентальные возвышенности, абиссальные равнины, океанические хребты и поднятия, обособленные вулканические сооружения и их группы, глубоководные желоба и сопряженные с ними хребты.
Происхождение этих зон связывают с процессами спредин-га — с разрастанием океанической коры в срединно-океанических хребтах и движением ее в обе стороны от этих хребтов. Одиночные вулканические сооружения или их группы, расположенные вне зон спрединга, рассматриваются как результат воздействия мантийных горячих точек на мигрирующие плиты океанической коры. Среди областей сопряжения океанических и континентальных плит различают пассивные и активные. В первом случае возникают обширные континентальные шельфы и склоны, иногда осложненные поднятиями. Поддвиги океанических плит под континентальные или океанические сопровождаются формированием зон субдукций, с которыми пространственно связаны глубоководные желоба, островные дуги и задуговые — окраинные — бассейны.
В соответствии с базовыми положениями тектоники плит основные металлогенические процессы реализуются в срединноокеанических хребтах и зонах активных континентальных окраин — в обстановках островных дуг, окраинных бассейнов и краевых частей континентов (рис. 107).
Продукты рудогенеза, известные на дне Мирового океана, принадлежат к трем основным группам [2, 25, 50]:
1) образованные в континентальной или прибрежно-морской обстановке и оказавшиеся в подводных условиях вследствие трансгрессии; такие объекты известны на шельфах, но могут располагаться и на больших глубинах;
2) образованные либо преобразованные в прибрежно-морской зоне за счет волноприбойной деятельности и частично либо полностью затопленные;
3) возникшие на дне океана и представляющие собственно океанические процессы рудогенеза.
Месторождения первой группы характеризуют континентальную металлогению. Ко второй группе относятся россыпи, развитые в прибрежных и шельфовых зонах, а к третьей — субмаринные скопления фосфоритов, железо-марганцевых конкреций, кобальтоносных железо-марганцевых корок и сульфидных руд.
Прибрежно-морские, морские и подводные россыпи в подавляющем большинстве случаев отражают металлогеническую специализацию прилегающих участков континентов. Формирова-
295
о: К
а:
I
нию россыпей обычно предшествует возникновение аллювиальных скоплений тяжелых минералов, хотя нередко их аккумуляция происходит и непосредственно после высвобождения из коренных пород при выветривании. Россыпеобразование и распространенность россыпей зависят от равновесия между скоростями колебаний уровня моря и поступлением обломочного материала.
Ильменит-рутил-циркон-монацитовые россыпи известны на побережьях Индийского (Индия, Южная Африка, Австралия, Шр и-Ланка, и Мадагаскар) и Атлантического (Флорида. Бразилия) океанов. Наиболее значительные россыпи олова расположены на побережье Индонезии, Малайзии, Таиланда, — в континентальных и островных частях этих стран. Большинство россыпей Индонезии — переработанные либо частично переработанные отложения затопленных древних речных долин. Магнетитовые и титаномагнетитовые пески распространены во многих прибрежно-морских зонах. Крупные скопления таких песков развиты на западном побережье Северо-Американского континента. Магнетитовые пески интенсивно эксплуатируются в Японии на о-вах Хонсю и Хоккайдо.
Россыпи золота длительное время разрабатывались на о. Лусон (Филиппины). Пляжевые и террасовые россыпи золота на полуострове Сьюард (Аляска) протягиваются на 5 км при ширине до 90 м. Платиноносная россыпь с промышленными содержаниями платиноидов обнаружена на Аляске на берегу Берингова моря. Крупные запасы хромитов в россыпях (более 30 млн. т) известны на континентальном шельфе у шт. Орегон (США) на глубинах от 18 до 160 м, а также на пляже и береговых террассах. Эти россыпи содержат также около 200 т золота и 10 т платиноидов.
Фосфориты и фосфороносные отложения с содержаниями Р2О5 от 10 до 30% выявлены на значительных площадях континентальных окраин и на подводных поднятиях. Значительные масштабы фосфоритоносности установлены вблизи западной окраины Южной Америки, у восточного побережья Северной Америки и южного — Африки.
Наибольшее внимание привлекают железо-марганцевые конкреции, содержащие никель, медь и кобальт в значительных концентрациях (табл. 12). Общие запасы металлов в конкрециях оцениваются (в млрд т); Fe—170; Мп—70; Ni—2,3; Си—1,5; Со—1. Отметим, что ресурсы цветных металлов в конкрециях существенно превышают их запасы в выявленных месторождениях на континентах.
Для конкреций характерны повышенные содержания и других рудообразующих элементов. В частности, по отдельным определениям в них установлены следующие содержания плати-
297
Таблица 12. Средние содержания металлов
в железо-марганцевых конкрециях Мирового океана. По В. Маккелви (50]
Элемент Число станций Содержание, %
Мп 2378 18,60
Fe 2374 12,47
Ni 2383 0,66
Си 2368 0,45
Ni + Cu 2366 1,11
Со 2284 0,27
Примечание. Средняя плотность распространения по 344 станциям — 10,9 нс/мЛ Средняя глубина по 2277 станциям — 4210 м.
ноидов и золота: (в мг/т): Pt 125—50; Pd 2,5—10; 1г до 23; Ru 5—20; Rh до 200; Au до 8.
При оценке возможной промышленной значимости конкреций учитывается плотность их распространения (в килограммах на 1 м2 дна), содержания марганца, никеля, меди и кобальта, а также суммы никеля и меди.
Железо-марганцевые конкреции обнаружены на значительной площади дна Мирового океана при значительных колебаниях плотностей их распространения и содержаний основных металлов. В распределении конкреций и колебаниях их состава установлена отчетливая зависимость от широты. В первом приближении выделяются симметричные экватору зоны повышенных концентраций, расположенные между 10 и 40° северной и южной широт. К экваториальной зоне наблюдается резкое падение содержаний (рис. 108). Максимальные концентрации Ni + Cu
Рис. 108. Распределение в Мировом океане железо-марганцевых конкреций и содержаний в них металлов по широтам.
а — суммы никеля и меди (2366 станций), б — марганца (2378 станций). По В. Макрелей [501
298
(от 2,5 до 3,5 %) характерны для диапазона глубин 3,5—6 км. Отчетливой зависимости содержаний Со от глубин океана не отмечено.
Наибольшие скопления конкреций выявлены в нескольких зонах. Зона Кларион — Клиппертон, ограниченная одноименными субширотными разломами, расположена между Гавайскими островами и Северо-Американским побережьем (от 110 до 160° западной долготы). Плотность конкреций здесь оценивается в среднем от 8,45 до 11,94 кг/м2. На площади 2,25 млн км2 в этой зоне масса конкреций составляет 7,75-109 т при высоких содержаниях основных компонентов. Несколько значительных по размерам зон развития конкреций с содержанием Ni + Cu более 1% выделено в Тихом океане к северу и югу от экваториальной зоны.
Кобальтоносные железо-марганцевые корки обнаружены на подводных возвышенностях и их склонах. В этих образованиях, сложенных вернадитом и гидроксидами железа, содержания отдельных компонентов на подводных террасах Гавайского архипелага следующие (в %): Со—1,15; Ni —0,35; Си — 0,05; а на поднятиях между Гонолулу и Самоа: Со — 2,5; Ni — 0,8. В районе Гавайского архипелага и островов Джонстон — Пальмира ресурсы этих элементов в конкрециях оценены следующим образом (в млн т): Со — 6,9; Ni —• 3,9; Си — 0,5; Мп — 189.
Сульфидные руды на дне Мирового океана, как следует из обобщений Д. Биде, К. фон Дамма, П. Роны, И. Фуке, Дж. Эдмонда и других исследователей, известны в трех главных обстановках [25]:
океанических хребтах, отождествляемых с осевыми частями зон спрединга, и сопряженных с хребтами поперечных к ним океанических рифтах (Восточно-Тихоокеанское поднятие, хр. Хуан-де-Фука, Галапагосский рифт);
сопряженных с зонами спрединга окраинно-континентальных прогибах (Калифорнийский залив — бассейн Гуаймас);
межконтинентальных рифтах, рассматриваемых как молодые океанические бассейны (Красное море).
Массивные сульфидные руды выявлены в первых двух обстановках в различных по морфологии скоплениях.
Условия современных океанических хребтов многими исследователями сопоставляются с формационными обстановками колчеданоиосных провинций кипрского типа, хотя продукты современного сульфидообразованпя по формам накопления и уровням концентрации рудообразующих компонентов отличаются от предполагаемых древних аналогов.
По данным Р. Хекпнпана, И. Фуке и П. Роны, на Восточно-Тихоокеанском поднятии развиты два морфологических типа скоплений сульфидов. Первый из них, наиболее распространенный и приуроченный к осевому грабену, представлен конусооб-
294
Таблица 13. Состав продуктов современного субмаринного сульфидонакоп
Элемент Восточно-Тихоокеанское поднятие, 215 с. ш.
сульфидные р\ды гидротермальный флк пд
2 3 4 3 6
Ре, % Zn Си РЬ S Ag, г/т Ан As Си : /?,> : : РЬ Au : Ag 14.7 34,9 0.23 0.61 31 ,3 241 433 1 : 152: :2,6 26,2 20,3 1,3 0,07 39,7 34 0,17 770 1 : 16: :0,05 1:200 16,7 41,8 0,89 0,29 34,9 202 0,2 215 1:47: :0,3 1:1010 4,0 1,7 0,13 0,06 4,3 9,6 0,025 13,2 1:13: :0,5 1:384 0,61 0, 12 0,35 0,04 0.74 1 ,6 0,2 1,2 1:03: :0,1 1:8 40,76 0,61 0,05 260 0,13 323 1:67: :0,08 1:2000 0,01 0,0007 0,0002 1:3,5
Номера преб.
разными телами высотой от 1 до 25 м, размещающимися в пределах гидротермальных центров, имеющих размеры в поперечнике около 50 м. Второй тип установлен за пределами грабена, где на склоне базальтового вулкана с диаметром основания около 6 км и высотой 350 м расположено пластообразное тело сульфидных руд размером в плане 400x800 м. Руды, опробованные на 21° с.ш., отличаются весьма высокими содержаниями пинка, умеренными — меди и свинца (табл. 13).
В составе руд Восточно-Тихоокеанского поднятия и хр. Хуан-де-Фука преобладают сфалерит и вюртцит, сопровождающиеся ангидритом, баритом, опалом и пиритом.
В зоне Галапагосского рифта выявлена сульфидная залежь протяженностью около 1000 м при ширине 200 м и возможной мощности 35 м. В рудах основными минералами являются пирит и марказит (85%). Доля сфалерита и халькопирита невелика; содержания цинка менее 1%, а меди — до 5—10%.
Скопления сульфидов располагаются в полях функционирующих или отмерших гидротермальных источников. В подавляющем большинстве случаев гпдротермы выводятся через трубообразные или конусовидные сульфидные сооружения, над которыми возникают плюмажные ореолы. Температура растворов достигает 380°C; они содержат до 100 г/т Fe п п-1 г/'т Zn и Си.
Условия бассейна Гуай.мас сопоставимы с формационными обстановками терригенных колчеданоносных провинций, хотя прямые аналогии вызывают определенные сомнения, поскольку имеются и иные интерпретации.
В этом бассейне на площади около 12 км2 установлено более 100 скоплений сульфидов в виде холмов высотой до 20 м, увенчанных постройками в форме пагод. В осадочных породах раз-
30
легия. Поданным В. Маккелви [50].
Хр. Хуан-де-Фука | Галапагосский рифт Красное море, илы Впадина Атлантис-! I, рассолы Океанические базальты
сульфидные руды
1’ 1 2 1 1* | 2
2,19 41,4 15,6 44,1 . 0,03
61,0 2,27 46,9 0,14 3,4 0,0057 0,01
0,08 0,04 0,35 4,98 1,3 0,0003 0,006
0,20 0,27 0,30 0,07 0,1 0,0006 0,00075
32,6 48,3 36,8 52,2 —
230 15 290 10 —. —
0,1 0.1 0,13 0,05
235 430 411 125
1:762: 1 :57:7 1:134: 1:0,03: 1:2,6: 1:17:2 1:1,7:
:2,5 :0,85 : 0,01 :0,08 :0,12
1:2300 1:150 1:2230 1:200 —• — —
виты прожилково-вкрапленные руды, сформированные, вероятно, на участках подавления восходящих гидротермальных потоков накапливающимися осадками.
Осевая часть Красноморского рифта обладает сложным рельефом. В ней обнаружено 17 впадин, большинство из которых заполнено рассолами, а часть (Атлантис-П, Кебрит, Гипсум, Вема, Нерене, Тетис, Чэйн, Шагара) содержит металлосодержащие осадки либо металлоносные илы (см. табл. 13).
Наибольшее промышленное значение имеют скопления подобных илов во впадине Атлантис-П, расположенной на широте Джидды.
Эта впадина, находящаяся на глубине более 2000 м, занимает площадь 56 км2. Она заполнена горячими рассолами, верхний слой которых, граничащий с нормальной морской водой, обладает температурой от 44 до 60 °C и соленостью 13,5%. Для нижнего придонного слоя с температурой от 56 до 60 °C характерна соленость 25,7%. Рассолы нижнего слоя граничат с илами оксид-но-силпкатной фации, сменяющейся с глубиной железо-оксидной, а затем сульфидной. Мощность илов первых двух фаций 7—8 м, а сульфидной — около 1 м. В донной части впадины залегают сульфидно-обломочные и обломочные фации.
По оценкам 3. Мустафы и других исследователей, проводивших детальное изучение впадины, содержания металлов в разных ее частях изменяются в значительных пределах: Fe 21,8— 30,1%; Zn 0,89—6,03%; Си 0,21—0,84%; Pb 2,1—5,5%; Ag 50— НО г/т. Этими исследователями запасы цинка определены в 2 млн т, меди — 0,4 млн т, кобальта — 5000 т, серебра — 4000 т, золота — 80 т. Основные рудообразующие минералы — пирит, халькопирит, сфалерит, галенит, гидроксиды железа, манганоси-
3м 1
дерит, ангидрит, смектит, карбонаты, манганит, сидерит, родохрозит, лепидокрокит, гипс.
Красноморский рифт рассматривается как функционирующая геотермальная спрединговая система, в которой нормальные морские воды по разломам на плечах рифта при миграции через эвапориты приобретают высокую соленость. Циркуляция нагретых вод через базальты основания сопровождается выщелачиванием рудообразующих элементов, выносом их и разгрузкой во впадинах. Накопление илов считается результатом эволюции придонных рассолов.
С субмаринной гидротермальной деятельностью связывается возникновение железистых и марганцевых осадков, развитых на периферии сульфидообразующих систем. В этих отложениях содержатся цинк и медь (от десятков грамм на тонну до долей процентов), никель и кобальт (десятки — сотни грамм на тонну).
В ряде районов Мирового океана при драгировании обнаружены обломки перидотитов с хромитом, амфиболитов с пирит-халькопирит-ильменитовой минерализацией, основных лав с вкрапленностью сульфидов, что может свидетельствовать о потенциальной перспективности океанического дна на другие типы руд, в первую очередь относящиеся к продуктам плутоногенного и вулканогенного рудообразования.
По современному состоянию изученности металлоносность пород океанического ложа представляется весьма низкой в сравнении с другими геоструктурами. В. И. Смирнов и другие исследователи [25] объясняют это явление слабой дифференцированностью океанических магматических комплексов и связывают перспективы Мирового океана на эндогенные руды лишь с теми его участками, где могут быть выявлены в той или иной степени дифференцированные продукты магматизма.
Контрольные вопросы и задания
1. Каковы принципы разделения продуктов рудогенеза, известных на дне Мирового океана?
2. Какие полезные ископаемые характерны для прибрежно-морских и морских россыпей?
3. Чем определяется промышленная ценность железо-марганцевых конкреций?
4. Охарактеризуйте типы скоплений сульфидных руд, известных на дне Мирового океана.
5. Чем объясняется ограниченность видов продуктов рудогенеза, известных на дне .Мирового океана?
2.2. Металлогения геосинклинально-складчатых систем
Современные достижения в области прогнозно-металлогени-ческпх исследований в геосинклинально-складчатых системах в значительной мере связаны с широким использованием мето
302
дов формационного анализа, позволяющих реконструировать па-деотектонические и геодинамические обстановки периодов рудообразования и на этой основе решать задачи прогноза новых металлогенических зон и рудных районов.
Следует отметить, что острое противопоставление различных геотектонических концепций не может и не должно приводить к ликвидации таких, например, устоявшихся понятий как «гео-синклинально-складчатые пояса», «эвгеосинклинали», «миогеосинклинали» и т. п. Несомненно, что применение принципов ак-туализма для расшифровки природы названных геотектонических единиц позволяет выявить элементы их внутреннего строения, историю возникновения, металлогеническую специализацию и ряд других не менее важных факторов. Однако это не может перечеркнуть существование соответствующих геоструктур в их наблюдаемой данности.
Эти общие положения имеют принципиальное значение для металлогенического анализа геосинклинально-складчатых лоясов.
Широкие формационные исследования, проводившиеся на Урале, в Казахстане, на Кавказе, в восточных районах СССР, позволили установить, что разновременные геологические формации в геосинклинально-складчатых системах не надстраивают друг друга по вертикали, как следовало бы из классической гео-синклинальной концепции, а «скользят» по латерали, повторяясь с омоложением в разных частях геологического пространства. Миграция геологических и рудных формаций по латерали отражает смену геотектонических режимов не только во времени, но и в пространстве. Отсюда следует возможность одновременного существования в геосинклинально-складчатых поясах принципиально различных металлогенических обстановок.
В ряде палеозойских и в мезозойско-кайнозойских геосинкли-нально-скл.адчатых системах уверенно выделяются ряды сопряженных геоструктур, обладающих собственными геолога- и рудно-формационными характеристиками. В окраинно-континентальных системах такие ряды образованы фронтальными прогибами, барьерными и внутренними зонами островных дуг, тыльными прогибами, вулкано-плутоническими поясами, окраинными бассейнами и зонами стабилизации.
В геосинклинально-складчатых поясах принято различать продукты доорогенной (собственно геосинклинальной) и орогенной металлогении.
Доорогенная металлогения характерна для геосинклиналей различного типа: эвгеосинклиналей (базальтофильные геосинклинали, по В. И. Смирнову); миогеосинклиналей (близкие гра-нитофильным геосинклиналям, по В. И. Смирнову); регенерированных геосинклиналей с эвгеосинклинальным либо миогеосин-клинальным режимом развития; сланцевых геосинклиналей
303
(терригенные эвгеосинклинали, по Г. А. Твалчрелидзе) со слабым проявлением базальтоидного вулканизма. Орогенная металлогения связана с вулкано-плутоническими поясами, формирующимися в орогенно-активизационном режиме.
В качестве главных доорогенных процессов рудонакопления рассматриваются процессы «колчеданного стиля», связанные с рециклинговыми (конвективно-циркуляционными) системами и выражающиеся в вулканогенно-осадочном накоплении руд. Этой модели отвечают месторождения колчеданного семейства, а также железо-марганцевые и марганцевые в вулканогенных толщах.
Орогенные рудообразующие процессы «порфирового (грани-тоидного) стиля», сопровождают становление гранптоидных магматических тел и обусловливают гидротермальное и гидротермально-метасоматическое образование руд в пнтрузив-надынтрузивных зонах. Данная модель соответствует формированию медно-, молибден-медно-, медно-молибден-порфировых и штокверковых, а также грейзеновых и альбититовых месторождений.
Позднеорогенные процессы «гидрогенного стиля» сопровождают накопление и литификацию осадочных образований и проявляются в возникновении осадочно-диагенетических руд. Согласно этой модели формируются месторождения медистых песчаников и сланцев, свинцово-цинковые в карбонатных толщах, возможно, марганцевые в обломочных и карбонатных отложениях.
Для первых двух групп процессов существенное значение имеет состав субстрата рудоносных формаций, который отражается в геохимических характеристиках руд и металлогенической специализации плутоногенных образований.
Проявления рудообразующих процессов той или иной группы прямо зависят от режима развития отдельных участков геосин-клинально-складчатых систем — от соответствующих палеотек-тонических и геодинамических обстановок. Так, процессы «колчеданного стиля» определяют главные черты металлогении внутренних зон островных дуг, а процессы «порфирового стиля» проявляются в барьерных зонах и господствуют на всех периодах становления вулкано-плутонических поясов. «Гидрогенный стиль» рудообразования характерен для окраинных бассейнов. Иными словами, латеральная формационная зональность гео-сннклинально-складчатых систем обусловливает и соответствующее распределение в пространстве рудообразующих процессов различных типов, включая и их продукты.
Миграция всего ряда структурно-формационных зон геосин-клинально-складчатых поясов приводит к тому, что вновь возникающие зоны островных дуг занимают место ранее существовавших фронтальных прогибов, а на более ранние островодужные комплексы накладываются вулкано-плутонические пояса, фор-
304
Скарнированные Скарнированные
। и регенерированные и регенерированные
Pb,Zn Cu.,Zn,Pb,Fe
зс-л- впл-ц т ОБ-1 ^.ВППЩ, тТП-П ^ВЗ-цКьЗ-П ФП-П
ЗС-/ .ОБ-Г .ВПП-I ТГН АВЗ-1 ^63-1 рп-Г
Страти срормные Pb-Zn Ац,- Мо-Си, порсрировые, жильные и грейзеновые Sn - W Колчеданно-полиметал -л и ческие Cu-Zn и Zn-Cu колчеданные Ali-Cu порфировые
Ге ~Мп и Ге стратиформные вулканогенные
„Гидро-генный ’стиль" „Порфировый стиль“ „колчеданный сти.пь“
Рис. 109. Принципиальная схема латеральной геодинамическои, формационной и металлогенической зональности окраинно-континентальных геосипклинально-складчатых поясов:
ЗС — зоны стабилизации, ОЬ — окраинные бассейны, ВПП — вулкано-птутонпческие пояса. ТП — тыльные прогибы. ВЗ — внутренние зоны островных дуг, БЗ — барьерные зоны, ФП — фронтальные прогибы.
I — ранний, П — поздннн этапы развития
мирующиеся в орогенно-активизационном режиме. Подобные вулкано-плутонические пояса, мигрирующие за островодужными зонами в зоне своеобразного шлейфа, как бы нивелируют автономность предшествующих во времени геоструктур (рис. 109).
Миграция всех элементов геосинклинально-складчатых систем в пространстве с повторением во времени палеотектонически и формационно однотипных зон имеет значительные метал-логенические следствия. Первое из них заключается в повторяемости процессов и продуктов рудообразования, присущих соответствующим геологическим формациям. Второе — в появлении руд и месторождений, образованных за счет скарнирова-ния и регенерации ранее существовавших рудных скоплений. Подобные процессы с особой интенсивностью развиваются при наложении вулкано-плутонических поясов на зоны с продуктами рудообразующих . процессов «колчеданного» и «гидрогенного» стилей. В то же время не исключается, что при таких наложениях магматизм вулкано-плутонических поясов может сопровождаться рассеиванием или даже уничтожением ранее возникших рудных скоплений.
Различия в металлогении геосинклинально-складчатых систем определяются как их типом, что отражается в наборе слагающих их элементов и характере заполнения, так и полнотой (неполнотой) развития этих систем, что фиксируется по интенсивности проявления отдельных стадий тектоно-магматических циклов. В зависимости от специфики геосинклинально-складча-
20—863
305
тых систем в определенных их элементах может быть проявлена .лишь одна-две стадии с соответствующей металлогенией. Обстановки, отвечающие типичной эвгеосинклинали, могут быть сопряжены в пространстве с миогеосинклинальными, а также с оро-.генно-активизационными вулкано-плутонических поясов. Наличие в геосинклинально-складчатых системах вертикально-латеральных рядов геологических формаций свидетельствует о миграции геосинклинального режима и, соответственно, рудообра-зующих процессов, получающих во времени и пространстве различное вещественное выражение (рис. НО).
В базальтофильных геосинклиналях (эвгеосинклиналях) обычно концентрируются продукты доорогенных металлогенических процессов, связанных с раннегеосинклинальными геологическими формациями базитового профиля (инициальный магматизм). В качестве эталона базальтофильных издавна рассматривается Уральская геосинклиналь, на базе изучения которой сформированы главные положения доорогенной металлогении.
С раннегеосинклинальными вулканогенными формациями — • базальт-липарптовой и базальт-андезит-дацит-липаритовой — постоянно ассоциируют медно-колчеданные и медно-цинково-колчеданные (соответственно) месторождения. На завершающих этапах этой стадии формируются марганцевые, железо-марганцевые и железорудные осадочно-вулканогенные месторождения.
Месторождения, продуцируемые плутоногенными раннегео- синклинальными формациями, которые предваряют и частично сопровождают вулканизм данной стадии, характеризуются большей пестротой. Среди них ведущая роль принадлежит магматическим месторождениям титаномагнетитовых, медно-железо-ва-надиевых, хромитовых руд в базитовых и базит-гипербазитовых формациях. В некоторых эвгеосинклиналях в завершение инициального магматизма возникают золото-медно-порфировые ме- сторождения, приуроченные к массивам габбро-диорит-кварце-водиоритовой формации.
Наиболее типичными представителями средних стадий служат скарново-магнетитовые месторождения, локализованные в андезитовых и андезит-базальтовых вулканогенных формациях при ассоциации с интрузивами гранодиоритового и диоритового • состава.
За пределами собственно эвгеосинклинальных прогибов, на площадях срединных массивов или вблизи их границ в режиме орогенного развития появляются жильные месторождения золото-кварцевой формации и пегматиты с рудами олова и вольфрама, связанные с гранитоидными формациями. В локальных прогибах предорогенного и орогенного режима могут возникать стратиформные месторождения медных и цинковых руд в осадочных формациях.
Основная масса продуктов рудогенеза и наибольшая иитен-
£06
Рис. 110. Схема металлогенической зональности Карпато-Балканскоп области. По Б. Богданову.
1—5 — металлогенические зоны складчатой системы (А); / — Карпато-Апусенская зоюго-серебряных полиметаллических и киноварных месторождений (AI), 2 — Предкарпатская эвапоритовых месторождений (АП), 3 — Флишевая стратиформных, сидеритовых, медных и свинцово-цинковых месторождений (AIII), 4 — Бачат-Среднегорская медных и железорудных месторождений (AIV), 5 — Внутрепнс-Карпато-Балканская магнезитовых, марганцевых, железорудных, медно-полиметаллических и других месторождений (AV). 6’ —Апу-сенская титаномагнетитовых месторождений (AVI); 1—9— металлогепические золы срединных массивов (Б): 7 — Сербо-.Максдоно-Родопская полиметаллических месторождений (Б1). 8 — Панноиская бокситовых и полиметаллических месторождений (Б1П, 9 — Чр.зя-елльвакская эвапоритовая (ЫН): 10 — металлогеническая зона форлаида <В): 11 --из Местные рудные районы и их центры
20
сивность рудоооразующих процессов приходятся на ранние стадии развития эвгеосинклиналей.
Для ранних стадий развития частных эвгеосинклиналей Урала обычно проявление следующих рядов основных формаций (от ранних к поздним): хромитовая, титаномагнетитовая, колчеданного семейства, железо-марганцевая, медно-порфировая эвгео-синклинальная, скарновая меднорудная. На поздних стадиях получают развитие такие ряды формаций: медно-железо-титано-ванадиевая, скарново-магнетитовая, хризотил-асбестэвая, стра-тиформная полиметаллическая, бокситовая, золото-полисульфид-но-кварцевая.
На орогенной стадии, сопровождающейся формированием вулкано-плутонических поясов и проявленной с максимальной активностью в пределах устойчивых поднятий, возникают существенно иные формации: скарново-магнетитовая, медно-порфировая, антофиллит-асбестовая, тальковая и тальк-карбонатная, мусковитовых пегматитов, шеелитовая и шеелит-молибденито-вая, золото-полисульф ид но-кварцевая.
Названные ряды формаций приведены в варианте максимального набора по однотипным зонам. Конкретные зоны могут различаться как по полноте рядов, так и по последовательности формаций в рядах.
В качестве типичной гранитофильной геосинклинали В. И. Смирнов выделяет Верхоянскую. Подобные геосинклинали характеризуются интенсивным накоплением терригенного материала на ранних стадиях и чрезвычайно широким проявлением гранитоидного магматизма на средних и поздних. Вероятно, к этому типу кроме миогеосинклиналей с гранитоидным магматизмом могут принадлежать и сланцевые геосинклинали, вовлекавшиеся в определенных условиях в процессы формирования гранитоидав.
Металлогения ранних стадий подобных геосинклиналей сравнительно бедна. В терригенных отложениях некоторых сланцевых геосинклиналей выявлены колчеданно-полиметалличсскпс-ц цинково-медноколчеданные месторождения, близкие по времени возникновения проявлениям вулканизма низкой интенсивности. В углисто-терригенных и карбонатно-углисто-терригенных толщах (так называемых черносланцевых) известны месторождения золото-сульфидно-кварцевой и золото-мышьяковистокварцевой формаций, которые интерпретируются как метамор-фогенно-гидротермальные при возможной связи с более поздними гранптоидами.
Наиболее интенсивные процессы рудообразования приурочены к поздней стадии—ко времени образования интрузивов гра-нитоидных формаций, продуцирующих жильные золоторудные, пегматитовые и грейзеновые месторождения руд олова, вольфрама и молибдена.
3,)8
Во вторичногеосинклинальных прогибах могут существовать узкие рвы с типичным эвгеосинклинальным развитием, соседствующие с активизируемыми относительно стабильными поднятиями. В то же время режим, сходный с эвгеосинклинальным, но отличающийся рядом специфических черт, может при регенерации геосинклинальных условий охватывать значительные площади. Основные черты их металлогении определяются широким проявлением колчеданно-полиметаллических месторождений, ассоциирующих во времени п пространстве с осадочно-вулканогенными формациями. Ограниченным распространением пользуются железо-марганцевые осадочно-вулканогенные месторождения и золото-полисульфидно-кварцевые, связанные с гранитоидамп.
Для вторичных геосинклиналей с господством терригенных отложений при угнетенном вулканизме типичны цинковоколчеданные, баритовые, марганцевые и железорудные месторождения, находящиеся в вертикально-латеральных сопряженных рядах. В некоторых вторичных геосинклиналях с преобладающим карбонатным заполнением возникают стратиформные свинцово-цинковые месторождения, которые в случае проявления грани-тоидного магматизма приобретают облик скарновых.
Режим формирования орогенно-активизационных вулканоплутонических поясов близок таковому поздних стадий геосинклиналей, но эти пояса обладают относительной самостоятельностью, будучи заложенными на субстрате различного возраста и состава. В таких геоструктурах располагаются скарновые месторождения железных и полиметаллических руд. Весьма широко распространены молибден-, медно-молибден- и молибден-мед-но-порфировые месторождения значительных масштабов. На более поздних отрезках развития поясов формируются скарновые, пегматитовые и грейзеновые оловорудные, вольфрамовые и молибденовые месторождения. В тесной ассоциации с вулканитами умеренно кислого состава и сопровождающими их субвулканическими формациями находятся так называемые эпитермальные золото-серебряные месторождения.
Характерной особенностью вулкано-плутонических поясов является зависимость состава магматитов и продуктов рудогенеза от состава пород основания и глубины его залегания. В пределах поясов наиболее ярко выражены связи процессов Рудообразования с вулкано-плутоническими ассоциациями и принадлежность некоторых объектов к рудно-магматическим системам значительного вертикального размаха.
Контрольные вопросы и задания
1. Каковы металлогенические следствия временной сопряженности различных палеотектоиических режимов в геосинклинально-складчатых системах?
2. Охарактеризуйте дооротсиные метал тогенические обстановки.
309
3. В чем заключаются особенности орогенных металлогенических обстановок?
4. Охарактеризуйте главные доорогенные и орогенные рудообразующие процессы.
5. В чем причины различия доорогенных и орогенных рудообразующих процессов?
6. Каковы металлогенические следствия латеральной миграции палеотек-тонических режимов в геосинклинально-складчатых системах?
7. Какие металлы характерны для доорогенных рудообразующих процессов?
8. Укажите главные металлы орогенных рудообразуюших процессов.
9. Каковы основные тенденции эволюции во времени рудообразующих процессов в геосинклинально-складчатых системах?
2.3. Металлогения платформ
Металлогения платформ определяется обстановками, существовавшими в периоды становления комплексов, которые образуют фундамент этих структур и его выступы, а также режимами формирования платформенного чехла. Существенное влияние на металлогению платформ оказывают процессы тектоно-магматической активизации, охватывающие как фундамент, так п чехол, и сопровождающиеся специфическим рудогенезом.
Фундамент платформ и его выступы — щиты и кристаллические массивы — характеризуются обстановками, отражающими специфику развития земной коры в архее и протерозое. Эти обстановки отвечают древнейшим гранито-гнейсовым ядрам, зеленокаменным поясам, протогеосинклиналям, чехлам протоплатформ, включая эпикратонные прогибы, и зоны протоактивизации.
Для гранито-гнейсовых ядер определяющее металлогениче-ское значение имеют процессы метаморфогенного рудогенеза. Явления метаморфизма древнейших толщ весьма разнообразны по характеру и интенсивности и включают региональный метаморфизм высоких ступеней, интенсивный метасоматоз и ультра-метаморфизм— до возникновения вторичных расплавов и парапегматитов.
В качестве главных продуктов рудогенеза в гранито-гнейсовых комплексах щитов и кристаллических массивов выделяются следующие: рутил-кианитовые и андалузитовые месторождения в кристаллических сланцах и гнейсах; магнетитовые, людвигит-магнетитовые и флогопитовые скариоподобные образования в карбонатных толщах и метаседиментах; парапегматиты (редкоземельные, мусковитовые, полевошпатовые).
Зеленокаменные пояса представляют собой древнейшие линейные прогибы с вулканогенным заполнением, располагающиеся между гранито-гнейсовыми выступами. Эти пояса обладают сходством с эвгеосинклиналями фанерозоя, но отличаются от них по основным формационным и металлогеническнм характеристикам. Они сформированы на гранито-гнейсовом или тоналитовом
310
основании и сложены преимущественно продуктами мантийных выплавок — базальт-коматнитовымп сериями. Толеитовые базальты обычно открывают разрезы поясов и сменяются коматиитовыми ассоциациями, образованными эффузивными и интрузивными фациями ультраосновного состава. Толеиты и коматииты могут чередоваться в разрезах. В некоторых поясах присутствуют вулканиты умеренно-кислого и кислого состава, сменяющие во времени толеитовые базальтоиды и ультрабазиты. Подчиненным развитием пользуются вулканогенно-осадочные толщи. В части поясов известны массивы натриевых гра-литоидов.
Металлогенпческий облик зеленокаменных поясов определяют следующие месторождения: медно-никелевые и никелевые в расслоенных эффузивных и интрузивных фациях ультраоснов-.ного состава; серноколчеданные (пиритовые, нирротиновые, маг-нетит-пирротиновые), ассоциирующие с толеитовыми базальтами и кислыми вулканитами и обычно локализованные в осадочных пачках; цпнково-медноколчеданные, приуроченные к вулканитам умеренно-кислого и кислого состава и залегающие в верхах разрезов дифференцированных вулканогенных формаций; железистых кварцитов в вулканогенно-осадочных и осадочных отложениях, завершающих вулканогенные (базис-гипербазито-вые) части разрезов зеленокаменных поясов.
Сингенетичность указанных продуктов рудогенеза с соответствующими геологическими формациями обусловливает наличие временных металлогенических рядов, отвечающих приведенной выше последовательности месторождений и определяющих ме-таллогеническую зональность — первично вертикальную, а в дислоцированных поясах — горизонтальную.
Метаморфизм различной интенсивности, обычно проявленный в зеленокаменных поясах, приводит к существенному изменению как форм и состава рудных тел, так и характера их соотношений с вмещающими породами. Вместе с тем, во многих поясах интенсивность метаморфизма не столь высока и месторождения существенно не отличаются от однотипных продуктов более поздних металлогенических эпох.
Протогеосинклинали — долгоживущие мобильные зоны, которые располагаются между выступами гранито-гнейсовых комплексов, обладают чертами общности как с зеленокаменными поясами архея, так и с геосинклиналями фанерозоя, но в то же время им присущ ряд специфических особенностей. Следует отметить, что некоторые исследователи не проводят различий между протогеосинклиналями и более ранними зеленокаменными поясами.
Протогеосинклинали представляют собой либо перикратон-пые мобильные зоны, либо внутриконтинентальные рифтогенные прогибы. Они могут иметь как вулканогенное, так и вулканоген-
211
но-осадочное заполнение, что определяет специфику их металлогении.
Протогеосинклинальные прогибы характеризуются следующими продуктами рудогенеза: серноколчеданными, цинковомедноколчеданными и медно-цинковоколчеданными месторождениями в дифференцированных вулканогенных формациях натриевой серии базальтоидного магматизма; колчеданно-полиметаллическими в терригенных и терригенно-карбонатных толщах, содержащих в резко подчиненном количестве вулканогенные образования; титановыми и титаномагнетитовымп в габбро-анортозитовых комплексах, хромитовыми в дунит-гарцбургитовых массивах; железистыми кварцитами, в том числе ураноносными и марганецсодержащими, залегающими в кремнистых отложениях верхних частей вулканогенных разрезов либо среди метасе-диментов; сидеритовыми и гематитовыми в терригенно-карбонатных отложениях; золоторудными метаморфогенно-гидротер-мального происхождения в черносланцевых толщах.
Протоплатформенные чехлы формировались в наиболее ранние длительные периоды существования относительно стабильных областей земной коры в результате мощных процессов седи-ментогенеза. В пределах протоплатформенных чехлов выделяются зоны интра- и перикратонных впадин с существенно повышенными мощностями отложений. Перикратонные впадины могут примыкать к миогеосинклинальным зонам протогеосинклиналеп при наличии между теми и другими постепенных переходов.
Металлогения протоплатформенных чехлов характеризуется ведущей ролью седиментогенных рудообразующих процессов-, среди продуктов которых наиболее значительны следующие: золотоносные урансодержащие конгломераты в мощных терригенных отложениях перикратонных прогибов; медистые песчаники (с кобальтом, иногда с цинком и свинцом) в осадочных толщах краевых частей пери- и интракратонных прогибов; золото-урановые и уран-ванадиевые месторождения в черносланцевых тол щах; титаионосные терригенные толщи (древние россыпи).
Зоны протоактивизации отвечают тем частям земной коры., в которых после консолидации геоструктур, включая становление протоплатформенных чехлов, в конце архея — среднем протерозое проявились принципиально иные тектоно-магматические процессы со специфической металлогенией.
В. И. Казанский выделяет четыре этапа зон протоактивиза ции: тектоно-плутонический, тектоно-вулканический, тектоно-метаморфический и тектоно-метасоматический. Эти типы зон различаются по продуктам рудогенеза, среди которых наиболее важны следующие месторождения: медио-иикелсвых руд, платиноидов, тптаномагнетитов и хромитов в крупных расслоенных базитовых и гипербазитовых комплексах, характерных для зон тектоно-плутонической активизации; карбонатитовые с железом.
.312
апатитом, медью, флогопитом, редкими металлами и редкоземельными элементами, связанные с ультраосновными — щелочными комплексами; жильные «пятиэлементной» формации (U-Ag-Bi-Ni-Co); пегматитовые и грейзеновые с оловом и вольфрамом в связи с гранитоидами; медно-никелевых руд в расслоенных базпт-гипербазитовых массивах, ассоциирующих с вулканитами зон тектоно-вулканической активизации; самородной меди (так называемая медно-цеолитовая формация) в базаль-тоидах зон тектоно-вулканической активизации; серноколчеданные (пирит, пирротин) в осадочных пачках среди вулканитов зон тектоно-вулканической протоактивизации; щелочные метасо-матиты с редкоземельной минерализацией в зонах тектоно-метасоматической протоактивизации.
Металлогения чехлов неактивизированных платформ определяется седпмеитогенными процессами, вызывающими как образование новых скоплений рудного вещества, так и перераспределение его ранее возникших концентраций с накоплением в новых обстановках.
Ведущее значение среди продуктов рудогенеза в платформенных чехлах имеют следующие месторождения: стратиформные меди (иногда с цинком и свинцом) в пестроцветных терригенных формациях краевых частей эпиплатформенных прогибов; стратиформные свинца и цинка в карбонатных толщах на границах палеопрогибов с палеоподнятиями; осадочные железа и марганца в терригенных, реже терригенно-карбонатных формациях окраинных частей пери- и интракратонных мелководных прогибов; урановые и уран-ванадиевые в обломочных отложениях; ванадиеносные углистые отложения; остаточные железа, никеля и кобальта, бокситов в корах выветривания; осадочные бокситов—-переотложенные коры выветривания; древние и современные россыпи золота, платины, алмазов, ильменита, циркона, монацита, хромитов.
Металлогения платформенных зон активизации, как правило, не обнаруживает отчетливо выраженной зависимости от режима развития геоструктур обрамления и носит автономный характер. Активизация обычно проявляется многоступенчато, в несколько временных интервалов и может охватывать любые элементы платформ.
Пэ представлениям Ю. Г. Старицкого, ранним периодам активизации платформ отвечает формирование на их периферии прогибов с интенсивным трапповым вулкано-плутонизмом. Эти прогибы сходны с зонами тектоно-вулканической протоактивизации по В. И. Казанскому; для них характерны следующие продукты рудогенеза: сульфидные медно-никелевые (с кобальтом и платиноидами) месторождения в расслоенных интрузивах трапповой вулкано-плутонической ассоциации, железорудные магно-магнетитовые, связываемые с трапповым магматизмом;
313
Таблица 14. Главные типы структурно-металлогенических (металлогенических) зон и площадей минерализации на платформах. По А. И. Семенову, Ю. Г. Старицкому и Е. Т. Шаталову |14, 26]
Типы структурно-металлогенических зон и площадей минерализации Типы И ПОДТИПЫ ГфиЬ щелэчно-фемическмй металлогенических 1.НЦИЙ амагкатическнй
тунгусский якутский московский западносибирский
Магматических коба л ьт-ме дне-никелевых (с платиноидами) месторождений, связанных с дифференцированными интрузиями трапповой формации (ннтрузин повышенной магне-зиальности н серностн) н приуроченных к перикратонным областям — —- — —
Гидротермальных железорудных, свинцово-цинковых, иногда графитовых месторождений, связанных с дифференцированными интрузиями трапповой формации (интрузии повышенной железистости или щелочности) и приуроченных к зонам разломов на окраинах крупных тектонических структур
Гидротермальных низкотемпературных месторождений исландского шпата, барита, целестина, связанных с трапповой формацией (ее эффузивной фацией) . |_
Магматических н гидротермальных апатитовых, нефелиновых, железо-титановых, титановых, редкометальных, редкоземельных, флогопитовых месторождений, нередко в карбонатитах, связанных с центральными интрузнямн щелочно-ультраосновной формации ++
Магматических месторождений алмазов, связанных с кимберлитовой субфо рмацней щелочно-ультраосновной формации -н-
Осадочных н остаточных месторождений бокситов, связанных с формацией кор выветривания (в том числе переотложенных) ++-
Осадочных месторождении железа и марганца, связанных с терригенными, реже терригенно-карбонатными формациями + -Ц-
Остаточных месторождений железа, связанных с формацией кор выветривания (преимущественно железистых кварцитов)
314
Продолжение табл. 14
Типы структурно-металлогенических зон и площадей минерализации Типы и подтипы металлогенических провинций
щолочно-фемический амагматический
тунгусский якутский московский западносибирский
-Осадочных месторождений фосфоритов, связанных с терригенно-карбо-натной и песчанистой терригенной формациями + — 4- ++
Осадочных месторождений меди, свинца, цинка, связанных с пестроцветной, дельтовой, террнгенно-кар-бонатной формациями +
Месторождений золота, платины, ильменита, циркона, монацита, алмазов и других, связанных с четвертичными ад ископаемыми россыпями ++
Примечание: «++» — главные типы зон, определяющие металлогеннческий облик провинций; 4-Н> —типы зон, менее характерные для провинций.
метаморфические графита на контактах интрузивов с угленосными толщами, самородной меди («медно-цеолитовая» формация») в вулканогенных образованиях, низкотемпературные исландского шпата, барита и целестина в траппах, а также проявления жильной свинцово-цпнковой минерализации в связи с интрузивными составляющими трапповой вулкано-плутонической ассоциации (табл. 14).
К поздним периодам активизации, которые не зависят от ранних и могут проявляться самостоятельно, принадлежат зоны тек-тоно-магматнческой активизации с развитием щелочно-ультра-основных интрузивных комплексов, иногда с сопутствующим вулканизмом. В подобных зонах среди продуктов рудообразую-Щих процессов ведущее значение имеют следующие месторождения: карбонатитовые, перовскит-титаномагнетитовых, апатит-магнетитовых, апатит-нефелиновых руд, флогопита, редких металлов и редкоземельных элементов в щелочно-ультраосновных интрузивах центрального типа; алмазов в кимберлитовых и лам-проитовых трубках и дайках. Эти объекты имеют магматоген-вую природу, контролируются разломами глубокого заложения и не обнаруживают отчетливо выраженной зависимости от состава и строения верхних частей активизированных платформенных структур.
Для молодых отложений платформ характерны разнообразные россыпные месторождения, формирующиеся при разрушении различных по времени возникновения коренных источников.
315
Контрольные вопросы и задания
1. Охарактеризуйте металлогенические обстановки платформ.
2. Перечислите ведущие рудные формации платформ.
3. Какие полезные ископаемые наиболее .характерны для платформ?
4. В чем сходство и различие в металлогении протоплатформенпых и платформенных чехлов?
5. Охарактеризуйте типы зон протоактивпзацпи и их металлогению.
6. В чем. заключается металлогеническая специализация платформенных зон активизации?
7. Какова обобщенная временная последовательность накопления металлов в металлогеническом развитии платформ?
2.4. Металлогенические провинции СССР
При выделении металлогенических провинции учитываются геотектоническая позиция тех или иных территорий, характер и сочетание отвечающих им металлогенических обстановок, время проявления рудообразующих процессов и возникновения рудных формаций. Таким образом, металлогенические провинции оконтуриваются с использованием комплекса пространственных и пространственно-временных признаков. Вместе с тем, в реальной практике принимаются во внимание также географические факторы, степень разобщенности рудоносных территорий перекрывающими образованиями, исторические аспекты геологического и экономического освоения, отражающиеся в традиционных наименованиях провинций и их ограничениях.
В. И. Смирновым металлогеническое районирование территории СССР проведено по принципу оконтуривания провинций как площадей развития продуктов рудогенеза определенной эпохи. При этом в качестве основной выбрана наиболее поздняя по времени проявления эпоха. Присутствующие на соответствующих площадях продукты рудогенеза предшествующих эпох могут разделяться на более дробные металлогенические единицы. Совмещение в рамках одной и той же территории нескольких геологических циклов и нескольких металлогенических эпох позволяет различать би-, три- и полицикличные провинции. Таким образом на территории СССР В. И. Смирновым выделяются следующие металлогенические провинции:
Альпийские: Кавказская (трицикличная — герцинская, киммерийская и альпийская эпохи рудообразования); Карпатская (бицикличная — киммерийская и альпийская эпохи); Северо-Востока СССР (бицикличная — киммерийская п альпийская эпохи).
Киммерийская Забайкальско-Приморская, составляющая часть Монголо-Охотского пояса с Приморским ответвлением (бицикличная — герцинская и киммерийская эпохи).
Герцинские: Уральская (бицикличная — протерозойская и каледонско-герцинская эпохи); Казахстанская (бицикличная —
316
протерозойская и каледонско-герцинская эпохи); Средне-Азиатская (бицикличная—каледонская и герцинская эпохи).
Каледонская: Алтае-Саянская (трицикличиая— протерозойская, каледонская и герцинская эпохи).
Рифейские, протерозойские и архейские (с локальным проявлением более поздних металлогенических эпох): Русская платформа с Балтийским и Украинским щитами; Сибирская платформа со щитами и древним обрамлением.
Как уже упоминалось, перечисленные провинции выделены по главным металлогеническим эпохам, по преобладающим продуктам рудогенеза того или иного возраста. Вместе с тем практически во всех провинциях фанерозоя проявлен рудогенез и других металлогенических эпох, так что соответствующие территории обладают полициклическим развитием и металлогенией. Следует отметить, что в провинциях с господствующей относительно молодой металлогенией продукты более раннего рудогенеза еще не выявлены во всей полноте в силу либо слабой эродированное™ древних комплексов, либо недостаточной их изученности.
Кавказская провинция входит в глобальный Средиземноморский металлогенический пояс и представляет собой его северо-западный участок, продолжаясь далее к западу в структуры Карпат и Балкан.
На территории Большого и Малого Кавказа проявлена эндогенная металлогения каледонской, герцинской, киммерийской' и альпийской эпох при господстве трех последних.
Для каледонской эпохи типичны эвгеосинклинальные обстановки рудообразования, к продуктам которого относятся месторождения колчеданного семейства и проявления хромовых и никелевых руд.
В герцинском цикле сохраняется преобладание эвгеосинкли-нальных условий, в которых возникли медноколчеданные месторождения, проявления титаномагнетитов, хрома и никеля. С орогенными режимами среднего карбона — перми связывают формирование пегматитовых и грейзеновых проявлений, жильных месторождений олова, вольфрама, молибдена и полиметаллических руд.
Для киммерийского цикла характерно сосуществование обстановок трех типов: окраинного прогиба с терригенным заполнением на севере, узких вторичных геосинклиналей и вулканоплутонических поясов на юге. В флишевых толщах Большого Кавказа в эту эпоху формируются колчеданно-полиметаллические и медно-пирротиновые, а в вулканогенных образованиях Малого Кавказа — колчеданно-полиметаллические месторождения. К поздним стадиям принадлежат скарновые руды с шеелитом и молибденитом, полиметаллические жильные месторождения.
317
Альпийский цикл проявился на территории Малого Кавказа, где сосуществовали вторичные геосинклинали и вулкано-плутонические пояса. С вулканогенными формациями эвгеосинкли-нальных прогибов ассоциируют серно- и медноколчеданные месторождения. В вулкано-плутонических поясах, развившихся несколько позднее, в связи с плутоногенными формациями возникли железорудные скарновые, молибден- и медно-молибден-порфировые, а также жильные полиметаллические месторождения.
Поперечная (к оси пояса) зональность Кавказской провинции по характеру выражения типична для многих геосинклинально-складчатых систем. В первой (с севера) Предкавказской зоне определяющими являются герцинские полиметаллические месторождения. В следующей зоне — Передового хребта — отмечаются типичные формации ранних стадий герцинских эвгеосинклиналей с месторождениями колчеданного семейства. Главнокавказской зоне с господством киммерийского терригенного осадконакопления свойственны колчеданно-полиметаллические месторождения ранних стадий. В Закавказской зоне с преобладающим киммерийским эвгеосинклинальным развитием главную роль играют месторождения колчеданного семейства при ограниченном проявлении орогенной металлогении. Альпийская Сом-хето-Карабахская зона также характеризуется месторождениями колчеданного семейства в эвгеосинклинальных формациях. В альпийском Севано-Курдистанском поясе гипербазитовых интрузий известны проявления хромовых и титаномагнетитовых руд. Наконец, крайняя южная зона — Мисхано-Зангезурская — обладает типовыми чертами вулкано-плутонического пояса с медно-, медно-молибден- и молибден-порфировыми месторождениями.
Карпатская провинция. В советской части Карпат преобладают комплексы альпийского вулкано-плутонического пояса при ограниченном распространении эвгеосинклинальных формаций. Продукты альпийского рудогенеза представлены мышьяково-сурьмяными, полиметаллическими, теллур-висмутовыми и ртутными рудами.
Провинция Северо-Востока СССР объединяет Верхоянско-Колымскую и Корякско-Камчатскую складчатые системы. Металлогения киммерийского цикла определяется формированием гранитоидных комплексов на средней и поздней стадиях развития миогеосинклинали. С этими комплексами связаны гидротермальные золоторудные и оловорудные, грейзеновые оловянно-вольфрамовые, штокверковые молибденовые и медно-молибден-порфировые месторождения.
Альпийскому циклу отвечает формирование Охотско-Чукотского вулкано-плутонического пояса, наложенного на гетерогенный по составу и возрасту субстрат. Пояс характеризуется гидротермальными месторождениями золота и серебра, олова,
318
вольфрама, ртути. В основании пояса располагаются мио- и эв-геосинклинальные киммерийские, а местами и более древние,, формации, металлогения которых до конца не расшифрована.
Забайкальско-Приморская металлогеническая провинция сочетает в себе кристаллические массивы, испытавшие активизацию, киммерийские геосинклинали и киммерийско-альпийские-вулкано-плутонические пояса.
В пределах устойчивых поднятий на западе провинции в тер-ригенно-карбонатных формациях протерозоя известны колчеданно-полиметаллические, в карбонатных формациях того же возраста— свинцово-цинковые месторождения, а в терригенных формациях древних перикратонных прогибов—месторождения-типа медистых песчаников.
Среди продуктов рудогенеза герцинской эпохи наибольшее значение имеют скарново-магнетитовые, редкометальные грей-зеновые и гидротермальные месторождения олова и молибдена.
Киммерийская эпоха более продуктивна. Многочисленные гранитоидные интрузии, сформировавшиеся в орогенно-активи-зационном режиме, сопровождаются пегматитовыми и грейзено-выми месторождениями олова, вольфрама и редких металлов, а также скарновыми и гидротермальными месторождениями, олова, свинца и цинка, золота, молибдена и вольфрама.
Широкое развитие альпийских гранитоидов определяет значительную распространенность ассоциирующих с ними гидротермальных месторождений полиметаллических, оловянных, золотых, киноварь-антимонитовых и флюоритовых руд.
Уральская металлогеническая провинция служит эталоном эвгеосинклинальной металлогении.
Архейско-протерозойские металлогенические процессы связаны с существованием геосинклинальных и платформенных режимов. Их продукты и продукты метаморфогенного рудообразования представлены железистыми кварцитами, метаморфоген-ными месторождениями граната, силлиманита и золота. Для позднепротерозойско-раннеордовикского цикла типично преобладание миогеосинклинальных условий при локальном проявлении вулканизма и плутонизма. Рудообразование этого цикла определялось преимущественно седименогеннымп и метаморфо-генными процессами, которые обусловили возникновение месторождений сидерита, магнезита, полиметаллических руд, кварцитов, графита, кианита, андалузита, силлиманита.
Главный для Урала среднеордовикско-пермский цикл характеризуется господством эвгеосинклинальных режимов, прерывисто мигрировавших с запада на восток. Это привело к одновременному существованию зон с различным режимом и повторению во времени в доорогенных пространственно разобщенных: зонах однотипных рядов рудных формаций.
Урал, как и другие геосинклинально-складчатые системы с
319-
Металлогенические эпохи Миогеосинклиналь
Главный эвг льный
Тагильский прогиб м гс п
Среднеордовикско-пермская га с3- I ^(=1° о
Сг_ с,-с3- В2- V s2- S, -0,- S—e —~£Жц 3 Паурей$ V CF. —И л 3 ^»-<2 II
Позцнепротсрозойско -раннеордовикская 0г-7 €г-€• -V -га- I О О §айгач-Ит S/Лек Аг& ^©•ку» янские ягрябинскс ын-Тальбег списков е
Архейс.ко-раннелроге-розойская PR,-AR V
Эвгеосинклиналь
геосинклина-пояс Восточно-Уральский и Зауральский пояс
агнито- -орский прогиб Выступы основания палеозоид Поднятия Прогибы
в о 1 £ (D » 0<
г-»н5 АВ ©Аму i-JkiA -ir-з 3 * 3»--2 Л 1 '7 ф п9 1 ДА у, W 1 ® 7/ л Х>О-|6 ж?5 ф---4 5^13 —2(?) -•-% Л
1 В<КЕ0 ♦S со минское
ffl?
|~э~]/71 о |й Ге~1» Г® )2о I ~ \22 Г^~]2з ГУ~|а
I о |Z5 I е |26 ПО? I А |28 [л |29 | |.ЗД [ф~]з/ Г»~[з2
га— за
господствующим эвгеосинклинальным режимом развития, обладает ярко выраженным зонально-поясным строением, отражающимся в металлогенической зональности.
С запада на восток выделяются следующие структуры: Центрально-Уральское поднятие с древней — доордовикской — металлогенией, Тагильский эвгеосинклинальный прогиб с каледонско-герцинской металлогенией, зоны Восточно-Тагильского и Западно-Магнитогорского поднятий с интенсивным проявлением гер-цинской позднегеосинклинальной и орогенной металлогении; Магнитогорский эвгеосинклинальный прогиб с господством гер-цинских ранне- и позднегеосинклинальных металлогенических процессов; Восточно-Уральское поднятие, образованное блоками ранней консолидации и разделяющими их узкими эвгеосинкли-нальными рвами, с пестрой эвгеосинклинальной и орогенной металлогенией; Зауральский (Урало-Тобольский) орогенно-акти-визационный пояс с подзнегерЦйИСКИМй ИрОдукТаМй рудогенеза. Каждая из названных тектонических единиц состоит из групп структурно-формационных зон, обладающих собственными ме-таллогеническими характеристиками, выражающимися в разных сочетаниях и рядах рудных формаций (рис. 111).
Казахстанская провинция. Металлогенический облик территории Казахстана определяется мозаично-блоковым строением основной части этой провинции — сочетанием древних устойчивых поднятий с каледонскими и герцинскими эв- и миогеосинклиналями, а также сопряженными с ними позднегерцинскими
Рис. 111. Металлогенические эпохи и главнейшие рудные формации Уральского складчатого пояса. По К- К.. Золоеву и др.:
1—6 — стадии (этапы) металлогенических эпох: / — протогеосинклинальиая, 2— доороген-ная, 3 — доорогенная раннегеосинклинальная, 4 — доорогенная позднегеосинклинальная, 5 — орогенная, 6 — активизации; 7—37—рудные формации: 7 — титаномагнетитовая, 8 — скариово-магиетитовая, 9 — сидеритовая, 10 — железистых кварцитов, 11 — хромитовая, 12 — гаусманит-родохрозитовая, 13 — марганцево-кремнисто-карбонатиая, 14 — медно-титаномагнетитовая, 15 — медио-кобальтовая, 16 — колчеданная, 17 — медно-порфировая, 18 — медистых песчаников, 19 — полиметаллическая, 20 — барит-полиметаллическая, 21 — платиновая, 22 — золото-сульфидно-кварцевая, 23 — золото-полиметаллическая, 24 — бокситовая, 25 — редкометальиые и редкоземельные, 26 — шеелитовая и молнбденит-шеели-товая скарновая. 27 — хризотил-асбестовая, 28 — тальковая и тальк-карбонатная. 29— магнезитовая, 30 — антофиллит-асбестовая, 3/— кианитовая, андалузитовая, силлиманитовая, 32 — графитовая, 33 — мусковнтовая, 34 — кварцитовая, гранитовая метаморфогеи-ная, 35—36 — каменноугольные (35 — лиминческих углей, 36 — паралических углей), 37 — калийных солей; 38—40 — главные уровни оруденения и их номера: 38 —- скариово-магне-титовых месторождений: 1 — лудловский (северо-рудиичная группа, Покровское, Полярно-Уральское и другие месторождения), 2 — жедииский (тагило-кушвинский), 3 — позд-кеэйфельский (пеечано-ауэрбаховский; Песчанское на Северном Урале, Круглогорское на Южном Урале), 4—средне-позднедевонский (теченский; Течеиское и Краснокамеиское иа Южном Урале, ’ Петрокаменская группа на Среднем Урале и др.). 5 — позднетурнейско-серпуховский (магнитогорский), 6 — серпуховско-башкирский (Соколовско-Сарбайская труппа); 39 — медно-колчеданных месторождений: 1 — лландоверийский (блявинско-крас-ноуральско-левихинскнй; Летнее в Мугоджарах, Бурибайское, Майское. Блявинское на Южном Урале, Левихииское, Красноуральское и другие на Среднем, рудопроявления и Мелкие месторождения Приполярного и Полярного Урала). 2 — позднесилурийско-ранпеде-воиский (макан-бурибаевский; Юбилейное), 3 — поздиеэйфельско-раииеживетский (гай-<ко-верхиеуральский). 4 — поздиеживетский (улутауский: Касаргииское^ Сухоложское и Другие рудопроявления); 40 — бокситовых месторождений: 1 —раииеэйфсльский (субров-ский), 2—поздиеэйфельский (богословский), 3 — живетский (устькальинский). 4 рание-Франский (пашийский), 5 — позднефранский (орловский), 6 — раииевизеиский
21—863
321.
вулкано-плутоническими поясами. Для Восточного Казахстана характерно зонально-поясное расположение разновозрастных геосинклиналей с различной полнотой развития.
Каледонские металлогенические процессы проявлены преимущественно в западной части провинции, где в эвгеосинклинальных прогибах формировались месторождения колчеданного семейства, а в пределах древних поднятий — грейзеновые олововольфрамовые и золото-полисульфидно-кварцевые.
Раннегерцинская металлогения ярко выражена на востоке Казахстана, где к этому периоду относится становление колчеданно-полиметаллических месторождений Рудного Алтая. На северо-западе провинции в пределах специфических терригенных прогибов в близком возрастном диапазоне возникли барит-полиметаллические и железо-марганцевые месторождения ата-суйского типа. С раннегерцинскими ультрабазитами связаны локальные скопления хромитов.
Средне- и позднегерцинская металлогения обусловлена широким распространением магматических процессов, включая образование вулкано-плутонических поясов. В тесной ассоциации с гранитоидными формациями находятся скарново-магнетитовые, молибден- и молибден-медно-порфировые, редкометальные пегматитовые, грейзеновые и жильные месторождения молибдена, олова и вольфрама, а также золото-полисульфидно-кварцевые и золото-кварцевые месторождения. К этому же времени принадлежат и медистые песчаники.
Металлогеническая зональность отчетливо проявлена на востоке провинции, где выделяются Горный Алтай с вольфраммолибденовыми месторождениями, Рудный Алтай с колчеданнополиметаллическими, Калба-Нарымская зона с оловоруднымп и вольфрамовыми, Калбинская зона с золоторудными и Чингиз-ская зона с вольфрам-молибденовыми месторождениями.
Средне-Азиатская провинция. На территории этой провинции главное значение имеют металлогенические процессы каледонской и герцинской эпох и меньшее — киммерийской и альпийской.
К каледонской эпохе принадлежат скарново-магнетитовые, оловоносные пегматитовые и молибденовые грейзеновые месторождения, ассоциирующие с гранитоидными формациями. Вероятно, к этой эпохе следует относить и метаморфогенно-гидротер-мальные месторождения золота. С герцинской эпохой связывают проявления хрома в ультраосновных породах, колчеданно-полиметаллические месторождения в осадочно-вулканогенных формациях, а также скарновые месторождения вольфрама, олова и полиметаллических руд. Для конца эпохи типичны гидротермальные месторождения свинца, цинка, меди, висмута, флюорита.
322
Месторождения сурьмы и ртути предположительно считают продуктами киммерийского или альпийского рудогенеза.
Алтае-Саянская провинция отличается господством каледонских металлогенических процессов.
Протерозойская история провинции характеризуется миогео-.синклинальными режимами с низкой интенсивностью рудогенеза и образованием гранитоидов, с которыми ассоциируют слюдоносные и редкометальные пегматиты.
Каледонский цикл открывается эвгеосинклинальными формациями с колчеданно-полиметаллическими месторождениями и отличается широким развитием длительно формировавшихся гранитоидов. С гранитоидными формациями связан широкий -спектр месторождений: скарновые железорудные, пегматитовые, альбититовые, грейзеновые и жильные вольфрама и молибдена, .жильные кобальтовые.
В пределах Западного Саяна при сходном металлогеническом развитии устанавливается отчетливо выраженная зональность в размещении разновозрастных продуктов рудогенеза.
Русская платформа. В металлогении платформы главное значение имеет архейско-протерозойский фундамент, выступы которого представлены Украинским и Балтийским щитами.
В пределах Украинского щита выделяются следующие структуры: элементы зелеиокаменных прогибов с ультраосновными и основными комплексами, содержащими сульфидную никелевую и хромитовую минерализацию; протогеосинклинали с месторождениями железистых кварцитов; гранито-гнейсовые ядра, в зонах протоактивизации которых развиты пегматиты, альбититы и метасоматиты с редкоземельной минерализацией.
Советская часть Балтийского щита образована архейскими высокометаморфизованными комплексами и протерозойскими поясами вулканогенных основных и ультраосновных пород. Значительная роль в металлогении региона принадлежит герцинской тектоно-магматической активизации, проявленной в пределах Кольского полуострова.
С архейскими процессами рудогенеза на Балтийском щите связаны керамические пегматиты, высокоглиноземистые мета-морфиты, пирит-пирротиновая минерализация. В пределах протерозойских вулканогенных прогибов проявлена колчеданная минерализация; с ультраосновными и основными породами, развитыми в таких прогибах или их бортах, ассоциируют сульфидные никелевые и медно-никелевые, а также титаномагнетитовые месторождения. Вне поясов в связи с гранитоидами известны керамические и редкометальные пегматиты и оловоносные скарны.
Щелочным комплексам герцинской активизации свойствен широкий спектр руд: апатита и нефелина; редких металлов в аль-
21*
323
Рис. 112. Схема минерагенического районирования Сибирской платформы (ранне-среднерифейский минерагенический этап). По Н. С. Маличу.
1—5 — структурио-формациоииые области: / — филократоииые (А — Туигусско-Аиабар-ская, Б —Ангарская, В — Алданская), 2 — хатакратониые (Г — Анабаро-бленёкская, Д — Учурская), 3 — перикратоиные (Е — Патомская. Ж — Туруханская, 3 — Приеиисейская. И — Прибайкальская), 4 — авлакогеииые (К — Таймырская, Л — Уджпиская, М — Приса-яиская. Н — Уринская, О — Игарская, П — Юдомо-Майская, Р — Котуйская. С —Иркч-неевская), 5 — геосииклииальиые; 5—7 — металлогенические провинции: 6 — филократоииые. 7 — хатакратониые; 8 — зоны Анабаро-Олеиёкской мииерагеиической провинции, перспективные иа стратиформные свиицово-цииковые руды (I—Усть-Ильинская, II—Верхне-Юсмастахская); 9 — Средие-Сибирский перикратоииый минерагеиическнй пояс; 10— гопы Средне-Сибирского пояса, перспективные иа осадочаые железные руды, фосфориты и полиметаллы (III—Прибайкальская, IV — Патомская); 11 — авлакогенные минерагенлческие провинции; 12—15 — зоны авлакогенных провинций; 12— перспективные на фосфориты и осадочные железные руды (V — Карагасская, VI — Юдомо-Майская). /3 — перспектив, иые на марганцевые руды (VII — Томторская), 14 — кимберлитоносные (VIII — Уджпн-ская). /5 — перспективные иа свиицово-цинковые руды в карбонатных породэх (IX—Чер-нореченская)
бититах и пегматитах; железа, флогопита и апатита в карбона-титах.
Сибирская платформа и ее древнее обрамление характеризуются сложной металлогенией, выявленной далеко не во всей полноте. В этой провинции, особенно на ранних стадиях ее развития, сочетаются крайне разнообразные металлогенические обстановки (рис. 112). К архейским комплексам фундамента платформы приурочены пегматиты, небольшие месторождения флогопита, скопления корунда, графита, силлиманита.
Протерозойская металлогения представлена колчеданно-полиметаллическими месторождениями терригенных прогибов, а также скарновыми железорудными, пегматитовыми, золотокварцевыми и полиметаллическими месторождениями, ассоциирующими с гранитоидными формациями.
В палеозойских отложениях чехла платформы известны месторождения солей, фосфоритов и полиметаллических руд. Существенное значение для металлогении провинции имеют процессы киммерийской тектоно-магматической активизации. Широко проявленному мезозойскому трапповому магматизму сопутствуют следующие месторождения: сульфидные никелево-медные, исландского шпата, полиметаллических руд и скарново-магнетитовые. С кимберлитовым магматизмом связано формирование месторождений алмазов — как коренных, так и россыпных. Ультраосновному — щелочному магматизму сопутствует возникновение карбонатитов с редкими металлами и редкими землями.
Основные черты металлогении главных провинций СССР дополняет табл. 15, характеризующая распространенность ведущих рудных формаций в главных геотектонических обстановках.
Контрольные вопросы и задания
1. Каковы принципы выделения металлогенических провинций?
2. Перечислите металлогенические провинции СССР (по В. И. Смирнову).
3. В чем заключаются принципиальные различия одновозрастных металлогенических провинций СССР?
4. Для каких провинций характерны наиболее разнообразные продукты рудогенеза?
5. Выделите рудные формации, «сквозные» для большинства провинций.
6. Выделите рудные формации, характерные лишь для отдельных провинций.
7. С чем могут быть связаны перспективы расширения металлогенического потенциала полицикличиых провинций?
8. В какой мере наследуется металлогения ранних циклов при поздиих процессах рудогенеза в полицикличиых провинциях? Приведите примеры.
9. Расскажите о принципиальных различиях металлогении древних и более молодых провинций.
10. Какие металлы наиболее характерны для молодых провинций?
325
326
Таблица 15. Основные обстановки проявления важнейших рудных формаций и типы металлогенических формаций на территории СССР. По [14, 15, 23, 26] с дополнениями и изменениями А. И. Кривцова
Рудная формация —РФ и субформация — СФ Сопутствующее оруденение Геологическая формация, с которой ассоциируют РФ и СФ Типы металлогенических формаций Типы ру-дообразую-щих процессов Примеры месторождений
I. Рудные формации геосинклинально-складчатых систем IA. Эвгеосинклинальных прогибов
Хромитовая с платино- Тальковое, асбес- Дунит-перидотитовая РВФ = РНФ=РГФ см Кемпирсайское
идами Хромит-платиновая СФ товое Титаномагнетито- Дунит-клинопироксеиит- РВФ = РНФ=РГФ см (Урал) г. Соловьева
Титаномагнетитовая СФ вое Хромит-платиио- габбровая То же РВФ = РНФ=РГФ см (Урал) Качканарское
Медио-железо-ванадие- вое, медно-титан-ванадиевое Хромит-платино- » РВФ=РНФ=РГФ см (Урал) Волковское
вая СФ Железорудная скарно- во-титаномагнети-товое Медное Г а ббро-диорит-плагио- (РВФ = РНФ) + пго (Урал) Магнитогорское
вая Сульфоарсенидио- гранитная + (РГФ=РОФ) (МР ?) (Урал)
Медно-железорудно- Тоналнт-плагиогранит- РВФ + РГФ пго Турьинское
скарновая кобальтовое гранодноритовая (МР ?) (Урал)
Медно-порфировая Золоторудное Г аббро-диорит-кварцево- РВФ + РГФ ПГР Салаватское
Медноколчедаиная Серно-, цинково- диоритовая (плагиогра-иит-порфировая) Контрастная липарит-ба- РВФ=РНФ ВГР (Урал) Блявинское
Медио-цииковоколчедаи- колчеданное Медно-, сернокол- зальтовая натриевой серии Непрерывная базальт- РВФ=РНФ ВГР (Урал) Гайское (Урал)
ная Сериоколчедаиная чеданное Медно-, цннково- андезит-дацит-липарито-вая натриевой серии Однородная базальтовая РВФ=РНФ ВГР Рудопроявления
колчеданиое натриевой серии Южного Урала и Мугоджар
Железо-марганцевая Кремнисто-сланцевая, РВФ=РНФ ВГР Кусимовское (Урал) Баженовское (Урал)
вулканогенная Хризотил-асбестовая Хромитовое, таль- яшмоидная Дунит-перидотитовая (РВФ=РНФ) + РГФ пго
Золото-полнсульфидно- ковое Полису льфидиое Г аббро-диорит-гранодно- РВФ + (РВФ=РГФ) пго Кочкарское (Урал) СУБР
кварцевая Бокситовая карбонатная — ритовая Известняковая, известня- РВФ=РНФ со
ково-доломитовая
!Б. Прогибо в с терригенно-вулканогенным, терригенным
и терригенно-карбонатным заполнением
Медносодержащая свинцово-цинковоколчеданная Пирротнновое Терригенно-флишоидная и редуцированная липа-рит-базальтовая натрие- РВФ=РНФ ВГР Филизчайское (Кавказ)
Медно-свинцово-цинко- Баритовое вой серии Контрастная базальт-ли- РВФ=РНФ ВГР Леииногорское (Рудный Алтай)
воколчеданиая Барит-свиицово-цииковая Железо-марганцевое паритовая Алеврито-известково-кремиистая РВФ=РНФ ВГР Бестюбе (Центральный Казахстан)
Свннцово-цинковая Баритовое Известково-доломитовая РВФ=РНФ сг Миргалимсайское (Центральный
Казахстан)
Золото-кварцевая Вольфрамовое, се- Углероднсто-песчаиико- (РВФ=РНФ) + РОФ МР Месторождения Средней Азии
Золото-мышьяковисто- ребряное во-алевролнтовая Углеродисто-известково- (РВФ=РНФ) + РОФ МР Месторождения Восточного Казах-
кварцевая песчаииково-алевролито- стана
Редкометально-пегмати- — вая Г раиит-гранодиоритовая РВФ + РГФ пго То же
говая Редкометально-железо- Арсеиидно-кобаль- Диорит-граиодиоритовая РВФ+РГФ пго Саякское (Центральный Казах-
рудная скарновая товое стан)
Молибден-вольфрамовая Полиметалличес- Габб-ро-диорит-граиодио- РВФ + РГФ пго (МР ?) 1 Месторождения хр. Карамазар
w скарновая кое, железорудное ритовая (Средняя Азия)
Продолжение табл. 15
Рудная формация — РФ и субформация — СФ Сопутствующее оруденение Геологическая формация, с которой ассоциируют РФ и СФ Типы металлогенических формаций Типы рудообразующих процессов Примеры месторождений
Полиметаллическая скарновая Сидеритовая Киноварная Киноварио-аитимоиито-вая Полиметаллическое, молибденовое Магнезитовое Свиицово-цинко-вое, мышьяково-сурьмяное Свннцово-цииковое Диорит-граиодиорит-лейкогранитовая Известняково-доломитовая Терригенно-кремнистая Кремнисто-карбоиатная (РВФ=РНФ) + + (РГФ=РОФ) РВФ=РНФ РВФ=РНФ РВФ=РНФ пго СГ (СО) от ог Алты и-Т опканск ое (Средняя Азия) Бакальское (Урал) Никитовское (Украина) Хайдаркаиское (Средняя Азия)
IB. Орогенно-активизационных вулкано-плутонических поясов, сформированных на разновозрастном основании различного состава
Скарново-магнетитовая Меднорудное Г аббро-диоритовая (РВФ=РНФ) + пго Соколово-Сарбай-
Оловорудная скарновая Свинцово-циико- Диорит-гранодиоритовая + (РГФ=РОФ) РВФ + РГФ (МР ?) пго ская группа (Северный Казахстан) Месторождения
Олово-вольфрамовая вое, боро-железорудное Редкометальиое, Г ранодиорит-гранит-лей- РВФ + (РВФ = РНФ = пго Арианского района (Северо-Восток СССР) Иультинское
грейзеновая Вольфрам-молибденовая флюоритовое Флюоритовое когранитовая Лейкогранитовая, аляс- = РГФ) РВФ + (РВФ=РИФ= пго (Чукотка) Акчатау (Цент-
грейзеновая Золото-сурьмяная Шеелитовое китовая Габбро-диорит-граиодио- = РГФ) (РВФ=РНФ) + пго ральный Казахстан) Рудопроявления
ритовая + (РГФ=РОФ) (МР ?) Яно-Колымской области (Северо-Восток СССР)
Молнбден-медно-порфи-ровая Полиметаллическое Габбро-диорит-граиодио-ритовая калиевая РВФ + (РВФ=РНФ=1пГР = РГФ) Коунрад (Центральный Казахстан)
Медно-мол и бден-порфировая Полиметаллическое, скарново-железорудное Диорит-гранодиорит-мон-цонитовая натриевая РВФ + (РВФ=РНФ = = РГФ) ПГР Кар атас (Центральный Казахстан)
Молибден-порфировая Полиметалличе- Диорит-гранодиорит-гра- РВФ+(РВФ-РНФ) ПГР Сорское (Хакасия)
ское пи говая
Редкометально-редкозе- Флюоритовое Гранит-граносиснит-ще- рвф -рпф-ргф пго Рудопроявления Забайкалья
мельная апогранитовая лочногранитовая
Касситерит-кварцевая Вольфрамовое, флюоритовое Лейкогранитовая, аляскитовая рвф+(рвф=рнф= = РГФ) пго Этыкинское (Забайкалье)
Касситерит-силикатно- Вольфрамовое Диорит-гранодиорит-лей- РВФ + (РВФ=РНФ= ПГО Депутатское (Якутия)
сульфидная когранитовая = РГФ)
Молибден-кварцевая Вольфрамовое, Лейкогранитовая, аляс- РВФ+(РВФ-РИФ=- пго Месторождения
флюоритовое китовая = РГФ) Восточного Забайкалья
Оловорудная сульфо- Полиметалличе- Дацит-липаритовая и ли- РВФ + (РВФ=РНФ= вго Джалиидинское (Приморье)
сольная и оловорудная липаритовая ское, серебряное паритовая = РГФ)
Наугарзан (Средняя Азия)
Флюорит-полиметалличе- Баритовое Дацит-липаритовая и РВФ=РНФ вго
ская трахилипаритовая в сочетании с карбонатными
Свинцово-цинковая бере- Серебряное поли- Диорит-гранодиоритовая РВФ + РГФ пго Шахтамииский
зитовая базитовое и лейкогранитовая район (Забайкалье)
Золото-серебро-адуляр-кварцевая Полиметаллическое Трахилипарит-аидезит-липарнтовая РВФ+РГФ вго, пго Рудопроявления Северо-Востока СССР
м Золото-адуляр-кварцевая То же 1 Трахибазальт-андезито- РВФ + РГФ вго, То же
базальтовая пго
Продолжение табл. 15
Рудная формация — РФ и субформация — СФ
Сопутствующее срудененне
Геологическая формация, с которой ассоциируют РФ и СФ
Типы металлогеняче-ских формаций
Типы ру-дообразую-щих процессов
Примеры месторождений
II- Рудные формации платформенных областей
ПА. Фундамента платформ, щитов и кристаллических массивов
Никелевая сульфидная Меднорудное, ко- Пироксеннт-перидотнт- РВФ=РНФ=РГФ СМ Аллареченское
Медно-никелевая бальтовое, платиновое Кобальтовое, пла- дунитовая Г аббро-норит-пироксе- РВФ=РНФ=РГФ СМ (Кольский полуостров) Печенга (Кольский
Апатнт-титан-железоруд- тиновое Платиновое нит-перидотитовая Анортозитовая РВФ=РНФ=РГФ СМ полуостров) Гаюмское
ная Магнетит-апатит-флого- Медно-цннковое. Амфиболит-кристалло- РВФ=РНФ МР (хр. Джуг-Джур) Таежное (Алдан)
питовая магнезиально-скарновая Золото-сульфндно-квар- кобальтовое Полиметалличе- сланцевая Зеленосланцевых диаф- (РВФ=РНФ)+РОФ МР Рудопроявления
цевая («диафторитовая») Керамических и редко- ское, пиритовое Мусковитовое торитов Мнгматит-граиитовая РВФ=РНФ=РГФ ПГО Станового хребта Линнавара (При-
метальных пегматитов (парапегматитов) Медистых песчаников и ПБ. Платф Свннцово-цииковое орменного чехла (включа платформенных облает Пестроцветная нзвестко- я чехлы молодых ей) РВФ=РНФ СГ ладожье) Рудопроявления
сланцев Свинцово-цннковая кар- Флюоритовое, ба- во-алеврито-песчаннко-вая Известково-глиннсто-пес- РВФ=РНФ СГ Приуралья Рудопроявления
бонатная ритовое чаная 1 Сибирской платформы
Железорудная кремни- I Алеврнто-песчаная крас- РВФ=РНФ СГ
сто-гематитовая ноцветная
Марганцевая псиломе-лан-пнролюзитовая — Глауконитовая песчано-глинистая РВФ=РНФ СО
Фосфоритовая террнген-но-карбонатная — Кремннсто-карбонатная, кремнисто-диатомитовая РВФ=РНФ СО
Бокситовая терригенная — Глинисто-песчаная сероцветная РВФ=РНФ СО
Карналлит-сильвни-гали-товая Бромиое, борное Эвапоритовая калиеносная РВФ=--РНФ СО
Галнтовая —* Эвапоритовая галнтовая РВФ=РНФ СО
I [В. Активизированы IX платформенных струк тур (фундамента и Ч< ;хла)
Нефелии-апатнтовая — Нефелиновых сиенитов РВФ=РНФ=РГФ СМ
Апатит-редкометальио-железорудная карбонатитовая Та ит ал • нно биевое, редкоземельнофлюоритовое, титановое Карбонатитовая ультра-основная-щелочная РВФ=РНФ=РГФ СМ
Алмазоносных кимберлитов Кимберлитовая РВФ=РНФ СМ
Ннкелево-медная сульфидная Платиновое, кобальтовое Габбро-троктолит-доле-ритовая РВФ=РНФ=РГФ СМ
Исландского шпата Баритовое, целестиновое Б азальт-долеритовая (трапповая) РВФ=РНФ=РГФ ВГО
Железорудная магио-магиетитовая скарновая Б азальт- долеритов ая РВФ + РГФ пго
Ангаро-Ленский бассейн Никопольское (Украина) Месторождения Южной Прибалтики Тихвинское (Русская платформа) Прикаспийский бассейн Московская синеклиза
Хибинское (Кольский полуостров) Ковдорское (Кольский полуостров)
Месторождения Сибирской платформы
То же
»
Ангаро- Илимская группа (Сибирская платформа)
Примечания. 1. Геологические формации: РВФ — рудовмещающие, РНФ—рудоносные, РГФ — рудогенерирующие, РОФ — рудообразующие. 2. Типы рудообразующих процессов: СМ — собственно магматогенные, ПГО — плутоногеиноггидротермальиые ортогенетические, ПГР — плутоиогеино-гидротермальиые рециклииговые, ВГО — Вулканогенно-гидротермальные ортогенетические, ВГР — вулкаиогенио-со гидротермальные рециклииговые, СО—седиментогеиио-осадоч.чые, СГ— седимеитогеиио-гидрогениые, М1? -— метаморфогенио-регенерациои-£2 иые. 3. В колонке 4 полужирным шрифтом выделены формации, названия которых даны в колонке 3.
з. историческая металлогения
(МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКОЕ РАЗВИТИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ)
Металлогеническая периодизация истории земной коры в целом эквивалентна геолого-исторической периодизации. В качестве основных единиц выделяются три металлогенических периода (группы металлогенических эпох): архейский, протерозойский и фанерозойский. Специфика металлогении этих периодов и их более дробное расчленение рассмотрены в работах В. И. Смирнова и других исследователей [4, 10, 15, 22, 28, 31].
Архейский период пока не разделен на этапы и стадии. Этот период характеризуется преобладанием двух металлогенических обстановок, которые отвечают существованию гранито-гнейсовых ядер и специфических геоструктур — древних зеленокаменных поясов. В гранито-гнейсовых ядрах ведущая роль принадлежит метаморфогенному рудообразованию, включая продукты ультраметаморфизма. В зеленокаменных поясах со свойственным им широким набором базальтоидных плутоногенных и вулканогенных формаций преобладают ассоциирующие с этими формациями плутоногенные и вулканогенные месторождения хромитов, титаномагнетитовых, сульфидных медно-никелевых колчеданных руд и железистых кварцитов.
Протерозойский период разделяется на ранний, средний и поздний этапы. В рамках протерозойских геоструктур устанавливаются четыре типа металлогенических обстановок, которые отвечают гранито-гнейсовому основанию, протогеосинклиналям с эвгеосинклинальным и миогеосинклинальным режимами, чехлам протоплатформ и зонам протоактивизации. Гранито-гнейсовые комплексы и эвгеосинклинали протерозоя по ведущим рудообразующим процессам и их продуктам близки соответствующим металлогеническим единицам архея. Существенное значение имеют чехлы протоплатформ, которые содержат уран- и золотоносные конгломераты, черносланцевые толщи с ураново-золотыми рудами сложного генезиса, метаморфизованные осадочнодиагенетические месторождения меди, свинца и цинка. Специфическим металлогеническим профилем обладают зоны протоактивизации, в пределах которых располагаются уникальные расслоенные базитовые массивы с крупными магматогенными месторождениями железа, титана, хрома, платиноидов, никеля и меди, а также метасоматические редкометальные месторождения.
Фанерозойский период отчетливо разделяется на рифейский (байкальский), каледонский, герцинский, киммерийский и альпийский этапы, каждый из которых включает раннюю, среднюю, позднюю и платформенную стадии. В. И. Смирнов выделил для фанерозоя 18 металлогенических компонентов (пространственно-временных металлогенических категорий): основание платформ с метаморфогенными месторождениями; чехол молодых плат-332
<рорм (включая эпикратонные прогибы) с продуктами седимен-тогенного рудообразования; зоны активизации; пять типов обстановок геосинклинально-складчатой металлогении, отвечающие пяти этапам с тремя стадиями в каждом, что составляет 15 металлогенических компонентов.
С начала фанерозоя проявляются геологическая и соответственно металлогеническая цикличность, металлогеническая зональность, выражающаяся в поясно-зональном размещении месторождений в геосинклинально-складчатых системах, и грани-тоидный магматизм с сопутствующим ему широким спектром продуктов рудогенеза.
История металлогенического развития для каждой из 18 пространственно-временных категорий устанавливается через анализ смены во времени геологических формаций и ассоциирующих с ними продуктов рудогенеза. Подобные задачи решаются, как правило, в приложении к тем или иным геоструктурам в рамках региональной металлогении.
При ярко выраженной смене металлогенических обстановок в истории Земли для всех периодов и их отрезков характерна однотипность продуктов рудогенеза, связанных с мантийным ба-зальтоидным магматизмом. От архея до кайнозоя такие плутоногенные формации обладают сходным металлогеническим обликом: гипербазитовые интрузии несут хромитовое оруденение, базит-гипербазитовые — сульфидное медно-никелевое, а бази-товые — титаномагнетитовое. С вулканогенными формациями ассоциируют месторождения медноколчеданных и колчеданнополиметаллических руд. Эта специфика металлогении, отражающая, по мнению В. И. Смирнова, ее консервативность, имеет лишь качественное выражение, поскольку количественно, начиная с фанерозоя, она начинает подавляться процессами рудогенеза, продуцируемого гранитоидным магматизмом.
Важно подчеркнуть, что процессы формирования земной коры в архее и особенно в протерозое с его мощными толщами осадочных образований обеспечили к фанерозою возникновение коровых источников вещества, а также возможность вовлечения в процессы рудогенеза погребенных, морских и метеорных вод.
Гранитоидный магматизм фанерозоя определяет появление широкого набора месторождений, которые по механизму образования принадлежат к гидротермальным. Подобные месторождения концентрируют в себе руды широкого спектра металлов, не накапливавшихся в столь значительных масштабах в ранние периоды развития Земли.
Смены металлогенических обстановок и, соответственно, преобладающих рудообразующих процессов в конечном итоге имеют своим следствием изменения в концентрировании рудообразую-щих компонентов и в распределении месторождений во времени.
Общие закономерности распределения месторождений, рудо
333
образующих процессов и запасов металлов во времени рассмотрены во многих работах, что позволило установить специфику металлогении различных отрезков геологической истории.
Металлогения архея определяется накоплением железа (СМ, ВГР)*, титана (СМ), хрома (СМ), никеля и меди (СМ), редких металлов и редких земель (ПГО, МР). Преобладают железорудные, сульфидные медно-никелевые и редкоземельные месторождения.
Для протерозоя характерны более широкий набор элементов, существенная роль седиментогенного рудообразования, уменьшение значения метаморфогенного рудонакопления и проявление специфического метасоматического рудогенеза в зонах протоактивизации. Протерозойский рудогенез обусловил накопление железа, железа и марганца — такониты, итабириты, джеспилиты (СО, ВГР), железа и титана (СМ), хрома (СМ), меди и никеля (СМ), платиноидов (СМ), меди, свинца и цинка (ВГР), урана и золота (СО, СГ), урана (СГ), меди (СГ), олова, вольфрама и бериллия (ПГО), золота (ПГО, МР). Главная роль принадлежит железорудным, хромитовым, сульфидным медно-никелевым, золоторудным с ураном в конгломератах, полиметаллическим, меднорудным и урановым месторождениям.
Фанерозойский рудогенез по специфике проявления отчетливо разделяется на обстановки геосинклинально-складчатых систем пяти циклов формирования и на обстановки платформенного развития.
Геосинклинально-складчатые системы рифейского цикла во многом продолжают металлогенические процессы позднего протерозоя— здесь также накапливаются железо (ВГР), железо и титан (СМ), медь (СГ), медь, свинец и цинк (ВГР), золото (ПГО, МР). Более широкое развитие получают олово, вольфрам и бериллий (ПГО), появляются тантало-ниобиевые руды (ПГО).
Специфику рудогенеза геосинклинально-складчатых систем каледонского цикла определяют незавершенность геосинклиналь-ного развития и растянутость его во времени с умеренным распространением орогенных процессов. Основные металлы кале-донид—железо, титан и ванадий (СМ), медь, свинец и цинк (ВГР) , железо (ВГР), молибден (ПГО), медь и молибден (ПГР), серебро (ПГО, ВГО), сурьма и ртуть (ПГО, МР), олово, вольфрам, бериллий и литий (ПГО). В каледонском цикле в значительном масштабе начинают проявляться те черты металлогении, которые определяют ее специфику в течение всего фане-
* Здесь и далее в скобках указаны типы рудообразующих процессов: СМ — собственно магматогенные, ПГО — плутоногенно-гндротермальные ортогенетические, ПГР—плутоногенно-гудротермальные рециклииговые, ВГО — вулканогенно-гидротермальные ортогенетические, ВГР — вулканогенно-гидро-термальные рециклииговые, СО — седиментогенно-осадочные, СГ — седимеито-генно-гидрогенные, МР — метаморфогеино-регенерационные.
334
розоя. По существу, уже с начала фанерозоя возникают объекты, связанные с рудогенерирующими и рудообразующими формациями типов (РВФ = РНФ)+РГФ; РВФ + РГФ.
Металлогения геосинклинально-складчатых систем герцинид обладает наибольшим разнообразием как по рудообразующим процессам, так и по их продуктам. Среди последних ведущая роль принадлежит хрому (СМ), платиноидам (СМ), железу, титану и ванадию (СМ), железу (ВГР), марганцу (ВГР), меди, свинцу и цинку (ВГР), золоту (ПГО), молибдену и меди (ПГО), золоту и мышьяку (ПГО, МР), урану (ПГО), олову (ПГО), вольфраму (ПГО), бериллию (ПГО), литию (ПГО), ртути
Месторожденя»
Возраст, млн лет
Рифей
Фанерозой
Катархей - архей Ранний протерозой 4000 3000 2000
----т-----
к
гл
%, V. а
Магматичекие в ультраосновных городах.
хромитовые палеотилные
альго*чотйпнь1ё
медно-никелевые вулканогенные плутоногенные
Титаномагнетитовые Карбонатитовые Кимберлитовые Колчеданные:
кипрского типа ____
типа~Куррко_____
раммельсбергского типа
Медко-порфирсвыс и мзднс-молибденовые
Рр.дкомегальыь’е пегматиты
Олосаисотьфрзуа
болото-кварцевые жипь1
песчаники и сланцы
Стратиформные св^озо-нинковые — в доломитах_________
Месторождения железе железистые кварциты скармово-магнепгс-вые вулканогенно-оса,?’тные осадочные
Золото-ураноносные хонг'.змерзты
Рис. ИЗ. Схема распределения во времени некоторых главных рудных месторождений мира. По Г. А. Твалчрелидзе [38]:
/ — границы между главными металлогеническнми этапами; 2 — дополнительные кульминации эндоггнной активности; 3 — периоды рудообразовання
335
(ПГО, МР), меди (СГ), свинцу, цинку и серебру (СГ), урану и ванадию (СГ).
Киммерийский рудогенез по характеру процессов и их продуктам во многом сходен с герцинским. Главные металлы ким-мерид—молибден (ПГО, ПГР), молибден и медь (ПГР), медь, свинец и цинк (ВГР), медь (СГ), олово (ПГО), вольфрам (ПГО), золото и серебро (ПГО, ВГО), ртуть (ПГО, ВГО), сурьма (ПГО, ВГО), мышьяк (ПГО, МР).
Продукты альпийского рудогенеза в геосинклинально-складчатых областях представлены молибденом и медью (ПГР), железом (ВГР, СО), железом и марганцем (ВГР, СО), свинцом, цинком и серебром (СГ), оловом и вольфрамом (ПГО), золотом и серебром (ПГО, ВГО), висмутом и кобальтом (ПГО).
Как уже отмечалось, платформенным режимам фанерозоя свойственна существенно иная металлогения по сравнению с гео-синклинально-складчатыми системами. Рудообразующие процессы на платформах связаны как со становлением их чехлов, так и с активизацией, охватывающей кристаллическое основание (включая щиты) и чехлы. Основными продуктами фанерозой-ского платформенного рудогенеза являются медь, никель, кобальт и платиноиды (СМ), железо (СМ), кобальт, никель, серебро и уран (ПГО), фосфор (СМ), ниобий, тантал и цирконий (ПГО), редкие земли (ПГО), алмазы (СМ), медь, свинец и цинк (СГ), свинец и цинк (СГ), железо и марганец (СО).
Сопоставление распределения во времени полезных ископаемых и относительной интенсивности рудообразующих процессов (рис. 113) с вышеизложенными общими закономерностями эволюции рудогенеза, базирующимися на информации по всему земному шару, показывает, что па территории СССР менее распространены продукты рудогенеза древних эпох. Поскольку приведенная схема (см. рис. 113) так или иначе отражает определенный уровень поисковой изученности, из упомянутого сопоставления следует вывод о еще нереализованных перспективах рудоносности древних комплексов.
Контрольные вопросы и задания
1. Расскажите о принципах выделения пространственно-временных категорий исторической металлогении.
2. Охарактеризуйте главные тенденции развития металлогенических процессов в истории формирования земной коры.
3. В чем выражается консервативность металлогенических процессов?
4. Каковы принципиальные различия металлогенических эпох по господствующим рудообразующим процессам?
5. Укажите господствующие металлы основных эпох.
4. МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
И ПРОГНОЗ РУДОНОСНОСТИ
Цель металлогенического анализа, базирующегося на положениях общей, региональной, исторической и специальной металлогении, — выявление закономерностей размещения продуктов рудообразующих процессов как основы для прогнозных построений—предсказания возможной рудоносности и количественной оценки ее масштабов. При металлогеническом анализе и прогнозе рудоносности различают пространственные, временные и пространственно-временные категории металлогении различных рангов, зависящих от масштабов исследований.
Формационные основы современных металлогенических построений определяют принципы выделения пространственных таксонов. Работами ряда металлогенистов СССР показана необходимость принятия в качестве базового пространственного таксона такой единицы, как металлогеническая (структурно-метал-логеническая) зона — эквивалент структурно-формационной зоны. Такие зоны образованы рядами родственных и сопряженных в пространстве и времени геологических формаций, возникших в течение определенного отрезка тектоно-магматического цикла при сходном или близком режиме развития. В принципе время становления структурно-формационной зоны, образованной двумя— четырьмя взаимосвязанными формациями, отвечает подстадии тектоно-магматического цикла. Соответственно для пространственных категорий, более крупных, чем металлогеническая зона, принимаются следующие ограничения и содержание.
Металлогенические области рассматриваются как группы структурно-формационных зон, образованных в рамках одной из стадий тектоно-магматического цикла. Металлогенические провинции объединяют группы разновременных металлогенических областей, принадлежащих к одному или нескольким тектоно-магматическим циклам. Глобальные металлогенические единицы — планетарные металлогенические пояса — состоят из групп сопряженных геотектонических единиц, эквивалентных провинциям.
В пределах металлогенических зон выделяются рудные районы, занимающие площадь структурно-формационных подзон или их отдельных частей, а также рудные поля — как структурно обособленные блоки подзон. Месторождения представляют собой части рудных полей, соответствующие определенным рудовмещающим структурам.
Эти подразделения близки категориям площадей распространения месторождений полезных ископаемых, предложенным В. И. Смирновым [28]:
провинции полезных ископаемых (металлогенические провинции), отвечающие крупным участкам земной коры и охваты-
22—863
337
вающие крупные геотектонические единицы на уровне геосинклинально-складчатых систем, частей платформ и дна Мирового океана;
области полезных ископаемых, охватывающие части провинций и имеющие обычно характер металлогенических поясов либо бассейнов горючих и нерудных полезных ископаемых;
районы полезных ископаемых, эквивалентные узлам площадью в сотни и первые тысячи квадратных километров и входящие составными частями в области;
рудные поля, представляющие собой группы однотипных по происхождению, составу и структуре месторождений, обычно занимающие площади от нескольких до десятков квадратных километров;
месторождения, состоящие из одного или нескольких тел полезных ископаемых; под телами понимают локальные скопления природного минерального сырья, приуроченные к определенным структурно-геологическим элементам или комбинации таких элементов.
При выделении временных категорий металлогении за базисные принимаются разработки Е. Т. Шаталова и В. И. Смирнова. Временные единицы приведены в соответствие с тектоно-магматической периодизацией и масштабами проявления рудообразующих процессов, отраженными в разноранговых наборах металлогенических формаций. Группа металлогенических эпох эквивалентна группе тектоно-магматических циклов и охватывает время возникновения нескольких серий (группы серий) рудных формаций. Металлогеническая эпоха сопоставляется с тектоно-магматическим циклом и отвечает периоду становления серии рудных формаций. Этап рудогенеза соответствует стадии тектоно-магматического цикла и эквивалентен времени образования группы рудных формаций; фаза рудогенеза сопоставима с подстадией тектоно-магматического цикла и охватывает период возникновения ряда рудных формаций; этап рудообразования эквивалентен отрезку подстадии и отвечает времени становления рудной формации.
Современные методы металлогенического и формационного анализа основываются на двух принципиальных положениях, имеющих характер законов: образовании определенных геологических формаций при специфических для них режимах развития земной коры, т. е. в определенных геотектонических, палео-тектонических и геодинамических обстановках; вхождении месторождений той или иной рудноформационной принадлежности в качестве естественных составляющих в определенные геологические формации либо их сочетания. Формационные подходы, интенсивно развиваемые в металлогении, снимают остроту понятийной проблемы, возникшей вследствие разрыва между темпами разработки формационного анализа и созданием эквивалент-338
ной тектонической терминологии. Противоречия между тради и-онной «геосинклинальной» и «кайнотипной» (плитной) понятийными базами во многом снимаются при использовании для металлогенического районирования формационных категорий. Описание обстановок через формации в значительной мере устраняет неоднозначность и многовариантность тектонической интерпретации, выполненной исследователями различных школ и направлений.
Металлогенические карты как результаты специализированного геологического картографирования в графической форме отражают итоги металлогенического анализа — закономерности размещения металлоносных площадей разного ранга и продуктов рудогенеза. Как карты, так и соответствующие исследования, должны обеспечивать выявление факторов и критериев выделения новых металлоносных площадей и рудных объектов, т. е. создание объективных основ для перехода к их прогнозу. Совмещение на одних и тех же картографических основах ме-таллогенической нагрузки и прогнозных построений отвечает задаче составления прогнозно-металлогенических карт. Собственно прогнозные карты как результирующие нередко составляются в виде накладок к металлогеническим либо в виде самостоятельных карт, совмещаемых по сквозным элементам нагрузки с другими картами необходимого для металлогенических построений комплекта. Масштабы металлогенических карт определяются рангами объектов прогноза — потенциально перспективных площадей, размеры которых зависят от специфики рудноформационных типов месторождений.
Основы металлогенических карт, как правило, специализируются в соответствии с главными факторами, обусловливающими позицию металлоносных площадей и рудных месторождений, а также отражающими природу и типы рудообразующих процессов. Прогнозные и поисковые признаки могут быть отображены как на металлогенической, так и на прогнозной карте. Последняя синтезирует информацию специализированных геологических основ и металлогенической нагрузки.
Устойчивые связи между рудными и геологическими формациями (либо их сочетаниями) служат основой современных методов и методик прогнозно-металлогенических построений. Формационное направление в металлогении, получившее интенсивное развитие в СССР, быстро зарекомендовало себя как перспективное и высокоэффективное.
Содержание рудноформационного анализа для прогнозно-металлогенических построений определяется целенаправленной последовательностью систематизации исходной информации, включающей:
установление ведущих характеристик скоплений рудного вещества — минерального и элементного состава с оценкой коли
22* 339
чественных соотношений основных рудообразующих элементов, выявление главных показателей рудовмещающих формаций — фациального состава с количественным соотношением фаций, химического состава с учетом соотношений определенных породообразующих элементов;
анализ зависимостей между формационными характеристиками рудных скоплений и среды с выявлением возможного постоянства проявления определенных продуктов рудогенеза в однотипных геотектонических обстановках;
конкретизацию роли рудовмещающих формаций с оценкой их принадлежности к рудоносным либо к относительно пассивным рудовмешающим и с выявлением возможных рудогенерирующих и рудообразующих формаций;
обоснование принадлежности ассоциации определенных рудных и геологических формаций (либо их сочетаний) к тому или иному типу металлогенических формаций.
Подобный анализ позволяет проводить металлогеническое районирование п решать главные задачи прогнозных исследований — по геологическим формациям и их сочетаниям устанавливать площади возможного развития соответствующих рудных формаций с выделением металлогенических зон и рудных районов.
Решающее значение для достоверности прогноза рудных полей и месторождений имеют выбор и обоснование прогнозных факторов и критериев. Очевидно, что максимальная объективность подобного выбора обеспечивает наиболее высокий уровень достоверности прогнозных построений и выделения перспективных площадей.
Прогнозные факторы можно разделить на три группы (рис. 114), различающиеся по своей природе. Первую из них представляют факторы, определяемые поисковой практикой, например, фиксацией месторождений в тех или иных аномалиях. Достоверность подобных факторов в значительной мере зависит от условий ведения прогноза и поисков. В частности, скрытые объекты могут не получать отражения в физических полях, хотя ранее, в других обстановках, они надежно отмечались соответствующими аномалиями. Во вторую группу объединены факторы, связанные с наблюдаемыми обстановками нахождения месторождений и закономерностями размещения их. К третьей группе принадлежат факторы, определяемые концепциями рудогенеза и объясняющие природу и роль каждого из элементов рудообразующих процессов. Эти факторы практически отвечают способам интерпретации тех или иных наблюдений, а в ряде случаев базируются на тех или иных допущениях, не всегда доступных для наблюдения и проверки. В соответствии с этим максимальная объективность выбора факторов рассматриваемой
340
Тилы металлогенических формации
1
РВФ = РНФ
С | Т | в
1 1 1 ▼ ▼ ▼
II
РВФ = РНФ = РГФ
с | т | в | э
1111 т ▼ ▼ ▼
III
РВФ + РГФ
с 1 1 т 1 в 1 э
I I I I Т V Т Т
IV
> (РВФ = РНФ) + РОФ
▼ * V ▼
V
(РВФ РНФ) + (РОФ - РГФ)
W Wt-▼ ▼ т * V ▼
VI
> РВФ + (РВФ = РНФ - РГФ)
,С1 1,С1 т 1 ,В1 .э
1 1 1 I 1
1 I - VI. Типы месторождений по рудообразующим процессам' Обстановки нахождения месторождении ]*““
I Группы факторов прогноза, поисковых критериев и признаков
(иределяемые закономерностями размещения и I условиями локализации месторождении
[ формационные |
| фациальные |
| литологические |
I структурные J ] метаморфические | | минералогические]
I енетическая модель объекта прогноза
□ТЁ Определяемые поисковой практикой ~]
| геофизические аномалии
| геохимические аномалии ]
| шлиховые ореолы
| прямые признаки оруденения |
"Поисковая” модель объектов прогноза
I Сравнение исследуемых территорий с моделями ]
I Выделение перспективных площадей I
Рис. 114. Принципиальная схема соотношения различных факторов, используемых при прогнозных
построениях
группы достигается лишь при учете по возможности большего числа установленных закономерностей размещения металлоносных площадей и месторождений.
4.1. Принципы и методы прогнозных построений
Прогнозные построения имеют своей целью выделение в геологическом пространстве перспективных (потенциально рудоносных) по комплексу признаков площадей (блоков) для определения видов и методов работ, необходимых для выявления на данной площади прогнозируемой рудоносности. Ранги выделяемых площадей зависят от состояния изученности территорий и детальности прогнозно-металлогенических исследований. Общая последовательность работ по металлогеническому районированию и выделению рудоносных площадей разного ранга отвечает следующему ряду: металлогенические пояса — металлогенические провинции — металлогенические области—металлогенические зоны — рудные районы — рудные поля — месторождения. Вхождение металлогенических категорий низшего ранга в категории более высокого ранга обусловливает возможность предсказания новых металлоносных площадей в пределах более крупных территорий при реализации принципа последовательного приближения в прогнозно-металлогеническом анализе.
Принятые в СССР стадийность геологоразведочного процесса и система оценки прогнозных ресурсов основаны на принципах последовательного приближения и соответствия. Согласно последнему принципу стадии процесса, ранги объектов и категории прогнозных ресурсов приведены в соответствие с детальностью работ, а переход от стадии к стадии обеспечивает приближение к более дробной пространственной металлогенической единице. В общей структуре геологоразведочного процесса прогнозные исследования занимают предпроектное, межстадийное положение в силу того, что они должны создавать научное обоснование для постановки работ той или иной стадии.
Прогнозно-металлогенические и прогнозные построения в зависимости от детальности разделяются на региональные (мелкомасштабные), средне-, крупномасштабные и локальные.
Цели региональных прогнозно-металлогенических исследований— проведение металлогенического районирования с выделением территориальных единиц не дробнее зоны и оконтуривание перспективных площадей соответствующего ранга с оценкой их металлогенического потенциала. Масштаб исходных и результирующих графических материалов зависит от специфики металлогении исследуемых регионов и варьирует от 1 : 1 500 000 до 1 : 500 000.
При среднемасштабном прогнозировании на основе карт масштаба 1 : 500 000—1 : 200 000 выделяются известные металлоге-
342
нические зоны и рудные районы и прогнозируются новые перспективные площади тех же рангов. Для потенциальных рудных районов дается оценка прогнозных ресурсов по категории Рз.
Крупномасштабное прогнозирование базируется на исследованиях, выполняемых в масштабах 1:200 000—1:50 000. Для большинства рудных месторождений определяющее значение имеют геологосъемочные работы масштаба 1 ; 50 000, сопровождаемые общими поисками. В результате таких работ должно быть проведено оконтуривание известных и выделение (прогноз) новых рудных полей, а в отдельных случаях и перспективных участков, эквивалентных возможным месторождениям. При этом выявляются и оцениваются прогнозные ресурсы категории Р2, редко — категории Pt.
Локальный прогноз имеет своей целью выделение перспективных участков, сопоставимых по размерам с месторождениями либо группами рудных тел, а также оценку (предсказание) размеров конкретных рудных тел, о наличии которых имеется достаточная информация. Такой прогноз осуществляется на поисковой, поисково-оценочной и разведочных стадиях работ. При локальном прогнозе оцениваются прогнозные ресурсы категории Pi, иногда в сочетании с ресурсами категории Р2 и запасами категории С2.
При региональном и среднемасштабном металлогенической районировании используются два различных, но взаимосвязанных и дополняющих друг друга подхода. Первый из них базируется на изучении истории тектоно-магматического развития и выделении металлогенических единиц с привязкой к отрезкам тектоно-магматических циклов. Основу металлогенического районирования составляет тектоническое районирование. Второй подход — формационный, илн структурно-вещественный — опирается на связи продуктов рудогенеза с конкретными геологическими формациями (или с их сочетаниями), так или иначе отражающими тектонические режимы и время их проявления.
Ограничение в геологическом пространстве соответствующих формаций и их множеств эквивалентно определению позиции и площадей различных пространственных металлогенических категорий, что обеспечивает проведение металлогенического районирования территорий. Важно отметить, что при металлогени-ческом районировании не только выявляются закономерности пространственно-временного размещения металлогенических зон и рудных районов, но и решаются задачи прогнозирования. В частности, при районировании могут быть выделены новые зоны, установлены продолжения ранее известных зон и рудных районов, ограничены площади потенциальных рудных районов. Собственно прогнозные построения продолжают работы по районированию, представляя вместе с тем относительно самостоятельную стадию исследований.
343
Изложенные подходы к районированию относительно просто реализовать в тех случаях, когда на исследуемой территории развиты металлогенические формации типов РВФ = РНФ и РВФ = РНФ = РГФ, т. е. в случаях пространственной общности геологических и рудных формаций. В подобных ситуациях выделение формационных границ решает задачи определения металлогенических границ и, соответственно, металлогенического районирования. Для металлогенических формаций типа РВФ + + РГФ требуется оконтуривание границ РГФ в пределах площадей распространения РВФ.
При металлогенической районировании территорий, в пределах которых известны металлогенические формации типов (РВФ = РНФ)+ РОФ и (РВФ = РНФ) + (РОФ = РГФ), необходимо установить формационные границы каждого из элементов названных сочетаний. При прочих равных условиях пространственные категории металлогении выделяются как площади совмещения обоих элементов. Металлогенические границы при этом могут отвечать контурам развития формаций типа РОФ и РОФ = РГФ внутри формаций РВФ = РНФ.
Более сложны для районирования территории, где формации типа РГФ лишь частично вскрыты эрозионным срезом. Вследствие этого их ареалы могут не поддаваться надежному оконтуриванию, тогда как площади распространения соответствующих рудных формаций, находящихся на более высоких гипсометрических уровнях, ограничиваются с достаточной достоверностью. В подобных случаях допустимо выявление границ металлогенических единиц по сочетанию признаков — площадям развития РГФ и соответствующих рудных формаций. При этом формационные границы, определяемые положением РГФ, могут не совпадать с металлогеническнми, устанавливаемыми по распространению рудных формаций, которые локализованы на данных гипсометрических уровнях.
Наконец, применительно к рудным формациям, связи которых с геологическими формациями остаются неустановленными, металлогенические границы должны выделяться по размещению месторождений и рудопроявлений соответствующих рудных формаций. Поскольку в любой провинции та или иная вероятность обнаружения новых объектов на глубине сохраняется при любом уровне опоискованности, положение металлогенических границ в рассматриваемых обстановках отвечает определенному состоянию изученности и может уточняться по мере проведения геологоразведочных работ.
Изложенные приемы позволяют решать главные задачи прогнозных исследований — по геологическим формациям и их сочетаниям устанавливать площади возможного развития соответствующих рудных формаций.
Принципы подхода к районированию с выделением металло-
344
Рие. 115. Схема последовательной локализации перспективных площадей в различных моделях металлогенических формаций.
1—IV— варианты моделей металлогенических формаций.
1 — РВФ различного состава: а — кислого, б — основного, в — терригенно-карбонатного; 2 — РВФ = РНФ с промышленной металлоиосностью; 3— РВФ=РНФ с непромышленной металлоносиостью; 4 — РВФ —РНФ = РГФ; 5 —РГФ; 6 — РОФ; 7 — формационные границы; 8 — контуры металлогенических зон; 9—11 — перспективные площади с комплексом признаков: 9— рудных районов, 10 — рудных полей, // — потенциальных месторождений генических зон и подзон на основе роли геологических формаций с учетом различных типов металлогенических формаций, эквивалентных соответствующим рудообразующим процессам, отражена на рис. 115. Границы зон и подзон для формаций типа РВФ = = РНФ и РВФ = РНФ = РГФ совпадают с их контурами. Для секущих формаций в варианте РВФ + РГФ ограничения металлогенических зон и подзон совпадают в первом приближении с ареалами РГФ, но принимается во внимание и реальное распространение месторождений, принадлежащих данной металлогенической формации.
Более сложная ситуация отмечается в тех случаях, когда формация типа РНФ = РВФ с собственными месторождениями пересекается формацией типа РОФ, становление которой вызывает Перераспределение вещества из РНФ = РВФ с возникновением унаследованных месторождений, родственных по первичному накоплению рудного вещества ранее существовавшим объектам (зона I на рис. 115). Металлогеническая подзона, соответствующая РОФ, оконтуривается как ареал такой формации внутри РНФ = РВФ.
345
При наложении на формацию типа РНФ = РВФ формации типа РОФ = РГФ, образование которой не только вызывает перегруппировку рудных скоплений зоны I, но и сопровождается дополнительным привносом вещества, предшествующая металлогения наследуется лишь частично. Контуры подзоны /V в этом случае проводятся в соответствии с ареалом развития формации типа РОФ = РГФ с учетом позиции месторождений, ассоциирующих с нею.
Данный пример наследования металлогенической специализации самых ранних формаций последующими представляет лишь наиболее простой случай металлогенической эволюции развития районов с комплексами рудных формаций. Не исключается, что «пестрота» металлогении подобных районов связана с многократной перегруппировкой рудного вещества и усложнением состава последовательно возникавших продуктов рудонакопления за счет дополнительного привноса рудообразующих компонентов в процессе многоступенчатого становления как отдельных формаций, так и их групп.
При крупномасштабном и локальном прогнозе в геологическом пространстве выделяются перспективные площади весьма ограниченных масштабов, что обусловливает высокий уровень требований к такого рода построениям. Достоверность и результативность прогноза решающим образом зависят от исходной информации, которая должна содержать комплекс признаков, необходимых и достаточных для выявления позиции перспективных площадей. Такие признаки определяют требования к результатам и качеству работ предшествующих стадий, на чем и основываются прогнозные построения. Введение в прогнозно-метал-логенический анализ любых дополнительных факторов вызывает необходимость либо изменения содержания и методик работ соответствующих стадий, либо проведения специализированных исследований. Иными словами, в систему понятий и факторов прогноза не могут быть заложены такие характеристики, которые не выявляются на предшествующих стадиях либо избыточно их «утяжеляют».
Применительно к картам крупномасштабного и локального прогноза унифицированные методические подходы пока не разработаны. В наиболее общем случае для прогнозирования используются карты рудной нагрузки и поисковых признаков, составленные на специализированных основах геологического содержания. Достоверность прогноза во многом зависит от степени комплексирования различных факторов и признаков, поскольку учет лишь части факторов (тех или иных аномалий, структурных, петрологических признаков и т. п.) не обеспечивает, как правило, воспроизводимость результатов прогноза.
Общий порядок составления прогнозных карт по итогам геологосъемочных работ масштаба 1 : 50 000, задачей которых яв
346
ляется крупномасштабный прогноз, предусматривает использование в качестве их основ карты закономерностей размещения полезных ископаемых. На карты-основы следует выносить все месторождения, проявления и пункты минерализации, комплекс поисковых признаков месторождений и металлогенические факторы, имеющие, очевидно, различное выражение для месторождений разных типов. Прогнозная карта-накладка по своему содержанию является результирующей и отражает фактически лишь итоги прогнозных построений.
Переход от карты закономерностей к прогнозной карте, отвечающий металлогеническому анализу и обеспечивающий обоснование перспективных площадей, обычно не получает графического выражения. В то же время в силу того, что содержание карт закономерностей не позволяет непосредственно по их нагрузке и легенде определить позицию перспективных площадей и их границы, результаты прогноза обычно оказываются недоступными для воспроизведения. Фактически при этом допускается выделение перспективных площадей на основе неподдающихся контролю и анализу авторских построений, нередко выполняемых исходя из различных (и далеко не всегда объективных) методологических и геолого-генетических подходов. Очевидно, что при таком порядке построения карт не может быть обеспечена сопоставимость прогнозных построений, осуществляемых различными исследователями на одном и том же материале.
Устранение невоспроизводимости и несопоставимости результатов прогнозирования возможно при построении карт крупномасштабного и локального прогноза и поисков. Подобные карты должны составляться применительно к определенным рудноформационным или геолого-промышленным типам месторождений путем синтеза данных о наличии соответствующих прогнозных критериев и признаков и на базе специализированных геологических основ, отражающих необходимые металлогенические факторы и содержащих информацию, которая позволяет определить участки, отвечающие различным частям околорудного пространства, и отразить их на карте-накладке.
Для целей крупномасштабного и локального прогноза наиболее приемлемы такие модели рудных полей и месторождений, которые по комплексу образующих их элементов объективно характеризуют участки скопления рудного вещества как объекты прогноза и поисков и позволяют вычленять соответствующие перспективные площади из геологического пространства. При формировании таких моделей требуется обеспечить непротиворечивое сочетание факторов и признаков, следующих из теории Рудогенеза, определяемых закономерностями размещения месторождений и накопленных поисковой практикой. С другой стороны, набор элементов модели в ряде случаев ограничивается Разрешающими возможностями используемых комплексов мето
347
дов геологического картирования, прогноза, поисков и разведки.
Описательные, графические и комплексные модели рудных месторождений, созданные на фактографической основе, имеют, как правило, различное по направленности конкретное содержание. Унификация моделей месторождений, необходимая для решения задач компьютеризации прогнозных построений и их воспроизводимости, возможна при формализации типовых моделей, подчиненной целям локального прогноза и составления соответствующих специализированных карт [24, 46, 49].
В наиболее общем случае при прогнозе и поисках решается задача определения положения возможных месторождений относительно той или иной совокупности точек наблюдения. С этих позиций геологическое пространство, в котором находятся (либо могут находиться) месторождения или рудные тела, принято разделять на надрудную (HP), рудную (Р) и подрудную (ПР) части. Эта общая градация недостаточна для целей локального прогноза (особенно применительно к скрытым и глубокозалега-ющим месторождениям), поскольку, например, выделение надрудной части пространства не позволяет конкретизировать позицию перспективных площадей с необходимой детальностью. С другой стороны, решить задачу локального прогноза можно не только путем выделения перспективных участков, но и путем выявления заведомо бесперспективных площадей. Отсюда следует необходимость более детального расчленения названных выше частей геологического пространства. Соответственно, различают собственно рудоносную часть, отвечающую рудным телам или месторождению (РМ), и фланги рудоносной части (РФ), непосредственно примыкающие к РМ. В надрудном пространстве выделяют следующие части: собственно надрудную, располагающуюся непосредственно над месторождением (НРМ); надрудную фланговую (НРФ); надрудную периферийную (НРП),. а в подрудном: собственно подрудную (ПРМ); подрудную фланговую (ПРФ); подрудную периферийную (ПРП).
Это членение отражено на абстрактной геометрической «безразмерной» модели, отвечающей вертикальному поперечному сечению месторождения (рис. 116). На этой модели для упрощения построений для РМ принято квадратное, а для РФ — треугольные сечения с симметричным расположением всех прочих частей пространства относительно РМ. Показанные варианты размещения плоскостей эрозионного среза иллюстрируют доступность РМ для обнаружения при различном взаиморасположении в пространстве этих плоскостей и осей РМ. Очевидно, что субгоризонтальному положению первых в каждом из вариантов 1—7 отвечают различные наклоны оси РМ к земной вертикали. Положение РМ в пространстве при определенных ориентировках эрозионного среза может быть установлено и при отсутствии прямых признаков РМ или информации о позиции НРМ (в йаст-
348
Рис. 116. Вертикальное сечение геометризованной модели объектов прогноза и поисков:
/—4 — группы эрозионных срезов по степени перспективности: / — перспективные с неопределенным расстоянием до рудных тел, 2 — высокоперспективные: 3 — с ограниченными перспективами, 4 — бесперспективные. 1-7 —варианты положения эрозионного среза, отражающие различную ориентировку модели относительно земной поверхности
Рис. 117. Макет прогнозной карты, построенный на основе выделения различных частей околорудиого пространства;
1—4 — надрудное пространство: 1 — нерас-члененное, 2 — периферийное (НРП), 3 — фланговое (НРФ). 4 — собственно надрудное (НРМ); 5—6 — рудное пространство; 5—• фланговое (РФ), 6— собственно рудное (РМ); 7—10 — подрудное пространство: 7 — собственно подрудное (ПРМ), 8— фланговое (ПРФ). 9 — периферийное (ПРП), 10 — нерасчлененное, А—Д — различные по перспективности участки
ности, в варианте 3 пространство РМ находится в «вилке» между НРФ, РФ и РФ, ПРФ).
Как перспективные, так и бесперспективные площади, выделенные на карте, сопоставляются с поперечными сечениями соответствующих моделей, на которых должны быть отражены уровни эрозионных срезов, эквивалентные различным участкам либо группам однотипных участков. Естественно, что вертикальные сечения геометризованных моделей объектов прогноза и поисков
349
должны входить в комплект графических материалов, а обозначения различных частей околорудного пространства используются в качестве основных знаков легенды. Комплекс признаков таких частей характеризуется в содержательной (описательной) части легенды к карте-накладке либо к модели.
Важно отметить, что построение прогнозных карт на базе моделей определяет требования к исходным материалам и их качеству, соблюдение которых исключает возможности необоснованного либо недостаточно обоснованного прогноза. Неполнота выявления тех пли иных признаков различных частей моделей, устанавливаемая при сопоставлении с фактическими данными по тем или иным участкам, вызывает необходимость либо проведения дополнительных исследований с целью получения недостающей информации, либо выведения таких площадей в категорию с неопределенными перспективами. Последнее, естественно, снижает качество работ.
На рис. 117 представлена прогнозная схема, построение которой базировалось на изложенных принципах. Контуры площадей проведены на ней произвольно. В действительности они должны соответствовать тем границам, которые обусловливают положение соответствующих геологических тел и металлогенических факторов. Выделение на схеме нерасчлененных надрудиого и подрудного пространств отражает те случаи, когда исходная информация не позволяет установить наличие либо отсутствие на соответствующих площадях признаков тех частей пространства, которые занимают определенное положение относительно месторождений или рудных тел. Участки А—Г отвечают перспективным площадям с различной доступностью рудных тел для обнаружения. Участок Д, где эрозионным срезом на дневную поверхность выведена собственно подрудиая часть пространства, должен быть отнесен к заведомо бесперспективным.
Очевидно, что прогнозные карты-накладки, подобные изображенной иа рис. 117, позволяют выявить очередность освоения перспективных площадей и с учетом знания размеров соответствующих частей модели оценить возможные объемы поисковых или оценочных работ.
Разработка моделей объектов прогноза и поисков применительно к ведущим геолого-промышленным типам месторождений, а также требований к картам крупномасштабного и локального прогноза и типовых легенд к ним, вытекающих из характеристик моделей и различных элементов околорудного пространства, является весьма актуальной задачей. Воспроизводимость и сопоставимость результатов локального прогноза обеспечиваются лишь при соблюдении единых требований к характеристикам элементов моделей геолого-промышленных типов месторождений и их содержанию. Подобная унификация сравнительно легко достигается при формировании типовых моделей.
350
В то же время, сопоставление тех или иных геологических ситуаций с элементами моделей во многом зависит от интерпретаций, принимаемых тем или иным исследователем, начиная от диагностики пород, метасоматитов и руд. Исключение субъективности в оценке геологических ситуаций возможно на основе унификации геологической документации, допускающей формализацию геологических описаний и их перевод на машинные носители. Решение этой задачи создает необходимые условия для компьютеризации прогнозных исследований — от стадии сбора исходной информации до конкретных прогнозных построений путем сопоставления геологических ситуаций с комплексом элементов типовых моделей объектов прогноза.
На поисковой и поисково-оценочной стадиях локальный прогноз может осуществляться иа основе прямых характеристик выявленных рудных тел. В таких случаях решаются задачи оценки их возможной протяженности от полученного пересечения. Существенное значение при этом имеют параметры геофизических и геохимических аномалий, позволяющие провести пересчеты с оценкой размеров «возмущающих» тел. Локальный прогноз при поисково-оценочной стадии проводится с использованием морфологических и концентрационных моделей рудных тел.
К локальному прогнозу принадлежат задачи определения возможных размеров рудных тел по данным их единичных полных пересечений. Для решения таких задач важную роль играет использование результатов наземных и скважинных геофизических исследований, допускающих возможность расчета размеров «возмущающих» объектов.
Высокая результативность локального прогноза такого рода обеспечивается применением данных геометрического моделирования рудных тел, основанного иа статистически представительных выборках их морфометрических характеристик, в первую очередь протяженности по трем осям (длина, ширина, мощность). Для использования геометрических моделей необходимо располагать статистически установленными зависимостями между морфометрическими характеристиками рудных тел месторождений того или иного геолого-промышленного типа (рис. 118).
Рудные тела штокверковых месторождений меди, молибдена, вольфрама, олова обычно конформны рудоносным интрузивам и в горизонтальных сечениях обладают эллиптической формой. Работами В. С. Попова и А. И. Кривцова показано, что на большинстве месторождений медно-порфирового типа отношение ширины рудных тел к длине (Н : L) варьирует от 1 : 1 до 1 : 5. Это позволяет при наличии одного любого пересечения оценивать возможную протяженность рудного тела от 0,5// до 2,5//. Отсюда при установленной глубине распространения оруденения М. могут быть приближенно рассчитаны минимальные и максимальные возможные значения ресурсов, отвечающие категории Р^
351
Рис. 118. Параметры горизонтальных сечений молнб-ден-медно-порфировых месторождений. По материалам Дж. Де Джеффроя и Т. Уинэлла:
а — пиритовые ореолы (43 объекта): заштриховано рудное тело (среднегеометрические значения размеров для 57 месторождений): б —рудные тела
(57 объектов):
1 — среднегеометрическое, 2 — среднеарифметическое, 3 — модальное значения
ЕЭ EW VZZ^
Рис. 119. Поля распределения 250 рудных тел месторождений колчеданного семейства по соотношениям их линейных параметров-.
1 — отсутствие объектов, 2 — до 1 %, 3 — от 1 до 2%, 4 — от 2 до 3%. 5 — от 3 до 5%
Естественно, что точность такого рода оценок зависит от многих факторов, прежде всего от морфологии нижних ограничений рудных тел.
Рудные тела месторождений многих типов обладают формами, которые могут быть описаны как опрокинутые пирамиды
352
.с различными отношениями осей Н, М, L. В реальной ситуации формы рудных тел более сложны за счет того, что в плане они имеют овальные либо эллиптические очертания. Это, однако, не препятствует использованию при геометрическом моделировании статистически установленных зависимостей между Н и L, а также отношений Н : М и L : Н (рис. 119). При наличии таких зависимостей по полученным в любом пересечении значениям И: М определяется возможная протяженность рудных тел через отношение L : Н в соответствующих диапазонах величин. Учет возможных длин рудных тел в обе стороны от имеющегося пересечения позволяет оценить прогнозные ресурсы категории Pt в минимальном и максимальном вариантах. Естественно, что неизбежная в таких случаях экстраполяция значений содержаний металлов и плотностей руды снижает достоверность оценок. Тем не менее, подобные расчеты дают возможность установить ориентировочные масштабы объектов и целесообразность их более детального изучения.
Выявление степени перспективности той или иной площади для обоснования постановки соответствующих видов геологоразведочных работ, проводимое при прогнозных построениях, требует дополнения количественной оценкой возможной металло-носности. С 1981 г. в СССР введена система оценки и учета прогнозных ресурсов, которые служат основой для определения возможностей развития минерально-сырьевой базы и используются при перспективном и текущем планировании геологоразведочных работ. В качестве прогнозных оцениваются и учитываются такие ресурсы минерального сырья, которые могут быть освоены при существующей или осваиваемой прогрессивной технологии добычи и переработки.
В зависимости от детальности изученности и рангов перспективных площадей прогнозные ресурсы разделяются на категории Р3, Рг и Pi с ростом их достоверности в приведенной последовательности. Уже после принятия системы и учета прогнозных ресурсов выявилась необходимость введения внекатегорийной единицы оценки металлоносности — металлогенического потенциала.
Металлогенический потенциал устанавливается и оценивается применительно к крупным металлогеническим единицам — зонам либо их частям, исходя из возможностей выявления новых для региона типов месторождений либо скоплений рудного вещества в формах и концентрациях, пока недоступных для промышленного использования.
Прогнозные ресурсы категории Р3 отражают возможную металлоносное™ потенциальных рудных районов и могут не иметь более детальной привязки при отсутствии информации о локализации металлоносности. Ресурсы данной категории являются основой для выбора площадей крупномасштабных съемок с об
23-863
353
щими поисками, а в отдельных случаях — и участков для поста новки поисков.
Прогнозные ресурсы категории Р2 эквивалентны возможно;, металлоносности рудных полей, выделяемых при геологической съемке с общими поисками, а иногда и при поисковых работах Эти ресурсы предназначены для планирования поисковых работ, которые должны обеспечить перевод по крайней мере их части в ресурсы категории Рь а также для обоснования постановки поисково-оценочных работ на перспективных объектах, по которым могут быть получены прогнозные ресурсы категории Р в сочетании с запасами категории С2.
К категории Pj относятся прогнозные ресурсы рудных тел выявляемых при поисково-оценочных работах, а также при пред варительной и детальной разведке. Они определяют возможность прироста запасов за счет продолжения известных тел полезных ископаемых в стороны и на глубину от единичных пересечений, а также за контуры подсчета запасов по категории С2. Прогнозные ресурсы этой категории должны учитываться не только па площади известных месторождений, их флангах и глубоких го ризонтах, но и в пределах тех рудных полей, где имеются перс пективные по комплексу признаков участки. Выделение ресурсов категории Pj базируется на представлениях о формационном типе месторождения, а также на геологической экстраполяции имеющихся по более изученной части месторождения данных о форме и строении тел полезных ископаемых, его качестве (концентрации полезных компонентов), литологических и стратиграфических предпосылках, определяющих площади и глубины рас пространения промышленной рудоносности.
Прогнозные ресурсы категории Р-, выявленные при поисковооценочных работах, совместно с запасами категории С2 служат для обоснования выбора объектов для постановки предварительной разведки, а подсчитываемые при предварительной и детальной разведке — для планирования геологоразведочных работ с приростом запасов по категории С2.
При количественной оценке прогнозных ресурсов отдельных месторождений, рудных полей и районов используется разнообразный комплекс приемов — от прямых расчетов до условных экспертных оценок. Методы оценки выбираются в зависимости от полезных ископаемых и геолого-промышленного типа месторождений с учетом объема имеющихся фактических данных о прогнозируемых объектах. Ресурсы категории Pj рассчитываются, исходя из параметров соответствующих геологических тел или структур, а также геофизических и геохимических аномалий. Для оценки допустимо применение и метода аналогий в варианте расчета продуктивности (металлоносности) геологических тел — носителей оруденения. На площади месторождений, их флангах и глубоких горизонтах ресурсы данной катего-
354
:рии оцениваются-по параметрам предполагаемых продолжений известных рудных тел и новых рудных тел с учетом размеров и характеристик ранее выявленных оцененных или разведанных залежей.
Для оценки прогнозных ресурсов категорий Р2 и Р3 из многочисленных методов расчета наиболее прост метод аналогий в варианте определения продуктивности (металлоносности) гео-.логических формаций или их составляющих. При этом металло-носность таких образований, рассчитанная для известных рудных районов (подзон и зон), распространяется на площади вновь выделяемых районов (подзон и зон) с введением поправочного коэффициента на различия в уровне изученности.
Металлоносность известных металлогенических категорий Р] устанавливается через запасы металла М[ (включая погашенные) и площадь рудоносных образований Sit
.P^M^S,.
Площадь соответствующих формаций или их составляющих в случае крутонаклонного залегания целесообразно определять на продольных вертикальных проекциях. Только в условиях чрезвычайно слабой изученности допустимы подсчеты площадей по выходам на дневную поверхность. Однако при этом необходимо использование одних и тех же приемов как для новых, так и для прогнозируемых территорий.
Ресурсы новых территорий М2 выявляются исходя из их площади S2 и металлоносности известных районов (подзон и зон) Р>.
M^KP.S..
Значение коэффициента К принимается равным 0,5. В то же •время данная величина может быть рассчитана; при этом часть известных в районе (зоне) запасов Л13 и соответствующих площадей S3 условно рассматриваются как неустановленные и на эти площади распространяется металлоносность Р2 остальной части района (зоны) с оценкой предполагаемых ресурсов М4.
м4 = Р25?1.
Сравнение реально выявленных запасов с предполагаемыми ресурсами позволяет получить значение поправочного коэффициента:
Очевидно, что при использовании подобных приемов расчета значений К металлоносность следует определять без учета запасов особо крупных объектов, вероятность обнаружения которых в новом районе (зоне) обычно невелика.
23’
355
Контрольные вопросы и задания
1. Каковы основные задачи металлогеиического анализа и прогноза рудо-носности?
2. Охарактеризуйте принципы выделения пространственных металлогениче ских таксонов разного ранга.
3. Расскажите об основных требованиях к содержанию металлогенических и прогнозных карт.
4. В чем состоит содержание работ по рудноформационному анализу для прогнозно-металлогенических построений?
5. Каковы принципы выбора и обоснования прогнозных факторов?
6. Каковы цели прогнозных построений, их связь со стадийностью геологоразведочного процесса?
7. Опишите методические приемы металлогеиического районирования п его цели.
8. Рассмотрите варианты оконтуривания структурно-металлогенических зон применительно к различным типам металлогенических формаций.
9. Каковы задачи крупномасштабного и локального прогноза?
10. Расскажите об использовании моделей месторождений для крупномасштабного и локального прогноза?
11. Как разделяется геологическое пространство, в котором находится месторождение, относительно рудного тела?
12. Изложите общие требования к легендам прогнозных карт, основанных на моделях месторождений.
13. Охарактеризуйте морфологические модели месторождений и рудных тел; каковы пути использования морфометрических характеристик для локального прогноза.
14. Какие количественные показатели используются для прогнозных построений? Что такое прогнозные ресурсы и каково их назначение?
15. Рассмотрите основные приемы оценки прогнозных ресурсов.
4.2. Количественные приемы оценки рудоносности
Описательные, качественные приемы и методы, традиционно используемые в металлогении, в ряде случаев не обеспечивают сопоставимость и воспроизводимость результатов, необходимые для прогнозных построений. Введение в металлогенические исследования количественных методов, особенно интенсивно разрабатываемых в последние годы, способствует решению проблемы «числа и меры», весьма острой для геологических наук.
Количественные приемы и методы, применяемые в метал то-гении, имеют различную направленность; наибольший интерес вызывают те из них, которые подчинены задачам оценки рудоносности. Среди них выделяются приемы и методы, служащие для общей оценки рудообразующих процессов, для рудноформационного анализа, анализа сырьевой базы, определения металло-генического потенциала и прогноза рудоносности, а также для решения других более частных задач.
Для количественных характеристик рудообразующих процессов часто сопоставляют концентрации элементов в рудах с их рассеянными содержаниями в земной коре либо породах определенного состава. Отношения этих величин (кларки—концентрации либо уровни накопления) применяются в различных ме-
356
таллогенических' построениях — от конкретного до глобального металлогенического анализа.
В работах Л. Н. Овчинникова, В. В. Иванова, Р. В. Панфилова проанализированы зависимости между средними содержаниями элементов в земной коре и их мировыми запасами, а также между последними и массой элементов, содержащихся в земной коре — геохимическими запасами (табл. 16).
Геохимические запасы Q указанными исследователями рассчитаны исходя из кларков элементов с учетом массы земной
Таблица 16. Соотношение между геохимическими запасами элементов в земной коре Q и запасами, сконцентрированными
в рудных месторождениях Р. По В. В. Иванову и Р. В. Панфилову
Элемент Q, млн т P, МЛИ T । K„, Л-10-’ Kn
Fe 5,1-Ю1' 2,43 105 4,7 1,7
Мп 1,1-IO10 3,75-IO3 3,4 1,2
Сг 9,1 10s 1.7-103 18,4 6,6
Ni 6.410s 95,7 1,5 0,5
Со 2,0-10s 4,1 0,2 0,1
W 1,4-Ю7 1,4 1,0 0,4
Мо 1,2-Ю7 8,4 7,0 2,5
А1 8,9-10“ 1,8-10* 0,2 0,1
Си 5,2-10s 465 8,9 3,2
РЬ 1,8-10s 135 7,5 2,7
Zn 9,1-10® 214 2,4 0,9
Sn 2,6-107 6,76 2,4 0,9
Sb 5,5-Ю6 1,63 3,0 1,0
Hg 9,1-Ю5 0.442 4,9 1,8
к 2.8-10“ 5,6-Ю4 2,0 0,7
s 4,0-Ю9 2,7-Ю3 6,8 2,4
Ba 7,2-109 172 0,2 0,1
F 7,3-109 182 0,2 0,2
Ti 5,0- Ю10 634 0,1 0,04
В 1.3-108 54 4,2 1,5
Au 4.7-IO4 0,036 7,6 2,7
Be 4,2-107 1,178 0,3 0,1
Li 3,5- 10s 28,5 0,8 0,3
Nb 2,2-10s 16,1 0,7 0,2
Ta 2,8-107 0 52 0,2 0,1
Zr 1,9-10® 36,9 0.2 0,7
U 2,8-IO7 8,9 3,2 1,1
Pt 5,5-Ю4 0,009 1,6 0,6
Pd 1,4-10® 0,09-1 0,3 0,1
Re 7,7 -10- 0,0011 1,8 0,6
Th 1,4-10s 1,12 0,1 0,04
Cs 4,1-IO7 0,5 0,1 0,04
Ag 7,7-10® 0,13 1,7 0,6
V 9,9-Ю8 25,5 0,3 0,1
Bi 1,1-Ю6 0,084 0,8 0,3
Sr 3,7-10s 8,0 0,2 0,1
Среднее 2,8 1,0
357
коры мощностью 40 км. Запасы элементов в месторождениях Р определены как суммарные мировые (без социалистических стран). Коэффициенты накопления К» рассчитаны как отношение Р : Q. По частным значениям Л’н выведено его среднее, равное 2,8-10—7 при точности оценки ± 1,2-10“7, стандартном отклонении 3,68, коэффициенте вариации 131,67. Через отношение частных значений Кн к его среднему получен коэффициент пропорциональности Кп- Низкие значения последнего, по мнению авторов, свидетельствуют о значительных перспективах выявления запасов соответствующего элемента.
Результаты подобных расчетов имеют определенные ограничения широкого использования.
Величины коэффициентов накопления, естественно, так или иначе связаны со спецификой процессов рудонакопления, различных для разных элементов и генетических типов их месторождений. Вследствие этого трудно допустить существование для всего этого разнообразия элементов единого значения коэффициента накопления, в качестве которого В. В. Иванов и Р. В. Панфилов принимают расчетное среднее. Не получают объяснения те случаи, когда частные значения Кн оказываются в несколько раз выше среднего, что может интерпретироваться как превышение предела реализации геохимического потенциала в запасы, лимитируемого средним значением Кн- С другой стороны, в мировых запасах учтены месторождения с существенно различными минимально промышленными содержаниями рудообразующих элементов. Вследствие этого уровни колебаний Кп для каждого элемента могут иметь весьма значительный диапазон не только по геолого-промышленным типам, но и по континентам и странам.
Вместе с тем, такая методика и полученные значения коэффициентов накопления дают возможность сопоставить уровни концентрирования различных элементов и оценить интенсивность их накопления при различных рудообразующих процессах. В этой связи обращают на себя внимание близость величин Кн для элементов, накапливавшихся при однотипных процессах (в частности, Mo, Си, Au; Sn н Sb; Be, Та, Zr) и значительные их контрасты для продуктов разных рудогенетических явлений (например, Сг и А1).
Уровни накопления максимально доступного числа элементов, входящих в состав руд, рассчитанные по типам месторождений, позволяют оценить степень обогащения—’Обеднения разными элементами при различных рудообразующих процессах, выявить ряды накопления элементов, а также оценить предельные (максимальные и минимальные), промежуточные и остаточные (ре-ститовые) концентрации в рудах и источниках. Сопоставление месторождений по уровням накопления одних и тех же либо различных элементов, а также по рядам концентрирования создает количественные основы для оценки интенсивности рудо-
358
накопления при-разных по природе рудообразующих процессах (рис. 120).
Для 20 элементов в соответствии с диаграммой рис. 120 выведен ряд по максимальным уровням накопления для рассмотренных типов месторождений (в скобках указана последовательность по величине кларков): Ю4—10“— Bi (1), Se (2), Ni (11), Cd (5), Ag (3), Pb (8), As (6), Cu (10), S (15); 103—102 — Zn (12), Mo (4),Mn (17); Co (9); 10:-10’ —Ba (16), Sn (7), V (14), Fe (20); 101—10° — Ti (18), Mg (19), Cr (13). Несовпадение ряда по накоплению и ряда по распространенности элементов в земной коре не подтверждает представления о пропорциональности их концентраций в рудах рассеянным содержаниям в земной коре.
Для определения рудноформацпонной принадлежности месторождений, сопоставления их друг с другом, с соответствующими геологическими формациями, а также с возможными источниками используются соотношения рудообразующих элементов — главных и второстепенных. Наиболее широко распространены оценки следующих соотношений: Мп : Fe; Ni : Со; Ni : Си: Cu:(Cu + Ni); Си : (Си +Ni +Со); Си : Мо; Си : Zn; Zn : Pb; Си : Zn : Pb; Си : (Cu + Zn + Pb); Zn : (Cu^-Zn + Pb); Pb : (Cu-b + Zn + Pb); Mo:W; Sn : Mo; Au : Ag; Pt : Pd; (Pt-j-Pd) :(Ru + + Ir + Os); Au : (Pt + Pd + Ru + Ir^-Rh + Os) и т. п. Результаты расчетов обычно отражаются в форме двух-трехкомпоненгных диаграмм (рис. 121).
Отношения рудообразующих элементов нередко сопоставляются с концентрациями и соотношениями породообразующих элементов: с содержаниями MgO (в основных и ультраосновных породах), с отношениями К2О : Х'а^О или КгО : (K.2O + Na2O), Rb : Sr и другими более сложными петрохимическими показателями.
Такие сопоставления позволяют выявлять рудноформационную принадлежность месторождения, выделять рудоносные и рудогенерирующие формации и на этой основе конкретизировать прогнозные построения.
Запасы металла (элемента) —М и запасы руды Р в месторождениях связаны через содержание С следующей прямой зависимостью М=СР. Как известно, граница между рудой и «не рудой» определяется уровнем содержаний, зависящим в первую очередь от геолого-экономических показателей, а не от собственно геологических характеристик месторождений. С. Ласки показано, что такие зависимости описываются выражением С = — a + b\gP (а и b — коэффициенты). Это выражение, известное как закон Ласки, используется для анализа структуры запасов по группам однотипных месторождений, для оценок глобальных масштабов рудонакопления и пределов расширения минерально-
359
Рис. 120. Сводная диаграмма уровней накопления рудообразующих элементов КР-.
Месторождения: 1 — медно-никелевые, 2 — медно-порфировые, 3 — колчеданного семейства, ^ — медистые песчаники и сланцы. 5 — железорудные, 6 ~ железо-марганцевые и марганцевые
Рис. 121. Соотношения меди, цинка и свинца в разновозрастных месторождениях колчеданного семейства. Месторождения: 1 — докембрийские, 2 — раннепалеозойские, 3 — силурнйско-де-
вонскне Урала, 4 — герцинскне Рудного Алтая, 5 — миоценовые Японии (Ку-роко)
360
сырьевой базы при снижении содержаний за границы принятых минимально промышленных.
Д. Зингер и Дж. Де Юнг при анализе приложимости закона Ласки к группе различных типов месторождений вывели следующие из него зависимости: lg C=a + b lgР\ M = c + d\gP-, lgA-l = = e+/lgC или в другом виде С=10аР6; Al=10cPd; Л4 = 10еРС Эти выражения применяются, так же как и закон Ласки, естественно с разными значениями a, b, с. d, е, f для разных типов месторождений.
Широко практикуется анализ распределения месторождений по классам запасов с построением зависимостей: доля объектов (в частях единицы либо в процентах) — классы по запасам. Сглаженные графики такого рода распределений близки к гиперболическим, хотя многие исследователи считают, что распределение имеет экспоненциальный характер.
В конкретных случаях распределение отвечает выражению nKPK = const, где пк — доля в выборке месторождений данного класса, Рк — запасы в этом классе. Степень соответствия реальных распределений месторождений указанной зависимости позволяет судить о полноте выявления (обнаружения) месторождений применительно к крупным регионам.
Рис. 122. Распределение запасов руды Р основных типов рудных месторождений. По Д. Доксу н Д. Зингеру [48]:
^Месторождения: 1 — хромитовые (435 обьектов). 2 — оловорудные линаритовые (1321, 3 — полиметаллические жильные (75), 4 — крупные хромитовые (174), 5 — малосульфпдчые золото-кварцевые жильные (313), 6 — колчеданные типа Бесси (44), 7 — оловооудиые жильные (43), й— урановые тина несогласия (36). 9—эпитермальные золото-ссргбрячые типа Комсток (41),’ К)—колчеданные кипрского типа (49), 11 —медно-никелевые коматиитовые (32), 12 — золоторудные в углеродистых карбонатных толщах (3,5). 13 — скпрчо-во-магнс гитовы© (16>). 14 — свинцово-цпнковые в\ лканогешю-ооадочные (45), 15 — медистые песчаники и сланцы (37), 16 — свпицово-щшковыу в карбонатных юлщах (29), 17 — магнетитовые в вулканогенных толщах (39), 1S — молибдеи-порфировые (33). 19 —модпо-порфнровые (20-)'. 29 — фосфоритовые апвгллингсного тина (60), 21 — молибден-медн©-порфпровые (16 объектов)
361
Рис. 123. Количественные модели месторождений золота. По Д. Коксу я Д. Зин-?еру [48]:
Типы месторождений: 1—3— эпитермальные: / — Комсток, 2 — Крид, 3 — Садо; 4 — Хо-•умстейк, 5 — малосульфидкые золото-кварцевые, 6 — в карбонатных толщах, 7 — золото-.платиновые россыпи
Рассматриваемые зависимости использованы Геологической службой США для построения количественных моделей месторождений ряда металлов. Графики «доля месторождений — запасы руды» и «доля месторождений — содержания металла» (рис. 122, 123) позволяют при прогнозных оценках ориентироваться на возможные масштабы и качество руд месторождений лого или иного типа, исходя из минимальных, оптимальных и максимальных значений соответствующих величин.
Н. Роулэнде и Д. Сэмпи для анализа состояния минерально-сырьевой базы предложили использовать распределение Парето:
Sm :Sn~k(n: т),
тде 5 — величины некоторых объектов разных рангов; тип — .соответствующие ранги.
.362
При /г=1 после преобразования приведенного выражения и введения вместо 3 значения запасов металла М получаем:
Мтт = Мпп = const.
Эта зависимость, отражающая постоянство произведения запасов металла месторождения на его номер в некотором ранговом ряду, использована названными исследователями для оценки невыявленных ресурсов и числа необнаруженных месторождений для крупных недостаточно изученных регионов. При этом расчеты выполнялись в такой последовательности: ранжирование известных месторождений от крупных к мелким с присвоением соответствующих ранговых номеров; определение максимального значения произведения запасов на ранговые номера; принятие этого значения в качестве константы с отнесением его к объекту первого ранга; построение теоретического рангового ряда путем последовательного деления максимального значения указанного произведения на 2, 3, 4, 5 (и т. д.) с получением эквивалентных запасов; сопоставление фактического и расчетного ранговых рядов с определением ресурсов «необнаруженных» месторождений (отсутствующих в фактическом ряду). Пример такого рода оценок иллюстрирует табл. 17.
Чисто статистический характер методики, отсутствие в ней какого-либо геологического содержания обусловливают ограничения ее использования. Не исключая возможности существования «предсказываемых» этой методикой ресурсов, следует иметь в виду, что такие ресурсы могут отвечать месторождениям лишь при определенных геолого-экономических факторах. В иных слу-
Таблица 17. Оценка «невыявленных» ресурсов меди, цинка и свинца (в приведении к условным единицам свинца) с использованием метода Н. Роулэндса и Д. Сэмпи. По материалам
Г. А. Булкина и Г. В. Мустафаева
Фактические данные Расчетные данные Оценка «невьиз-лгнных» объе .тос и ресурсов
ранги месторождений 7Z запасы М постоянна я ра кгэво”о ряда //.И ранги объекте? : запасы (ре-cypc'.i) .'1 ранги объектов п ресурсы А1
1 4000 4000 1 7600 1 7600
о 3000 6000 2 3800 5 1520
3 2500 7500 3 2533 8 950
4 1900 7600 4 1900 9 844
5 1200 6000 о 1520 10 760
6 1000 6000 6 1266
7 1085
8 950
9 844
10 760
363
чаях речь может идти о геохимических ресурсах, а не о промышленных запасах.
Для конкретизации количественных прогнозных оценок ме-таллоносностп важное значение имеет анализ распределения месторождений и их запасов во времени. Такой анализ позволяет выразить частоту встречаемости месторождений на отдельных отрезках геологической истории в количестве месторождений на временную единицу (на 1 или 10 млн лет). Подобным же образом оценивается продуктивность (металлоносность) металлогенических эпох либо их отрезков — в запасах, приходящихся на временную единицу (млн т/млн лет, млн т/10 млн лет). Получаемые такими способами оценки не обладают должной объективностью. Болес строгие подходы требуют учета площадей распространения соответствующих геологических формаций S. При этом металлоносность т того или иного временного отрезка определяется через суммарные запасы металла М, длительность временного интервала Т и площадь развития формаций:
т M.TS.
Рассчитанные значения металлоносности (в млн т металла на 1 км2 за 1 млн лет) могут быть использованы для прогноза ресурсов в эквивалентных по геологическому строению районах с соответствующим возрастом геологических и металлогенических формаций.
В обычной практике широко применяется показатель площадной металлоносности (m = M:S), реже — объемной (т = = М : V, где V — объем соответствующих геологических формаций при данной глубине изученности площади S).
Фактические значения металлоносности эталонного района (площади) экстраполируются на менее изученный район (площадь) аналогичного строения с введением поправочного коэффициента k на различия в изученности. Прогнозные ресурсы нового района определяются по выражению Mi = kmSi, где — площадь нового района.
Существует ряд методик количественного металлогенического анализа и прогноза ресурсов на основе машинных и человеко-машинных технологий. Такие методики изложены в ряде специальных работ и доступны для использования при соответствующей подготовке и наличии электронно-вычислительной техники, в первую очередь персональных ЭВМ.
Контрольные вопросы и задания
1. Основные количественные методы, используемые в металлогении, и их назначение.
2. Каковы соотношения между геохимическими и геологическими запасами металлов.
3. Уровни и ряды накоплении элементов; применение этих характеристик.
364
4. Направления использования соотношений содержаний рудооОразующи» элементов.
5. Зависимости руда — запасы и их использование.
6. Приемы анализа распределения месторождений по масштабам.
7. Приемы анализа распределения запасов и месторождений во времени и в пространстве.
8. Методы оценки металлоносности различных металлогенических эпох либо их отрезков.
4.3. Прогнозно-поисковые комплексы и оптимизация геологоразведочного процесса
Для решения задач прикладной металлогении и эффективного ведения геологоразведочных работ определяющее значение имеют создание и использование в практике прогнозно-поисковых комплексов (ППК), представляющих собой оптимизированные технологические схемы реализации геологоразведочного процесса как по полному циклу, так и в рамках отдельных стадий.
В прогнозно-поисковых комплексах реализуется принцип соответствия; в них взаимосвязаны следующие элементы: конечные цели работ (ресурсы и/или запасы); объекты, подлежащие обнаружению; признаки, характеризующие эти объекты; методы работ, обеспечивающие выявление признаков объектов, самих объектов и конечных целей соответствующих стадий либо цикла.
Каждой стадии геологоразведочного процесса отвечают однотипные по принципиальной структуре блоки ППК (рис. 124), а всему процессу — сумма таких блоков, сопряженных по вертикали (по времени), что соответствует реализации принципа последовательного приближения. Каждый блок ППК представляет систему «методы — признаки — объекты», связи и соотношения в которой отражают принцип соответствия и должны обеспечивать достижение цели работ той или иной стадии геологоразведочного процесса.
Для формирования блоков ППК необходимо решение следующих задач:
создание геологической модели объекта прогноза и поисков в форме набора элементов и признаков;
разделение признаков на необходимые и дополнительные;
оценка опознаваемости объекта отдельными признаками и их сочетаниями;
формирование набора методов из числа применяемых в регионе либо известных в геологоразведочной практике;
оценка выявляемое™ признаков методами (сочетаниями методов) для оптимизации их комплексов.
Прогнозно-поисковые комплексы базируются на современных достижениях в изучении строения месторождений и закономер-тностей их размещения, в области региональной и специальной
365
5
Рис. 124. Блок-схема стадии ППК:
/ — переход от предшествующей стадии; 2 —стадия работ; 3—4 — методы работ: 3 — обязательные, 4 — дублирующие либо избыточные; о—6 — признаки объектов: 5 — необходимые, 6 — дополнительные; 7— связи методы — признаки и признаки — объекты (основные и второстепенные); 8—10 — результаты работ: 8— положительные, 0 — отридатеть-ные, 10— неопределенные; 11—13 — объекты прогноза и поисков: //—геологические, 12 — металлогенические, 13 — ресурсы и запасы; /4 —возврат к началу предшествующей стадии; /5 — прекращение работ на данной площади; 16 — переход к последующей стадии
металлогении и теории рудогенеза, что в сумме составляет гео-лого-генетические основы прогноза и поисков. Применительно к каждому отрезку геологоразведочного процесса соблюдается принцип соответствия между стадиями (подстадиями) работ и объектами поисков (выявления). Подобные объекты эквивалентны прогнозно-металлогеническим категориям разного ранга: металлогеническим провинциям, металлогеническим зонам, потенциальным рудным районам, потенциальным рудным полям и перспективным (поисковым) участкам. На поздних отрезках процесса к объектам, подлежащим обнаружению, относятся рудопроявления, рудные тела и промышленные рудные тела (месторождения). Приведенный ряд объектов при соблюдении принципа соответствия должен быть эквивалентен ряду отрезков геологоразведочного процесса: мелкомасштабному, среднемасштабному, крупномасштабному прогнозу, общим поискам, поискам, поисково-оценочным работам, предварительной и детальной разведке. Этим объектам и стадиям отвечают определенные категории прогнозных ресурсов и (или) запасов.
В ППК при оценке опознаваемости объектов признаками требуется учет обстановок ведения работ по прогнозу и поискам. Признаки могут быть информативными в отношении опознания объекта либо в любых обстановках, либо в специфических, т. е. в благоприятных, возникающих в исключительных случаях. С другой стороны, объекты могут быть опознаны одним призна
366
ком, несколькими признаками или комплексом всех известных признаков. Не исключен и такой вариант, что известных к настоящему времени признаков недостаточно для уверенного выявления объекта при прогнозе и поисках. В подобной ситуации формулируется задача по доработке модели соответствующего объекта.
Оптимизация в звене «признаки — объекты» в конечном счете обеспечивает формирование комплекса характеристик, необходимых для оценки уровня изученности территорий, проведения их прогнозной оценки и определения задач дальнейших геологоразведочных работ.
Оценка выявляемостп признаков теми или иными методами имеет своей целью разделить набор методов на обязательные, .дублирующие и избыточные с исключением из комплекса двух последних категорий. Оптимизация в звене «методы — признаки» позволяет сформировать набор методов, выявляющих признаки и необходимых для решения задач соответствующей стадии.
Оптимизация в звеньях «признаки — объекты» п «методы — признаки», проведенная в каждом блоке, приводит к созданию полного, основного варианта ППК. Вместе с тем, различная степень благоприятности геологических обстановок для выполнения работ по прогнозу и поискам, а также высокая эффективность отдельных методов в некоторых условиях определяют возможность получения сокращенных вариантов реализации ППК. Эти варианты отвечают тем случаям, когда методы, использованные на ранних стадиях, могут обеспечить решение задач последующих стадии, даже далеко отстоящих. Кроме того, сокращенные варианты возможны в таких ситуациях, когда на изучаемой площади те или иные признаки выявлены предшествующими работами. Соответственно при сокращении исключается часть методов конкретных стадий либо отдельные стадии полностью. При этом, однако, следует иметь в виду, что сокращенные варианты приложимы к определенным частям площади, отвечающим указанным условиям, а применение сокращенных вариантов на конкретных участках не исключает постановки всех работ ППК на остальной площади.
Рассмотренные принципиальные схемы формирования оптимальных комплексов работ в системе прогноз — поиск — оценка регламентируют требования к стадиям (подстадиям) и методам работ в соответствии с объектами поисков и их признаками. Критический анализ используемых комплексов методов, оценка их информативности в отношении выявляемых признаков и опознаваемости объектов поиска признаками позволяют исключить те методы, которые либо дублируют другие, либо обнаруживают второстепенные признаки. С другой стороны, подобный анализ дает возможность выбрать те методы, информативность которых 'Столь высока, что они уже на ранних стадиях приводят к опозна
367
нию объектов поисков, принадлежащих к целям работ поздних, и заключительных стадий.
Синтез информации, полученной при названных направлениях оценок и признаков, обеспечивает выбор и обоснование оптимальных схем комплексирования, которые, естественно, отражают современный уровень знаний, но в то же время формируют требования как к геолого-генетическим основам прогнозирова ния, так и к методам поисков.
Прогнозно-поисковые комплексы составляют основу требова ний к результатам и качеству геологоразведочных работ и опре деляют их затратную часть, выраженную в предельных нормативах стоимости единицы геологического задания.
Принятые Министерством геологии СССР требования к результатам и качеству геологоразведочных работ основаны на и.\ этапности и стадийности. Для каждой стадии по группам полезных ископаемых установлен перечень необходимых методов и видов работ, показатели геологического задания и предельных нормативов их стоимости, сформулирован конечный результат работ в виде перечня материалов, обеспечивающих выполнение геологического задания, оговорены требования к изученности предшествующими работами и необходимые условия для постановки данной стадии. В качестве оценочных показателей результативности и качества выделяются соответствующие категории ресурсов и запасов, а также главные виды итоговых материалов. Для оценки категорийности качества используются критерии, отражающие геологическую эффективность работ, достоверность получаемых результатов и степень обоснованности подготовки площадей для постановки последующих стадий, оценки прогнозных ресурсов и запасов.
Конкретизация требований к результативности и качеству применительно к отдельным геолого-промышленным типам месторождений ведущих видов минерального сырья с учетом обстановок нахождения месторождений и условий ведения работ обеспечивает создание прогрессивных технологических схем геологоразведочного процесса на основе передовых научно-технических достижений. Введение в комплексы обязательных к исполнению технологически необходимых научно-исследовательских и опытно-методических работ, в первую очередь по крупномасштабному и локальному прогнозу, создает необходимые предпосылки для постоянного совершенствования таких схем за счет внедрения передовых разработок.
Требования к результатам и качеству работ ориентированы на получение положительных результатов на каждой стадии, что определяет необходимость строгого выбора объектов для постановки работ и комплексного обоснования перспектив при выполнении предпроектных прогнозных построений. По результатам работ каждой! стадии должна проводиться оценка надежности
368
прогнозных ресурсов либо геолого-экономическая оценка запасов полезных ископаемых (с соответствующей детальностью).
В целом, в современных требованиях к результатам и качеству геологоразведочных работ увязаны воедино: современные достижения в области прикладной металлогении и в создании прогнозно-поисковых моделей месторождений; оптимальные комплексы видов и методов работ, приведенные в соответствие с моделями объектов прогноза, поисков, оценки, разведки; экономические показатели геологоразведочного процесса.
Система оценки и учета прогнозных ресурсов, принятая в СССР, и прогнозно-поисковые комплексы обеспечивают объективные основы перспективного планирования геологоразведочных работ на экономических основах.
Полный цикл геологоразведочного процесса в соответствии с принятой стадийностью требует постановки комплекса работ, обеспечивающего: реализацию металлогенического потенциала в ресурсы категории Р3; .перевод ресурсов категории Р3 в Р2, категории Р2 в Pj и, наконец, ресурсов категории Pi в запасы категории С2 и более высокие. Соответствующим образом от стадии к стадии изменяются ранги и масштабы площадей и объектов. Прогнозные ресурсы различных категорий могут быть переведены в запасы категории С2 по нескольким вариантам, зависящим от состояния изученности территорий и задаваемых темпов выявления объектов (рис. 125).
ч Р з *- Р1 С з
Рис. 125. Варианты перевода прогнозных ресурсов в запасы категории С (пояснения см. в тексте)
24—863
36G
Опыт проведения геологоразведочных работ свидетельствует о том, что прогнозные ресурсы всех категорий неэквивалентны по величине запасам категории С2. Это зависит от комплекса факторов, главными из которых являются недостаточная достоверность прогнозных оценок, геолого-экономические показатели обнаруженных объектов, субъективные ошибки при выборе направлений и объектов работ. В связи с изложенным для каждой категории ресурсов вводятся коэффициенты перевода К, отражающие количество ресурсов более низкой категории, реализуемых. в более высокие категории. Так,
Р2 = ^Р3; =
или при использовании С2 как конечного результата цикла
Р2 = С,: Д'.А’,; Р3 = С,: К,К,К3.
Эти выражения позволяют при заданном значении прироста запасов категории С2 определить потребные прогнозные ресурсы категорий Р!( Р2, Р3. Значения коэффициентов Д), К2, Лз рассчитываются по ретроспективным данным за представительные периоды времени.
На основе прогнозно-поисковых комплексов применительно к каждой стадии геологоразведочного процесса и эквивалентным .категориям ресурсов рассчитываются приведенные затраты 3 (на единицу ресурсов либо на единицу эквивалентной площади). Соответственно, для разных категорий ресурсов и запасов (Р3, Р2, Pi, С2) определяются приведенные затраты З3, 32, Зь Зо.
Эти исходные данные используются для укрупненного расчета затрат на получение заданного прироста запасов категории С2. Так, для полного цикла работ на слабо изученной территории при заданном приросте запасов С2 требуется выявить эквивалентные прогнозные ресурсы Р3, Р2, Рн Общие затраты 3Общ через приведенные рассчитываются по выражению
30бщ = З3Р3 32р2 3ХР t -|- 30С2.
Очевидно, что темпы реализации Т (годы) приростов запасов категории С2 зависят от годовой производительности предприятия в денежном выражении Зг:
Т ~ 30бщ зг.
Естественно, что решение задачи усложняется при наличии уже выявленных прогнозных ресурсов различных категорий и при необходимости сохранения (либо создания) их фонда на после дующую перспективу. Общая последовательность операций при предпроектных расчетах такова.
1. Определение потребного прироста запасов категории С2 для восполнения извлеченных запасов либо для создания новой сырьевой базы.
370
2. Расчет ресурсов категорий Р3, Р2, Рь необходимых для обеспечения намеченного прироста запасов категории С2.
3, Оценка состояния учтенных прогнозных ресурсов в сопоставлении с расчетными данными; определение достаточности (недостаточности) фонда и необходимости его пополнения.
4. Расчет потребных затрат на соответствующие стадии работ по нескольким вариантам с учетом дополнительных затрат на восполнение ресурсного фонда.
5. Оценка возможности реализации расчетных вариантов в заданные сроки; выбор оптимального варианта для проектирования работ.
Для выбора оптимальной стратегии реализации геологоразведочного процесса существенное значение имеет оценка результативности и эффективности ранее проведенных работ. Из многочисленных методик такого рода оценок используются следующие, достаточно наглядные по итоговым показателям.
Оценка качества и результативности работ по соответствию полученных результатов задачам, определенным стадийностью. Для такой оценки участки разделяются на две группы: с положительными и отрицательными («отказы») результатами. Первая группа дополнительно разделяется на три подгруппы по полученным результатам: 1.1 — отвечающие задачам и целям данной стадии; 1.2 — принадлежащие к целям и задачам предшествующих стадий; 1.3 — относящиеся к целям п задачам последующих, более детальных стадий. Например, применительно к поисковой стадии в подгруппу 1.2 следует включать участки, на которых выявлены прогнозные ресурсы категорий Р3 и Р2; в подгруппу 1.3 — участки с объектами, на которых оценены запасы категорий С2 и По группам и подгруппам определяется доля участков и приходящиеся на них затраты (табл. 18).
Результаты такого анализа показывают, что на ранних стадиях работ практически по всем видам полезных ископаемых довольно высока доля «отказов». Причины этого далеко не всег-
Таблица 18. Оценка качества и результативность геологоразведочных работ
Результаты работ на П участках; число участков с различными результатами Показатели качества X по результатам работ Экономические показатели качества Е1{ при общих затратах 3 (доля затрат по группам результатов)
Положительные результаты (1L-р IL—Пз) : П
(решение задач) /О'
данной стадии /О Л1 = И1 : 11 ЛЛ1 = ТЛ1
предшествующей /О Ю = П2: П £/0=3/0
последующей Ю А 3 = 1 h : 11 £Лз = ЗДз
Отрицательные («отказы») Kt Д.1 = 114 ; 11 /2X4 =
24
371
да могут быть отнесены за счет вероятностного характера геологоразведочного процесса. Выборочное рассмотрение материалов по конкретным объектам, участвовавшим в анализе, свидетельствует о том, что «отказы» могут иметь и субъективную природу — недостаточная подготовленность площадей для постановки работ данной стадии, ошибки в прогнозных оценках, несоответствие комплекса использованных методов условиям ведения работ и т. п. Доля решения собственных задач стадий достаточно широко варьирует как по стадиям, так и по видам полезных ископаемых. Естественно, что величина этой доли зависит от числа «отказов» и достижения иных результатов, в первую очередь от числа участков, на которых решались задачи предшествующих стадий. Подобное отвлечение средств и сил на задачи, несвойственные данной стадии, косвенно отражает недостаточную подготовленность участков к постановке работ. Важно отметить, что получение результатов, отвечающих целям менее детальных стадий, неизбежно ведет к возвратам на соответствующие площади. Так, например, выявленные при проведении поисков ресурсы категории Р2 не могут быть освоены с переходом в более высокие категории без постановки дополнительных работ — сверх завершенных по данному проекту.
С другой стороны, довольно часты случаи избыточного «утяжеления» работ тех или иных стадий, излишнего опережения с итоговыми результатами, принадлежащими целям последующих более детальных стадий.
Анализ причин получения результатов, несвойственных данной стадии, позволяет определить резервы повышения результативности и эффективности намечаемых геологоразведочных работ. Первоочередное значение в этом отношении имеет сопоставление участков с однотипными результатами по наборам использованных методов и их соответствию прогнозно-поисковым комплексам. На этой основе могут быть намечены пути дальнейшего повышения качества и результативности геологоразведочных работ.
Оценка результативности геологоразведочных работ по выявляемое™ объектов производится путем сопоставления числа объектов, «передаваемых» на следующую стадию, с числом объектов, изучавшихся на данной стадии. Применительно к полному циклу геологоразведочных работ сравнивается число промышленных месторождений и число объектов, вовлеченных в изучение в начале цикла (см. табл. 18). Рассчитанная таким образом результативность Р отражает «коэффициент успеха» либо вероятность наличия объектов последующей стадии в числе объектов данной стадии. Очевидно, что наиболее достоверные значения Р могут быть получены при условии максимальной полноты освоения площадей работами тон или иной стадии (стадий).
-‘372
Согласно принятой в СССР стадийности геологоразведочных работ последовательно выявляемые и «передаваемые» со стадии на стадию объекты образуют следующий ряд: рудопроявления (РП) — объекты поисково-оценочных работ (ОПО)—объекты .предварительной разведки (ОПР) —объекты детальной разведки (ОДР) —промышленные месторождения (ПМ). Результативность работ различных стадий может определяться по следующим выражениям:
поисков Рп = ОПО : РП;
поисково-оценочных работ — Рпо=ОПР : ОПО;
предварительной разведки — РПР = ОДР : ОПР;
детальной разведки РДр=ПМ : ОДР;
полного цикла геологоразведочных работ Рц=ПМ:РП.
Оценка результативности работ по выявляемое™ прогнозных ресурсов и(или) запасов. Принципы последовательного приближения и соответствия, реализуемые в стадийности геологоразведочного процесса, требуют обеспечения перевода прогнозных ресурсов и запасов из категории в категорию в следующем ряду Р3—Р2—Pi—С2—Сь Для оценки результативности работ по выявляемым ресурсам и запасам применительно к отдельным стадиям используется отношение их значений: полученных в итоге работ стадии — к оцененным до постановки этих работ. Так, для стадии поисков Рп = Pi Рг-
Для полного цикла работ определяется отношение запасов промышленных месторождений к прогнозным ресурсам начала цикла (Р3 или Р2).
Внутриотраслевая экономическая эффективность работ может оцениваться в нескольких вариантах (табл. 19).
Экономическая эффективность выявления объектов ЕОЕ устанавливается посредством приведения затрат к числу объектов, выявленных на данной стадии. Так, для поисковой стадии
ЕОп = Зп:ОПО.
Приведенные затраты на обнаружение объектов не отражают их используемости ОЕИ, которая может быть рассчитана
Таблица 19. Оценка внутриотраслевой экономической эффективности ОЕ геологоразведочных работ
Объекты оценки Выявление объектов — оно. руб,'объект Используемость затрат на выявление об ьектов — ОЕИ, руб. Выявление ресурсов и (или) з.аизеов — ОЕР, руб.т
Стадии С ОЕОс=Зс : 0,- 0ЕИс=3<,Рс ОЕРс = Зе.-Мс
Полные циклы Ц ОЕО„=Зц : Оц 0ЕИ„=3.1Рц ОЕРц=Зц : Мц
373
через значение показателя результативности Р. Например, для стадии поисков
ОЕИП = 3ПРП.
При этом получается та доля затрат, которая использована для выявления целей работ.
Отраслевая экономическая эффективность выявления ресурсов и (или) запасов ОЕР оценивается как отношение затрат на работы данной стадии к количеству этих ресурсов (запасов).
Применение при долгосрочном планировании показателей, определяемых по результатам ретроспективного анализа, возможно лишь в тех случаях, когда при предшествующих работах заведомо не допущено снижения эффективности за счет субъективных факторов. В остальных случаях полученные расчетом показатели подлежат корректировке с учетом устранения факторов, снижающих результативность проведенных работ, а также введение в комплекс работ научно-технических достижений, обеспечивающих рост их качества, результативности и эффективности.
В целом для оценки качества, результативности и эффективности геологоразведочных работ применительно к их полному циклу либо стадиям по видам минерального сырья и геолого-промышленным типам месторождений, а также для определения показателей их долгосрочного планирования целесообразно проведение ретроспективного анализа, включающего оценку:
соответствия полученных результатов задачам тех или иных стадий на основе данных по группам участков;
выявляемое™ объектов;
выявляемое™ прогнозных ресурсов и (или) запасов;
экономической эффективности работ путем приведения затрат на весь цикл или на соответствующие стадии по нескольким вариантам: к числу изучавшихся объектов; к числу обнаруженных объектов или разведанных промышленных месторождений; к подсчитанным ресурсам и (или) запасам, к площади ведения работ; к стоимости выявленных запасов минерального сырья в недрах.
Конкретный набор показателей зависит от целей проводимого анализа, длительности анализируемых периодов и масштабов оценки (республика, регион и т. п.).
Контрольные вопросы и задания
1. Опишите принципиальную структуру ППК и их назначение.
2. Каковы приемы реализации в ППК принципов соответствия и последовательного приближения?
3 Охарактеризуйте приемы оптимизации в различных блоках и звеньях ППК.
374
4. На основе каких принципов формируются требования к результатам геологоразведочных работ?
5. Каковы количественные оценки перевода прогнозных ресурсов из категории в категорию?
6. Каковы приемы предпроектных расчетов для перспективного планирования геологоразведочных работ?
7. Опишите основные направления оценки результативности и эффективности геологоразведочных работ.
8. Какие основные показатели используются для оценки результативности и эффективности геологоразведочных работ?
9. Что представляют собой предельные нормативы стоимости единицы геологического задания, их назначение и приемы расчета.
10. Какие способы применяются для оценки результативности и эффективности геологоразведочных работ2
СПИСОК РЕКОМЕНДУЕМОЙ ЛИТЕРАТУРЫ
1. Акбаров X. А., Умарходжаев AJ. У., Исматуллаева Л. А. Геолого-структурные условия размещения оруденения на полиметаллических рудных полях Тянь-Шаня.—Ташкент: «Фан», 1981.
2. Бауман Л., Тшиендорф Г. Введение в металлогению — минерагению.— М.: Мир, 1979.
3. Вольфсон Ф. И., Яковлев П. Д. Структуры рудных полей н месторождений: Учебное пособие для вузов. — 2-е изд., перераб. и доп. — М.: Недра, 1985.
4. Генетические модели эндогенных рудных формаций/Отв. ред. В. А. Кузнецов.— Новосибирск: Наука, 1983.
5. Геологические структуры эндогенных урановых рудных полей и место-рождений/В. А. Крупенников, А. Е. Толкунов, Л. В. Хорошилов и др. — М.: Недра, 1986.
6. Геологоструктурные методы изучения эндогенных рудных месторожде-ний/А. В. Пэк, Ф. И. Вольфсон, Л. И. Лукин и др. — М.: Наука, 1982.
7. Детальные структурно-прогнозные карты гидротермальных месторож-дений/П. А. Шехтман, В. А. Королев, Н. А. Никифоров и др. — М.: Недра. 1979.
8. Древний рудоносный карст/Б. И. Прокопчук, В. И. Левин, М. П. Метелкина и др. — М.: Недра, 1988.
9. Злобина Т. М. Оценка пространственной связи эндогенной минерализации и трещинной тектоники методами многомерной математической статисти-ки//Сов. геология.— 1983. — № 5. С. 19—24.
10. Доверенно В. Н. Эндогенная металлогения. — М.: Недра, 1981.
И. Козловский Е. А. На путях перестройки. — М.: Недра, 1988.
12. Котляр В. Н., Яковлев П. Д. Вулканизм и оруднение. — М.: Недра 1984.
13. Кривцов А. И. Металлогения и прогноз рудоносности. — М., МГРИ; 1985.
14. Критерии прогнозной оценки территорий на твердые полезные ископае-мые/Под ред. Д. В. Рундквнста. — Л.: Недра, 1978.
15. Кузнецов В. А. Генетические ряды и серии рудных формаций//Совре-менное состояние учения о полезных ископаемых. — Ташкент: ФАН, 1975.— С. 6—15.
16. Лукин Л. И. Методы изучения структур постмагматических рудных месторождений.—М.: Наука, 1986.
375
17. Магматогенно-рудные систе.мы/Под ред. Ю. А. Косыгина и Г. М. Власова. — М.: Наука, 1986.
18. Методические основы прогноза и поисков свинцово-цпиковых месторождений./Д. И. Горжевский, Н. К- Курбанов, Е. И. Филатов и др. — М.: Недра, 1987.
19. Невский В. А. Трещинная тектоника рудных полей и месторождении.— М.: Недра, 1979.
20. Невский В. А., Фролов А. А. Структуры рудных месторождений кольцевого типа. — М.: Недра, 1985.
21. Некрасов Е. Л1. Структурные условия локализации жильных свипцово-цинковых месторождений. — М.: Недра, 1980.
22. Очерки металлогении: Сб. статей. — Тбилиси: Мецниереба, 1986.
23. Принципы прогноза и оценки месторождений полезных ископаемых/ Под ред. В. Т. Покалова. — М.: Недра, 1984.
24. Принципы и методы прогноза скрытых месторождений меди, никеля и кобальта/А. И. Кривцов, М. Б. Бородаевская, А. II. Лихачев и др.—• М.: Недра, 1987.
25. Рона П. Гидротермальная минерализация областей спредиига в океане. — М.: Мир, 1986.
26. Рудоносность и геологические формации структур земной коры/Под ред. Д. В. Рундквиста. — Л.: Недра, 1981.
27. Семинский Ж- В., Филонюк В. А., Черных А. Л. Структуры рудных месторождений Сибири. — М.: Недра, 1987.
28. Смирнов В. И. Пути развития металлогении//3акономерности размещения полезных ископаемых. Т. 13. — М.: Наука, 1981. —С. 8—20.
29. Смирнов В. И. Энергетические основы постмагматического рудообразо-вания//Геол. руди. месторождений.— 1981. — № 1.—С. 5—17.
30. Смирнов В. И. Геология полезных ископаемых. 4-е изд., перераб. и доп. — М.: Недра, 1982.
31. Смирнов В. И. Периодичность рудообразования в геологической исто-рии//Металлогения и рудные месторождения: 27-й Международный геологический конгресс. Доклады. Т. 12. — М.: Наука, 1984. — С. 3—10.
32. Справочник по поискам и разведке месторождений цветных металлов/ А. И. Кривцов, И. 3. Самонов, Е. И. Филатов и др. — М.: Недра, 1985.
33. Старостин В. И. Палеотектонические режимы и мех.",1,,~'1ы формирования структур рудных месторождений. — М.: Недра, 1988.
34. Строна П. А. Главные типы рудных формаций. — Л.: Недра, 1978.
35. Структурный контроль гидротермального оруденения в слоистых тол-шах/Отв. ред. Л. И. Лукин. — М.: Наука, 1986.
36. Структуры рудных полей и месторождений вольфрама, молибдена и олова/Б. В. Макеев, А. Б. Павловский, В. П. Покалов и др. — М.: Недра, 1983.
37. Структуры рудных полей и прогнозирование орудешения: Сб. статей/ Отв. ред. X. А. Акбаров. — Ташкент, изд. САИГПМС, 1987.
38. Твалчрелидзе Г. А. Металлогения земной коры. — М.: Недра, 1985.
39. Томсон И. Н. Металлогения рудных районов. — М.: Недра, 1988.
40. Фролов А. А. Штокверковые рудные месторождения. — М.: Недра, 1978.
41. Цыкин Р. А. Отложения и полезные ископаемые карста. — Новосибирск: Наука, 1985.
42. Чайкин С. И. Структурные типы месторождений богатых железных руд Курской магнитной аномалии//Геол. рудн. месторожд.— 1986. — № 1.— С.12—21.
43. Чернышев В. Ф. Геолого-структурные условия формирования шеелп-тоносных скарнов. — М.: Наука, 1985.
44. Щеглов А. Д. Основы металлогенического анализа. — М.: Недра, 1980.
45. Яковлев Г. Ф. Геологические структуры рудных полей и месторожде
376
ний//Под ред. В..И. Смирнова. — М.: изд. МГУ, 1982.
46. Яковлев Г. Ф. Вулканогенные структурные месторождений полезных ископаемых. — ЛЕ: Недра, 1984.
47. Яковлев П. Д. Промышленные типы рудных месторождений. — М.: Недра, 1986.
48. Сох Д. Р.; Singer D. А. — Eds. Mineral deposits models. — US Geol. Surv. Bull. — N 1693. — 1986, pr 380.
49. Eckstrand 0. — Ed. Canadian mineral deposit types: a geological syno-sis. — Geol. Surv. of Canada, Econ. Geol. Report.— 1984. — 36. — pr 86.
50. McKelvey Г. Subsea mineral resources. — US Geol. Surv. Bull — N 1689,— 1986.— pr 106.
УКАЗАТЕЛЬ РУДНЫХ ПОЛЕЙ
И МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Агаракское (Мо, Си; Армения) 42, 86 .Агаучиле (Be; Мексика) 158
Акташское (Hg; Горный Алтай) 86, 122
.Актюзское (Pb, Zn; Кыргызстан) 88, 164, 182
Акчатау (W, Мо; Центральный Казахстан) 86, 328
Аллареченское (Си, Ni, Со; Кольский п-ов) 330
Алмалыкское (Си, Мо; Узбекистан) 86
Алтын-Топкаиское (Pb-Zn-Ag; Таджикистан) 15, 328
Альмаден (Hg; Испания) 85
Альнё (Nb, TR; Швеция) 88, 143
Альтенберг (So; ФРГ) 87
Амангельдинское (А1; Тургайекая обл.) 201
Андреевское (Ге; Северный Урал) 136 Анкаванское (Си. Мо; Армения) 42, 86
Аннаберг (Со. Ag; ФРГ) 113
Аркалыкское (А!: Тургайекая обл.) 201
Арсеньевское (Sn; Приморье) 109 Аурахматское (флюорит; Узбекистан) 85, 94
Ауэрбахо-Турьпнское (Си, Fe; Северный Урал) 68, 88. 167
Ауэрбаховское (Fe; Северный Урал) 167, 170
Ачисайское (Pb, Zn; Южный Казахстан) 87, 133
Байназарское (Мо, W; Центральный Казахстан) 87
Бакальское (Fe; Южный Урал) 328
Балларат (Au; Австралия) 85
Бая Сирые (Au, Ag; Румыния) 150 Белоусовское (Pb, Zn; Рудный Алтай) 85
Белуха (W; Восточное Забайкалье) 86
Бендиго (Ац; Австралия) 22, 85, 90
Березовское (Au; Средний Урал) 69, 86, 116
Бестюбе (Au; Центральный Казахстан) 327
Блеквуд (Au; Австралия) 85
Блявинское (Си; Южный Урал) 326
Богословское (Си; Северный Урал) 170
Богутинское (W; Южный Казахстан) 87, 137
Бощекульское (Си, Мо; Центральный
Казахстан) 86
Браден (Си; Чили) 60, 150, 158
Брич-Мулла (As; Таджикистан) 85, 98
Брокен-Хилл (Pb-Zn; Австралия) 192
Букукинское (W; Восточное Забайкалье) 36
Булуктайское (W, Мо; Бурятия) 88, 165
Бушвельдский район (Сг, Ti, V, Ni, Pt, Pd; ЮАР) 45, 77, 87, 141
Бьютт (Си, Ag; США) 114
Вадимо-Александровское (Си; Северный Урал) 170
377
Васильевское (Си; Северный Урал) 170
Великая Дайка (Сг; Зимбабве) 45, 77 Верхнекайрактинское (W; Центральный Казахстан) 87
Верхний Згид (Pb-Zn-Ag; Северный Кавказ) 86, 182
Веохубинское (Pb-Zn-Ag; Рудный Алтай) 97
Вершинка, район (Си; флюорит; Ха-кассия) 85
Вест-Шаета (Си; США) 152
Виханти (Си, Zn Ni, Со; Финляндии) 189
Воронцовское (Fe; Средний Урал) i/0 Восточно-Коунрадское (Мо; Центральный Казахстан) 86. 106
Волковское (Си, Fe, V; Средний Урал) 326
Вуде Попит (Au; Австралия) 116 Вуонос (Си, Zn, Ni, Со; Финляндия) 189
Выйское (Fe; Северный Урал) 136 Высокогорское (Fe; Северный Урал) 98
Гайское (Си, Zn; Южный Урал) 67, 326
Гейер (Sn; ФРГ) 87
Гореловское (Fe; Северный Урал) 136
Гостищевское (Fe; КМА) 185, 196
Гу.мешевское (Си; Северный Урал) 87 Гурдаринское (Hg, Sb; Таджикистан) 8 о, 94
Давендинское (Мо; Восточное Забайкалье) 85, 103
Дастакертское (Си, Мо; Армения) 42, 86
Депутатское (Sn; Якутия) 86, 329 Джезказганское (Си, РЬ; Центра и,-нын Казахстан) 85
Джепта (РЬ; США) 150
Джидинское (W, Мо; Бурятия) 88, 171 Джнжикрутское (Sb, Hg; Таджикистан) 85, 96
Джос (Nb, Sn; Нигерия) 46, 88, 90, 147
Дмитровское (Au; Восточное Забайкалье) 182
Дукатское (Au, Ag; Северо-Восток СССР) 150
Екатерино-Благодатское (Pb-Zn; Восточное Забайкалье) 182
Елизаровское (Fe; Северный Урал) 136
Жирекенское (Мо; Восточное Забайкалье) 42, 86, 252
378
Замбаракское (Pb-Zn; Таджикистан) 105, 182
Змеиногорское (Pb-Zn-Ag; Рудный
Алтай) 49, 85, 97
Зыряновское (Pb-Zn-Ag; Рудный Алтай) 85
Инкурское (W; Бурятия) 172
Ирлдейл (U; США) 88, 165
Игакпнское (Au; Восточное Забайкалье) 86
Иультннское (W, Sn; Чукотка) 86,. 111, 328
Кадаинекое (Pb-Zn; Восточное Забайкалье) 87, 133
Кадамджайское (Sb; Кыргызстан) 85, 92
Каджараиское (Мо, Со; Аомекия) 42, 74, 86. 129
Кальинское (А1; Северный Урал) 205
Калгурли (Au; Abciрадия) 76, 110
Кальмакырское (Сн; Узбекистан) 86
Караобннское (W, Мо; Центральный
Казахстан) 87
Капай ?а (Си; Мексика) 88, 164
Кансайекое (Pb-Zn; Таджикистан) 86, 125, 182
Карамкеиское (Au. Ag; Северо-Восток
СССР, 150
Караеукское (Pb-Zn-Ag; Хакассия) 159, 153
Карлтас (Си; Центральный Казахстан) 329
Кастлмайн (Au; Австралия) 85
Каула (Си, Ni, Со: Кольский полуостров) 330
Канарское (Fe; Северный Казахстан) 69, 88, 167
Качканарское (Fe, Ti. V; Урал) 326
Кейв Пик (Мо; США) 62
Кемпирсанский район (Сг; Южный1
Урал) 68. 326
Керетти (Си, Zn, Ni, Со; Финляндия)-189
Керкленд-Лейк (Ан; Канада) 116
Киргитейское (А1; Приангарье) 201
Клаймакс (Мо; США) 88, 146
Ключевское (Au; Восточное Забайкалье) 88, 164
Кноб (Pb, Zn; США) 150
Ковдорское (Fe; Кольский полуостров) 88, 143, 331
Коктенкольское (W, Мо; Центральный1
Казахстан) 87, 139
Комсомольский район (Sn; Приамурье) 70, 126
Корнуолл (Sn; Великобритания) /О .
Коробковское (Fe; КМА) 196
Костамукшское (Fe; Карелия) 188
Коуирад (Си, Мо; Центральный Казахстан) 42, 329
Кочкарское (Al:. As; Южный Урал) 69, 86, 327
Краснооктябрьское (А1; Тургайская обл.) 201
Крессон (Au. Ag; США) 182
Крипл-Коик (Au. Ag; США) 55. 59, 60, 150, 158'
Кти-Теберда (W; Северный Кавказ) 8, 87, 132, 182
Куэльпор (апатиты: Кольский полуостров) 143
Ла-Колорадо (Си, Мо; Мексика) 88, 182
Лебединское (Fe; КМА) 185, 196
Лебединское (Au; Якутия) 182
Лениногорское (Pb-Zn-Ag; Рудный
Алтай) 150, 327
Ловозерское (Nb. TR; Кольский полуостров) 47, 87, 142
Локупой (Nb. TR; Уганда) 153
Лянгарское (W Мо; Узбекистан) 87, 136
Магнитогорское (Fe; Южный Урал) 68, 326
Маданское (Pb-Zn; Болгария) 86. 182, 184
Маднеули (Си; Грузия) 152
.Майхуринское (W. Sn; Таджикистан) 87, 136
Материнская жила (Au; США) 86
Мбея (Nb, TR; Танзания) 153
Миргалимсайское (Pb-Zn; Южный
Казахстан) 85, 327
Михайловское (Fe: КМА) 185, 196 .Молодежное (Си; Южный Урал) 150, 151
Монте-Амната (Hg; Италия) 150
Мончегорское (Си. Ni, Со; Кольский полуостров) 85, 141
Морнинг Стар (Au; Австралия) 116
Морро-Вельо (Au; Бразилия) 85
Мурунтау (Au; Узбекистан) 86. 131
Нерчинский Завод (Pb-Zn-Ag; Восточное Забайкалье) 45, 86
Нпкитовское (Hg: Донбасс) 85 97, 328
Никитинское (Си: Северный Урал)
Никопольское (Мп; Украина) 331
Норильское (Ct:, Ni, Со, Pt, Pci; Красноярский край) 45, 78, 141
Нура-Талды (W: Центральный Казахстан) 87
'Октябрьское (Си. Ni, Со, Pt. Рб: Норильский район) 78
Октябрьское (Sn; Приморье)
Олюторское (Hg; Чукотка) 184
Ононское (Sn; Восточное Забайкалье) 85
Оутокумпу (Си, Zn, Ni, Со; Финляндия) 189
Палабора (Fe Р, Си; ЮАР) 88 Пачука-Реаль-дель-Монте (Аи; Мексика) 254
Первомайское (Мо; Бурятия) 172
Перрон (Au; Канада) 85
Пехтельсгрюн (Sn; ФРГ) 87
Пиларес (Си Ag; Мексика) 60, 150, 158
Подольское (Си. Zn; Южный Урал) 67
Пламенное (Hg; Чукотка) 182
Потоси (Sn, Ag; Боливия) 150
Погромецкое (Fe; КМА) 185
Пыкарваамское (Hg; Чукотка) 182 Пюхясалми (Си, Zn, Ni, Со; Финляндия) 189
Рангве (Nb. TR; Кения) 153
Рэдуэлл-Бейсин (Pb, Zn, W, Мо, Се;
США) 88, 165
Рифы Меренского (Си, Ni, Со, Pt, Pd; ЮАР) 142
Савинское (Pb-Zn; Восточное Заб.ь'1-калье) 182
Садбери (Си, Ni Со, Pt, Pd; Канада) 46, 77
Садонское (Pb-Zn-Ag; Северный Кавказ) 86, 122, 18.2
Саксаганское (Fe; Криворожский бассейн) 187
Салаватское (Си; Урал) 326
Сан-Рафаэль (Au, Ag; Мексика) 86
Сарановское (Сг; Северный Урал) 87
Сарбайское (Fe; Северный Казахстан) 87, 134, 328
Сардана (Pb, Zn; Якутия) 133
Сарылахское (Sb; Якутия) 86
Саякское (Си; Центральный Казахстан) 88, 90, 167, 327
Серро-де-Паско (Pb-Zn-Ag, Bi; Пору) Сибайское (Си, Zn; Южный Урал) 67 149
Сигуаньшань (Sb; КНР) 80, 85, 137
Сильвертон (Au, Ag; США) 59, 150 158, 161
Советское (Au; Енисейский кряж) 88. 173
Сорское (Мо, Си; Хакассия) 42, 86,
Стиллуотер (Сг; США) 87
Стойленское (Fe; КМА) 196
379
Талханское (Си, Ni, Со, Pt, Pd; Норильский район) 46, 78
Татарское (А1; Енисейский кряж) 201 Тихвинское (AI; Ленинградская обл.) 331
Токепала (Си, Мо; Перу) 164
Токурское (Аи; Приамурье) 86, 108 Трансильванский район (Au, Ag; Румыния) 153
Трепча (Pb-Zn; Югославия) 153
Троицкое (Fe; Северный Урал) 170
Туранглы (Pb-Zn; Средняя Азия) 8 Турьинское (Си; Северный Урал) 8, 90, 326
Тырныауз (W, Мо; Северный Кавказ) 85, 94, 101
Улахан-Эгеляхское (Sn; Якутия) 86 Успенское (Си; Северный Урал) 170 Учалинское (Си, Zn; Южный Урал) 67
Уч-Очакское (Pb-Zn; Таджикистан) 182
Фестивальное (Sn; Хабаровский край) 127
Фрейберг (Pb-Zn-Ag; ФРГ) 86 Фроловское (Си; Северный Урал) 87, 134
Филизчайское (Cu-Zn-Pb; Азербайджан) 327
Хайдарканское (Hg, Sb; Кыргызстан) 85, 92, 182, 328
Хаммаслахти (Си, Zn, Ni, Со; Финляндия) 189
Хапчеранга (Sn; Восточное Забайкалье) 85
Хибинское (апатит; Кольский поту-остров) 47, 87, 142, 331
Хик (Pb-Zn; США) 158
Хинганское (Sn; Хабаровский край) 63, 88, 182
Хову-Аксинское (Со, Ni; Тува) 182 Холтосонское (W; Восточное Забайкалье) 172
Хони Навахо, район (U; США) 60
Хоумстейк (Au; США) 85, 99
Хоч-Маунтин (Au; США) 86
Хребет Томас (L', Be; флюорит;
США) 60, 153, 163
Хрустальное (Sn; Приморье) 86
Хуанкавелика (Hg; Перу) 85
Центральное (Аи; Кузнецкий Алатау} 86, 108
Цзянси (W, Sn; КНР) 86
Циновец (Sn; Чехо-Словакия) 87, 137
Цумеб (Pb-Zn-Ag, Си, Ge; Намибия) 88, 165
Чаган-Узунское (Hg; Горный Алтай) 86, 122
Чакуракское (As; Таджикистан) 85s. 94
Чернянское (Fe; КМА) 185
Чилва (Nb, TR; Малави) 153
Чонкойское (Hg; Кыргызстан) 86
Чорух-Дайронское (W, Мо; Таджикистан) 182
Чукикамата (Си, Мо; Чили) 86, 129
Шакси (Си, Мо; КНР) 87, 133
Шахтаминское (Мо; Восточное Забайкалье) 105, 329
Шерловая Гора (Sn, W; Восточное
Забайкалье) 150
Шунк-Канский район (Hg, Sb; Средняя Азия) 123
Эль-Сальвадор (Си, Мо; Чили) 163
Этыкинское (Sn, W; Весточное Забайкалье) 86, 109, 329
Юбилейное (Си, Zn; Южный Урал) 67, 150, 151
Югодзырское (W, Мо; МНР) 87
Юкспор (апатит; Кольский полуостров) 143
Юрад-Гендерсон (Мо; США) 88, 146
Яковлевское (Fe; КМА) 185, 196
УКАЗАТЕЛЬ ОСНОВНЫХ МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКИХ ПОНЯТИИ И ТЕРМИНОВ
Источники рудного вещества 262, 284 транспортирующих агентов 263, 284 энергии 264, 284
Карты
изученности 291 комплекты 291 металлогенические 291 прогнозно-металлогенические 292 прогнозные 292
Металлогения: вулкано-плутонических поясов 305, 309 геосинклинально-складчатых систем 302 доорогенная 303 историческая 260, 261, 332 общая 260 океанов 295 платформ 310, 314, 315 прикладная 260, 261 региональная 260, 293 рудных районов 261, 287 специальная 260, 261
Металлогеническая зональность 287 Металлогенический анализ 287, 337 потенциал 353
Металлогенические зоны 290, 337 карты 290 области 337, 338 обстановки 293 построения 279 пояса 337 провинции 316, 337 факторы 287 эпохи 338
Металлогеническое районирование 279 Модели месторождений генетические 265 количественные 356
морфометрические 351
прогнозно-поисковые 347
Оценка
прогнозных ресурсов 354
результативности работ 371
эффективности работ 373
Принципы
последовательного приближения 285
соответствия 365
Прогноз рудоносности 337
крупномасштабный 343, 346
локальный 343, 346
Прогнозно-металлогенические построения 279
Прогнозно-поисковые комплексы 365
Прогнозные
построения 342
ресурсы 353
факторы 340, 341
Рудные
поля 337, 338
районы 337, 338
Рудно-формационный анализ 339
Рудообразующие
процессы 262, 266, 284
системы 262, 266, 268, 270, 272, 275, 278, 284
Структурно-металлогенические зоны 337
Структурно-формашюнные зоны 337
Формации
геологические 279, 280
металлогенические 279, 280, 284,
285, 326
метасоматические 280, 285
рудные 279, 280, 285, 321, 326
рудовмещающие 281, 285
рудогенерирующие 281, 285
рудоносные 281, 285
рудообразующие 281, 285
СОДЕРЖАНИЕ
Предисловие.................................................... 3
ЧАСТЬ I. СТРУКТУРЫ РУДНЫХ ПОЛЕЙ И МЕСТОРОЖДЕНИЙ 77. Д. Яковлев................................................. 4
Введение....................................................... 4
1. Структуры эндогенных рудных полей и месторождений .... 7
1.1. Структурные элементы в рудных полях и месторождениях . . 7
Свойства рудовмещающих горных пород............................ 7
Складчатые формы..............................................20
Разрывные нарушения............................................27
Закономерности сочетания разрывных нарушений со складками . . 42
Рудоносные интрузивные массивы, дайки и их структурные особенности 44
Рудоносные вулканические сооружения, их типы и строение ... 49
Вулканические жерла и трубки взрывов, их типы и роль в локализации оруденения.........................................................58
1.2. Структурно-геологические позиции рудных полей и месторождений 64
Рудные поля в эвгеосинклинальных складчатых областях .... 67
Рудные поля в орогенных областях.................................69
Рудные поля на срединных массивах................................ 74
Рудные поля на древних щитах.....................................75
Рудные поля на активизированных древних платформах .... 78
1.3. Основные структурные типы рудных полей и месторождений . . 81
Систематика структур рудных полей и месторождений..................81
I. Рудные поля и месторождения, приуроченные к складкам, осложненным разрывными нарушениями.........................................90
II. Рудные поля и месторождения, приуроченные к разрывным нарушениям .............................................................103
III. Рудные поля и месторождения в зонах контактов интрузивных массивов, осложненных разрывными нарушениями.........................134
IV. Рудные поля и месторождения в расслоенных интрузивных массивах 141
V. Рудные поля и месторождения, приуроченные к многофазным интрузивным массивам кольцевого строения ............................. 142
VI. Рудные поля и месторождения, приуроченные к вулканическим Сооружениям ........................................................149
VII. Рудные поля и месторождения, приуроченные к полям развития трубок взрыва.................................................... 163
VIII. Рудные поля и месторождения сложного строения, обусловленного сочетанием нескольких структурных типов........................167
1.4. Структуры рудных тел.........................................176
2. Структуры метаморфогенных рудных полей и месторождений . 184
Месторождения железистых кварцитов................................185
Колчеданно-полиметаллические месторождения........................188
3. Структуры экзогенных месторождений............................195
3.1. Преимущественно пластообразные месторождения остаточной коры выветривания......................................................195
3.2. Карстовые месторождения......................................199
3.3. Пластообразно-карстовые месторождения........................204
3.4. Пластообразпые урановые н медно-ванадий-урановые месторождения в песчаниках..................................................207
382
4. Методы структурных исследований и лабораторные занятия . . 209
4.1. Детальная геологическая съемка, подземное геологическое картирование и морфогенетический анализ рудных полей и месторождении . . 209
4.2. Изучение движений вдоль разрывных нарушений...................217
4.3. Изучение трещиноватости горных пород....................... . 229
4.4. Микроструктурный анализ.......................................230
4.5. Изучение физико-механических свойств горных пор кт ... 237
4.6. Струкгурно-петрофизический анализ........................ ... 239
4.7. Анализ истории формирования геологической структуры рудных по-
лей и месторождений и вопросы тектонофизики........................239
4.8. Основные вопросы и методы изучения структуры месторождений различных структурных типов........................................247
4.9. Детальные структурно-прогнозные карты и роль струк: у.тпых факторов в локальном прогнозировании .................................. 251
ЧАСТЬ 11. МЕТАЛЛОГЕНИЯ И ПРОГНОЗ РУДОНОСНОСТИ.
А. И. Кривцов............................... . . . . 260
Введение........................................................ . 267>
1. Общая металлогения..............................................262
1.1. Рудообразуюитпе пиоиессы и системы............................262
1.2. Рудные, геологические и металлогенические формации . . . 279
1.3. Общие принципы металлогенических иеелсдованпн . . 286
2. Региональная металлогения ............................... .... 293
2.1. Металлогения океанов..........................................295
2.2. Металлогения геосинклинально-складчатых систем................302
2.3. Металлогения платформ.........................................310
2.4. Мегаллогенические провинции СССР..............................316
3. Историческая металлогения (металлогеническое развитие земной коры) 332
4. Металлогенический анализ и прогноз рудоносности................33,
4.1. Принципы и методы прогнозных построений.......................342
4.2. Количественные приемы оценки рудоносности.....................356
4.3. Прогнозно-поисковые комплексы и оптимизация геологоразведочного процесса...........................................................365
Список рекомендуемой литературы .................................. 375
Указатель рудных полей и месторождений ... .... 377
Указатель основных металлогенических понятий и терминов . . . 381