/
Автор: Старостин В.И. Игнатов П.А.
Теги: образование минералов рудообразование полезные ископаемые геология месторождения геологические науки
ISBN: 5-8291-0454-7
Год: 2004
Текст
Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова
КЛАССИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТСКИЙ УЧЕБНИК
<
В.И. Старостин, П.А. Игнатов
ГЕОЛОГИЯ ПОЛЕЗНЫХ
ИСКОПАЕМЫХ
МОСКОВСКИМ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ университет
им. М.В. Ломоносова
Учебник
для высшей
школы
В.И. Старостин
П.А. Игнатов
ГЕОЛОГИЯ
ПОЛЕЗНЫХ
ИСКОПАЕМЫХ
Рекомендовано Министерством образования
Российской Федерации в качестве учебника для
студентов высших учебных заведений, обучающихся
по специальностям 511000 «Геология» и геологическим
специальностям
й о
В
250’0
злет//
Москва
Академический Проект
2004
Серия
КЛАССИЧЕСКИЙ
УНИВЕРСИТЕТСКИЙ УЧЕБНИК
основана в 2002 году по инициативе ректора
МГУ им. М.В. Ломоносова
академика РАН В.А. Садовничего
и посвяшена
250-летию
Московского университета
КЛАССИЧЕСКИМ
УНИВЕРСИТЕТСКИЙ УЧЕБНИК
Релакиионный совет серии:
Председатель совета
ректор Московского университета
В.А. Садовничий
Члены совета:
Виханский О.С., Голиченков А.К., Гусев М.В.,
Добренькое В.И., Доннов А.И., Засурский Я.Н.,
Зинченко Ю.П. (ответственный секретарь),
Камзолов А.И. (ответственный секретарь),
Карпов С.П., Касимов Н.С., Колесов В.П.,
Лободанов А.П., Лунин В.В., Лупанов О.Б.,
Мейер М.С., Миронов В.В. (заместитель председателя),
Михалев А.В., Моисеев Е.И., Пушаровский Д.Ю.,
Раевская О.В., Ремнева М.Л., Розов Н.Х.,
Саленкий А.М. (заместитель председателя),
Сурин А.В., Тер-Минасова С.Г.,
Ткачук В.А., Третьяков Ю.Д., Трухин В.И.,
Трофимов В.Т. (заместитель председателя), Шоба С.А.
УДК 553.2
ББК 26.325
С 77
ПЕЧАТАЕТСЯ ПО РЕШЕНИЮ УЧЕНОГО СОВЕТА
МОСКОВСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
Рецензенты:
кафедра месторождений полезных ископаемых и их
разведки (Российский университет дружбы народов);
доктор геолого-минералогических наук В.А. Арсеньев
Старостин В.И., Игнатов П.А.
С 77 Геология полезных ископаемых: Учебник для
высшей школы. — М.: Академический Проект,
2004. — 512 с. — («Gaudeamus», «Классический
университетский учебник»).
ISBN 5-8291-0454-7
Настоящий учебник охватывает широкий круг во-
просов происхождения разнообразных месторождений
полезных ископаемых. Использованы новейшие дости-
жения в области геологии, геохимии, эксперименталь-
ные и расчетные физико-химические данные, относящи-
еся к генезису месторождений. Приведена характерис-
тика основных генетических подразделений полезных
ископаемых. Показана геотектоническая позиция руд-
ных районов. Рассмотрены основы тектоно-физических
условий образования структур рудных полей и место-
рождений. Изложенный материал является необходи-
мой основой при подготовке студентов в области геоло-
гии, геофизики, гидрогеологии и экологии, может быть
использован специалистами, занимающимися поисками,
разведкой и освоением месторождений металлических
и неметаллических полезных ископаемых.
УДК 553.2
ББК 26.325
ISBN 5-8291-0454-7 © Старостин В.И.,
Игнатов П.А., 2004
© Академический Проект,
оригинал-макет, 2004
© МГУ им. М.В. Ломоносова,
художественное оформление, 2004
Уважаемый читатель!
Вы открыли одну из замечательных книг, изданных в се-
рии «Классический университетский учебник», посвящен-
ной 250-летию Московского университета. Серия включает
свыше 200 учебников и учебных пособий, рекомендованных
к изданию Учеными советами факультетов, редакционным
советом серии и издаваемых к юбилею по решению Ученого
совета МГУ.
Московский университет всегда славился своими про-
фессорами и преподавателями, воспитавшими не одно поко-
ление студентов, впоследствии внесших заметный вклад
в развитие нашей страны, составивших гордость отечествен-
ной и мировой науки, культуры и образования.
Высокий уровень образования, которое дает Москов-
ский университет, в первую очередь обеспечивается высо-
ким уровнем написанных выдающимися учеными и педаго-
гами учебников и учебных пособий, в которых сочетаются
как глубина, так и доступность излагаемого материала.
В этих книгах аккумулируется бесценный опыт методики
и методологии преподавания, который становится достояни-
ем не только Московского университета, но и других уни-
верситетов России и всего мира.
Издание серии «Классический университетский учеб-
ник» наглядно демонстрирует тот вклад, который вносит
Московский университет в классическое университетское
образование в нашей стране и, несомненно, служит его раз-
витию.
Решение этой благородной задачи было бы невозмож-
ным без активной помощи со стороны издательств, приняв-
ших участие в издании книг серии «Классический универси-
тетский учебник». Мы расцениваем это как поддержку ими
позиции, которую занимает Московский университет в во-
просах науки и образования. Это служит также свидетельст-
вом того, что 250-летний юбилей Московского университе-
та — выдающееся событие в жизни всей нашей страны, ми-
рового образовательного сообщества.
Ректор Московского университета /0 Z1 л
академик РАН, профессор fj О-1-ил
В. А. Садовничий
ПРЕДИСЛОВИЕ
В учебнике рассмотрены условия формирования
месторождений полезных ископаемых в процессах
развития земной коры. Использованы новейшие до-
стижения в области геологии, геохимии, эксперимен-
тальные и расчетные физико-химические данные, от-
носящиеся к генезису месторождений. Дана характе-
ристика основных генетических подразделений
полезных ископаемых: серий, классов и групп. Описа-
ны магматические, карбонатитовые, пегматитовые,
альбититовые, грейзеновые, скарновые, гидротер-
мальные, выветривания, осадочные, эпигенетические
и метаморфогенные месторождения.
Это второе издание учебника авторов, продолжаю-
щих традиции, заложенные академиком В. И. Смирно-
вым. Первый учебник напечатан в 1997 г. (Москва,
МГУ). По сравнению с учебником В. И. Смирнова «Ге-
ология полезных ископаемых» (Москва, «Недра»,
1989) в первом издании учебника авторов существен-
но усовершенствована генетическая классификация
месторождений полезных ископаемых, впервые об-
щие условия возникновения, эволюции и размещения
месторождений рассмотрены с позиции как геосинк-
линальной, так и плейттектонической концепций, вве-
дены новые главы, посвященные стратиформным мес-
торождениям и геодинамической систематике геоло-
гических рудоносных структур; коренным образом
переработаны в свете современных представлений
магматические (прежде всего ликвационные) и гидро-
термальные (порфировая группа) месторождения,
большее внимание уделено экзогенным эпигенетичес-
ким процессам и ассоциирующим с ними месторожде-
Предисловие
ниям полезных ископаемых. В новом издании введены
дополнительные главы по особенностям крупных
и уникальных месторождений, охарактеризованы тех-
ногенные месторождения, подчеркнуты основные
черты различных генетических групп месторождений,
приведен краткий терминологический словарь.
Учебник предназначен, прежде всего, для студен-
тов геологических специальностей вузов, может быть
использован геологами научных и производственных
организаций, занимающихся геологией металличес-
ких и неметаллических месторождений полезных ис-
копаемых.
ВВЕДЕНИЕ
Курс лекций «Геология полезных ископаемых» впер-
вые в нашей стране был разработан и читался академиком
В. И. Смирновым сначала в МГРИ, а затем на геологичес-
ком факультете МГУ им. М. В. Ломоносова в течение 35 лет
с 1953 г. и до конца его жизни в 1988 г. На основе этого кур-
са было выпущено четыре издания (1965,1969, 1976 и 1982)
фундаментального труда «Геология полезных ископае-
мых», имеющего большое научное значение и служивше-
го важнейшим учебным пособием для студентов и аспи-
рантов геологических специальностей ВУЗов. В 1989 г. был
издан учебник под таким же названием. Авторы читают
лекции по данному курсу параллельно в Московском
государственном университете им. М. В. Ломоносова
(В. И. Старостин) и Московском государственном геолого-
разведочном университете (бывшем МГРИ) (П. А. Игна-
тов). В предлагаемой читателям новой книге сохранена
структура и по мере возможности стиль изложения мате-
риала, предложенный В. И. Смирновым.
Вторая половина XX в. характеризуется лавинооб-
разным развитием науки и производства. Не осталась
в стороне и сфера горнорудного производства. В дан-
ном учебнике мы попытались продолжить тенденцию
наших предшественников — учителей и коллег, изла-
гать сложные процессы формирования месторожде-
ний в простой и краткой форме. Особенно значитель-
ный прогресс в учении о месторождениях полезных
ископаемых в течение последней четверти XX в. был
достигнут в области региональных геологических за-
кономерностей распределения рудных объектов
и в оценке структурных, минералого-геохимических
условий формирования месторождений. На эти аспек-
ты в учебнике обращено повышенное внимание.
Термин «руда» —древнерусское название крови. Та-
ким образом, для наших предков рудокопов руда — это
кровь земли. С незапамятных времен полезные ископа-
емые добывали в горах, поскольку здесь рудные тела ча-
сто выходят на поверхность и доступны для разработки.
Так возникла сфера промышленной деятельности «гор-
норудное производство» — название, используемое во
Введение
всем мире применительно к любым видам работ по из-
влечению и переработке полезных ископаемых. Вплот-
ную к этому приближается и сопровождает его геолого-
разведка, включающая поиски, оценку и разведку мес-
торождений полезных ископаемых.
С момента появления человека на нашей планете
важнейшими элементами среды его обитания были
климат, ландшафт, растительный и животный мир и по-
лезные ископаемые. Особенно велика роль полезных
ископаемых, существенно влиявших на образ жизни не
только человека, но и определявших многие важные
особенности почв, растительности и животного мира.
Полезные ископаемые обеспечивали человека ма-
териалами для создания жилищ, предметов и орудий
быта, определяли развитие ремесел, сельского хозяй-
ства и военной техники, удовлетворяли эстетические
и культурные потребности. Как будет показано даль-
ше, именно вовлечение различных видов минераль-
ных веществ в хозяйственную сферу определяло и об-
щую эволюцию человеческой цивилизации.
К твердым полезным ископаемым относятся метал-
лические и неметаллические минеральные образова-
ния, обычно называемые рудами, минеральным сырьем
или камнями, которые либо непосредственно применя-
ются в производстве, либо из них извлекаются элемен-
ты или минералы для хозяйственного использования.
Сегодня известно около 400 видов минерального сы-
рья, которые в больших объемах используются в энер-
гетике, металлургии, химическом и сельскохозяйст-
венном производстве, строительстве, т. е. практически
во всех отраслях народного хозяйства.
Руды неравномерно распределены как по поверх-
ности, так и по глубинам земли. Отдельные участки,
где имеется столько рудного вещества, что экономиче-
ски выгодно организовать производство по его добы-
че, называют месторождениями.
Существует определенный перечень требований,
его называют промышленными кондициями, которым
должно удовлетворять найденное геологами мине-
ральное сырье прежде, чем оно будет признано место-
рождением. Он включает минимальное количество ру-
ды и содержаний в ней полезных компонентов, макси-
мальную концентрацию вредных примесей, а также
Введение
ряд других важных показателей. Эти требования для
одного и того же вида полезных ископаемых сильно
меняются для различных регионов. В районах действу-
ющих рудников, где имеются промышленные пред-
приятия, большое население, густая сеть железных
и автомобильных дорог, разработка месторождений
стоит дешевле и требования к сырью будут значитель-
но более низкими, чем для вновь открытых месторож-
дений в удаленных труднодоступных необжитых обла-
стях, например, в Центральной Сибири, в Гималаях,
на Аляске и на других подобных территориях.
Так, в старых горнорудных районах вполне выгодно
разрабатывать мелкие месторождения золота, имеющие
массу всего в несколько десятков и первых сотен килограм-
мов этого металла с содержанием в рудах Au — 1—2 г/т.
Для необжитых территорий эти условия совершенно не-
приемлемы. Для них нужны объекты, в которых находится
много тонн золота в рудах с концентрацией Au более 10 г/т.
Развитие цивилизации сопровождалось неуклон-
ным ростом потребления полезных ископаемых и по-
стоянным вовлечением в хозяйственный оборот все но-
вых и новых его видов. Потребность во все возрастаю-
щих количествах многих металлов (меди, свинца, олова,
золота, серебра и др.) привела к тому, что со временем
стали разрабатывать месторождения с более бедными
рудами с низкими содержаниями этих элементов,
но обладающих большими массами руд (запасами).
Понятие месторождения полезных ископаемых являет-
ся геолого-экономической категорией. Оно представляет
собой природное или техногенное скопление полезных
компонентов, которое по своим качественным, количест-
венным, горнотехническим, географо-экономическим и ге-
оэкологическим параметрам удовлетворяет требованиям
промышленности для своего рентабельного освоения.
Понятие качество руды включает содержание ос-
новных и сопутствующих полезных компонентов,
а также вредных примесей, технологические свойства
руд. По этому показателю выделяют руды: богатые, ря-
довые, бедные и убогие; моно- и полиметальные (моно-
и поликомпонентные); технологически легкие для пе-
редела и обогащения или упорные.
Оконтуренное количество полезного компонента
0 в недрах называется запасом и может исчисляться
Введение
в тоннах или кубометрах руды и металла. По этому по-
казателю месторождения разделяются на крупнейшие
(уникальные), крупные, средние и мелкие. Если скоп-
ления полезного компонента не соответствуют мини-
мальным требованиям по запасам, но по качеству удов-
летворяют им, то они называются рудопроявлениями.
Предполагаемые неоконтуренные скопления мине-
рального сырья в недрах получили название ресурсов. Они
также оцениваются в весовых или объемных единицах.
В таблице 1 приведены ориентировочные данные о со-
временных минимальных запасах и содержаниях полез-
ных компонентов в рудах для распространенных метал-
лических месторождений. Из этой таблицы следует, что
промышленные месторождения являются аномальными
концентрациями ценных элементов в породах, в десятки
и сотни раз превосходящие их кларковые содержания.
Простейшие расчеты показывают, что основная масса
металлов находится в земной коре в рассеянном состоя-
нии (табл. 2). В каждом рудном районе для определенного
вида минерального сырья отмечается экспоненциальное
Таблица 1
Примерные минимальные промышленные кондиции
для коренных рудных месторождений
Металлы Типичные представители Минималь- ные запасы, т Мини- мальное содержа- ние ме- талла, %
Черные Железо, марга- нец Сотни тысяч 20-25
Цветные Медь, свинец, цинк, никель Тысячи — десятки тысяч 0,4-1
Редкие Вольфрам, молибден, олово, ртуть Десятки — сотни тысяч 0,1-0,2
Радиоак- тивные Уран, торий То же 0,05-0,1
Благород- ные Золото, плати- на Килограммы 0,0005
|Вввдвнцв
распределение различных рангов рудных объектов по за-
пасам — закон Лотке-Брэдфорда-Ципфа (табл. 3).
Таблица 2
Объем горной породы, содержащей рассеянный
металл в количестве, равном запасам месторождений
мира. (По В. И. Смирнову).
Металл Кларк, вес, % Количест- во метал- ла, тыс. тонн Объем горной породы (в км3 содер- жащей соот- ветствующее количество металла) Мировые за- пасы металла, тыс. тонн
Ванадий 0,02 50 0,1 500
Олово 0,008 200 26,5 5300
Никель 0,02 500 40 20000
Молибден 0,001 25 200 5000
Уран 0,0004 10 200 2000
Цинк 0,02 500 200 100000
Медь 0,01 250 800 200000
Свинец 0,0016 40 1500 60000
Таблица 3
Соотношение рудных месторождений различной
крупности (по величине запасов). (По А.Соловову).
Месторож- дения Относи- тельное соотноше- ние Соотноше- ние, % Запасы, %
Крупные 1 0,25 46
Средние 7 1,75 32
Мелкие 49 12,25 22
Рудопрояв- ления 343 85,75 —
Глава 1
ИСТОРИЯ ГОРНОРУДНОГО производства
Невозможно переоценить роль полезных ископае-
мых в становлении цивилизации. Американский этно-
лог Генри Люис Морган писал, что с того момента, ког-
да варвар научился получать и применять металл,
именно тогда девять десятых борьбы за цивилизацию
было выиграно. Использование металла стимулирова-
ло развитие земледелия, строительства, ремесел, воен-
ного дела и культуры; способствовало бурному соци-
альному прогрессу. Не случайно первые государства
на земле возникли в эпоху раннего металла.
Выдающийся русский историк, географ и этнолог
Л. Н. Гумилев пришел к выводу о неразрывной связи
истории людей и истории природы, понимая под этим
роль климата, ландшафта и 'природных ресурсов в со-
здании устойчивых, естественно формирующихся
коллективов людей, так называемых этносов.
В истории горнорудного производства, как и в ис-
тории цивилизации, можно условно выделить четыре
основных периода: древнейший (до X в. до н. э.); древ-
ний (до I в. н. э.); средневековый (до XVIII в.); и новый,
в котором мы и сейчас живем.
Древнейший период уходит своими корнями непо-
средственно к истокам зарождения человечества. Это
исключительно длительный отрезок нашей истории,
когда человек только делал первые робкие шаги в по-
знании и освоении окружающего мира. По некоторым
оценкам, период длился несколько сотен тысяч лет,
в течение которых человеческое общество претерпело
два этапа своего развития, получивших название ка-
менный и бронзовый века. Обратите внимание, даже
в периодизации заложена идея об определяющей роли
полезных ископаемых.
Глава 1
Каменный век наиболее продолжительный. На его
долю приходится более 99% всей истории человечест-
ва — от первых сведений о древнейших племенах
(800 тыс. л. до н. э.) до появления в обиходе народов
предметов из меди (8 — 4 тысячелетие до н. э.). Камен-
ный век неоднороден и в свою очередь разделяется на
три части: самую древнюю — палеолит; среднюю —
мезолит; и позднюю — неолит.
На палеолит приходится львиная /\оля времени. Он
продолжался до 10 тысячелетия до и. э. Жизнь древней-
шего человека была совершенно неотделима от окру-
жающей природы. На этой примитивной ступени он ис-
пользовал твердые породы — кремень, кварцит, обси-
диан, изготавливая из них ножи и скребки. Природный
камень только оббивался до нужных форм, но не шли-
фовался. В качестве жилищ использовались пещеры.
Ранний обитатель земли жил стадным образом в теплых
краях, промышляя охотой на мелких зверей, птиц
и пресмыкающихся, и собирал съедобные растения.
В мезолите (10 — 6 тысячелетие до и. э.) образ жиз-
ни первобытного человека существенно изменился.
На смену неандертальцу пришел человек современно-
го вида. Стадо сменилось родовой общиной, резко
улучшилась техника обработки камня, появилось ис-
кусство. Создаются новые виды каменных орудий —
микролиты — заостренные каменные пластинки, ис-
пользуемые в качестве режущих элементов в ножах
и для наконечников стрел и копий.
Человек начинает строить жилища из камня и дере-
ва. В пещерах появляется наскальная живопись. В реч-
ных песках собираются золотые самородки, использу-
емые в качестве украшений.
Неолит (6 — 4 тысячелетие до и. э.) отмечен тща-
тельной шлифовкой и даже полировкой каменных из-
делий, широким развитием керамического производ-
ства, обустройством первобытных стоянок, изготовле-
нием простых украшений из золота, камней
и керамики.
Бронзовый век (4—1 тысячелетие до н. э.) начинался
с использования человеком самородной меди, кото-
рую он находил в зонах окисления сульфидных место-
рождений. Медь легко ковалась и из нее изготавлива-
лись разнообразные предметы быта — чаши, украше-
История горнорудного производства
ния и ритуальные изделия. Но она очень мягкая и не
годна для сельскохозяйственных орудий и оружия.
Новым этапом в эволюции общества явилось открытие
сплавов меди с оловом, свинцом, сурьмой и серебром,
которые стали называть бронзой и которые в отличие
от чистой меди были прочными, но так же как и медь,
ковкими.
Очаги цивилизации концентрировались не только
в благоприятных ландшафтно-климатических зонах
земли, но и вблизи источников получения важных для
развития общества минеральных ресурсов. Ранняя ис-
тория человечества тесно связана с наиболее распро-
страненными и легко доступными видами полезных
ископаемых. Естественно, что самым первым из них
был твердый камень. Почти в это же время древние
люди стали использовать для украшений и ритуальных
предметов золото и драгоценные цветные камни
(изумруды, горный хрусталь и т. д.). Их находили в пе-
сках и галечниках в речных долинах. Известно, что все
реки Европы, Латинской Америки, Африки, Азии в те-
чение многих тысячелетий были золотоносными.
Многие из них истощались только в средние века.
Так что камень в форме остроугольного щебня
и округлой гальки, а также золото в виде самородков
и песка часто встречались в долинах крупных рек.
Два других вида полезных ископаемых — медь
и железо — также были легко доступны древним жи-
телям. Прежде всего на поверхности в зонах окисле-
ния всегда встречалась химически чистая медь, а в бо-
лотах и озерах широко распространены окислы желе-
за, состоящие из округлых шариков и называемые
поэтому бобовые руды.
Итак, медь есть, но она слишком мягкая. Ее сначала
ковали, а потом в небольших ямах с использованием
древесного угля плавили. Сначала случайно, когда
в медной руде оказалась значительная примесь олова,
древние металлурги выплавили бронзу. Затем уже ста-
ли сознательно добавлять к меди другие элементы
и получать прочный и легко поддающийся обработке
материал. Бронза была дорогим металлом. Она исполь-
зовалась преимущественно для изготовления оружия,
орудий труда, украшений и т. д. Возникли центры мед-
норудной деятельности, совпадающие с центрами со-
Глава 1
здававшихся в это время первых крупных государств
(бассейн Эгейского моря, Малая Азия, среднее тече-
ние реки Янцзы в Китае и др.).
Особенно бурное развитие цивилизации в бронзо-
вом веке началось в странах Средиземноморья — Гре-
ции, Риме и Египте. Наиболее дефицитным сырьем бы-
ло олово. Известно, что его добывали в Греции в Хри-
зейской долине (город Дельфы). Часть олова поступала
из Апеннинского полуострова и даже из Англии (район
Корнуолла). С медью проблем было меньше. Она добы-
валась во всех странах Северного Средиземноморья.
Золото промывали из песков большинства рек и добы-
вали из кварцевых жил в горах юго-восточной Греции
и в Кантаберийских горах на севере-западе Испании.
Древний период (X в. до н. э. — I в. н. э.) знаменует-
ся коренным переломом в укладе жизни. Активно
формируется рабовладельческое общество, возника-
ют первые республики, сначала в Греции, а затем
и в Риме. Замена в основной структуре хозяйственно-
го производства дорогой бронзы дешевым железом
резко повысила его эффективность.
Особенно активно развивалось сельское хозяйство.
В хозяйственный оборот были вовлечены обширные
земельные угодья. В результате отмечен резкий скачок
в увеличении народонаселения, приходившийся на пе-
риод IX—VIII в. до н. э., возросла продолжительность
жизни. Началась интенсивная колонизация примыка-
ющих к Греции народов. Экспансия в основном разви-
валась в двух направлениях: западном (Италия, Сици-
лия, Южная Франция, Испания) и северо-восточном
(север Эгейского моря и весь бассейн Черного моря).
Этому способствовало создание пентеконтеры —
50-весельного мощного, оснащенного железным сна-
ряжением (пики, стрелы, багры, крюки, секиры, мечи,
кольчуги и т. д.) корабля.
Началась эпоха, когда царским металлом стало же-
лезо. Тот, кто мог снабдить своих воинов железным
оружием, тот и побеждал. При крупных повелителях
создаются специальные кузницы по изготовлению
оружия. Целые народы и многие племена специализи-
руются в горнорудном и металлургическом ремесле.
В Малой Азии таким народом были жившие на южном
побережье Черного моря халибы.
История гпрнорудного производства
В Европе освоение железорудных месторождений,
выплавку металла и изготовление оружия и предметов
быта связывают с племенами кельтов, так называемая
латенская культура. Кельты держали в трепете даже
римлян. В 390 г. до н. э. они разгромили сорокатысяч-
ную римскую армию в 40 км севернее Рима, взяли
и разграбили город.
Кельты добывали оксидные руды, главным образом
гематит и лимонит. Свои укрепленные поселения они
располагали вблизи месторождений. Само плавильное
производство представляло собой округлое, почти
в человеческий рост пустотелое сооружение, с отвер-
стием вверху и внизу. На дно этого сооружения поме-
щался древесный уголь, а выше — многослойное чере-
дование угля и руды. Затем все это поджигалось, а че-
рез нижнее отверстие с помощью обычных ножных
мехов задувался воздух. После выгорания угля и плав-
ления руды в печи оставался кусок металла, пронизан-
ный шлаком (смесь породы с золой), который называ-
ли крицей, размером с большой арбуз, который кузнец
молотом оббивал, удаляя шлак и придавал выплавлен-
ному железу форму будущего изделия.
Экспансия Греции преследовала цель прежде всего
получения золота и серебра, олова, меди и железа,
а также продовольствия и рабов. Походы на восток за
«золотым руном» сопровождались освоением Черно-
морского бассейна, созданием укрепленных поселе-
ний (типа Херсонеса], организацией добычи золота из
речных песков бассейна реки Рион и железных руд
Керченского полуострова.
Введение в хозяйственный оборот железных изделий,
активное совершенствование технологии получения
бронзы, обилие золота и серебра ускорило социальное,
политическое и культурное развитие человеческого об-
щества. Создаются мощные центры мировой цивилиза-
ции. Наиболее грандиозным по масштабам и последстви-
ям с началом железного века стал формироваться запад-
но-европейский центр. В течение первого тысячелетия до
н. э. здесь возникали, расцветали и рушились десятки
эфемерных государств. На их базе выкристаллизовалась
одна из высочайших культур человечества — античная.
В рамках античной культуры развивались и основы
естествознания, в том числе и зачатки учения о полез-
Глава 1
вых ископаемых. Первые сведения о минеральных бо-
гатствах мы находим в поэмах Гомера и Лукреция
и в трудах Аристотеля, Геофаста, Плиния Старшего
и других. В них приведены достаточно объективные
эмпирические сведения более чем о 670 минеральных
веществ. Среди представлений о происхождении ми-
ра, в том числе и минерального, преобладали два на-
правления. Одно придавало определяющее значение
воде как созидающему и преобразующему мир началу
(философ Фалес), а другое — особой субстанции, кос-
мическому огню, заполняющему весь мир (философ
Гераклит, Анаксагор).
Именно от древнегреческих философов ведут нача-
ло обе генеральные линии в развитии наук о Земле,
борьба которых и предопределила успехи в создании
научной картины мира. По имени бога морей Нептуна
первое направление получило название «нептунизм»,
а в честь бога подземного огня Плутона второе направ-
ление стали называть «плутонизмом».
В античную эпоху одной из важнейших предпосы-
лок для расцвета возникающих государств было нали-
чие на их территории месторождений полезных иско-
паемых. В связи с этим за обладание минеральными ре-
сурсами велись постоянные локальные войны. Так,
Б. М. Ребрик (1984) отмечает некоторые из этих войн:
«...афиняне длительное время вели борьбу с фасосцами
за фракийские золотые рудники, лакедемоняне с афи-
нянами — за обладание лаврийскими серебряными
разработками, македоняне с греками — за фракийские
золотоносные прииски, римляне с карфагенянами —
за богатые иберийские месторождения серебра, золо-
та, меди; македонский царь Филипп с пергамским ца-
рем Атталом — за пергамские прииски».
Бурно развивавшееся в государствах Средиземно-
морья горное дело требовало все возрастающего коли-
чества древесного угля. В связи с этим в районах раз-
работки медных, железных, оловянных и свинцовых
месторождений интенсивно вырубались леса, и после
их исчезновения рудный промысел прекращался. По-
добная ситуация регулярно складывалась на медных
рудниках о. Кипр, где примерно дважды в каждом сто-
летии полностью уничтожался лес, жизнь замирала,
ремесленники и горняки разъезжались по другим
История горнорудного производства
странам и возвращались только после того как леса
снова восстанавливались. На острове Эльба леса быст-
ро были сведены, и железную руду возили для плавки
металла в Италию.
Яркие, устойчивые и разнообразные краски, кото-
рые сохранились во фресках, декоративных предметах
быта античного мира, имели природную минеральную
основу. Из них наиболее знаменательной, в буквальном
смысле царской, была пурпурная краска. Главным ком-
понентом ее был сульфид ртути — киноварь. В качестве
добавок использовались обыкновенный мел и окислы
железа. Синие краски изготавливали из минерала лазу-
рита, зеленую — из малахита, желтую — из смеси ярко-
го кирпично-красного свинцового сурика с лимонно-
желтой висмутовой охрой, белую — из самых разнооб-
разных компонентов, мела, гипса, извести, белой глины,
свинцовых белил. Все многообразие оттенков, тонов
и полутонов получали, смешивая в различной пропор-
ции основные ингредиенты минеральных красок.
Завершая рассмотрение железного века и в целом
древнего периода в истории горнорудного производст-
ва, можно отметить, что к началу новой эры человече-
ство освоило получение золота, серебра, меди, бронзы,
свинца, железа; знало и пользовалось широким набо-
ром цветных драгоценных и полудрагоценных камней
(агатами, топазами, горным хрусталем, бирюзой, мала-
хитом и многими другими).
Средневековый период охватывает промежуток
времени, в течение которого были заложены основы
рудной геологии и создана горнорудная промышлен-
ность. Он отчетливо разделяется на три этапа: раннее
средневековье (I —XV века), эпоха Возрождения
(XV—середина XVIII в.) и позднее средневековье (се-
редина XVIII—середина XIX в.).
Раннее средневековье характеризуется спадом
в темпах эволюции общества, застоем в развитии гор-
норудной деятельности. В течение почти 150 лет не бы-
ло кардинально новых изобретений; масштабы разра-
ботки известных месторождений существенно не ме-
нялись. Отмечается только некоторый прирост
продукции горного дела за счет вовлечения в произ-
водство новых рудных объектов на севере Скандина-
вии, на Кавказе, в Средней Азии и на Урале.
Глава 1
Как мы уже отмечали, в древний период и почти
в течение всего раннего средневековья использова-
лась одностадийная прямая технология получения из
руды железа, так называемой крицы. Следующим
крупным шагом в развитии материального производ-
ства, приходившимся на XIV—XV века, явилось полу-
чение литейного чугуна, литейной бронзы. При после-
дующем переплавлении чугуна в присутствии воздуха
стали производить сталь. Все эти новшества способст-
вовали замене каменных ядер на чугунные, изготовле-
нию литейных пушек и массы литых изделий для быта.
В арсеналах английского короля Генриха VIII в Тауэре
находилось 64 бронзовых и 351 чугунная пушка, а так-
же другое вооружение, достаточного для оснащения
огромной по тем временам армии из 44500 человек.
Границы древнего и средневекового периода суще-
ственно различаются для крупнейших региональных
центров мировой цивилизации. В Китае в Гуаньчжун-
ской долине — одной из колыбелей китайской нации,
а также в провинции Хубей начало средневековья не-
сколько смещается в первые века н. э. Обнаруженные
остатки древних рудников Тонглишон, разрабатывав-
шихся в протяженный период XI в. до н. э. — II в. н. э.,
указывают на исключительно высокую для древних
рудокопов технику геологоразведочных работ. Они
создали систему откачки подземных вод и углублялись
горными выработками до глубины 60 м.
Отсутствие в заметных количествах железных
предметов быта и производства, а также преобладание
оружия, изготовленного из бронзы, указывают на то,
что железный век здесь существенно совпал с ранним
средневековьем и приходится на начало нашей эры.
Эпоха Возрождения, приходящаяся на середину
XIV — середину XVIII в., характерна для Западно-Ев-
ропейского центра цивилизации. С ней связан очеред-
ной интеллектуальный всплеск. Создаются новые
и расширяются старые города, возникают известные
архитектурные стили — ренессанс и барокко, мощное
развитие получает кузница Европы в Рудных горах
(Саксонские Альпы), снабжавших все страны этого ре-
гиона таким сырьем как серебро, свинец, олово, желе-
зо, медь и разнообразные краски. Появляются первые
научные идеи о рудообразовании. С эпохой Возрожде-
История горнорудного нроизводства
ния связана деятельность крупнейшего геолога-рудни-
ка, создателя учения о рудных месторождениях и ме-
таллургии Георгия Бауэра (Агриколы) (1494— 1555 гг.).
Врач по образованию, он обучался в университетах
Лейпцига (в Саксонии) и Болоньи (в Италии), а начи-
ная с 1526 г. и до конца жизни работал в Иохимстале
и Хемнице (Рудные горы) городским врачом. Георгий
Бауэр увлекался изучением геологии, минералогии
и металлургии месторождений серебра, свинца, олова
и меди и создал серию классических фундаменталь-
ных произведений в этой области. Наиболее знамени-
той среди них является работа «О горном деле и метал-
лургии» в 12 книгах, изданная после его смерти
в 1556 г. В течение нескольких столетий она служила
основным энциклопедическим справочником по гор-
норудному делу для многих поколений геологов и гор-
няков. В своих трудах Г. Бауэр объяснял образование
рудных тел процессом загустения циркулировавших
по трещинам горячих насыщенных металлами раство-
ров — «соков земли».
Другим крупным ученым этого времени был вели-
кий французский философ и математик Рене Декарт
(1596— 1650 гг.). Он считал, что земля — это остывшая
звезда с раскаленным ядром. В результате вихревого
движения материальных частиц рудные минералы из-
влекаются из ядра и отлагаются в трещинах остывших
пород вблизи поверхности.
Особых проблем с поисками новых месторожде-
ний средневековые горняки не имели. В горах, в узких
каньонах рек рудные тела обнажались на поверхности
и были легко доступны для разработки. Трудности
и сложности возникнут позже, когда доступные место-
рождения будут отработаны, а для обнаружения но-
вых нужны будут специальные знания. В таких исклю-
чительно благоприятных условиях и формировался
один из крупнейших в мире горнорудный центр в Руд-
ных горах. Здесь имелись обильные, выходящие на по-
верхность жильные месторождения серебра, свинца,
олова и железа. Горы покрывали дремучие леса и про-
резали многочисленные быстротекущие реки и ручьи.
Все это способствовало созданию богатых горняцких
городов. Недаром саксонские курфюрсты были одни-
ми из самых влиятельных князей Римской империи.
Пава 1
Первоначально славу этому району принесло фрай-
бергское серебро, из которого изготавливали моне-
ты — иохимталлеры или просто таллеры. Эти деньги
быстро распространились по разным странам мира.
В Америке таллер был переименован в доллар, а Рос-
сии его называли — от немецкого иохим просто ефи-
мок. Позже у нас, чтобы сделать монеты более удобны-
ми для расчетов, их рубили на части зубилом, а новую
денежную единицу назвали рублем.
В России эпоха европейского Возрождения вырази-
лась в общем подъеме материальной культуры и накоп-
лении эмпирических сведений о минеральных сокро-
вищах недр. Наиболее значительные события происхо-
дили во время царствования Петра I (1672 — 1725 гг.)
и последующей деятельности первого русского учено-
го-энциклопедиста М. В. Ломоносова (1711 — 1765 гг.).
Как мы уже отмечали ранее, становление любого
государства органически связано с освоением мине-
ральных ресурсов. Это полностью относится и к ак-
тивно формировавшейся Российской империи. На ее
обширных пространствах во все возрастающих коли-
чествах добывались строительные материалы (глав-
ным образом известняки Подмосковья), каменные
жернова для водяных и ветряных мельниц и соли
(Урал, бассейн Камы и Двины), сера (низовья Волги),
слюды для окон (их и называли мусковитами по имени
Москвы) (Карелия). Повсеместно на Русской равнине
разрабатывались болотные, озерные осадочные лимо-
нитовые и сидеритовые железные руды. В горных об-
ластях (на Кавказе, Алтае, Саянах) добывали золото,
серебро, медь, свинец, олово, сурьму и ртуть.
О масштабах этих работ можно судить по упомина-
ниям в летописях и оброчных книгах. Начиная с прав-
ления Ивана Грозного, развивалась система контроли-
руемого государством горнорудного производства.
Этим процессом сначала руководил Приказ каменных
дел (1584 г.), затем, уже во времена Петра I, — Приказ
рудокопных дел (1700 г.) и Бергколлегия (1717 г.). Ос-
новной задачей данных учреждений была организа-
ция правительственных экспедиций по поискам полез-
ных ископаемых. Отметим наиболее значительные из
них: 1) 1491 г. — отряд Андрея Петрова и Василия Бо-
лотина для поисков серебра на Печору; 2) 1617 г. —
История горнорудного производства
экспедиция И. Бертеньева на Урал, обнаружившая
медные руды; 3) 1640 г. — экспедиция боярина Стреш-
нева на поиски золота в Пермь; 4) 1677 г. — большая
группа Якова и Венедикта Хитровых вела поиски сере-
бряных руд в Сибири.
Царь Михаил Федорович (1596—1645 гг.) пригла-
шал из Саксонии горных мастеров для освоения мед-
ных месторождений в районе Перми на горе Григорь-
евской. Но только начиная с деятельности Петра I по-
иски минерального сырья были регламентированы
в серии законов под общим названием «Горная приви-
легия». Масштаб горноразведочных и поисковых ра-
бот в течение всего XVII века был очень большим. Осо-
бенно активно осваивались богатства Урала. Здесь
в период с 1623 по 1699 гг. работало 106 поисковых от-
рядов. На крупных заводах (Кунгурском, Уктусском
и Алапаевском) были открыты первые горнозаводские
школы.
Одной из первых сводок о минеральных богатствах
служит написанная В. Н. Татищевым (1686—1750)
многотомная «История Российская...». Подробные
сведения о 25 уральских и сибирских горных заводах
имеются в трудах В. И. Геннина (1676— 1750) — гене-
рал-лейтенанта, обрусевшего голландца, более 20 лет
руководившего горными заводами сначала Олонецко-
го края, а затем Урала.
Несомненно, одной из самых ярких звезд мировой
науки на заре ее формирования был М. В. Ломоносов.
Его энциклопедический ум позволил заложить основы
методики научного анализа нашего века. Многочис-
ленные успехи в решении конкретных задач геологии,
минералогии, горного дела, полезных ископаемых,
физики, химии и других наук интересны для истории
естествознания. Но гений М. В. Ломоносова, как это
отметил В. И. Вернадский, заключается прежде всего
в том, что он в отличие от натуралистов своего време-
ни резко порвал со схоластикой, господствовавшей
в естествознании вплоть до первой половины XVIII в.
М. В. Ломоносов был одним из немногих, кто анализи-
ровал точные факты, вел натурные наблюдения и экс-
перименты. А. С. Пушкин в «Мыслях на дороге» пи-
шет: «Ломоносов был великий человек. Между Пет-
ром I и Екатериной II он один является самобытным
Глава 1
сподвижником просвещения. Он, лучше сказать, сам
был первым нашим университетом».
М. В. Ломоносов получил великолепное для горняка
и геолога образование в Германии в университете
Марбурга и на Фрейбергских рудниках. Шахтерская
жизнь того времени была полна опасностей. Мистиче-
ское отношение к подземному миру и частые катастро-
фы вырабатывали особое горняцкое братство с много-
численными ритуалами, цеховыми символами, в част-
ности, отличительным знаком — двумя скрещенными
кирками и феерическими праздниками с ночными фа-
кельными шествиями.
М. В. Ломоносов как никакая другая личность в ис-
тории нашего отечества олицетворял образ героя, бо-
гатыря, если хотите, супермена. Высокий, стройный,
сильный, выносливый, настоящий древнегреческий
стоик, он сочетал в себе физическое и интеллектуаль-
ное совершенство. В молодости он без гроша в карма-
не бродил по Саксонии и Пруссии и будучи случайно
завербованным в прусскую армию, подвергаясь смер-
тельной опасности, бежал из средневековой крепости.
Он любил шумные молодежные застолья. Михаил Ва-
сильевич — идеальный символ гения, необычное соче-
тание научных озарений, невероятное упорство и тру-
долюбие в достижении цели и органический синтез те-
оретических и прикладных аспектов в развитии
естествознания.
Позднее средневековье (середина XVIII — середина
XIX в.) характеризуется появлением ранних теорети-
ческих концепций о происхождении месторождений
полезных ископаемых и созданием горнорудной про-
мышленности. Именно в это время велись великие ге-
ологические споры о строении земли, ее эволюции,
о зарождении гор и их разрушении. Геологический
мир раскололся на два непримиримых лагеря — непту-
нистов и плутонистов. Лидером первых был Абраам
Готлоб Вернер (1749— 1817 гг.), авторых — Джемс Гет-
то^ 1726-1797).
А. Г. Вернер всю жизнь проводит в Рудных горах
и 40 лет занимает пост профессора Фрайбургской гор-
ной академии. Имея слабое здоровье, он мало путеше-
ствовал и большую часть времени посвящал теорети-
ческому анализу, разрабатывал систематику минера-
История горнорудного ироизводства
лов и горных пород. Блестящий оратор, А. Вернер при-
влекал на свои лекции студентов со всей Европы. Он
был прямым продолжателем идей Агриколы.
Первоосновой всех научных построений А. Верне-
ра служила генеральная идея об осаждении всех раз-
новидностей горных пород из вод первичного океана.
В рудном деле его вклад выразился в тщательном опи-
сании серебряных, свинцовых и оловянных жил Руд-
ных гор также с позиции упрямого нептуниста, видев-
шего основную первопричину всех геологических
процессов, в том числе и рудных, в отложении вещест-
ва из просачивающихся по трещинам с поверхности
дождевых вод.
Д. Геттон — яркий представитель другого лагеря,
плутонистов, объяснявших природные геологические
явления действием могучих подземных сил, огненных
расплавов и катастрофических землетрясений. Д. Гет-
тон — юрист и врач, получивший образование в Эдин-
бурге, Париже и Лондоне. Подобно А. Вернеру, Д. Гет-
тон был вечным холостяком, посвятившим всю свою
жизнь науке и прежде всего геологии. Среди его близ-
ких друзей было много крупных ученых — химик
Д. Блэк, математик Д. Плейфер, экономист А. Смит,
философ Д. Юм, биолог Ч. Дарвин и много других.
И не случайно Эдинбург, где трудились все эти деяте-
ли науки, в те времена называли северными Афинами.
Это был второй после Парижа научный и интеллекту-
альный центр. К концу своей жизни Д. Геттон опубли-
ковал фундаментальный двухтомный труд «Теория
земли или исследования законов, наблюдаемых в сло-
жении, разрушении и восстановлении суши на земле».
В нем он признавал наличие как осадочных, так и маг-
матических пород, а формирование руд связывал с ос-
тыванием кремнистых сернистых расплавов.
В России с целью подготовки нужных для страны
специалистов в 1773 г. было открыто Санкт-Петер-
бургское горное училище, в 1834 г. реформированное
в Горный кадетский корпус, который в 1834 г. был пе-
реименован в Институт корпуса горных инженеров,
после Октябрьской революции ставший Ленинград-
ским горным институтом, а в 1992 г. — Санкт-Петер-
бургским государственным горным институтом.
С 1825 г. стал издаваться горный журнал. Важными
Глава 1
центрами подготовки исследователей месторождений
становятся Петербургский и Московский университе-
ты, в которых читали лекции такие ученые как
Д. И. Соколов и Г. Е. Щуровский, заложившие основы
русской школы геологов-рудников.
В середине XVIII в. бурное развитие плавильных за-
водов привело к почти тотальному уничтожению лесов
в Южной и Западной Европе и в Англии. Металлурги-
ческое производство стало неуклонно сворачиваться.
Возникла проблема замены древесного угля камен-
ным. И она была успешно решена Генри Кортом — ан-
глийским судовым агентом, который, увлекшись ме-
таллургическим делом, создал отапливаемую камен-
ным углем подовую печь для получения чугуна и стали.
В сочетании с последующим вскоре изобретением Ге-
нри Бессемером технологии получения литого чугуна
и литой стали грядущий XIX век можно отнести к же-
лезному ренессансу. Тот, кто владел технологией пере-
работки и ресурсами железных руд, тот и контролиро-
вал мировую экономику. В начале XIX века только Ан-
глия обладала подобным могуществом.
Согласно данным М. Беккерта, с 1800 до 1870 г.
ежегодная выплавка чугуна в Англии возросла со
100 тыс. т до 2 млн. т, а в последующее десятилетие ут-
роилась, составляя 6 млн. т. В этой стране выплавля-
лось значительно больше чугуна и стали, чем во всем
остальном мире. Активно разрабатывались железо-
рудные и угольные месторождения, которыми весьма
богато это островное государство. Ведущие страны
мира почти в геометрической прогрессии наращивали
мощность в черной металлургии. Чугун, сталь и сплавы
на основе железа произвели переворот во всех сферах
человеческой деятельности. Именно в первой полови-
не XIX в. были заложены основные тенденции разви-
тия мирового общества в новое время. Пропуском
в клуб передовых стран мира мог служить только вы-
сокий технологический уровень освоения природных,
прежде всего минеральных ресурсов.
Новый период условно можно считать начиная с се-
редины XIX в. до наших дней. Несмотря на небольшой
срок, в это время темп исторических событий был
весьма высоким. Особенно бурно развивалось естест-
вознание, горнорудное производство и промышлен-
История горнорудного нроизводства
ность. Новое время характеризуется становлением на-
уки как одной из важнейших сфер человеческой дея-
тельности, созданием разветвленной государственной
и частной структуры горнорудного дела и лавинного
ускорения научно-технического прогресса. С середи-
ной XIX века совпадает смена в ведущих странах мира
феодальной системы капиталистической. Весьма ус-
ловно период нового времени можно разделить на три
этапа: начальный, великих открытий и современный.
Начальный этап охватывает промежуток времени
от 1820— 1830 гг. до 1900— 1910 гг. В это время была ос-
воена технология отливки чугуна и он молниеносно за-
нял лидирующие позиции во всех видах строительных
работ в архитектуре, декоративном искусстве, воен-
ном деле и в бытовых изделиях. XIX век не случайно
называют веком чугуна. Этот металл во все возрастаю-
щих количествах идет на изготовление рельс в желез-
нодорожном деле. Из него создаются удивительные по
изяществу и красоте ажурные решетки в садово-пар-
ковых ансамблях, балконах, изгородях и т. д. Создают-
ся огромные металлические арочные мосты и состоя-
щие из отдельных конструкций уникальные сооруже-
ния. К последним относятся построенные из железа
специально к открытию Всемирной выставки в Пари-
же в 1889 г. Дворец машин и Эйфелева башня.
Начальный этап приходится на время раннего ка-
питализма — энергичного освоения минеральных ре-
сурсов. Создаются гигантские промышленные цент-
ры, объединяющие угольные и железорудные бассей-
ны: Лотарингский, Минас Жераис в Бразилии,
Английский, Донбасский, Уральский, Рудногорский
в Центральной Европе и другие. Река чугуна и стали
неиссякаемым потоком устремилась в промышленное
производство. На базе железа и его сплавов создается
мировая сеть железных дорог, многократно увеличи-
вается мощь артиллерии, создаются первые крупные
морские военные исполины — крейсеры и линкоры.
Железные изделия пронизывают все сферы человече-
ской жизни — от мельчайших иголок до плуга, чугун-
ного горшка, сковородки и котла.
Разрабатываются сотни месторождений железных
руд на Урале, в Кривом Роге, в Лотарингии, в Рудных
Горах Центральной Европы, в районе озера Верхнего
Глава 1
на границе США и Канады и во многих других регио-
нах мира. С начальным этапом связано создание тео-
ретических основ современной геологии, и прежде
всего учения о полезных ископаемых. Была разработа-
на теория происхождения месторождений из магмати-
ческих расплавов. Ее активно развивали профессор
Лионского университета Ж. фурне (1835 г.), англий-
ский натуралист Т. Бельт (1861 г.). На базе нептуничес-
ких представлений Вернера выкристаллизовалось ин-
фильтрационное направление в объяснении проис-
хождения руд. Его сторонники связывали отложение
рудного вещества с циркулирующими по трещинам
поверхностными водами. В это время в области рудной
геологии работали выдающиеся ученые — французы
Л. Де Лоне, впервые предложивший в 1897 г. термин
«гидротермальные месторождения», и Эли де Бомон
(1847 г.), фундаментальные исследователи А. Гумбольт
и Р. Мурчисон (1842 г.). Наиболее значительный вклад
в теорию рудообразования внес американский геолог
В. Лингрен (1906 г.), классификацией месторождений
которого исследователи пользуются и по сей день.
Следующий этап — время великих открытий —
приходится на первую половину XX века. Для него ха-
рактерна кардинальная перестройка мировой эконо-
мической системы. Создаются важнейшие регулято-
ры минеральных сырьевых потоков — главные биржи
в Лондоне и Нью-Йорке. Опираясь на новейшие виды
вооружений, промышленно развитые страны пред-
приняли две трагические попытки — Первая и Вторая
мировые войны — по переделу мира, сфер влияния.
В этот этап были созданы новые отрасли науки
и производства — электротехническая, автомобиль-
ная, ядерная, радиоэлектронная. Существенно увели-
чились обьемы добычи железных, медных, марганце-
вых, фосфорных, никелевых, кобальтовых, ртутных,
сурьмяных и некоторых других типов руд. В промыш-
ленный оборот были вовлечены новые виды полезных
ископаемых — урановые, пьезооптические,-диэлект-
рические, расширился список добываемых легких,
цветных, редких и малых элементов, химических ти-
пов сырья и строительных материалов.
Мощный толчок в развитии промышленности
и минерально-сырьевых источников был дан событи-
История гврнврддногп ириизводства
ями Второй мировой и связанной с ними гонкой во-
оружений.
Геологию, как и другие сферы жизни нашего госу-
дарства, не обошла беда жесточайших сталинских ре-
прессий. Начиная с 1937 года трагическая участь по-
стигла многих исключительно талантливых и ярких
ученых и производственников. Апофеозом было изве-
стное «дело геологов» в 1949 г., когда значительный от-
ряд специалистов-геологов, в подавляющем большин-
стве исследователей месторождений полезных иско-
паемых, был отправлен в лагеря Казахстана, Сибири,
Дальнего Востока и Среднего Урала. Среди них такие
ученые как М. Н. Годлевский — крупнейший знаток
медно-никелевых месторождений, В. М. Крейтер —
мировой лидер в области рудной геологии, Н. М. Федо-
ровский — выдающийся ученый и директор Институ-
та минерального сырья, Д. Е; Перкин — руководитель
цветной металлургии СССР и много других.
Репрессированные по ложным обвинениям геологи
в основном работали в качестве заключенных на руд-
никах и золотоносных приисках в нечеловеческих ус-
ловиях, жили на голодном пайке, болели и умирали.
В связи с острой нехваткой специалистов в военные
годы некоторым заключенным геологам удавалось ве-
сти поисково-разведочные работы в качестве консуль-
тантов. Они достойно выполнили свой профессио-
нальный и гражданский долг. В 50-х годах после реаби-
литации те, кто вынес эту страшную каторгу, ярко
описанную А. И. Солженициным в «Архипелаге Гу-
лаг», вернулись к своей прежней геологической дея-
тельности и продолжали изучать минеральные ресур-
сы (В. М. Крейтер, М. Н. Годлевский, Ю. М. Шейн-
манн, И. А. Коровяков и другие).
Современный этап начался после Второй мировой
войны с середины 50-х годов. Для него характерно за-
вершение формирования мировой горнорудной ин-
фраструктуры, создание серии могучих транснацио-
нальных концернов, корпораций и трестов, выдвиже-
ние рудной геологии и связанных с ней отраслей
в разряд стратегических с жестким государственным
контролем. Начиная с конца XIX в. в ведущих странах
мира создаются геологические службы или геологиче-
ские комитеты: Англия — 1832 г., Австралия — 1849 г.,
Гяава 1
Канада — 1853 г., Франция — 1855 г., Швеция —
1858 г., Италия — 1868 г., Венгрия — 1872 г., Герма-
ния — 1873 г. и Россия — 1882 г. Основной задачей
этих организаций было систематическое изучение ге-
ологического строения и полезных ископаемых соот-
ветствующих стран.
В нашей стране Геолком в 1922 г. был преобразован
сначала в Главное геолого-разведочное управление,
затем в 1939 г. — Комитет по делам геологии,
в 1946 г. — Министерство геологии СССР, трансфор-
мация в 1990 г. — Комитет Российской Федерации по
геологии и использованию недр. В результате последу-
ющих преобразований государственная геологичес-
кая служба входит в Министерство природных ресур-
сов РФ.
О масштабах бывшей геологической службы мож-
но судить по тому, что только в системе бывшего Мин-
гео СССР в 70-х годах трудилось более 500000 человек.
К ним надо добавить несколько миллионов работав-
ших в горнорудной, металлургической, агрохимичес-
кой и других перерабатывающих отраслях народного
хозяйства. В настоящее время количество специалис-
тов-геологов, находящихся на государственной служ-
бе России, резко сократилось.
Для нового времени характерна высочайшая сте-
пень специализации. Стремление в максимально ко-
роткие сроки получить важные экономические резуль-
таты привело к раздроблению единого геологического
потока на тысячи мельчайших ручейков-направлений.
В недрах жестко специализированных на определен-
ный вид или тип минерального сырья (полиметалличе-
ских, урановых, черных металлов и т. д.) организаций
создаются отделы, группы, изучающие очень узкие
проблемы поисков, разведки и переработки минераль-
ного сырья.
В бывшем СССР эта мировая тенденция была реа-
лизована в полной мере. Мы имели министерства гео-
логии, черной металлургии, цветной металлургии,
строительных материалов, алюминиевой промышлен-
ности, мощные урановые главки и другие. Появляются
специалисты с исключительно узким профилем дея-
тельности. Подобная структура способна в короткой
исторической перспективе (10 —ЗОлет) быстро решать
История zopiiopgguozo промзиодства
конкретные научно-прикладные задачи, но она же
и таит в себе опасные долговременные следствия. Те-
ряется общее представление о земле и ее минеральном
потенциале. Быстро, как лесные пожары, геологичес-
кую общественность завоевывают скороспелые при-
митивные концепции. Конечно, общество, переболев
несколько лет, их отбрасывает, но при этом теряется
темп развития науки и тратится впустую полемичес-
кая энергия. Этот феномен связан с безбрежным мо-
рем различных, часто не связанных друг с другом фак-
тов. В подобной атмосфере агностицизма, когда узкий
специалист считает, что все возможно и нет объектив-
ной истины, и рождаются схоластические идеи, гипер-
трофированно преувеличивающие значение отдель-
ных факторов в общем достаточно сложном комплекс-
ном процессе рудообразования.
В новое время широкий размах геологических изы-
сканий привел к потере интереса в мировой геологии
к идеям крайних сторонников плутонизма и нептуниз-
ма. Господствующую позицию в современных теориях
занимает понятие о многообразии механизмов рудо-
образования, о многоэтапное™ и длительности фор-
мирования месторождений полезных ископаемых.
Современные достижения космической геологии, фи-
зики земли, механики, математической геологии
и компьютерной технологии привели к новому круп-
ному прорыву в рудной геологии. Учение о полезных
ископаемых окончательно стало на рельсы фундамен-
тальной науки естествознания. Кончился ее младенче-
ский эмпирический этап. В настоящее время геолог-
полезник владеет всем арсеналом научных методов:
математическое и физическое моделирование, ком-
пьютерные технологии, оценки минеральных ресур-
сов различных территорий, аэрокосмические поиско-
вые системы, мощная буровая и геофизическая аппа-
ратура, разнообразные тонкие приемы изучения
минерального состава и строения месторождений.
Современный исследователь рудных месторожде-
ний, переболев недугом узкой специализации, посте-
пенно становится специалистом с широким естествен-
но-научным образованием, разбирающимся во всех
направлениях геологической науки. Только синтез
этих знаний позволяет выдвинуть новые идеи и кон-
Глава 1
цепции, способные решить минерально-сырьевые
проблемы человечества в двадцать первом веке.
Человечество последовательно осваивает глубины
земных недр. В древний и средневековый периоды
нужды цивилизации вполне удовлетворяли выходящие
на дневную поверхность месторождения. К концу ново-
го времени поверхностный резерв большинства видов
полезных ископаемых был почти исчерпан. В послево-
енный этап начались рудные поиски на глубинах
200 — 300 м. Они проводились прежде всего в известных
горнорудных районах. Таким путем новое дыхание по-
лучили многие средне- и южно-уральские провинции
медно-цинковых с золотом и серебром сульфидных ме-
сторождений. Подлинное возрождение испытал Рудный
Алтай. Здесь были открыты не выходящие на поверх-
ность крупные месторождения полиметаллических руд.
По данным американского исследователя Д. Кука, за
период 1943 —1985 гг. в мире было открыто 150 крупных
и уникальных месторождений меди, свинца, золота, се-
ребра, урана, молибдена и никеля. Это в значительной
степени сняло минерально-сырьевой пресс в этом сто-
летии. Но жизнь течет, и на повестке дня — проблема
вовлечения в хозяйственный оборот новых типов и ис-
точников полезных ископаемых. Существенный при-
рост запасов освоенных промышленностью типов руд
в настоящее время и в будущем может осуществляться
только путем освоения новых месторождений на глуби-
нах 300 — 500 м, поэтому в наступившем веке геологи бу-
дут вести глубинные поиски сначала в известных в на-
стоящее время рудных районах, а затем и в новых науч-
но предсказанных регионах нашей планеты.
С современным этапом связана деятельность широ-
кой плеяды выдающихся ученых: С. Эммонса, Ч. Ван
Хайза, А. Бэтмана, Ч. Парка, Г. Шнейдерхена, В. А. Об-
ручева, А. Е. Ферсмана, М. А. Усова, А. Г. Бетехтина,
П. М. Татаринова, П. Рутье, С. С. Смирнова, В. И. Смир-
нова, Н. М. Страхова, А. Д. Щеглова, А. Митчелла,
Г. Кинга, В. Силлитое, Т. Сато и многих других.
Глава 2
ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О МЕСТОРОЖДЕНИЯХ
ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Основные понятия
Минеральное сырье (полезное ископаемое) — природ-
ное или техногенное минеральное образование, которое
в сыром или переработанном виде может быть использо-
вано в практической деятельности человека. Примеры
минерального сырья достаточно многочисленны. Так,
в сыром виде мы потребляем, например, подземную во-
ду, соответствующую по своим параметрам питьевой,
или используем современные суглинки для строительст-
ва. Более часто приходится подвергать добываемый ма-
териал переработке, например, сортировать на грохотах
гравийно-галечный материал или дробить фосфориты
для получения удобрения — фосфомуки. Во многих слу-
чаях необходимо обогащать минеральную массу, подвер-
гая ее порой достаточно сложным процессам концентри-
рования полезных компонентов, включающего гравита-
ционную, магнитную или рентгеновскую сепарацию,
флотацию, пирометаллургию и пр.
Виды минерального сырья выделяются по различным
позициям. Выделяют следующие полезные ископае-
мые: металлические и неметаллические; твердые, жид-
кие и газообразные; породы, минералы и элементы; об-
щераспространенные и необщераспространенные; на-
ходящиеся в ведении федеральных и местных органов
управления; стратегические и прочие. Выделяют от 160
до 400 разновидностей минерального сырья. Распрост-
ранена классификация минсырья по группам, исполь-
зуемым в разных отраслях производства, которая вклю-
чает металлы, горнохимическое, горноиндустриальное,
строительное и энергетическое сырье (табл. 2.1). Как
видно, металлы используются преимущественно в ме-
Глава 2
таллургии, неметаллические виды полезных ископае-
мых используются во многих отраслях хозяйственной
деятельности. Помимо указанных групп, целесообраз-
но выделять техногенные виды сырья, представляющие
собой отходы горной добычи, переработки и обогаще-
ния руд: отвалы вскрышных пород, хвосты, так называ-
емые эфельные отвалы, формирующиеся при разработ-
ке россыпных месторождений, шлаки и золы металлур-
гических производств и ТЭЦ и пр.
Таблица 2.1
Классификация видов минерального сырья
по их использованию. (По И. Ф. Романовичу, 1990,
Л. Ф. Наркелюну, 1996 с добавлениями).
Группа минерально- го сырья Отрасль промышлен- ного исполь- зования Классы и виды минерального сырья
1 2 3
Металличе- ское Металлургия Металлы: черные и легирующие (Fe. Ст, Мп. Tj, V, Со, Ni, W, Мо); цветные (А1 — бокситы. Mg, Си, Mo, Pb, Zn, Sn, Bi, Sb, Hg, As); благородные (Au, Ag, Pt и платиноиды): редкие (Li, Be, Sr, Rb, Cs, Zr, Ta, Nb, Y, редкие земли, рас- сеянные (Hf, Re, Se, Те, Sc, Tl. Cd, Ga, In, Ge); радиоактивные (U, Th, Ra)
Горпохими- ческос Химическая Сера, серный колчедан, гипс и ангидрит, каменные соли (галит, сильвинит, карналлит, селитра, сода, трона, бишофит и др.), рассолы и рапа, фосфорит и апатит, бораты и боросиликаты, цеолиты, барит, каменные кислотоупоры и др.
Горноинду- стрм- альпое Машино- строение, электротех- ника, камис- обработка, ювелирное дело и др. Абразивы (технические алмазы, корунд, топаз, гранат, кварц); пьезооптиче- скос сырье (пьезокварц, оптические кварц и флюорит, исландский шпат); теп- ло- и электроизоляционные материалы (асбест, мусковит, флогопит, тальк); сорбенты и отбеливатели (опоки, цеолиты, шунгит, мел, каолин, тальк,); сма- зочные материалы (графит, молибденит, битумы к битумоиды): драгоценные и полудрагоценные камни первого класса (ювелирный алмаз, изумруд, рубин, сапфир, александирт), второго класса (топаз, аквамарин, рубеллит и др.), третьего класса (благородные гранаты, кианиты, эпидоты и турмалины, аме- тист, жемчуг, кораля, янтарь и др.), поделочные камни (нефрит, родонит, ла- зурит, малахит, чароит, агальматолит, обсидиан, офиокальцит, офит, амазо- нит, лабрадорит, мрамор, яшма, агат и др.); сырье для каменного литья (диа- базы, базальты и др.)
Металлургия Флюсы (известняки, доломиты, плавиковый шпат), огнеупоры (магнезиты, доломиты, огнеупорные глины, кварциты, графит, пирофиллит, формовочные пески), высокоглиноземистое сырье (нефелиновые сиениты, алуниты. силли- манит, кианит, андалузит, диаспор, дюмортьерит)
Строитель- ное Строитель- ная и кера- мическая Строительный камень (горные породы, дресва по ним, бутовый камень, галь- ка, гравий, щебень), кровельные сланцы; цементное сырье (известняки, доло- миты, мергели, глины); наполнители бетона (щебень, гравий, песок, вермику- лит); вяжущие материалы (мергели, известняки, глины, гипс, ангидрит); гид- равлические добавки (трассы, пемза, диатомиты, трепелы, опоки, перлит и др.); стекольно-керамическое сырье (стекольные пески, полевой шпат, пегма- титы, разности гранитов, каолин, волластонит, легкоплавкие, тугоплавкие,, огнеупорные, керамзитовые, бентонитовые и кирпичные глины); облицовоч- ные камни (мраморы, граниты, лабрадоркты, габбро, лампрофиры и др.); ми- неральные краски (вивианиты, глауконитовые глины, охра, умбра и пр.)
Каустобио- литы Энергетика и химиче- ская Торф, лигниты, бурый и каменный уголь, горючие сланцы, битумы
Газогидро- минералыюе Энергетика и химиче- ская Нефть, метан и углеводородные газы; подземные воды (питьевые, техниче- ские, минеральные и бальнеологические, бор-, йод-, бром- и металлсодержа- щие рассолы); поверхностные воды (озерные и морские рассолы, морские воды (источник магния и сульфатов натрия); минеральные грязи и илы (тор- фогрязи, сапропель, нафталиновые if др.); негорючие инертные газы (Не. Аг, Кг. Nc); сероводород.
ОСщив сввдвния о месторождениях полезных ископаемы»
В силу прогресса в технологии постоянно изменя-
ются требования к минеральному сырью, появляются
новые виды минерального сырья. Это требует выделе-
ния нетрадиционных видов сырья, к таким в настоя-
щее время можно отнести глауконит как калийное
удобрение, гуминовые кислоты, получаемые из бурого
угля и ряд других.
С правовой точки зрения в Российской Федерации
выделяется две группы полезных ископаемых — об-
щераспространенные и необщераспространенные.
Первые включают: песок (кроме формовочного, сте-
кольного, кварцевого для производства огнеупоров
и фарфоро-фаянсовых изделий), галька, гравий, глина
(кроме каолиновой и некоторых других), доломит,
кварцит (кроме динасового — огнеупорного), песча-
ник, мел, гипс, мергель, туф, известняк, сланец (кроме
горючего), гранит, базальт, диорит, сиенит, порфир.
Они могут разрабатываться без получения специаль-
ных лицензий. Все остальные виды минерального сы-
рья считаются не общераспространенными и для их
разработки необходимо получение специальных раз-
решений — лицензий.
Полезный компонент — горная порода, минерал, хи-
мическое соединение или элемент, которые являются
предметом добычи и промышленного использования.
Руда — природное или техногенное образование,
содержащее полезный компонент в таких концентра-
циях, количестве, минералах и имеющее такое строе-
ние, которые определяют его рентабельную добычу из
недр. Это понятие включает природный, историчес-
кий и технолого-экономические аспекты.
Геологические природные условия предопределя-
ют присутствие полезных компонентов в тех или иных
концентрациях, их минеральный состав и строение
руд (текстуру и структуру). По концентрации полез-
ных компонентов руды бывают богатые, рядовые, бед-
ные или убогие. Встречаются также руды с очень бога-
тыми (ураганными) содержаниями полезных компо-
нентов. Концентрация полезных компонентов
определяется либо в процентах металла, его оксида
или полезного минерала, либо в граммах на тонну (г/т
или ppm) для благородных и некоторых редких метал-
лов, либо в каратах на тонну (для алмазов и изумру-
Глава 2
дов). Один карат равен 0,2 г. Для россыпей содержание
полезных компонентов определяется в кг/м3, г/м3 или
кар/м3. В рассолах содержание полезных компонен-
тов определяется в г/л или мг/л.
Руды могут быть моно- или поликомпонентными
(комплексными). В последнем случае, как правило, вы-
деляются главные (главный) и второстепенные (попут-
ные) компоненты. Это характерно для медно-никеле-
вых с платиноидами, многих сульфидных (колчедан-
ных), некоторых радиоактивных или железных руд.
Они также могут иметь в своем составе технологичес-
ки вредные примеси или экономически полезные при-
меси, содержать ядовитые вещества или быть относи-
тельно экологически «чистыми». Например, в качест-
ве полезных примесей в свинцово-цинковых рудах
и бокситах присутствует галлий, в некоторых бурых
углях — германий, бериллий и уран.
По минеральному составу и своему строению руды
бывают технологически легкими для переработки (легко
вскрываемыми) или упорными. Так, руды циркония мо-
гут быть сложены бадделеитом — ZrO2, цирконом —
ZrSiO4 или эвдиалитом Na4(Ca,Ce,Fe2+)2ZrSi6O17(OH,Cl)2.
В этом ряду последовательно ухудшаются технологичес-
кие характеристики руд, что обусловлено все более слож-
ными и более энергоемкими схемами выделения из руд-
ного минерала полезного компонента. В другом приме-
ре — уран, иттрий и редкие земли легко десорбируются
из уран-редкоземельных руд в глинах, обогащенных фос-
фатизированными остатками рыб, после их гравитацион-
ного обогащения. Напротив, уран и редкие земли из руд,
представленных браннеритом (сложным титанатом ура-
на), могут быть выделены лишь в результате их металлур-
гического передела. Для многих видов минерального сы-
рья выделены главные рудные минералы, известны ос-
новные типы руд и разработаны различные схемы их
обогащения и передела.
Рудоносными, рудовмещающими или несущими
оруденение называются горные породы и отдельные
элементы геологического строения, содержащие руду.
Промышленный концентрат (промышленный про-
дукт) — продукт переработки и обогащения руды, ко-
торый является предметом поставки для дальнейшего
использования в промышленности. Так, на Сорском
Общие сведения о мвстпрождвннях ппнезных ископаемых
комбинате, разрабатывающем одноименное место-
рождение медно-молибденовых руд, расположенном
в Кузнецком Алатау, в результате последовательных
операций дробления, измельчения, гравитационной
сепарации, флотации и сушки получают два промыш-
ленных концентрата — халькопиритовый (CuFeS)
и молибденитовый (MoS2).
Хвосты — отходы переработки и обогащения ру-
ды. В большинстве случаев получаются обводненные
илистые хвосты, которые сливаются в хвостохранили-
ща. Последние, как правило, занимают обширные про-
странства понижений в рельефе, представляют собой
пустынные «лунные» ландшафты и являются доста-
точно серьезным негативным прессом для окружаю-
щей среды.
Вскрышные породы (пустые породы) — горные по-
роды, которые извлекаются из недр вместе с рудной
массой. В случае объемной карьерной добычи круп-
ных месторождений угля, железных, золотых или ал-
мазных руд формируются техногенные горы отва-
лов — терриконы. Как правило они плохо зарастают
растениями и служат источником загрязнения, если
не подвергаются систематической рекультивации.
Месторождение полезных ископаемых — природ-
ное или техногенное скопление минерального сырья,
которое по своим качественным, количественным,
горнотехническим, географо-экономическим и гео-
экологическим параметрам соответствует условиям
его рентабельной разработки. Если по имеющимся
данным еще неясно промышленное значение оценива-
емого скопления руд, пользуются понятием потенци-
альное месторождение.
Качественные параметры включают: содержание
главных, второстепенных (при комплексных рудах)
и вредных компонентов; состав рудных и жильных ми-
нералов; текстуры и структуры руд; технологические
характеристики руд.
Количественные параметры включают: запасы руд
(Q), представляющие собой оконтуренные и подсчи-
танные или предварительно оцененные их объемы
(массы) в недрах; ресурсы (Р) — предполагаемые объе-
мы руд. В России существуют четыре градации (кате-
гории) запасов по степени их достоверности (разве-
Глава 2
данности) — А, В, С| и С2. К категории А относят пол-
ностью изученные, В — изученные в основных осо-
бенностях, С] — в общих чертах, С2 — по единичным
пересечениям. Таким образом, запасы А, В и Cj счита-
ются разведанными, а С2 — предварительно оценен-
ными. Категории запасов России соответствуют следу-
ющим образом запасам Горного бюро США: А + В —
достоверные, оцененные, измеренные (measured); Cj
+ частично С2 — вероятные, предварительно оценен-
ные (indicated); частично Cj — возможные, предполо-
жительные (inferred). Среди ресурсов в России выде-
ляют три группы: Pj — известных месторождений;
Р2 — потенциальных месторождений; Р3 — перспек-
тивных районов.
Горнотехнические параметры включают условия
и элементы залегания рудных тел, обводненность и за-
газованность месторождений, физико-механические
свойства рудных тел и вмещающих их пород.
Географо-экономические параметры характеризу-
ются рельефом, климатическими условиями, инфраст-
руктурой, обеспеченностью энергией, строительными
материалами и персоналом района расположения мес-
торождения и стоимостью имеющегося полезного
компонента.
Геоэкологические параметры включают ценность
земель отчуждения при освоении месторождения по
сравнению с другими видами их использования
(в сельском хозяйстве, рекреации и пр.) и затраты на
очистку поверхностных и подземных вод, атмосфер-
ного воздуха и рекультивацию ландшафтов после от-
работки объекта.
Отмеченные критерии оценки скоплений мине-
рального сырья в качестве месторождений являются
важнейшими в недропользовании, поэтому ниже они
рассмотрены более подробно.
Помимо месторождений встречаются и другие
скопления полезных компонентов. Различают следую-
щие иерархические уровни их концентраций: геохи-
мическая концентрационная аномалия, в которой со-
держание полезного компонента более чем в несколь-
ко раз превышает фон; точка минерализации (пункт
минерализации), где найдены рудные минералы; про-
явление полезного компонента, в котором содержание
Общие сввдвоия о месторождениях понезных ископаемых
полезного компонента приближается к его убогим ру-
дам; рудопроявление, где есть хотя бы одно рудное пе-
ресечение; рудное тело, руда из которого может быть
добыта; рудоносная зона, объединяющая ряд рудных
тел; месторождение; рудное поле, где сгруппированы
одно или несколько месторождений и сопутствующие
им рудопроявления; рудные узел, район, провинция,
бассейн и пояс, которые объединяют в разных мас-
штабах месторождения полезных ископаемых.
Рудопроявление — скопление минерального сырья,
которое соответствует требованиям промышленности
только по своим качественным параметрам, но прак-
тически не имеет выявленных запасов.
Рудная формация — группа месторождений, имею-
щих сходные минеральный состав руд, рудосопровож-
дающих изменений вмещающих пород (метасомати-
тов), рудоносных пород и геолого-структурную пози-
цию, но отличающихся своим возрастом. Иногда
пользуются близким понятием геолого-промышленно-
го типа месторождений, под которым понимают рас-
пространенную группу месторождений, которые име-
ют похожие форму рудных тел, минеральный состав
руд и рудовмещающих пород и закономерности лока-
лизации рудных залежей.
Рудоконтролирующими и рудолокализующими эле-
ментами (структурами) считаются такие составляю-
щие геологического строения, которым подчиняются
расположение рудных тел, рудоносных зон и место-
рождений (отдельные разломы, породы определенно-
го состава, метасоматиты, сочетание проницаемых
и экранирующих образований и пр.).
Минералого-геохимические
и П1експ1дрно-струкп1урные характеристики руд
Руда состоит из рудных (промышленных) и сопут-
ствующих минералов, а ее строение определяется тек-
стурой и структурой.
Рудный минерал — химическое соединение или са-
мородный элемент, который содержит полезный ком-
понент или является таковым. Ими обычно являются
для руд металлов: самородные элементы (золото, сере-
Глава 2
бро, платина и платиноиды, медь, висмут) и их интер-
металлиды; оксидные соединения тяжелых металлов
(например магнетит, гематит, касситерит, хромит,
вольфрамит, шеелит, танталлит-колумбит, куприт, на-
стуран, бадделеит и др.), сульфиды (аргентит, молиб-
денит, халькопирит, борнит, галенит, сфалерит, висму-
тин, реальгар, киноварь, антимонит и пр.), реже сили-
каты (берилл, сподумен, лепидолит и др.) или
соединения с мышьяком, селеном, теллуром, ванади-
ем, сульфаты. Неметаллические руды сложены агрега-
тами с преобладанием алюмосиликатов, силикатов,
карбонатов и других солей (известняки, доломиты,
гипсы, галит, карналлит, сильвинит, магнезиты, флюо-
рит, барит, витерит, слюды, асбест, каолин, керамиче-
ское сырье и др.), реже элементов (алмаз, графит, се-
ра) или органического вещества (битумы, угли, горю-
чие сланцы). Для кристаллосырья этой рудой являются
скопления относительно крупных и чистых породооб-
разующих или акцессорных минералов (кварца, каль-
цита (исландского шпата), мусковита, флогопита, сер-
пентина-асбеста, алмаза, графита, берилла (изумруда),
александрита, аметиста и пр.).
Сопутствующий нерудный (жильный) минерал —
минерал, включенный в руду и не содержащий полез-
ных компонентов (не являющийся промышленным).
Среди жильных минералов преобладают кварц, карбо-
наты, хлорит, полевые шпаты, турмалин, тремолит, се-
рицит, глинистые минералы.
Руда обладает соответствующей структурой и текс-
турой. Различают структуры и текстуры разного мас-
штаба: мега — наблюдаемые в обнаженных и горных
выработках, макро — видимые в образцах и микро —
устанавливаемые под микроскопом.
Текстура руды определяется формой, размерами
и особенностями срастания минеральных агрегатов.
Она может быть массивной при сплошном распрост-
ранении рудных минералов, вкрапленной, прожилко-
вой, полосчатой и пр. Размеры минеральных агрегатов
в большинстве случаев составляют сантиметры и де-
циметры. Поэтому текстуры определяются при описа-
нии обнажений, горных выработок и керна буровых
скважин. Выделяют генетические и морфологические
типы текстур руд. Примеры некоторых текстур пока-
Общие сведения в месторождениях нолвзных вешаемых
заны на фотографиях (рис. 2.1 — 2.5). Очень часто текс-
туры руд являются комбинированными и включают
различные разновидности.
Рис. 2.1. Нодулярная текстура хромитовых руд. Округлые
темно-серые выделения хромита (нодули) имеют кайму
закаливания и погружены в светлую основную массу
серпентинизированных дунитов. Прожилковые выделения
магнезита (белое). Натуральная величина. Сарановское
месторождение. Россия. (По М. П. Исаенко).
Рис. 2.2. Друзовая текстура агрегатов изометричных
кристаллов золота и горного хрусталя. Увеличено в 9 раз.
(По Н. М. Давиденко).
Глава Z
Рис. 2.3. Пример плойчатой текстуры железных руд
железистых кварцитов. Сложно смятые слойки представлены
кварцем (светлое) и магнетитом (серое и черное).
Погромецкое месторождение. КМА. (По М. П. Исаенко).
Стенка
Аметист
Жеода
Аметист
Кристаллы
кварца
Цинковая
обманка
Цинковая
обманка
Стенка
Рис. 2.4. Симметричная крустификационная текстура.
(По А. М. Бетману /Исаенко, 1975).
40
Общие сведения п мвстррождвнчях полезных ископаемых
Рис. 2.5. Колломорфная текстура настурановой руды в
доломите. Натуральная величина. Рудные Горы.
(По П. Ф. Прибыткову).
Структура руды определяется формой, размерами
и особенностями срастания минеральных индивидов
рудных и жильных минералов. Минералы могут быть
разной кристаллической оформленности (идиомор-
физма). Их размеры варьируют от гигантокристалли-
ческих до скрытокристаллических (афанитовое строе-
ние). Срастание минералов бывает типа соприкосно-
вения, врастания или включения одного индивида
в другой. Поскольку в подавляющем большинстве слу-
чаев размеры зерен рудных минералов составляют до-
ли миллиметра, то структура руд определяется при
изучении под микроскопом прозрачных или полиро-
ванных шлифов.
По форме зерен структуры руд подразделяются на
три группы: с совершенной кристаллической огран-
кой (идиоморфнозернистые); с элементами граней
и вершин кристаллов (гипидиоморфнозернистые);
практически лишенные форм правильных кристаллов
(аллотриоморфнозернистые). По размерам минераль-
ных зерен выделяют шесть градаций от грубозернис-
тых до субмикроскопических. Для большинства руд
металлических полезных ископаемых размер зерен во
многом определяет схему их технологической перера-
ботки и прежде всего предельного измельчения руд.
Глава 2
Рис. 2.6. Идиоморфнозернистая структура агрегата
повеллита — Са (МоО4). Аншлиф. Увеличение 40 раз. После
травления HNO3. Месторождение Каджаран. Армения.
(По М. П. Исаенко).
Рис. 2.7. Сидеронитовая структура. Идиоморфные и
гипидиоморфные зерна пироксенов (заштрихованы)
срастаются с аллотриоморфнозернистыми зернами
титаноматетита (черное). Прозрачный шлиф. Увеличение
40 раз. (По М. П. Исаенко).
ОВщпв сведения о мвсшпрождениях полезных ископаемых
Структуры срастания также во многом определяют
технологические сорта руд. Если рудные и нерудные
минералы только соприкасаются, то потери при из-
мельчении полезных минералов будут минимальными.
В случае контактов прорастания значительная часть
рудных минералов при дроблении будет теряться. Ес-
ли же имеются структуры включения рудного минера-
ла в нерудный или менее ценный рудный, тогда потери
при дроблении и измельчении будут максимальными.
Примеры некоторых структур руд приведены на
(рис. 2.6 и 2.9).
Текстура, структура, минеральный, химический со-
став руд и содержание в них полезных и вредных ком-
понентов являются основой для обоснования техноло-
гии их переработки и обогащения. Соответственно
выделяются различные технологические типы и сорта
руд. Помимо этого, анализ строения и состава руд яв-
ляется важным инструментом изучения теоретичес-
ких вопросов их происхождения, в частности последо-
вательности образования минералов. В этой связи ши-
роко распространены генетические классификации
текстур и структур руд. Выделяют магматические, пег-
матитовые, гидротермальные, метаморфические, оса-
дочные и биогенные текстуры и структуры. В ряде слу-
Рис. 2.8. Пегматитовая (графическая структура).
Червеобразные вростки кварца (черное) в микроклине
(белое). Урал. Россия. Уменьшено в два раза.
(По Я. П. Самсонову).
43
Глава 2
Рис. 2.9. Ониксовая и друзовая структуры агатов.
(По Я. П. Самсонову).
чаев они отчетливо маркируют различные процессы
рудогенеза. Например, для пегматитов характерна гра-
фическая структура. Для позднемагматических место-
рождений типична показанная выше сидеронитовая
структура, когда рудный минерал ильменит заполняет
промежутки после кристаллизованного из магматиче-
ского расплава нерудного пироксена. Гидротермаль-
ные месторождения как правило маркируются тексту-
рами и структурами дробления и прожилковыми,
а также коррозионными структурами.
В абсолютном большинстве случаев полезные ком-
поненты из руд извлекаются в результате их перера-
ботки и обогащения. При этом самым дорогостоящим
процессом является дробление и измельчение рудной
массы. В процессе добычи, переработки и обогащения
руд неизбежно получаются значительные потери, ко-
торые в своем большинстве загрязняют окружающую
44 среду. В целом лишь около 7% добытой горнорудной
ОВщие сведения п месторождениях полезных ископаемых
массы используется промышленностью, большая
часть уходит в отвалы и хвосты.
Процессы минералообразования при формирова-
нии месторождений по своей длительности сопостави-
мы с геологической шкалой времени. Они протекают
в течение этапов и стадий.
Этап охватывает длительный период, когда проис-
ходило накопление руд одного генетического типа, на-
пример, магматического, пегматитового, гидротер-
мального и т. д. Многие месторождения формирова-
лись в два, три и даже больше этапов.
Стадии фиксируют части этапов, в течение кото-
рых происходило накопление минералов определен-
ного состава. Стадия отделяется одна от другой пере-
рывом в минерализации, фиксируемом пересечением
разновозрастных жил, брекчированием и цементаци-
ей минеральных агрегатов ранних стадий более позд-
ними; контрастным изменением физико-химических
параметров процессов минералообразования. Выделя-
ются моно- и полистадийные месторождения.
Минеральные ассоциации последовательных ста-
дий называют минеральными генерациями. Выделяют
парагенетические минеральные ассоциации (или пара-
генезисы минералов), в которые объединяют совмест-
но залегающие агрегаты минералов, имеющие общее
происхождение и отлагавшиеся близко одновременно.
Руды, образовавшиеся синхронно с вмещающими
породами, называют сингенетическими, а возникшие
в уже существовавших породах — наложенными (эпи-
генетическими) .
Морфология теп полезных ископаемых
Форма рудных тел определяется двумя обстоятельст-
вами. Во-первых, природными геологическими условия-
ми их образования и послерудного преобразования. Во-
вторых, геолого-экономическими положениями, которые
устанавливают, исходя из требований промышленности
к данному виду минерального сырья, горно-геологичес-
ким условиям отработки объекта, местоположению мес-
торождения и др. Последние называют кондициями,
по которым из рудоносных зон при подсчете запасов руд
Глава 2
оконтуривают рудные тела. Контуры рудных тел только
в редких случаях являются четкими, совпадающими с ге-
ологическими границами. Как правило они постепенные
и определяются по результатам опробования.
Среди бесконечного разнообразия форм рудных
тел можно выделить следующие главные типы: пласты,
линзы, жилы, трубы или столбы, штокверки, штоки,
тела неправильной формы, гнезда (карманы) и комби-
нированные залежи (рис. 2.10).
Рис. 2.10. Схематические формы рудных тел
(по В. М. Григорьеву и др. с дополнениями): А — изометричные
(а — шток, б — гнездо, в — карман); Б — уплощенные
(а — пласт, б — линза, в — жила); В — вытянутые в одном
направлении (а — столбообразное, б — трубообразное,
в — воронковидное); 1 — рудные тела; 2 — гранит; 3 — песок;
4 — гравий, галька и минералы тяжелой фракции; 5 — глина.
Пластами называют плоские, пластинообразные
тела полезных ископаемых, образующихся в водных
бассейнах синхронно с вмещающими осадочными по-
родами. Морфологически на них похожи пластообраз-
ные метасоматические тела, формировавшиеся по
осадочным толщам. Кроме того, выделяют магматоген-
Общнв сввдвнпя о месторождениях нрлезных нскрняемых
ные пластообразные залежи в стратифицированных
ультраосновных и щелочных плутонах.
Основными элементами пластов являются элемен-
ты залегания (азимут и угол падения, длины по паде-
нию и простиранию и мощность). В зависимости от уг-
ла падения выделяют пологие (меньше 45°) и крутые
(больше 45°). Различают несколько экономических ка-
тегорий мощностей: рабочую •— минимальную, при ко-
торой рентабельно разрабатывать, эксплуатацион-
ную — сумму всех прослоев с рудным веществом и без
него, входящих в рабочую часть пласта, и полезную,
представляющую собой суммарную мощность пачек
полезного ископаемого, извлекаемого при добыче.
Линзы представляют собой плоские тела дискооб-
разной или лентообразной формы Они типичны для
осадочных и вулканогенно-осадочных месторожде-
ний, но могут встречаться и в метасоматических и маг-
матических объектах. Как и пластовые тела, они быва-
ют полого- и крутопадающими.
Жилы относятся к эпигенетическим рудным обра-
зованиям и в подавляющем большинстве представля-
ют собой трещины в горных породах, выполненные
минеральным веществом. Но имеются и метасомати-
ческие жилообразные тела. Выделяют следующие эле-
менты жил: зальбанды — контакты жилы с вмещаю-
щими породами со стороны висячего и лежачего бо-
ков; апофизы — ответвления; ореолы измененных
околожильных пород. В пределах жил обособляются
участки с повышенными содержаниями полезных
компонентов. Их называют рудными столбами. Они
бывают морфологическими, обусловленными местны-
ми раздувами жилы, и концентрационными, связан-
ными с локальными высокими концентрациями цен-
ных компонентов.
Как и в пластовых телах, в жилах измеряют элемен-
ты залегания, длины по простиранию и падению, мощ-
ность и склонение. В морфологическом отношении
различают типы жил: простые и сложные, четковид-
ные, камерные, седловидные, ленточные и оперенные.
Месторождения представлены либо одной крупной
жилой сложного строения, либо серией сближенных
мелких жил. Выделяют жильные рудные поля, включа-
ющие несколько сближенных месторождений.
Глава Z
Трубы, трубки и трубообразные и столбообразные
залежи представляют собой удлиненные по одной оси
рудные тела. Они часто имеют форму удлиненных, оп-
рокинутых вершиной на глубину конусов. Важными
элементами этого типа тел является угол ныряния, ко-
торый измеряется между осью тела и горизонтальной
плоскостью, и диаметр залежи на разных гипсометри-
ческих уровнях. Наиболее типичны такие формы для
алмазоносных трубок, полиметаллических и золото-
серебряных залежей в вулканических аппаратах
и рудных столбов в узлах пересечений вертикальных
трещин на гидротермальных месторождениях.
Штокверк — не морфологическое понятие. Это не-
который объем горных пород, интенсивно рассечен-
ных разноориентированными системами коротких
трещин, по которым развивается рудная минерализа-
ция. Часто между трещинами располагается вкраплен-
ное оруденение. Штокверки могут иметь самую разно-
образную форму — трубки, изометрические тела, ли-
нейные жилообразные системы, пологие линзо-
и пластообразные залежи.
Шток — грушевидное крутоориентированное руд-
ное тело с округлым, эллиптическим горизонтальным се-
чением, быстро выклинивающееся на глубине, коничес-
кое и аркообразное в разрезе. Эта форма типична для ги-
дротермально-метасоматических, медно-порфировых,
скарновых и альбитит-грейзеновых месторождений.
Тела неправильной формы — ящичные, караваеоб-
разные с выступами и пережимами, амебообразные.
Могут быть изометричными, уплощенными, дискооб-
разными, удлиненными, призматическими. Характер-
ны для субмаринных колчеданных и железно-марган-
цевых месторождений, скарновых залежей, разнооб-
разных рудных образований в карстовых структурах.
Гнезда — небольшие изометричные скопления руд-
ного вещества. Для золоторудных, ртутных, хромитовых
и редкометальных и некоторых других типов месторож-
дений в ряде случаев являются ведущим морфологичес-
ким типом. Промышленный интерес представляют уча-
стки, насыщенные рудными гнездами. В магматических
месторождениях они часто имеют форму шлиров, линзо-
чек, шарообразных выделений. К этой же категории от-
носят и рудные карманы — изометричные накопления
Общие сведения о месторождениях полезных ископаемых
рудного материала в зоне выветривания, в карстовых ка-
вернах, в полостях и пустотах вблизи экранирующих по-
верхностей на гидротермальных месторождениях.
Комбинированные залежи представляют собой
сложные формы рудных тел, состоящие из нескольких
простых морфологических элементов. Наиболее рас-
пространены грибообразные и медузообразные зале-
жи. Они имеют верхнюю пологую, иногда дискообраз-
ную часть «шляпку», одну или серию подводящих жи-
лообразных «ножек». Эти залежи характерны для
субмаринных вулканогенно-осадочных месторожде-
ний и остаточных залежей в корах выветривания. Кро-
ме того, возможны и другие сочетания: пластовых
и жильных форм, штоков и жил, трубообразных, лин-
зовидных и жильных элементов и ряд других.
Рудные столбы (бонанцы) представляют собой участ-
ки рудных тел, которые отличаются резко возросшей
мощностью или содержанием полезного компонента. По-
мимо упомянутых выше морфологических и концентра-
ционных, встречаются и комбинированные их разности.
Элементы залегания рудных тел включают: углы
и азимуты их падения и простирания для уплощенных
рудных тел; углы и азимуты простирания и ныряния
осей для столбообразных тел; азимуты и углы склоне-
ния для линзовидных и жильных рудных тел.
По условиям залегания рудные тела и месторожде-
ния могут быть: открытыми, выходящими на дневную
поверхность; перекрытыми чехлом рыхлых отложе-
ний; слепыми (скрытыми), залегающими в коренных
породах на определенной глубине (рис. 2.11—2.13).
Рис. 2.11. Геологический разрез выходящих на поверхность
рудных тел ванадиеносных титаномагентитов
Гусевогорского и Качканарского месторождений.
(По В. В. Авдонину и др.). I — амфиболиты; 2 — габбро;
3 — рудные залежи.
Гша 2
Рис. 2.12. Перекрытое чехлом мезозойских и кайнозойских
отложений залегание алмазоносной кимберлитовой трубки
имени XIII съезда КПСС, Малоботуобинский район (Якутия).
(По А. Д. Харькиву и др.).
Рис. 2.13. Схематический разрез слепого (скрытого)
сурьмяного месторождения Сигуаныиань (КНР).
(По А. Ильину). 1 — известники; 2 — глинистые сланцы; 3 —
рудоносный горизонт.
Общие сведения а местврпждениях нодезных испиваемых
Площади распространения полезных ископавмых
В зависимости от масштабов проявления выделя-
ются следующие категории рудоносных площадей:
провинция, область (пояс, бассейн), район (узел), поле,
месторождение, рудное тело.
К провинциям относят крупные структурные эле-
менты земной коры, относящиеся к платформам (си-
неклизы, антеклизы, валы, региональные глубинные
разломы, пассивные и активные окраины континен-
тов, рифтовые системы и т. д.), складчатому поясу
и дну морей и океанов с размещенными в их пределах
специфических ассоциаций месторождений.
Область полезных ископаемых входит составным
элементом в провинцию, имеет изометрические очер-
тания и характеризуется набором определенных по
происхождению и составу месторождений. Область
приурочена к тектоническим структурам первого по-
рядка (мульдам, поднятиям, грабенам и т. д.).
Вытянутые линейные области, приуроченные
к прогибам, глубинным разломам, зонам субдукции
и рифтовым системам, называют рудными поясами. Их
размеры варьируют от сотен до тысяч кв. км. В преде-
лах континентальных и океанических плит выделяют
бассейны, представляющие собой площади непрерыв-
ного распространения пластовой рудной минерализа-
ции, сформировавшейся в эпиконтинентальных мор-
ских условиях. Площади бассейнов измеряются сотня-
ми — сотнями тыс. кв. км.
Рудным районом называют местное скопление мес-
торождений в пределах более крупных тексонов (про-
винций, областей, поясов и бассейнов), обусловленное
приуроченностью рудных проявлений к определен-
ным тектоно-магматическим и литолого-фациальным
обстановкам. В случае, когда серия месторождений
определенных видов полезных ископаемых сконцент-
рирована в местах пересечения разломов, такой район
называют рудным узлом.
Рудное поле представляет собой небольшой участок
земной коры (единицы — десятки кв. км.), в пределах
которого располагаются сближенные, одновременно
образовавшиеся, генетически родственные месторож-
дения. Рудное поле приурочено к конкретным геологи-
Гяава 2
ческим структурам. Оно может состоять как из одного
крупного месторождения с серией разобщенных зале-
жей, так и из нескольких месторождений.
Месторождение представляет собой одно или не-
сколько рудных тел, объединенных общностью проис-
хождения и приуроченных к локальной геологической
структуре. Его размеры варьируют от единиц до десят-
ков кв. км.
Рудоносная зона — совокупность сближенных руд-
ных тел, которая подчиняется единой геологической
структуре. Обычно по площади занимает сотни квад-
ратных метров — первые кв. км и протягивается на
сотни метров до первых километров. Рудные тела в та-
ких зонах могут разрабатываться совместно.
Рудное тело (рудная залежь) — скопление в недрах
или на поверхности минерального сырья, которое ог-
раничено контуром экономически целесообразной
выемки. Рудное тело подчиняется одному или несколь-
ким элементам геологического строения и имеет пло-
щадь от десятков до многих тысяч кв. м.
Классификация месторождений иолвзных ископаемых
Классификация месторождений полезных ископае-
мых как природных объектов должна удовлетворять
ряду принципов их обоснованного подразделения: на-
личия цели разделения; системности или соответствия
рангов классифицируемых объектов, например нельзя
сравнивать рудопроявления и месторождения; непре-
рывности классификационных ячеек; выдержанности
оснований подразделений; невозможности вхождения
одного и того же объекта в разные классификацион-
ные ячейки; непрерывности подразделений; предска-
зуемости свойств классифицируемых объектов и др.
Исходя из них, существуют различные по целям и ос-
нованиям группировки месторождений, чему посвя-
щена обширная литература. Из практически важных
надо отметить подразделения месторождений по сле-
дующим критериям: форме рудных тел и рудоносных
зон; степени сложности их строения — классификация
Государственной комиссии по запасам (ГКЗ) РФ
(табл. 2.2); видам минерального сырья (см. табл. 2.1);
Таблица 2.2
Группы месторождений твердых полезных ископаемых по сложности геологического строения
ГКЗ (МПР РФ, 1998).
Труп- па Геологи- ческое строе- ние Размеры рудных тел Нарушен- ность зале- гания тел Изменчивость мощ- ности и строения тел Изменчивость содержания ценных компо- нентов Прочие
1 Простое Крупные и весьма круп- ные, реже средние Ненарушен- ное или сла- бонарушен- ное Устойчивая мощ- ность Равномерное
2 Сложное Крупные и средние Нарушенное Неустойчивые мощ- ность и. внутреннее строение Или невыдер- жанное Или сложные горно- геологические усло- вия разработки
3 Очень сложное Средние и мелкие Интенсивно нарушенное Очень изменчивые мощность и внутрен- нее строение Или значительно невыдержанное или очень не- равномерное распределение
4 Весьма сложное Мелкие, реже средние Чрезвычайно нарушенное Резко изменчивые мощность и внутрен- нее строение Крайне нерав- номерное, пре- рывистое и гнез- довое
Общие сведения о МЕсторождениях попЕзиык ископавмык
Глава 2
промышленным или геолого-промышленным типам
месторождений; типам рудных формаций; генетичес-
ким типам месторождений.
Напомним, что согласно В. М. Крейтеру, промыш-
ленным типом месторождений называют такие, ми-
ровая добыча из которых превышает 1% того или
иного вида минерального сырья. Понятие геолого-
промышленного типа месторождений близко промы-
шленному, но при его выделении большее значение
уделяется геологическим условиям рудолокализа-
ции. Напомним, что рудная формация объединяет
группу месторождений с близкими геологическими
условиями, вещественным составом руд и типами из-
менений вмещающих пород.
В процессе постоянного круговорота минеральных
масс в эволюционном развитии Земли формируются
все известные типы месторождений полезных ископа-
емых. В соответствии с элементами этого циклическо-
го круговорота выделяют три серии образующихся
горных пород, геологических структур и рудных мес-
торождений — эндогенные, экзогенные и метаморфо-
генные.
Подобная эмпирическая закономерность с различ-
ными вариациями была положена в основу любых из-
вестных рудогенетических классификаций и изложе-
на в трудах ведущих мировых ученых, начиная с конца
XIX в. Наиболее известны фундаментальные учебни-
ки К. И. Богдановича (1912), Л. Де Лоне (1913), В. Эм-
монса (1918), А. Н. Заварицкого (1926), В. Лингрена
(1932), В. А. Обручева (1934), Г. Шнейдерхена (1958),
Ш. Парка и Р. Макдиармида (1963), В. И. Смирнова
(1965, 1969, 1976, 1982), И. Ф. Романовича (1986), Чжай
Юй Иена (1990) и многих других.
Именно в этом традиционном стиле и была выдер-
жана наиболее популярная в настоящее время класси-
фикация В. И. Смирнова. В дальнейшем мы будем ис-
пользовать ее в изложении материала курса, внося не-
которые изменения и дополнения.
Итак, все месторождения полезных ископаемых
условно разделяются на три серии: эндогенную, экзо-
генную и метаморфогенную. Каждая серия в свою
очередь разделяется на группы, а последние — на
классы (табл. 2.3).
Общие сведения п месторождениях полезный ископаемых
Таблица 2.3
Генетическая классификация месторождений
полезных ископаемых
Группа Класс Типы месторождений
Л Эндогенная серия
Магматиче- ская 1. Ликвационный а) сульфидные медно-никелевые в основных и ультраосновных комплексах; б) хромитовые, титаномагнетитовыс и руды элементов платино- вой группы в расслоенных ультраосновных комплексах; в) редкие, редкоземельные и рассеянные элементы в щелочных комплексах
2. Раннемагматический Магматические горные породы, алмазоносные кимберлиты и лампроиты
3. Позднемагматичс- ский Хромитовые, титаномагнетитовые и апатит-нефелиновые
Карбонатито- вая Флюидно- магматический карбо- натитовый Перовскит-титаномагнетитовые, камафоритовые, редкометаль- но-пирохлоровые, редкоземельные и флюоритовые
Пегматитовая 1. Магматогенный Керамические, мусковитовые. редкометальныс и цветных кам- ней
2. Флюидно- анатектический Редкометально-пирохлоровые и апатит-нефелиновые
3. Флюидно- метамор фогенный Керамических, мусковитовых, редкомстальных пегматитов и цветных камней
Скарновая 1. Известковый Железорудные, вольфрам-молибденовые, медно-молибденовые, свинцово-ц инковые
2. Магнезиальный Железорудные, медно-молибденовые, оловорудные. борные
Альбитит- грсйзсновая 1. Альбититовый Бериллиевые, литиевые, урановые и редкоземельные
2. Грейзеновый Олово-вольфрамовые, литиевые, бериллиевые
Гидротер- мальная 1. Плутоиогенный Штокверковые и жильные а) высокотемпературные медно-молибден-порфировые, золото-, олово-, медно-кварцевые; б) среднетемпературные полиметаллические, сурьмяно- мышьяковыс. редкометальные, ураноносные; в) низкотемпературные сидеритовые, родохрозитовые, магнези- товые. хризотил-асбсстовые. баритовые
2. Вулканогенный ан- дезитоидный Золото-серебряные, олово-вольфрамовые, ртутные, медные, алунитовые, исландского шпата, самородной серы
3. Вулканогенно- осадочный, базальто- идный. субмаринный Колчеданные, медноколчеданные, колчедан но- пояимсталличсские
Л. Экзогенная серия
Выветривания 1. Остаточный и переотложенный 1 (икель-кобальтовыс, бокситовые, редкометальные и редкоземель- ные. каолиновые, апатитовые, марганцевые
Осадочная 1. Механический рос- сыпной Гравийные, песчаные и глинистые (огнеупорные, бентитовые) а) Континентальные россыпные золотые, платиновые, касситеритовые, алмазные, танталлит- колумбитовые. корундовые б) Литоральные россыпные рутиловые, ильменитовые, циркониевые, касситеритовые, ал- мазные. цветные камни
2. Хсмогснный а) гидрооксидныс, суспензионно-коллоидные: бурых железня- ков, марганца, железо-марганцевых конкреций и корок; б) сульфидно-сульфатно-карбонатные: цветных и редких метал- лов в черных сланцах; в) сульфатно-галоидные: каменных, калийных солей, боратов, лития
3. Биохимический Фосфоритовые (континентальные и прибрежно-морские) крем- нистые породы (диатомит, трепел, опоки), известняки, угли, горючие сланцы, торф
55
Глава 2
Эпигенети- ческий 1. Грунтовых вод 2. Инфильтрационный Медистых песчаников. уран-ванадиевые в палеоруслах
Редкомстально-урановыс
Свинцово-цинковые в карбонатных породах, свинцовые в песча- никах. золоторудных и урановых в терригенно-карбонатных и черно-сланцевых толщах самородной серы, нефти и газа, йодо- бромистых и металлоносных рассолов
З.Эксфильтрационный
///. Метаморфогенная серия
Метаморфизо- ванная 1. Регионально метаморфизованный Железорудные, марганцевые, золото-урановые, апатитовые, колчеданные
2. Контактово- метаморфизованный Железорудные, графитовые, корундовые, скарнированные
Мстаморфиче- екая 1. Зелсносланцсвый Горного хрусталя, золото-кварцевые, мрамора, кварциты, кро- вельные сланцы
2. Амфиболитовый Андалузитовые, кианитовые, силлиманитовые, наждака, амфи- бол-асбестовыс
3. Гранул ит- эклогитовый Гранатовые, рутил-ильменитовыс, флогопитовые
4. Импактитовый Алмазные
Эндогенные месторождения. Их называют также
гипогенными и связывают с внутренней энергией
Земли. В данной серии выделяют шесть групп. Две
группы — магматическая и карбонатитовая — обра-
зуются из расплавов в процессах их дифференциации
и ликвации, связанных со средними, основными и уль-
траосновными магмами.
Четыре остальные группы — пегматитовая, аль-
битит-грейзеновая, скарновая и гидротермальная —
ассоциируют с кислыми, средними и щелочными маг-
матическими комплексами и формировались на позд-
неинтрузивной и постинтрузивной стадиях их станов-
ления.
Экзогенные (поверхностные, гипергенные) место-
рождения формировались вследствие механической,
химической и биохимической дифференциации веще-
ства земной коры под влиянием солнечной энергии.
Здесь выделяются три группы: выветривания, место-
рождения в которой связаны с древней и современной
корой выветривания; осадочную, руды которой воз-
никли при механической, химической, биохимичес-
кой и вулканической дифференциации минерального
вещества в бассейнах седиментации, включающую
россыпи; эпигенетическую, рудообразование в кото-
рой происходило в осадочно-породных бассейнах
в связи с деятельностью фунтовых или артезианских
подземных вод.
Метаморфогенные месторождения возникают
в глубинных зонах земной коры под воздействием гос-
общие сведения о месторождениям полезных ископаемых
подствующих там высоких давлений и температур.
В этой серии выделяют две группы рудных образова-
ний: метаморфизованную, включающую преобразо-
ванные в новой термодинамической обстановке ранее
возникшие месторождения любого генезиса, и собст-
венно метаморфическую, образовавшуюся впервые
в результате метаморфогенного преобразования ми-
нерального вещества или обусловленную процессами
гидротермально-метаморфогенного концентрирова-
ния рассеянных рудных элементов или их соединений.
Важным способом характеристики особенностей
рудной минерализации различных территорий является
представление о геологических и рудных формациях.
Геологические формации — это естественные ком-
плексы парагенетически связанных во времени и про-
странстве горных пород и ассоциирующих с ними ми-
неральных месторождений. При изучении формаций
учитываются процессы, исследуемые литологией; пет-
рологией и тектоникой. Формации выделяются эмпи-
рически на основании многократной, статистически
установленной повторяемости определенных параге-
незисов пород в аналогичных структурах. По отноше-
нию к процессам оруденения различают следующие
группы геологических формаций:
1. рудогенерирующие, в которых промышленные
скопления руд представляются естественным ком-
понентом;
2. рудоносные — хотя и содержат рудные месторож-
дения, но связь их с оруденением не определена;
3. рудообразущие, являющиеся источником энергии
при формировании месторождений;
4. рудовмещающие — содержат продукты рудогенеза
более древних, чем данная формация, эпох.
В 70-х годах XX в. возникло учение о рудных фор-
мациях, разработанное В. А. Кузнецовым, В. Н. Козе-
ренко, Д. И. Горжевским, Р. М. Константиновым и др.
Под рудной формацией понимали естественное сооб-
щество рудных образований, объединяемых между со-
бой сходными парагенетическими ассоциациями глав-
нейших рудных минералов и тектоно-магматическими
условиями проявления, а также близкими особеннос-
тями развития рудного процесса.
Гнва2
В рудные формации объединяются близкие по со-
ставу месторождения, формировавшиеся в сходных
тектоно-магматических условиях, определяемых
единством тектонического режима. Выделяемые фор-
мации не могут быть конвергентными, поскольку они
определяются главнейшими минеральными парагене-
зисами и геологической обстановкой, влиявшими на
текстурно-структурные и другие особенности руд. На-
звание формаций определяется двумя главными ха-
рактеристиками — составом ведущих минералов или
элементов (металлов) и происхождением рудной мас-
сы (генезисом). Например, медно-никелевая сульфид-
ная магматическая, магнетитовая скарновая, редкозе-
мельная пегматитовая, сульфидно-касситеритовая ги-
дротермальная и т. д. Закономерное нахождение
эндогенных рудных формаций выделяют в качестве
генетических рядов, представляющих собой естест-
венную ассоциацию рудных формаций, связанных
с одной магматической формацией или определенным
магматическим комплексом. В основу систематики ря-
дов положен тектонический принцип и учет источни-
ков рудного вещества.
Отдельная рудная формация и их ряды служат ос-
новной единицей классификации месторождений по-
лезных ископаемых и определяют металлогенический
тип рудных районов и провинций. Один или несколько
рядов рудных формаций, объединенных по их связи
с определенными типами магм и различными источни-
ками вещества, выделяют в качестве генетических се-
рий. Известны серии формаций, связанных с магмами:
ультраосновного состава, базальтоидного состава,
траппами, внутрикоровыми гранитоидами и т. д.
Для региональной оценки рудоносности использу-
ют понятие о металлогенической формации, под кото-
рой понимают комплекс парагенетически связанных
горных пород магматического, осадочного и метамор-
фического происхождения и ассоциированных с ним
месторождений полезных ископаемых, обусловлен-
ных единством происхождения в определенных струк-
турно-формационных условиях.
ЗНДОГЕННДЯ СЕРИЯ
Глава 3
МАГМАТИЧЕСКИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
К ним относятся месторождения, образовавшиеся
в процессе дифференциации металлоносной магмы
ультраосновного или щелочного состава. Это может
происходить тремя путями:
1. Рудносиликатная магма при охлаждении разделяется
на две несмешивающиеся жидкости — силикатную
и рудную, раздельная кристаллизация которых при-
водит к образованию ликвационных месторождений.
2. В первичной магме не происходит ликвации, а ме-
таллы при ее затвердевании входят в состав мине-
ралов ранних стадий кристаллизации, формируя
раннемагматические месторождения.
3. Для магм, обогащенных летучими соединениями,
характерен третий путь. Минералы, содержащие
полезные элементы, кристаллизуются после затвер-
девания породообразующих силикатов, образуя та-
ким образом позднемагматические месторождения.
В изложенном выше виде в природных условиях
формирование конкретных месторождений не проис-
ходит. На каждом рудном объекте одновременно реа-
лизуются все три пути магматической дифференциа-
ции вещества. Часто нарушается также временная по-
следовательность событий. Процессы ликвации могут
протекать и на заключительных фазах становления
интрузивных массивов. Сложность проблемы связана
также с неравномерностью, стадийностью и импуль-
сивностью поступления различающихся по составу
новых порций магматического расплава в геологичес-
кие структуры, где происходит рудообразование. Од-
Глава 3
нако условно по преобладающему типу сформировав-
шихся руд мы в дальнейшем будем придерживаться
данной схемы, выделяя ликвационные, ранне- и позд-
немагматические месторождения.
Ликвационные месторождения
Рассматриваемый тип рудных образований ассоци-
ирует с расслоенными интрузиями и включает место-
рождения: 1) медно-никелевые сульфидные; 2) хроми-
товые, титаномагнетитовые и платиноидные; 3) ред-
ких, редкоземельных и рассеянных элементов.
Медно-никелевые сульфидные месторождения
Медно-никелевые сульфидные месторождения
связаны с двумя основными геотектоническими обста-
новками: областями тектономагматической активиза-
ции и зеленокаменными поясами докембрия. Основ-
ными рудными минералами являются: пирротин, пент-
ландит и халькопирит.
В областях тектономагматической активизации ме-
сторождения встречаются в трех тектонических пози-
циях: 1) в зонах глубинных докембрийских расколов
(тип Садбери), 2) в континентальных докембрийских
рифтовых зонах (Дулутский тип) и 3) в мезозойских
континентальных рифтовых зонах (Норильско-Тал-
нахский тип). Два последних типа — Дулутский и Но-
рильско-Талнахский связаны с габбро-долеритовыми
интрузиями, ассоциирующими с платформенными
платобазальтами (траппами).
Тип Садбери представлен единственным в мире ог-
ромным уникальным рудным объектом. О происхожде-
нии этого гиганта уже более 50 лет ведутся жаркие споры.
Доминируют две гипотезы. Согласно одной месторожде-
ние приурочено к докембрийской кальдере, расположен-
ной на глубинном расколе, по другой версии рудоносная
магма внедрилась также в древний раскол, но образован-
ный экзотическим способом — упавшим огромным мете-
оритом. В любом случае на Канадском щите среди мета-
морфизованных вулканогенно-осадочных пород гурон-
ской серии на площади 60x20 км располагается
Магматические месторождения
лополитообразный никеленосный габбро-норитовый
плутон. Он отличается от других рудоносных массивов
отсутствием циклических образований и минеральной
расслоенности и высоким содержанием кварца (рис. 3.1).
Рис. 3.1. Геологическая карта бассейна Садбери.
(По А. Д. Налдретту).
1 — оливиновые диабазовые дайки, 2—4 — никеленосный
плутон: 2 — микропегматиты, 3 — габбро, 4 — нориты и
субрасслоенные породы; 5 — песчаники Челмсфорд, 6 —
сланцы Онватин, 7 — туфы Онапинг, 8 — граниты и
гнейсы, 9 — кварциты, 10 — граувакки, кислые и основные
вулканические породы, 11 — сбросы и надвиги, 12 — озера,
13 — медно-никелевые месторождения.
Вероятно, магма основного состава была контамини-
рована кварцем при неизменном соотношении Fe/Mg.
Она стала вязкой и не способной к расслоению. Термо-
динамический анализ системы FeO — SiO2 — FeS пока-
зал, что добавление в нее кварца способствовало сегрега-
ции растворенных сульфидов без одновременного осаж-
дения силикатов, что и привело к накоплению богатых
руд. Последние представлены тремя текстурно-струк-
турными типами: 1) на южном фланге плутона в лежачем
боку выделяются залежи, представленные в нижней час-
ти сплошными рудами, а в верхней — вкрапленными; 2)
Гяава 3
на северном фланге в подстилающих нориты ударных
брекчиях имеются прожилково-вкрапленные тела, 3) за
пределами плутона в дайках норитов и габбро установле-
на промышленная вкрапленная минерализация.
Дулутский тип характерен для интрузивных ком-
плексов, ассоциирующих с протерозойскими платоба-
зальтами и приуроченными ко внутриконтиненталь-
ным рифтовым структурам (рис. 3.2). На типичном Ду-
лутском месторождении комплексные интрузивы
залегают в платобазальтах озера Верхнего. Оруденение
наиболее тесно связано с норитами, в меньшей степени
с троктолитами и редко с дунитами и перидотитами. Су-
дя по изотопным данным серы сульфидов (34S = 18°/оо),
более 75% ее было получено путем контаминации оса-
Рис. 3.2. Геологическое положение комплекса Дулут.
(По А. Д. Налдретту).
1—3 — поздний докембрий: 1 — нижний и средний кивино,
вулканиты Норт-Шор, 2 — комплекс Дулут,
троктолитовые серии (Т), 3 — комплекс Дулут,
анортозитовые серии (А); 4—5 — средний докембрий: 4 —
формация Виргиния, 5 — железистая формация Бивабик;
6 — ранний докембрий, нерасчленные породы (граниты,
зеленокаменные породы).
Магматические месторождения
дочных пород. Предполагают, что магма, обогащенная
оливином и сульфидами, образовала сульфидоносную
зону в дунитах. В результате последовавшей дифферен-
циации возникли циклические триады: перидотит-
троктолит-анортозит. Сульфидные залежи накаплива-
лись в основании перидотитовых членов.
Норильско-Талнахский тип связан с мезозойски-
ми траппами (рис. 3.3, 3.4). Уникальный Норильско-
Талнахский рудно-магматический центр расположен
на северо-западе Сибирской платформы и тесно свя-
,, территория
Комсомольское ^лна7а
Октябрьское Таймыр /
0
Гора Черная
Заполярное
10 км-
Маяк
; Сбросовая
система
~ Норильск—
Хареелах
Медвежий
Ручей
. Норильск/
• Норильск II
Ггк ЙЯ* ЕЗ7
Рис. 3.3. Геологическое строение района Норильск-Талнах
(частично схематизировано по картам Смирнова и
Глазковского и др. с изменениями А. Д. Налдретта).
1 — сбросы, 2 — шахты, 3 — рудоносные интрузии,
обнажающиеся на дневной поверхности, 4 — другие
интрузивные породы, 5 — пермские — триасовые породы,
6 — каменноугольные — пермские континентальные
осадки, включая угольные толщи, 7 — девонские —
каменноугольные эвапориты и известняки.
Глава 3
Рис. 3.4. Продольный геологический разрез Талнахского
интрузива Норильского района (по Налдретту с
упрощениями А. А. Маракушева), иллюстрирующий его
позицию относительно вулканических серий и разделение
на две ветви: Верхнеталнахский интрузив (рудоносный) и
Нижнеталнахский (практически безрудный).
1 — четвертичные отложения, 2 — осадочные породы
чехла платформы, 3—7 — вулканические серии: 3 —
Моронговская недифференцированная, 4 — Надеждинская,
обедненная никелем, контрастно дифференцированная
(с хромитоносными горизонтами), 5 — Гудчихинская с
пикритовыми горизонтами, обогащенными никелем,
6 — Сиверминская, обедненная никелем, 7 — Ивакинская
субщелочная, бедная хромом и никелем, 8 — Нижнеталнахский
недифференцированный силл, 9 —• Нижнеталнахский
расслоенный интрузив, 10—12 — Верхнеталнахский
рудоносный контрастно расслоенный интрузив: 10 — габбро-
долериты, И — пикриты и такситовые габбро-долериты с
вкрапленным сульфидным оруденением, 12 — массивные
сульфидные руды, 13 — трахидолериты.
зан с минерализованными триасовыми гипабиссаль-
ными силлами. Интрузии контролировались крупным
разломом, имеют зональное строение и сложены в ос-
новании пикритами и пикритовыми долеритами,
а в кровле фельзитовыми разностями. В лежачем боку
силлов выделяются горизонты сплошных руд, с кото-
рыми ассоциирует наиболее богатая медно-никель-
платиновая минерализация.
В кровле интрузивов развиты вкрапленные руды,
а в подошве во вмещающих породах — прожилково-
вкрапленные. Согласно существующей генетической
модели базальтовые магмы, пересекая осадочный че-
хол, ассимилировали серу и СаО из эвапоритов. Сера
Магматические мвстрряждени
из сульфатной восстанавливалась до сульфидной.
Сульфиды в форме капелек собирали рассеянные
в расплаве никель, медь и элементы платиновой груп-
пы. Этому процессу способствовал содержащийся
в расплаве углерод, захваченный магмой из карбоно-
вых угленосных горизонтов.
В докембрийских зеленокаменных поясах развито
два рудномагматических типа месторождений — толе-
итовый и коматиитовый.
Толеитовый тип локализуется в раннепротерозой-
ских вулканогенно-осадочных мобильных прогибах.
К наиболее известным месторождениям этого типа от-
носятся Печенга на Кольском полуострове и Линк-
Лейк в Канаде. Печенгский рудный район приурочен
к мощной многофазовой вулканогенной серии. После
проявления четвертой заключительной фазы основно-
го вулканизма протекали процессы складкообразова-
ния и происходило внедрение базитов и гипербазитов
в осадочные горизонты, разделяющие третью и четвер-
тую вулканические толщи. Возникшие силлы имеют
три слоя: базальный перидотит-пироксенит-габбро.
Сульфидные залежи связаны с перидотитами и сер-
пентинитами и развиты преимущественно в синкли-
нальных прогибах. Помимо магматических встречают-
ся тектонически ремобилизованные прожилково-
вкрапленные руды. В рудном районе известно три типа
рудных тел: 1) сплошные в подошве интрузий в перидо-
титах, сменяющиеся в направлении кровли вкраплен-
ными, 2) брекчиевые в тектонических зонах; 3) про-
жилки во вмещающих тектонических сланцах. Первые
два типа обогащены никелем (Cu/(Cu + Ni) =0,28),
а третий им обеднен (Cu/(Cu+ Ni) = O,51).
Коматиитовый тип связан с архейскими зеленока-
менными поясами. По глубинам формирования и фа-
циальному составу рудовмещающих магматических
пород выделяют три группы месторождений: вулкано-
генные, субвулканические и плутоногенные.
Наиболее известными примерами вулканогенной
группы служат месторождения района Камбалда в За-
падной Австралии (рис. 3.5). Здесь рудовмещающий
разрез слагают породы двух циклов вулканизма, каж-
дый из которых сложен вулканитами, последователь-
но меняющими состав от основного до кислого. Венча-
Пива 3
Рис. 3.5. Схематическая карта купола Камбалда.
(По А. Налдретту). Кислые интрузивы для упрощения не
показаны. Рудные тела спроецированы на дневную
поверхность.
1 — рудные тела, 2 — ультраосновные лавовые потоки, 3 —
базальты, 4 — осадочные породы, 5 — сбросы.
ет цикл пачка осадочных пород и горизонт железис-
тых кварцитов. Рудные тела располагаются в пределах
нижней коматиитовой части нижнего цикла, фациаль-
но переходящей в базальты. Коматииты представляют
собой эффузивные ультраосновные породы со струк-
турой спинифекс — пластинчатых и древовидных ске-
летных выделений оливина. Особенностью коматии-
тов является высокое содержание МдО (превышаю-
щее 18%).
Для вулканогенных месторождений характерны
невысокие общие запасы руд (около 5 млн т), но повы-
шенные концентрации никеля (1,5 —3,5%). Предпола-
Магматические месторождения
гают, что ликвация магмы на сульфидный и силикат-
ный расплавы произошла еще в мантии. В дальнейшем
оба расплава в форме механической смеси совместно
перемещались вплоть до излияния лав и кристаллиза-
ции руд в понижениях подошвы потоков.
Субвулканическая группа широко распространена
в зеленокаменных протерозойских поясах в районе
Манитоба (Канада), в никеленосных провинциях За-
падной Австралии и Южной Африки. Повсеместно ру-
ды располагаются в основании линз перидотитов.
До 80% запасов, а они составляют 40 — 50 млн т, прихо-
дится на рудные штокверки. Содержание никеля ко-
леблется в пределах 1,5 —2,5%.
Плутоногенная группа так же, как и субвулканиче-
ская, характерна для протерозойских поясов. Наибо-
лее известно месторождение Сикс-Майл в Западной
Австралии. В этой группе оруденение является вкрап-
ленным и обычно концентрируется в дунитовом ядре
ультраосновных массивов, имеющих перидотитовую
оболочку. Запасы руд составляют сотни млн т при низ-
ком (0,6%) содержании никеля.
Анализ рудной минерализации ликвационных мед-
но-никелевых месторождений показал, что орудене-
ние в основных породах более обогащено медью,
а в ультраосновных — никелем. В вертикальном разре-
зе рудных залежей наблюдается увеличение к подош-
ве содержания Си, Pt, Pd, Аи и понижение Со, 1г и Os.
Существует пять гипотез генезиса данных место-
рождений: 1) ликвационное расслоение магмы на глу-
бине и затем послойные инъекции; 2) ликвация или
кристаллизационная дифференциация магмы на глу-
бине и последующее одноактное внедрение таких гете-
рогенных расплавов; 3) ликвация или дифференциация
магмы на месте становления массивов; 4) постмагмати-
ческое метасоматическое происхождение полосчатых
рудоносных массивов; 5) магматическое замещение
слоистых эффузивно-осадочных толщ. По-видимому,
наиболее распространены механизмы первых трех ги-
потез, остальные, вероятно, могут проявляться в осо-
бых геологических ситуациях.
Современная концепция, разработанная А. П. Ли-
хачевым и А. Налдреттом, предполагает, что рудонос-
ные магмы зарождаются на глубинах более 100 км в ус-
Гяавз з
ловиях фракционного плавления первичного сульфид-
содержащего материала мантии. Подъем этих магм
осуществляется в виде сульфидной жидкости, диспер-
гированной в окисно-силикатном расплаве. Рудное ве-
щество транспортировалось в форме сульфидных ка-
пель. Кристаллизация расплава происходила с последо-
вательным выделением пирротина, затем пентландита
и в заключение халькопирита. В предкристаллизацион-
ный период сульфидный расплав распадается на три
несмешивающиеся жидкости, обогащенные железом,
никелем и медью, различающиеся по температурам
кристаллизации. Халькопиритовая жидкость может
мигрировать на значительные расстояния.
В заключительную стадию эволюции расплавная
сульфидная система переходит в гидротермальное
окончание с образованием вторичных фаз — миллери-
та, пирита, халькопирита, пирротина, борнита, халько-
зина, ковеллина. Таким образом на Норильском место-
рождении возникли уникальные миллеритовые руды.
Хромитовые, тишавомагветитовые
о ппапшиондиые месторождения
Хромитовые, титаномагнетитовые и платиноидные
месторождения развиты в расслоенных массивах, от-
носящихся к тектоно-плутоническому типу областей
протоактивизации докембрия. К наиболее известным
рудоносным массивам относятся: Бушвельд в ЮАР,
Великая Дайка в Зимбабве, Чинейский в Забайкалье,
Стиллуотер в США и др.
Бушвельдский комплекс сформировался в раннем
протерозое в пять стадий: 1) андезитового вулканизма,
2) фельзитового вулканизма, 3) ультраосновного магма-
тизма и образование расслоенной серии (норитовый
комплекс), 4) внедрение гранитной магмы и 5) образова-
ние щелочных даек. Норитовый комплекс представляет
собой гигантский лополит мощностью более 7 км, в ко-
тором снизу вверх выделяются следующие слои: 1) но-
риты (350 м), 2) переслаивание норитов с перидотитами
(1500 м), 3) рудоносная, так называемая критическая, зо-
на норитов с прослоями дунитов и пироксенитов (100 м),
4) габбро-нориты (3500 м), 5) габбро-диориты (2000 м).
Магматические МЕсторождвция
В критической зоне выделяются три рудных гори-
зонта: 1) дунитовый с хромшпинелидами и платинои-
дами; 2) анортозитовый с титаномагнетитами; 3) нори-
товый с платиноносными сульфидами. В его пределах
расположен риф Меренского — горизонт диаллаговых
норитов, содержащих линзы хромитов и скопления
сульфидов, обогащенных платиной и палладием.
Великая Дайка рассекает весь архейский кратон
Зимбабве (длина ее 550 км и ширина 4—12 км) и пред-
ставляет собой единое интрузивное тело в зоне глу-
бинного раскола. Весь комплекс возник в течение
50 тыс. лет в протерозое. Верхняя часть дайки до глу-
бины 2 — 4 км имеет горизонтальное, а ниже верти-
кальное плитообразное залегание. В верхней части от-
мечается расслоение пород (сверху вниз): 1) габбро,
2) тонкий мощностью 0,3 м горизонт переслаиваю-
щихся дунитов, пироксенитов и перидотитов, обога-
щенный медно-никелевыми сульфидами с платиной,
3) пачка полосчатых ультраосновных пород с горизон-
тами хромитовых руд. Ниже следует безрудная не рас-
слоенная вертикальная часть интрузива, сложенная
ультраосновными породами.
РаннЕмагмашичвскнЕ мвстпрождения
Раннемагматические месторождения образуются
при формировании магматических комплексов основно-
го и ультраосновного состава в любой геодинамической
обстановке (в подвижных геосинклинальных поясах,
на платформах, зонах тектоно-магматической активиза-
ции и т. д.). В складчатых поясах это обычно непромыш-
ленное вкрапленное или шлировое хромитовое орудене-
ние в перидотитах, титаномагнетитов в габброидах, суль-
фидное медно-никелевое в мафитах и ультрамафитах.
Для месторождений характерен: 1) плавный переход от
рудных тел к породам, отсутствие границ, 2) отчетливый
идиоморфизм рудных минералов, сцементированных
более поздними породообразующими силикатами,
3) рассредоточенный характер оруденения. Практичес-
кое значение имеют только месторождения алмазов.
Месторождения алмазов связаны с телами кимбер-
литов и лампроитов, которые приурочены к разломам ак-
Глава 3
тивизированных древних платформ. Выделяют несколь-
ко главных эпох таких активизаций: протерозойская (Аф-
риканская и Индийская платформы), среднепалеозойская
(Русская, Сибирская), позднепалеозойская и мезозойская
(Сибирская, Африканская, Австралийская). Часто про-
цессы активизации протекают на одной и той же плат-
форме в несколько этапов. На Сибирской установлено
три этапа: девонский, триасовый и юрско-меловой.
Алмазоносные кимберлитовые магматические тела
сложены ультраосновной порфировой породой, кото-
рая представляет собой либо остаточный продукт дли-
тельного фракционирования, либо результат частичной
выплавки мантийного вещества. Кимберлит обычно це-
ментирует эруптивные брекчии трубок, содержащих
обломки как чужеродных (осадочных, метаморфичес-
ких и магматических и других комплексов), так и родст-
венных пород. К протомагматическим минералам ким-
берлитов относятся: алмаз, оливин, пироп, энстатит, ди-
опсид, хромит, ильменит, шпинель, магнетит, флогопит,
апатит, графит. Алмазоносные кимберлиты выполняют
цилиндрические или овальные полости — трубки взры-
ва, реже дайковые и жильные тела. Трубообразные те-
ла имеют сечение от нескольких метров до нескольких
сот и даже тысяч метров. Так, наиболее крупная трубка
в мире Камафука-Камазамбо в Анголе имеет площадь
150 га (длина 3,2 км, ширина 0,2—0,5 км), атрубка Мва-
уди в Танганьике имеет сечение 1625x1070 м. Трубки
прослежены на глубины свыше 1 км (рис. 3.6). При этом
поперечные сечения резко сокращаются (трубка Мир
в Якутии на глубине 600 м уменьшается в 5 раз. Часто
трубки на глубине переходят в дайки (рис. 3.6, 3.7).
В настоящее время на нашей планете выявлено бо-
лее 5000 кимберлитовых и лампроитовых тел, но алма-
зоносными являются не более 1—2%. Промышленно
алмазоносными являются кимберлиты, расположен-
ные в ядрах архейской консолидации древних плат-
форм (правило кратонов Клиффорда). Алмазные мес-
торождения в лампроитах могут быть и в протерозой-
ских складчатых областях (месторождение Аргайл
в Австралии). Распределение алмазов в интрузивном
теле — от неравномерного до равномерного. К наибо-
лее алмазоносным относятся кимберлиты с низкими
содержаниями окислов титана и калия; уменьшением
Магматические МЕсторпждвиця
Рис. 3.6. Графическая модель кимберлитовой трубки.
(По Дж. Б. Хоуторну).
I — туфы вулканического конуса, II — тонко- и
грубозернистые осадки, III — агломераты и туфы,
IV— интрузивные брекии, V— интрузивные кимберлиты
(силлы). 1 —первичные системы: древние гранито-гнейсы и
сланцы, 2—5 — система Вентерсдорп: 2 — конгломераты р.
Вааль, 3 — кварцевые порфиры, 4 — кварциты,
5 — андезитовые лавы, 6—14 — система Карру: 6 — сланцы
и тиллиты Двойка, 7,9, 10 — долериты Карру, 8 — сланцы
Экка, 11 — свита Бофорт, 12 — красные слои,
13 — пещерный песчаник, 14 — лавы Стормберг.
Гязвз 3
Рис. 3.7. Геологический разрез кимберлитовой трубки Юбилей-
ная в Якутии (по А.Д. Харькову, А.И. Крючкову и Н.Н. Зинчуку).
1—4 — перекрывающие породы верхнего палеозоя: 1 — угли-
стые алевролиты, 2 — песчанистые алевролиты, 3 — раз-
нозернистые песчаники, 4 — туфоалевролиты; 5—10 — вме-
щающие породы: 5 — известняки лландоверийского яруса
меикской свиты, 6 — мергелистые и глинистые известняки
кылахской свиты, 7 — доломиты и песчанистые известня-
ки сохсхолохской свиты, 8 — доломиты, глинистые доломи-
ты и долом итиапые известняки олдондинской свиты,
9 — терригенно-карбонатные породы моркокинской свиты,
10 — глинисто-карбонапшые породы мархинской свиты;
11—12 — кимберлитовые породы: 11 — порфировые кимбер-
литы первой фазы внедрения, 12 — автолитовые брекчии
второй фазы внедрения; 13 — 14 стратифицированные
осадочно-вулканогенные образования кратера: 13 — глинис-
того облика, 14 — «песчанистого» и «гравелитового» обли-
ка; 15 — ксенолиты осадочных пород в кимберлитах (ксено-
литовый «пояс»); 16 — туфы основного состава; 17 — доле-
риты; 18 — блоки кимберлитов и осадочных пород,
отторгнутые и перемещенные интрузией траппов;
19 — граница пород кратерной фации.
Магматические местпрпждеиия
концентраций глинозема, но с повышенной хромисто-
стью пиропа и диопсида.
К самым ярким открытиям последней четверти
XX в. относится обнаружение новой Архангельской
алмазоносной провинции на севере Русской платфор-
мы (месторождения имени Ломоносова и Гриба).
Здесь многочисленные кимберлитовые трубки имеют
позднедевонский возраст, прорывают слабо литифи-
цированные песчано-глинистые отложения венда
и перекрываются карбонатно-терригенными комплек-
сами среднего карбона. Они имеют округлые или
овальные очертания с сечениями 300x400 м. Мощность
перекрывающих толщ 130—160 м. Трубки сложены
кимберлитовыми ксенотуфобрекчиями. Выделяются
своеобразные автолитовые брекчии, содержащие об-
ломочный материал нескольких генераций. В туфовых
разностях до 90% кимберлитового материала, а в туф-
фитовых — менее 50%.
Лампроиты — новый источник промышленных ал-
мазов. В конце 70-х годов XX в. в Австралии были от-
крыты алмазоносные тела лампроитов. Лампроит —
богатая калием и магнием основная или ультраоснов-
ная порода вулканического или интрузивного гипа-
биссального происхождения. Главные минералы: оли-
вин, клинопироксен (диопсид), флогопит (обычно ти-
тансодержащий), лейцит, амфибол (типичен калиевый
рихтерит), ортопироксен, санидин и вулканическое
стекло. Акцессории представлены апатитом, нефели-
ном, шпинелью, перовскитом, ильменитом. В породе
всегда присутствуют ксенолиты минеральных агрега-
тов и ксенокристаллы, образованные в условиях верх-
ней мантии (оливин, пироксен, гранат, шпинель, ал-
маз) . Для лампроитов характерны высокие отношения
(больше 3,0) K2O/Na2O и повышенные концентрации
Rb, Sr, Ba, Ti, Zr, Рв, Th, U и легких редкоземельных эле-
ментов.
Лампроитовые тела по сравнению с кимберлито-
выми имеют большие размеры. Их формы — трубки
(наиболее типичные напоминают бокал шампанско-
го), штоки, силлы и дайки. В качестве примера можно
отметить крупное алмазоносное поле Биг Спринг
с месторождением Аргайл (Австралия). Здесь много-
численные трубки, сложенные оливинами и оливин-
Глава 3
флогопитовыми лампроитами, прорывают докемб-
рийские гранодиориты и девонские терригенно-кар-
бонатные толщи.
Существует пять гипотез о происхождении алма-
зов в кимберлитах и лампроитах: 1) это результат асси-
миляции ультраосновной магмой углеродсодержащих
пород; 2) алмазы кристаллизуются на мантийных глу-
бинах, захвачены расплавом и вынесены магматичес-
кими потоками к поверхности; 3) они кристаллизова-
лись в самой кимберлитовой или лампроитовой магме
как ее естественные породообразующие минералы;
4) алмазы образуются в постмагматическую стадию
в связи с пневматолитовыми и даже гидротермальны-
ми процессами; 5) формируются из глубинных подко-
ровых флюидных потоков.
В настоящее время разработана концепция об ал-
мазе как естественном раннемагматическом акцес-
сорном минерале кимберлитов и лампроитов. Одним
из важных доказательств этой версии является нали-
чие включений алмазов в оливине, диопсиде, гранате.
В самых ранних генерациях алмазов в свою очередь
имеются включения этих же породообразующих ми-
нералов. Кимберлитовая магма с кристаллами алмаза,
оливина, ильменита, граната и диопсида зародилась на
глубинах около 100 км при устойчивом подтоке к мес-
там кристаллизации алмазов углерода и его соедине-
ний. Лампроитовая магма также являлась транспорте-
ром кристаллов алмаза из мантийных глубин к поверх-
ности. Это была агрессивная среда для алмаза,
поэтому возникли округлые с растворенными углами
формы кристаллов. Лампроиты и кимберлиты сходны
в генетическом отношении, особенно близки оливино-
вые лампроиты и слюдистые кимберлиты. Лампроито-
вая магма возникла в процессе частичного плавления
верхней мантии лерцолитового или гарцбургитового
состава, бедной клинопироксенами и гранатами.
Для нее характерны низкие концентрации Al, Fe, Са
и Na; пониженные величины соотношения Sm/Nd
и высокие U/Рв. В составе лампроитов отсутствуют
первичные карбонаты, редки гранат и ильменит, пре-
обладают хромшпинелиды; в основной массе имеется
амфибол. Бедность этих пород метакристаллами и глу-
бинными ксенолитами указывает на то, что лампрои-
Магматические месторождения
товые расплавы зародились на меньших глубинах по
сравнению с кимберлитовыми.
Каким бы способом алмазосодержащие магмы ни
образовались, они по разломам поднимались в верх-
ние горизонты земной коры. При достижении крити-
ческого уровня давления газовой составляющей маг-
мы происходил прорыв слоистой оболочки платформ.
Взрывы, по-видимому, происходили и в результате
вскипания метеорных и формационных вод на контак-
те с высокогазированной магмой (фреатические взры-
вы). В условиях Сибирской платформы такие прорывы
начинались с глубин 1—4 км. Когда и какое количест-
во алмазов образовалось в этом длительном процессе,
на уровне современных представлений определить не-
возможно.
Появление кимберлитового и лампроитового маг-
матизма в фанерозое связано с планетарными цикла-
ми тектонической активности. Выделяют 13 таких
циклов. Глобальный характер этого магматизма харак-
терен для рифейской, вендской, девонской, юрской
и меловой эпох. Наиболее молодые месторождения
возникли в палеогене (Южная Африка, Танзания).
При поверхностном разрушении алмазоносных
трубок образуются разнообразные континентальные
и дельтовые морские россыпи. Важным поисковым
признаком для их обнаружения служит наличие
в шлихах минеральной ассоциации: оливин, пироп, пи-
кроильменит и хромдиопсид.
Содержание алмазов в любых случаях (в изделиях,
горных породах, отдельных кристаллах) принято изме-
рять в каратах (1 карат = 0,2 г). На промышленных ме-
сторождениях среднее содержание алмазов в рудах
составляет около 0,5 карата в 1 м3 породы. В крупных
месторождениях запасы алмазов достигают десятков
млн. карат (Мир в Якутии, Мвауди в Танганьике, Ар-
гайл в Австралии и др.).
Позднвмагмашические месторождения
Эта группа месторождений образуется из остаточ-
ных расплавов, обогащенных газово-жидкими мине-
рализаторами (летучими компонентами), способство-
Гяава 3
вавших задержке раскристаллизации таких расплавов
до конца отвердевания массивов материнских пород.
Для месторождений характерны: эпигенетический ха-
рактер рудных тел, представленных обычно жилами,
линзами и трубками; ксеноморфный облик рудных
минералов, цементирующих ранние породообразую-
щие силикаты и создающих сидеронитовую структу-
ру; большие запасы богатых руд.
К типичным позднемагматическим месторождени-
ям относятся: хромитовые, связанные с перидотито-
вой формацией; титаномагнетитовые, ассоциирую-
щие с габброидными комплексами; апатитовые, ино-
гда с магнетитом, приуроченные к щелочным
массивам.
Хромитовые месторождения представляют собой
интрузивную фацию внутри гипабиссальных диффе-
ренцированных массивов ультраосновных пород, име-
ющих форму лакколитов и силлов. В типичном случае
в строении массивов выделяют снизу вверх четыре го-
ризонта: дунитовый, гарцбургитовый, лерцолитовый
и пироксенитовый.
Рудная минерализация приурочена к серпентини-
зированным дунитам и гарцбургитам и представлена
разнообразными хромшпинелидами (феррихромиты,
хромиты, магнохромиты и др.) с общей формулой
(Fe,Mg)Cr2O4.
Для руд характерны нодулярные, полосчатые, пят-
нистые, брекчиевые и вкрапленные текстуры и мелко-
и среднезернистые структуры. Из нерудных самыми
распространенными являются оливин, серпентин,
хлорит и карбонаты.
Месторождения хромитов формировались во все
геологические эпохи от архейской до третичной вклю-
чительно в глубинных зонах срединно-океанических
хребтов и рифтовых структурах континентов. Извест-
ны три точки зрения на их генезис. Согласно первой,
наиболее распространенной гипотезе считается, что
это продукты либо кристаллизационной дифференци-
ации, либо ликвации магнезиально-силикатной ба-
зальтовой магмы. По второй — руды обособились сре-
ди дунитов верхней мантии и затем вместе с ними в ви-
де протрузий были выжаты в верхние горизонты
земной коры. По представлениям третьей гипотезы
Магматические мЕсторождения
хромиты возникли в результате метасоматического
высвобождения шпинели из энстатита при его распаде
вследствие дунитизации гарцбургитов.
На крупных месторождениях запасы руд составля-
ют сотни млн т. Для металлургических целей необхо-
димы руды с содержанием Сг2О3 более 45%. В химиче-
ской промышленности используются более бедные
руды (Сг2О3 = 35 — 40%).
Месторождения титаномагнетитов генетически
связаны с дифференцированной габбро-пироксенит-
дунитовой формацией ранних стадий мобильных по-
ясов. В анортозитах и габбро-анортозитах развиты
ильменитовые с присутствием магнетита, гематита
или рутила руды, а с габбро-норитами — преимущест-
венно ильменит-магнетитовые. Масштабы рудообра-
зования обусловлены длительностью остывания и пол-
нотой дифференциации магмы и интенсивностью по-
зднемагматического поля тектонических напряжений.
Остаточный расплав, обогащенный рудным веще-
ством, отжимался в ослабленные зоны, где формиро-
вал жилы, линзы, гнезда, шлиры и ленты, сложенные
тремя главными минералами: ванадиеносными тита-
номагнетитом и ильменитом и рутилом. Положения
и форма рудных тел контролировались элементами
протомагматического расслоения и субгоризонталь-
ными зонами сколов. В рудах широко представлены
сидеронитовая структура и вкрапленная, пятнистая,
полосчатая и массивная текстуры.
Выделяются два периода интенсивного формирова-
ния месторождений этого типа — протерозойский
(развиты на всех континентах мира) и палеозойский
(Скандинавия, Урал). На крупных месторождениях за-
пасы руд достигают нескольких млрд т с содержаниями
в них железа — 10 — 53%, оксида титана 2 —20% и вана-
дия — 0,1 —0,5%, иногда до 8% (Индия, Пакистан).
Апатитовые месторождения связаны с щелочным
магматизмом активизированных платформ. Наиболее
крупным объектом этого типа является Хибинский
массив щелочных пород на Кольском полуострове,
сформированный процессами тектоно-магматической
активизации герцинского периода на Балтийском щи-
те (рис. 3.8). Массив имеет форму конического лополи-
та, сужающегося на глубине. Его образование связы-
Глава 3
Рис. 3.8. Схема геологического строения Хибинского
массива. (По А. В. Галахову (1975) и др.,
с упрощениями А. А. Маракушева).
1 — четвертичные отложения, 2—4 — нефелиновые сиениты
(2 — хибиниты, 3 — фойяиты, 4 — рисчорриты и
ловчорриты), 5 — уртиты и ийолиты, 6 — апатитовые руды
с нефелином и сфеном, 7 — карбонатиты, 8,9 — вмещающие
породы (8 — протерозойские сланцы и эффузивы,
9 — архейские гнейсы), 10 — элементы залегания.
вают с разновременным внедрением хибинитов и не-
фелиновых сиенитов. Вдоль границы между внешней
хибинитовой частью массива и внутренней сиенито-
вой формировалась зона, сложенная породами ийо-
лит-уртитового ряда, с которыми пространственно
и генетически связаны наиболее важные залежи апа-
тита. Они представлены прерывистым кольцом круп-
ных линз, расположенных вдоль поверхности отслое-
ния ийолит-уртитов (лежачий бок) и перекрывающих
их рисчорритов (висячий бок). Линзы, крупнейшая из
МагматичвскпЕ мвсторождвнпя
которых Кукисвумчорр, имеют зональное строение.
В их нижней части развиты сетчатые руды, в централь-
ной — полосчатые, а в верхней — пятнистые. Кроме
апатита, слагающего 25 — 75% объема рудной массы,
в ее составе имеются: нефелин, эгирин, амфибол,
сфен, титаномагнетит. На природу этого уникального
массива имеются две точки зрения. Согласно наибо-
лее распространенной из них, на глубине происходила
дифференциация щелочной магмы и затем внедрение
дифференциатов вдоль конической зоны отслоения,
заложившейся между внешней оболочкой и позже
возникшим ядром Хибинского лополита. По второй
версии строение массива определялось процессами
кристаллизационной дифференциации на месте его
становления. Обособление апатитового кумулата
в данном случае происходило под воздействием кон-
вективных течений.
К этому же типу относятся и апатит-магнетитовые
месторождения, связанные с сиенитовым магматиз-
мом. Рудные жилы и линзы обычно приурочены к кон-
такту щелочных гипабиссальных пород, являющихся
продуктами последовательных фаз внедрения при
формировании сложных интрузивных комплексов.
В составе руд, помимо магнетита (50 — 70%) и апатита
(до 15%), выделяются небольшие количества гематита,
диопсида, амфибола, турмалина, циркона, биотита,
кварца и карбонатов. Апатит-магнетитовые месторож-
дения известны в Швеции (Кирунавара), США (Анди-
рондак), Мексике (Маркадо, Дуранго), Чили (Альгар-
робо), России (Лебяжинское, Маркакульское). Поми-
мо магматической концепции, существуют и другие
представления о происхождении конкретных место-
рождений. Так, некоторые геологи считают, что руды
Кирунавары возникли вулканогенно-осадочным спо-
собом, а Лебяжинского месторождения — скарновым.
Общими особенностями магматических месторож-
дений являются:
— расположение в интрузивных массивах и реже вул-
канических покровах ультраосновного, основного
и щелочного составов, которые составляют порядка
0,1% из всех магматических пород земной коры;
— магматические породы и руды слагают структуры
центрального типа и являются результатом пере-
Гша 3
распределения вещества в глубинных магматичес-
ких очагах;
— оруденение приурочено к породам, образованным
из магм, обогащенных летучими компонентами (Н,
S, F, С1, ОН, СО, Р) и сидерофильными элементами
(Fe, Ti, Сг, V, Pt, Pd и др.);
— рудоносные интрузивные массивы или лавовые по-
токи располагаются в узлах пересечения крупных
разломов глубокого заложения, проникающих
в глубинные части земной коры и верхнюю мантию
(рифтовые зоны, узлы их сочленения, зоны Зава-
рицкого-Беньофа и пр.).
— рудоносные зоны тяготеют к магматическим кана-
лам и участкам наибольшей дифференциации быв-
ших расплавов;
— рудные районы расположены в древних зеленока-
менных поясах в фундаменте и в областях тектоно-
магматической активизации древних платформ
и в осевых частях складчатых областей;
— по геофизическим данным такие районы отлича-
ются высокими неоднородностями строения глубо-
ких частей земной коры и верхней мантии (мантий-
ные диапиры, наибольшая расслоенность литосфе-
ры и пр.);
— характерны шлировая, штоковая, плитообразная,
линзовидная коническая, цилиндрическая и дайко-
вая форма рудных тел;
— типичны массивные, флюидальные, вихревые, так-
ситовые, нодулярные, брекчиевые и сидеронито-
вые текстуры и структуры руд и тесные парагене-
зисы рудных и породообразующих минералов, на-
пример, хромита с оливином, апатита с нефелином,
ильменита с пироксеном и анортитом, алмаза с пи-
ропом.
Основными типами рудных формаций магматичес-
ких месторождений считаются (в скобках приведены
крупные и уникальные месторождения и районы):
— раннемагматические алмазов в кимберлитах и лам-
проитах (Якутия, Южная Африка, Архангельская
область, Канада, Австралия); редкометальные в ще-
лочных интрузивах (Ловозеро) и апатит-нефелино-
вые (Хибины Кольского полуострова);
Магмашочвскив месшораждення
— ликвационные медно-никелевые сульфидные
с МПГ (Садбери, Дулут, Линк-Лейк и Войсис-Бей
в Канаде, Норильск, Талнах и Печенга в России),
в субвулканитах (район Манитоба в Канаде), в ко-
матиитах Камбалда и Маунт Кейт в Западной Авст-
ралии); месторождения района Садбери (Канада)
многие считают импактитовыми; также ликвацион-
ные (по А. А. Маракушеву) хромитовые, титаномаг-
нетитовые и платиноидные (Бушвельд в ЮАР, Ве-
ликая Дайка в Зимбабве, Чинейское в Забайкалье,
Стиллуотер в США, Кемпирсай в Казахстане);
— позднемагматические апатит-магнетитовые (Киру-
навара в Швеции, Андирондак в США, Маркадо
и Дуранго в Мексике, Альгарробо в Чили, Лебя-
жинское и Маркакульское в России), ильменито-
вые (Кусинское в России) и ильменит-магнетито-
вые с ванадием (Качканарское в России).
Глава 4
КАРБРНДТИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Карбонатитами называют эндогенные скопления
карбонатов, пространственно и генетически связан-
ных с формациями ультраосновных и основных щелоч-
ных пород и нефелиновых сиенитов. В настоящее вре-
мя в мире известно уже более 400 массивов интрузив-
ных пород, с которыми ассоциируют карбонатитовые
месторождения. Среди них крупнейшими являются:
Араша (Бразилия), Томтор, Тулинское (Сибирь), Ков-
дор (Кольский полуостров), Сокли (Финляндия), Пала-
бора (Южная Африка). Формирование массивов про-
текало главным образом на древних платформах
в интервале времени от позднего докембрия до четвер-
тичного периода включительно. В пределах сложных
комплексных полифазных интрузий выделяют карбо-
натитовый комплекс, представляющий собой прост-
ранственно-генетическую совокупность карбонатитов
и сингенетических им карбонатитоидов — пород, в со-
ставе которых выделяются три группы (рис. 4.1): 1) кар-
бонатсодержащие породы: силикатные (с оливином,
мелилитом), алюмосиликатные (с нефелином, калиш-
патом, альбитом, биотитом, канкринитом, хлоритом),
фосфатные (с апатитом), оксидные (с магнетитом, гема-
титом) и сульфидоносные (с пирротином, халькопири-
том, пиритом и другими сульфидами), для них характер-
но среднее содержание СО2 4%; 2) карбонат-силикат-
ные, карбонат-апатитовые и карбонат-магнетитовые, в
них содержится в среднем 15% СО2; 3) карбонатиты —
породы со средним содержанием СО2 35%, что соответ-
ствует концентрациям карбонатов 50% и более.
Рудоносные массивы обычно формируются в тече-
ние 10—100 млн лет в два этапа: раннемагматический
82 и позднемагматический. Первый этап разделяется на
КарВонашитпрыв мвсторождвния
Рис. 4.1. Нормированные графики плотности вероятностей
(сплошные линии, залиты — области перекрытия) и кривые
нормального распределения СО? (пунктир) (поЕ. М. Эпштейну).
Расчленение пород карбонатитового комплекса по
содержанию СО2 или карбонатов (п=224):
1—2 — карбонатитоиды: 1 — карбонатсодержащие,
2 — карбонат-силикатные, карбонат-апатитовые,
карбонат-магнетитовые и др., 3 — карбонатиты.
четыре стадии: гипербазитовую (дуниты, перидотиты),
щелочную гипербазитовую (щелочные пироксениты,
биотитовые перидотиты); ийолит-мельтейгитовую
и нефелиновых сиенитов. Позднемагматический, или
собственно карбонатитовый, этап также разделяется
на четыре стадии: кальцитовую, магнезиокальцито-
вую, доломит-кальцитовую и доломит-анкеритовую.
Установлена четкая последовательность минералооб-
разования — кальцит-доломит-анкерит. Ассоциация
карбонатитов с ультраосновными и щелочными интру-
зивными породами послужила основанием А. А. Фро-
лову и другим авторам выделить ультраосновные ще-
лочные карбонатитовые комплексы (УЩКК).
Наиболее распространенными формами карбона-
титовых тел являются системы конических даек и жил,
падающих как к центру массива, так и от него; ради-
альные дайки; линейные жильные зоны и крутопадаю-
щие линзовидные штокверки.
Латеральная зональность строения карбонатито-
вых массивов представлена двумя типами — центрост-
ремительным, когда в центре массива располагаются
наиболее молодые фации пород, и центробежным, ха-
Глава 4
растеризующимся обратными соотношениями. С опи-
сываемыми интрузивными комплексами связаны оре-
олы экзо- и эндоконтактового метасоматоза. В экзо-
контактах развивается фенитизация, представленная
вторичными выделениями ортоклаза, альбита и эгири-
на, а в эндоконтактах — образование разнообразных
минеральных ассоциаций: нефелин-пироксеновых,
пироксен-флогопитовых и пироксен-амфиболовых.
Согласно данным Л. С. Бородина, выделяется четыре
петрологические группы карбонатитовых систем:
1) магматическая (мантийная щелочная ультраосновная
и базальтовая). С ней связаны силикатные породы —
дифференциаты мантийных магм: дуниты, пироксени-
ты, ийолиты, мельтейгиты и др.; 2) флюидно-магматиче-
ская (комплексная мантийно-коровая); 3) флюидно-кар-
бонатитовая (мантийно-коровая, фенито-карбонатито-
вая); 4) флюидно-анатектическая (мантийно-коровая,
нефелино-сиенито-карбонатитовая).
С этими системами связано шесть типоморфных руд-
ных формаций: перовскит-титаномагнетитовая (Гулин-
ское месторождение), камафоритовая (апатит-форсте-
рит-магнетитовая) (Ковдор), редкометальных пирохло-
ровых карбонатитов, редкоземельных карбонатитов,
флюоритовых карбонатитов и апатит-нефелиновых руд.
В вертикальном разрезе карбонатитовых систем выделя-
ют три фации глубинности: поверхностная, гипабиссаль-
ная и абиссальная. Поверхностная или вулканическая
фация (0,0—0,5 км) представлена древними и современ-
ными (Олданио и Наманго в Африке) вулканическими
конусами. Изливались щелочно-углекислые и кальциево-
углекислые лавы. Эта фация безрудная. Гипабиссальная
(субвулканическая и плутоническая) фация (0,5—6,0 км)
выделяется в вулкано-плутонических комплексах. Ши-
роким развитием пользуются силикатные карбонатитои-
ды (оливиниты, мелилитовые и монтичеллитовые поро-
ды). Собственно карбонатиты слагают не более 10% объ-
ема тел, имеющих сечение 3 — 4 км (массивы Сокли,
Тулинский). Оруденение приурочено к карбонатитои-
дам и имеет большой вертикальный размах (4—6 км).
Здесь установлены следующие типы месторождений:
апатит-магнетитовые (Ессейское, Ковдор), перовскит-
магнетитовые (Кугдинское), флогопитовые (Одихинча,
Ковдор), редкоземельные (Маунтин-Пасс, США) (рис. 4.2).
КарВпнатшловые мвппорпждвнця
С глубины 2 км развиты редкометальные, урановые
и медные месторождения: гатчеттолитовые и пирохлоро-
вые руды в карбонатитоидах и карбонатитах (Араша,
Бразилия; Сокли, Финляндия); кальциртитовые и бадде-
леитовые в карбонатитах; халькопиритовые (Палабора,
Южная Африка). Абиссальная (плутоническая) фация
(6,0 —12,0 км). Широко развиты пироксениты и карбона-
титы, с которыми ассоциирует редкометальное орудене-
Рис. 4.2. Схема геологического строения месторождения
Маунтин-Пасс, США, Калифорния.
(По Д. С. Олсону и др.).
1 — сульфидная залежь Куин — карбонатиты с
бастнезитом и баритом, 2 — шонкинитовые дайки,
3 — щелочные граниты, 4 — сиениты, 5 — докембрийские
гнейсы, 6 — разломы.
Глава 4
ние, представленное гатчеттолитовыми, пирохлоровы-
ми, колумбитовыми, паризит-бастнезитовыми и монаци-
товыми рудами.
Шизико-химические деловая рудоойразования
По данным геологических и экспериментальных ис-
следований, минералообразующая среда представляла
собой сложную низковязкую высококонцентрирован-
ную водную систему (200 — 600 г/л). Это эндогенный
рассол, близкий к расплаву, тяжелому флюиду. Его глав-
ными компонентами являются: катионы — калий, на-
трий, кальций; анионы — хлориды, фосфаты, карбона-
ты. Кроме того, постоянно присутствуют углеводороды.
Обогащение этого флюида силикатными минерала-
ми происходило при его взаимодействии с ранними уль-
траосновными и щелочными породами. Процесс проте-
кал стадийно и эволюционировал по мере падения тем-
пературы. Сначала в карбонатитоидах формировались
рудные фации: перовскит-флогопитовая, затем гатчет-
толит-пирохлор-флогопитовая и пирохлоровая. В за-
ключительную четвертую стадию образовывались мес-
торождения колумбит-бастнезитовой фации преимуще-
ственно в карбонатитах. Во времени состав рудных
фаций по мере перехода от ранних высокотемператур-
ных к поздним низкотемпературным менялся; происхо-
дило уменьшение объема карбонатитоидов и возраста-
ние карбонатитов. При этом по мере перехода от первой
к четвертой фации флюид обогащался магнием и желе-
зом, а в посткарбонатитовый этап — вновь кальцием.
Генетическая модель. В объяснении происхождения
карбонатитовых месторождений в настоящее время
конкурируют две гипотезы — магматическая и гидро-
термальная. В доказательство каждой из них приводятся
объективные геологические и экспериментальные дан-
ные. Из приведенных выше материалов следует, что
формирование этих рудных образований тесно связано
с эволюцией щелочного ультраосновного магматизма,
протекало в закрытых системах и начиналось несомнен-
но с магматических процессов, а завершалось гидротер-
мальными метасоматическими преобразованиями.
В настоящее время разработана общая генетичес-
кая модель карбонатитового рудообразования, соглас-
Карбрнатитовыв мвстпрпждвния
но которой перенос углерода из мантийных источни-
ков осуществляется восстановительными флюидами,
состоящими из СН4, СО, Н2 и других газовых компо-
нентов. Образование карбонатов происходило в обста-
новке падения флюидного давления по реакциям типа:
СН4 + 2Н2О = СО2 + 4Н2
или
2CaMgSi2O6 + 2СН4 + ЗН2О =
= 2СаСО, + Mg9SiO, + 3SiO9 + 8Н9 .
Температурный режим, реконструированный по
анализу минеральных равновесий и данных по изуче-
нию флюидных включений, составлял для:
1) раннемагматического этапа — 1300— 1060° С, обра-
зование ультрабазитов — 1300° С, мелилитовых по-
род — 1270° С, ийолитов — 1060° С;
2} карбонатитового этапа — 650° — 260° С, рудные фа-
ции от ранних к поздним формировались при тем-
пературах: 1 — 650° С; 2 — 470° С; 3 — 370° С и 4 —
260° С.
Литостатическое давление согласно материалам па-
леореконструкций при образовании месторождений
в карбонатитоидах колебалось в пределах 50 — 300 МПа,
а в карбонатитах 10—150 МПа. Флюидное давление, ус-
тановленное по кальцит-доломитовому геобарометру
для гипабиссальных уровней составляло 20 — 260 МПа.
В расплавных включениях в минералах мелилитовых
пород обнаружены явления ликвации — разделения си-
ликатных и карбонатных компонентов. При формиро-
вании карбонатитоидов и карбонатитов протекали про-
цессы инфильтрационного метасоматоза. Во внутрен-
них зонах метасоматических колонок в обстановках
образования фаций 1, 2 и 3 вполне подвижным компо-
нентом был кальций, а для 4 фации — магний и железо.
Обособление карбонатитовых магматических жид-
костей происходило не в мантийных, а в коровых абис-
сальных, гипабиссальных и субвулканических очагах.
Здесь концентрировался кальций, поступавший как из
дифференциатов мантийных магм, так и из продуктов
метамагматизма — карбонатизации и ощелачивания,
протекавших при участии смешанных мантийно-коро-
Глава 4
вых источников углекислоты. Установлены все стадии
карбонатизации исходных щелочных перидотитовых
магм вплоть до образования переходных к карбонати-
там слюдисто-карбонатных пород.
С карбонатитами связаны крупные ресурсы танта-
ла, ниобия и редких земель, значительные запасы же-
лезных руд, титана, флюорита, флогопита, апатита,
вермикулита, стронция, меди и в меньшей степени
свинца и цинка. Месторождения ниобия содержат
иногда до нескольких млн т Nb2O5 со средними кон-
центрациями этого окисла 0,1 — 1,0%, которое повыша-
ется в коре выветривания до 4,5%. Запасы тантала со-
ставляют обычно несколько тыс. т при содержании
Та2О5 — 0,01—0,3%. Особенно велика роль бастнезит-
паризит-монацитовых карбонатитов, аккумулирую-
щих львиную долю мировых запасов редкоземельных
элементов. Крупнейшим месторождением этих эле-
ментов является Маунтин Пасс (США), где концентра-
ция TR-2O5 составляет от десятых до единиц процента,
достигая в коре выветривания 20%. Важную роль игра-
ют апатит-магнетитовые с форстеритом и флогопитом
месторождения, известные на всех древних платфор-
мах. В России этот тип представлен Ковдорским место-
рождением, где имеется несколько сотен млн т желез-
ной руды при содержании железа 20 — 70%, значитель-
ные запасы апатита с концентрацией Р2О5 — 10— 15%,
а в коре выветривания до 25%, и промышленные ре-
зервы флогопита (рис. 4.3). Крупнейшим месторожде-
нием редких металлов с исключительно богатыми ру-
дами является карбонатитовый массив Томтор, недав-
но разведанный в Якутии.
Типичными чертами карбонатитовых месторожде-
ний являются:
— малая распространенность в земной коре, из по-
рядка 400 карбонатитовых массивов в мире около
40 включают месторождения.
— расположение в фундаменте древних платформ
и в срединных массивах и приуроченность к осевым
частям рифтов и узлам пересечения глубинных раз-
ломов; современные и мезозойско-кайнозойские
карбонатиты известны в Западно-Африканском
рифте, более древние — в осевых зонах глубинных
рифтогенных разломов других регионов;
Карбонатитовые месторождения
И*
Яб Я^ ГГ7]^И1Ии 1^12^13^14
Рис. 4.3. Строение Ковдорского щелочного массива, по
материалам В. И. Терновского (1977), Е. М. Эпштейна
и Н. Л. Данильченко (1988) с некоторыми дополнениями
О. Б. Дудкина и Ю. М. Кирнарского (1994).
1 — малиньиты, нефелиновые сиениты, 2 — карбонатиты,
3 — фоскориты, 4 — поля развития мелко- и
среднезернистых флогопит-диопсид-оливиновых пород,
5 — крупно- и гигантозернистые флогопит-диопсид-
оливиновые породы, 6 — поля развития амфибол-
монтичеллит-мелилитовых, существенно мелилитовых и
монтичеллитовых, гранат-амфибол-монтичеллитовых
пород, 7 — слюдиты (глиммериты), 8 — турьяшпы, 9 —
ийолиты грубо- и мелкозернистые с подчиненной
субфацией мельтейгшпов, 10 — пироксениты и
нефелиновые пироксениты, в различной степени
биотитизированные, 11 — оливиниты, 12 — фениты. 13 —
гнейсы и гранито-гнейсы архея, 14 -— границы пород
массива (а) и границы ореола фенитизации (б).
Гнаиа 4
— карбонатиты вместе с интрузивными ультраоснов-
ными и щелочными массивами слагают сложные
комплексы (УЩКК);
— УЩКК образуют структуры центрального типа,
в которых карбонатиты залегают концентрически,
диконцентрически, центробежно или центростре-
мительно;
— для карбонатитов характерны повышенные содер-
жания летучих соединений (фтора, хлора, СО2, ОН)
и сидеро- и литофильных элементов (Fe, Си, Nb, Та,
TR, Zr, Sr, Th, Mo);
— вертикальная зональность рудоносности карбона-
титов представляет собой снизу вверх: Fe>P>Nb =>
Nb>P>Fe => Sr + Ba+Zr => TR + U + Th + Cu + Mo.
— имеют место фации карбонатитов: лавовая,
некковая, интрузивные и дайковая-жильная;
— изотопный состав углерода карбонатов и серы
сульфидов указывает на мантийное происхожде-
ние карбонатитов.
Типичными рудными формациями карбонатито-
вых месторождений являются: апатит-форстерит-маг-
нетитовая (Ковдор в России, Люлекоп в ЮАР), флого-
питовая (Тулинский и Ковдорский в России), пирохло-
ровая (Араша в Бразилии, Ковдор в России),
колумбит-бастнезит-паризитовая (Томтор в России),
флюорит-баритоцелестин-бастнезитовая (Маунтин-
Пасс в США).
ЭНДОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ,
СВЯЗАННЫЕ С ГРАНИТОИДНЫМ
МАГМАТИЗМОМ
Обширное семейство эндогенных месторождений,
характерное только для континентальных литосфер-
ных плит, пространственно и генетически связано
с проявлениями гранитоидного магматизма. К ним от-
носятся пегматитовые, скарновые, альбитит-грейзе-
новые и плутоногенные гидротермальные месторож-
дения. Все они могут формироваться в течение одной
металлогенической эпохи в близких геодинамических
обстановках, образуя единый эволюционный ряд.
Глава 5
ПЕГМАТИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Пегматиты и связанные с ними месторождения от-
носятся к продуктам поздних стадий раскристаллиза-
ции силикатных расплавов, насыщенных флюидными
компонентами. Для них характерны: крупнокристал-
лическое строение; либо гнездовое, либо полосчатое
обособление мономинеральных блоков; присутствие
скоплений совершенных по форме и крупных по раз-
мерам кристаллов многих породообразующих, а также
редких и акцессорных минералов.
Типы пегматитов
Выделяют два генетических типа пегматитов —
магматогенные и метаморфогенные.
Магматогенные пегматиты представляют собой позд-
немагматические образования, имеющие тождественный
родоначальной интрузии состав. Наибольшей пегматито-
носностью обладают интрузии с повышенной кислотнос-
тью или щелочностью, полной дифференциацией и много-
фазностью внедрения. Среди них установлено пять мине-
Гнаиа 5
ралого-геохимических типов: гранитный, гибридный, де-
силицированный, щелочной и ультраосновной.
1. Гранитные пегматиты связаны с интрузиями гра-
нитоидов и сложены, главным образом, ортоклазом, ми-
кроклином, кварцем, альбитом, олигоклазом и биотитом.
В качестве дополнительных присутствуют: мусковит,
турмалин, гранаты, топаз, берилл, лепидолит, сподумен,
флюорит, апатит, минералы редких и радиоактивных
элементов и редких земель. Эти пегматиты разделяют на
две группы: простые недифференцированные пегмати-
ты, сложенные почти исключительно микроклином
и кварцем, и сложные дифференцированные разности.
В сложных пегматитах выделяют следующие зоны
и участки аномальных минеральных скоплений
(рис. 5.1): 1) внешняя тонкозернистая мусковит-кварц-
полевошпатовая оторочка мощностью несколько см; 2)
кварц-полевошпатовая масса с письменной и гранитной
структурой; 3) блоки крупнокристаллического микро-
клина; 4) кварцевое ядро; 5) на границе ядра и микрокли-
новых блоков развиваются неправильные скопления
кварца, альбита, сподумента, минералов марганца и ред-
ких металлов. Чем совершеннее степень дифференциа-
ции, тем образуется большее число зон, возрастает ко-
личество скоплений с рудными элементами, укрупняют-
ся минералы, расширяется их число, сокращаются
размеры зоны гранитной и письменной структуры, око-
ло пегматитовых тел образуются ореолы метасоматоза
до 50 м по восстанию и до 10 м по мощности. В них две
зоны — внутренняя, представленная окварцеванием
и микроклинизацией пород, и внешняя, характеризую-
щаяся новообразованиями хлорита, амфибола и цеоли-
тов. В геохимических ореолах фиксируются аномаль-
ные концентрации бария, рубидия, лития и бериллия.
2. Гибридные пегматиты образуются при ассимиля-
ции гранитной магмой различных пород. В случае, если
были захвачены глинистые сланцы или вулканиты ос-
новного состава, возникают пегматиты с андалузитом,
кианитом, силлиманитом. При переработке карбонат-
ных пород отмечается увеличение содержания роговой
обманки, пироксенов, титанита, скаполита и других обо-
гащенных кальцием, магнием и железом минералов.
3. Десилицированные пегматиты формируются
при воздействии гранитного расплава на ультраоснов-
Пегматитовые мвстпрпждвния
Рис. 5.1. Сечение тела редкометального пегматита.
(По Н. Солодову).
1 — наносы, 2 — зона блокового кварца, 3 — зона
крупноблокового микроклина II, 4 — зона
мелкопластинчатого альбита, 5 — кварц-сподуменовая
зона, 6 — клевеландит-сподуменовая зона (по внешней
периферии этой зоны располагается маломощная зона
сахаровидного альбита, не показанная на чертеже из-за его
мелкомасштабности), 7 — зона кварц-мусковитовых гнезд,
8 — зона крупноблокового микроклина I, 9 — зона гнезд
мелкозернистого альбита, 10 — графическая кварц-
микроклиновая зона (местами сильно альбитизирована),
11 — вмещающие породы.
Глава 5
ные и карбонатные породы. В результате образуются
плагиоклазиты (от альбититов до анортозитов).
При пересыщении расплава глиноземом возникают
корундовые плагиоклазиты.
4. Щелочные пегматиты встречаются в щелочных маг-
матических комплексах. Для них характерны микроклин,
ортоклаз, нефелин, арфведсонит, содалит, эгирин, натро-
лит. В качестве примесей отмечаются апатит, анальцим,
минералы циркония, тантала, ниобия и редких земель.
5. Пегматиты улыпраосновных магм имеют состав:
бронзитит, анортит-битовнит, лабрадор-андезин, оливин,
амфибол, биотит. В небольших количествах отмечаются:
апатит, гранат, сфен, циркон, титаномагнетит, сульфиды.
Магматогенные пегматиты представлены двумя
группами образований — сингенетичной и эпигенетич-
ной. Сингенетичные (шлировые, камерные) пегматиты
располагаются всегда внутри интрузий и образовались
одновременно с последними. Для них характерно отсут-
ствие резких контактов и аплитовых оторочек, овальная
форма и обилие миароловых пустот. Эпигенетические
пегматиты сформировались после затвердевания внеш-
него каркаса интрузий. Их тела размещаются как в ма-
теринской породе, так и за ее пределами, имеют жиль-
ные формы, резкие контакты, четкие аплитовые отороч-
ки, контролируются тектоническими нарушениями.
Метаморфогенные пегматиты формировались
в регрессивные стадии высоких фаций регионального
метаморфизма; не связаны с магматическими ком-
плексами; развиваются в пределах гранито-гнейсовых
блоков древних кратонов и контролировались разрыв-
ными структурами зон протоактивизации. В их соста-
ве присутствуют типоморфные метаморфические ми-
нералы — дистен, силлиманит, андалузит и другие.
Пегматиты образовывались во все периоды геоло-
гической истории, начиная с архейской. Масштабы
этого процесса возрастают по мере эволюции земной
коры. Так, площадь пегматитовых поясов составляла
(в тыс. км2): докембрийских — 98, палеозойских — 229
и мезозойских — 275. Однако рудная продуктивность
их, наоборот, угасает в молодых образованиях. По дан-
ным Н. А. Солодова, распределение запасов бериллия
в пегматитах по эпохам имеет следующий вид: докемб-
рий — 75%, палеозой — 23% и мезозой — 2%. Этому не-
ПвгмашитрвыЕ месторождения
сколько противоречат большие запасы в кайнозой-
ских пегматитах Афганистана.
По геологическим данным, пегматиты формируются
в широком интервале глубин от 1,5 до 20 км, что соответст-
вует величинам литостатического давления 120 — 800 МПа.
Также необычайно широк температурный диапазон —
800 — 50°С. Судить о температурном режиме пегматитооб-
разования позволяют следующие факты: ранняя кристал-
лизация расплава — 1200 — 900°С; образование гранита
без минерализаторов — 1000 — 800°С, в их присутствии —
730—640°С; возникновение гранитной эвтектики —
700 — 650°С; кристаллизация биотита — 760 — 435°С, мус-
ковита — 500 — 435°С, берилла — 500 — 400°С, кварца —
600 — 300°С, топаза — 510 — 300°С, мориона и аметиста —
300 — 130°С, халцедона — 90— 55°С.
Генезис пегматитов
Происхождение пегматитов относится к одной из
наиболее дискуссионных проблем в рудной геологии.
В ее обсуждении принимали участие крупнейшие гео-
логи прошлого века. В настоящее время существует
пять основных гипотез пегматитообразования.
1. Магматогенно-гидротермальная гипотеза, разрабо-
танная А. Ферсманом, В. Никитиным и др., считает пегма-
титы продуктом раскристаллизации остаточной магмы.
Процесс протекал непрерывно в закрытой системе при не-
ограниченной растворимости Н2О и разделялся на пять ус-
ловных этапов: магматический (900 — 800°С), эпимагмати-
ческий (800 — 700°С), пневматолитовый (700 — 400°С), гид-
ротермальный (400— 50°С) и гипергенный (50°С). Этапы
в свою очередь расчленяются на 11 фаз и стадий. На ран-
них этапах формировались плагиоклазы, средних — мик-
роклин и заключительных — альбит. Недостатки гипоте-
зы: недоучет ограниченной растворимости в расплаве во-
ды; проблема пространства (нужны большие открытые
полости); не объяснена смена калиевых полевых шпатов
натриевыми за счет автометасоматоза.
2. Магматогенно-пневматолито-гидротермальная
двухэтапная гипотеза американских геологов (Р. Джонс,
Е. Камерон и др.). В ранний магматический этап система
закрыта. В открытых полостях происходило их зональное
заполнение пегматитами простого состава при условии
Глава 5
выноса части элементов. Во второй пневматолито-гидро-
термальный этап система становилась открытой. Посту-
павшие из глубин растворы метасоматически перераба-
тывали более ранние простые пегматиты и формировали
сложные по составу тела. К недостаткам следует отнести
незначительные по масштабам следы выноса и привноса
вещества за пределы пегматитовых тел.
3. Метасоматическая двухэтапная гипотеза
А. Н. Заварицкого предполагает преобразование любой
исходной породы, близкой по составу к граниту. В пер-
вый этап остаточные горячие газоводные растворы на-
ходились в химическом равновесии с вмещающими по-
родами и перекристаллизовывали их без изменения со-
става. В закрытой системе возникали простые
крупнокристаллические пегматиты. Во второй этап уже
в обстановке открытой системы происходило растворе-
ние простых пегматитов и замещение их новыми мине-
ральными ассоциациями. Эта гипотеза не объясняет
формирование пегматитов в негранитных породах и от-
сутствие соответствующих масштабам данных процес-
сов геохимических и метасоматических ореолов.
4. Ликвационная гипотеза, развиваемая А. А. Мара-
кушевым и Е. Н. Граменицким, касается генезиса толь-
ко гранитных пегматитов. На примере шлировых пег-
матитов доказывается тесная генетическая связь этих
образований с материнскими гранитоидами. Она бази-
руется на близости химизма биотитов (железистость,
глиноземистость, фтористость и др. параметров), а так-
же преемственности режима кислорода и фтора при их
формировании в гранитоидах и пегматитах. Особая
роль отводится вязким высококонцентрированным
средам, промежуточным между растворами и распла-
вами, являющимися продуктами ликвации магмы.
Пегматитоносность массивов связывают с их рас-
слоенностью. Шлировые пегматиты концентрируются
в прикровельных частях массивов. Формы выделений:
слои, лепешки, капли, колбы, гантели и т. д. Формиро-
вавшиеся пегматиты по сравнению с материнскими
гранитами имеют более лейкократовый состав. Они
обеднены железом, магнием, марганцем и кальцием.
Нормативный состав: кварц-полевой шпат. Для раз-
ных массивов в гранитах и пегматитах соотношения
кварца, альбита и ортоклаза неодинаковы, а для одно-
Пвгматнтовые МЕстярождения
го они выдержаны. Таким образом, пегматитообразо-
вание представляет собой самостоятельный петроге-
нетический процесс, который заключается в отщепле-
нии от остаточной магмы особого флюидного расплава
по механизму жидкостной несмесимости и подготовке
к расслоению гранитного плутона. Существуют три
главные ветви эволюции гранитной магмы.
1. Магма расщепляется на два расплава с близкими ко-
личествами в них алюмосиликатов. Расплав, обога-
щенный солями, приводит к образованию пегмати-
тов. По мере понижения температуры состав распла-
ва все более становится водносолевым, и из него
кристаллизуются кварц и другие жильные минералы.
Сначала флюидные фазы носят щелочной характер
и происходит растворение кремнезема. Затем они
становятся кислыми, способствующими появлению
кварц-мусковитовых агрегатов. Из-за пониженной
плотности остаточные расплавы занимают в интру-
зии верхнее положение. В силу ограниченной раство-
римости солевой составляющей происходит отщеп-
ление самостоятельной фазы флюидных расплавов,
в которых концентрируются рудные компоненты.
2. Из магмы отделяется солевой расплав. Пегматиты
в этом случае не возникают. Образуются известко-
вые скарны.
3. Третья ветвь характеризуется непрерывным пере-
ходом от алюмосиликатных расплавов к гидротер-
мальным растворам. Она реализуется в глубинных
магматических комплексах на платформенных щи-
тах в этапы тектоно-магматической активности.
Здесь возникает непрерывный ряд: 1) мигматиты,
2) гиганто-мигматиты (простые пегматиты),
3) кварц-полевошпатовые и кварцевые жилы.
5. Метаморфогенная гипотеза разработана В. Н. Мо-
раховским. Она касается многочисленных пегматитовых
провинций и полей, широко развитых в фундаментах
древних платформ и для которых отсутствует простран-
ственно-генетическая связь с интрузивными комплекса-
ми. Образование этих пегматитов тесно ассоциирует
с возникновением и развитием очаговых структур и про-
текает на фоне падения температур и давлений в шесть
основных этапов. 1) В локальных участках растяжения
Глава 5
возникают микротрещинные матричные деформации во
всем объеме пород. Направление растяжения субширот-
ное или вертикальное, обусловленное действием ротаци-
онных сил Земли и денудационной разгрузкой. Такое по-
ле напряжений способствует центростремительному
движению флюидов в очаговые структуры. В полостях
трещин отрыва создается высокая степень разряжения.
2) Протекают интенсивные процессы автометасоматоза
при участии калиевых и натриевых щелочей (ранняя
волна щелочности), выражающиеся в собирательной пе-
рекристаллизации и росте микроклинов. 3) Формируют-
ся системы сколовых трещин поясного типа. В очаговую
структуру поступают кислые флюиды (волна кислотнос-
ти). Возникают стержневые сегрегации (ихтиоглипты)
и крупноблоковые выделения кварца, отдельные крис-
таллы и гнезда шерла, берилла и апатита. Намечаются ос-
новные контуры минеральных зон. 4) Интенсивно разви-
ваются возникшие системы трещин поясного типа. Об-
разуются крупнокристаллические слюды с поясными,
реже конусными ориентировками. 5) Режим растяже-
ния сменяется обстановкой сжатия. Протекают хрупкие
и пластические деформации. Исчезновение сжимающих
напряжений стимулирует поступление флюидов и раз-
витие серицита, альбита, кварца, хлорита, кальцита, пи-
рита, магнетита, ортита. 6) В системах региональных тек-
тонических нарушений, рассекающих очаговые струк-
туры, образуются дайки гранитов и кварцевые жилы.
В рассмотренных гипотезах спорными положениями
являются представления о роли особого остаточного рас-
плава, о масштабах метасоматоза, об источниках флюи-
дов, о степени закрытости системы, о растворимости во-
ды и некоторые другие менее важные утверждения.
Не существует одной универсальной концепции, объяс-
няющей все разнообразие этих природных образований.
В конкретных геологических ситуациях сохраняют акту-
альность отдельные положения всех пяти гипотез.
Типы пегматитовых мвсторождвний
Образование полезных ископаемых, связанных
с пегматитами, зависит главным образом от двух фак-
торов — степени дифференциации магматического
вещества и масштабов метасоматического преобразо-
Пвгмашишпвыв мвсшврвждвния
вания ранних фаций пегматитов. С этих позиций
В. И. Смирновым выделено три класса месторожде-
ний: простые, перекристаллизованные и метасомати-
чески замещенные. Однако эта классификация не
в полной мере удовлетворяет промышленно-генетиче-
скому принципу систематики минеральных объектов.
Видимо, целесообразнее разделять месторождения
пегматитов по ведущему типу полезного компонента.
В связи с таким подходом предлагается выделить четы-
ре класса месторождений: керамический, мусковито-
вый, редкометальный и цветных камней.
Керамические месторождения. К этому классу место-
рождений относятся магматогенные и метаморфогенные
простые и перекристаллизованные пегматиты, сложенные
почти исключительно калинатровыми полевыми шпатами
и кварцем. Обладают письменной, гранитной и гиганто-
зернистой структурой. Отношение кварца и полевых шпа-
тов в промышленных сортах сырья составляет 1:3.
Мусковитовые месторождения встречаются в маг-
матогенных и метаморфогенных (дистен-силлиманито-
вая фация) перекристаллизованных пегматитах. Про-
мышленное значение имеют тела, в 1 м3 которых произ-
ведение средней площади мусковитовых пластин на их
массу будет больше 10 —20 кг. см2. Запасы крупных ме-
сторождений достигают нескольких тыс. т. Наиболее
значительные мусковитовые провинции располагаются
в России (Карелия и Забайкалье), Индии и Бразилии.
Редкометальные месторождения ассоциируют
с магматогенными и метаморфогенными метасомати-
чески замещенными пегматитами. В магматогенных
разностях месторождения характеризуются большим
разнообразием рудных элементов. Помимо наиболее
важных в промышленном отношении лития, бериллия,
тантала и ниобия, из них добывают в небольших коли-
чествах олово, вольфрам, уран, торий, редкие земли.
В метаморфогенных пегматитах, образовавшихся в ус-
ловиях андалузит-силлиманитовой фации, часто рас-
полагаются сложные тантал-ниобиевые и редкозе-
мельные месторождения. Этот класс месторождений
широко развит в фундаментах всех древних платформ
и в фанерозойских складчатых поясах, а также в обла-
стях тектоно-магматической активизации (Бразилия,
Австралия; Россия — Урал, Сибирь, Карелия и др.).
Гжава 5
Месторождения цветных камней связаны с магма-
тогенными метасоматически замещенными пегмати-
тами. Особенно перспективны гранитные пегматиты.
Им свойственны крупные, до 200 м, открытые полости
с друзами кристаллического сырья. Из этих месторож-
дений добывают значительную часть горного хруста-
ля, оптического флюорита, топазов, аквамаринов, гра-
натов, аметистов и других драгоценных и облицовоч-
ных камней (Украина, Волынь; Бразилия, Южная
Африка, Австралия, Карелия и др. регионы). Часто ко-
ренные месторождения служат источником для обра-
зования крупных россыпей цветных камней. Подоб-
ным способом возникли многие прибрежно-морские
россыпи Индии, Мадагаскара и Австралии.
Типичными чертами пегматитовых месторождений
являются:
— приуроченность рудных полей к интрузивным масси-
вам (материнским интрузиям) разнообразного соста-
ва, и прежде всего гранитного; расположение пегма-
титовых тел вблизи их кровли, а также в образовани-
ях поздних фаз кристаллизации этих массивов;.
— концентрация летучих (ОН, F, С1, В, Р) и литофильных
элементов (Si, Na, К, Li, Cs, Be, Zr, Sn, Nb, TR, Th, U);
— распространение чистых, идиоморфных и крупных
кристаллов;
— присутствие разнообразных парагенетических ми-
неральных ассоциаций от высокобарических и вы-
сокотемпературных (гранаты, пироксены, слюды
и др.) до низкобарических и низкотемпературных
(цеолиты, хлорит, аметист и др.);
— имеет место разная зональность:
а) от внешних к внутренним частям пегматитовых
тел: письменный гранит —> блоковый микро-
клин —> слюдяная оторочка —> горный хрусталь
(и др. кристаллы);
б) относительно поверхности материнской интру-
зии: безрудные и микроклиновые —> микроклин-
альбитовые и сподумен-микроклин-альбито-
вые —> альбит-сподуменовые редкометальные;
в) относительно поверхности контакта материн-
ской интрузии (мегазональность) — продольная,
диагональная, поперечная и соответствующая
глубина эрозионного среза (рис. 5.2);
100
ПвгмапшшовыЕ месторождения
ЕЕЗ' ЕЗ CZ3 ЕЗ* ЕЗк
Рис. 5.2. Схема продольной (а), диагональной (б) и
поперечной (в) зональности пегматитовых полей и роев.
(По Н. А. Солодову).
1 — 4 — пегматиты: 1 — альбит-сподуменовые, 2 —
альбитовые, 3 — микроклин-альбитовые, 4 —
микроклиновые; 5 — материнские граниты.
Гяава 5
г) по вертикали (предполагаемая схема): степень
дифференциации пегматитов по минералогиче-
ским зонам (от простых графических до слож-
ных многозональных редкометальных) связана
с уменьшением глубины их формирования;
— эвтектоидная текстура простых пегматитов (пись-
менный гранит);
— форма рудных тел: жило- и плитообразная, реже
линзы, гнезда, трубы, каплевидные; размеры руд-
ных тел: протяженность от десятков и сотен метров
до 4 —5 км, мощности от метров до сотен метров.
Рудные формации и известные месторождения
пегматитов: редкометальные (Колмозерское, Тастыг-
ское в России, Кингз-Маунтин в США, Дарае-Пич
в Афганистане, Берник-Лейк в Канаде, объекты в Бра-
зилии, Зимбабве и Заире, Коктогай в КНР и др.); слю-
доносные и керамические (Мамское на Алданском
щите, объекты в Индии, на Мадагаскаре и пр.); камне-
самоцветные (хрусталеносные) (Волынское на Украи-
не, объекты на Урале, в Казахстане, Южной Африке).
Глава
СКАРНОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Эта группа месторождений относится к наиболее
сложной и противоречивой. Как будет показано ниже
определенной генетической связи руд и скарнов либо,
не существует, либо она отдаленная парагенетическая.
Однако в мировой рудногеологической практике уже
более 50 лет не предложено иного названия для этой
обширной разнообразной и наверняка гетерогенной
группы рудных образований. Рассмотрим подробнее
особенности строения, состава и возможные модели
образования для наиболее типичных месторождений,
которые большинство геологов относят к скарновым.
Скарнами обычно называют породы известково-
силикатного состава, образовавшиеся метасоматичес-
ким путем чаще всего, но не всегда, в приконтактовой
области интрузивов среди карбонатных, реже сили-
катных пород. Выделяют экзоскарны, располагающие-
ся за пределами интрузий, и эндоскарны, находящие-
ся внутри последних. Отмечается большое разнообра-
зие скарновых тел. Это пласты, линзы, штоки, трубы,
жилы, гнезда и сложные комбинированные залежи.
По составу исходных пород скарны разделяются
на три типа: известковый, магнезиальный и силикат-
ный. Известковые скарны наиболее распространены
в природе и образуются по известнякам. Их состав:
гранаты ряда гроссуляр-андрадит и пироксены ряда
диопсид-геденбергит. Иногда широко развиты везу-
виан, волластонит, скаполит, амфиболы и эпидот.
Магнезиальные скарны более редки. Они возникают
при замещении доломитов и состоят из диопсида,
форстерита, шпинели, флогопита, монтичеллита, гу-
мита, серпентинита, паргасита, людвигита и реже дру-
гих минералов. Силикатные скарны относятся к ред-
ким образованиям. Они формируются по гранитои-
дам, порфирам и их туфам, траппам, аркозовым
Гпава 6
песчаникам и алевролитам. Типоморфным минералом
для них является скаполит.
Обобщенная модель скарновой зональной залежи
имеет вид: 1) неизмененные гранитоиды, 2) осветлен-
ные мусковитизированные гранитоиды; 3) эндоскарны
гранатового состава с эпидотом и плагиоклазом; 4) эк-
зоскарны пироксен-гранатовые; 5) скарны гранатовые,
6) скарны пироксеновые; 7) известняки мраморизован-
ные и 8) неизмененные известняки. Скарновые поро-
ды обладают пятнистой, полосчатой, массивной тексту-
рами и гранобластовыми, порфиробластовыми, волок-
нистыми структурами.
Эти образования известны с раннего докембрия и ха-
рактерны для платформ, мобильных поясов и областей
тектоно-магматической активизации, где они ассоцииру-
ют: с плагиогранитами, плагиосиенитами и траппами, про-
изводными базальтовой магмы; с гранодиоритами батоли-
тов и гранитоидами малых интрузий, производными гра-
нитной магмы. Скарны могут быть связаны с любыми
фазами интрузивного процесса, иногда со всеми. В облас-
тях их развития выделяют дайки: 1) доскарновые, пред-
ставленные комагматичными (гранодиорит-порфиры, гра-
нит-порфиры, аплиты и т. п.) и некомагматичными (спес-
сартиты, порфириты, диабазы) типами; 2) интраскарновые
(сначала кислого, а затем основного состава); 3) постскар-
новые (диабазы, лампрофиры). Геологические структуры
скарновых образований определяются: поверхностью
контакта интрузий; напластованием вмещающих интру-
зии пород; складчатыми и разрывными нарушениями.
Физико-химические условия образования. Скарны
образуются в результате комбинированного воздейст-
вия тепла интрузий и горячих минерализованных га-
зово-жидких водных растворов.
При становлении любого интрузивного тела вмеща-
ющие породы испытывают термальный изохимический
метаморфизм. По сланцам образуются контактовые ро-
говики, по песчаникам — кварциты, по известнякам —
мраморы. Зоны этих преобразований сплошным орео-
лом развиваются вокруг интрузий на любой глубине
и при любом давлении.
Под влиянием флюидов, выделявшихся из тверде-
ющей интрузии, в ее эндо- и экзоконтактах протекали
аллохимические метасоматические процессы, образо-
Скарновые месторождении
вавшие скарны. Эти явления происходили на неболь-
ших гипабиссальных глубинах, где внутреннее флюид-
ное давление было в состоянии преодолеть внешнюю
литостатическую нагрузку. Оптимальный диапазон
глубин скарнообразования оценивается в 0,5 —2,5 км.
Судить о возможном температурном режиме образо-
вания скарнов позволяют следующие данные: 1) синтез
минералов в обстановке высокого потенциала кальция
и присутствия легкорастворимых солей: андрадит и грос-
суляр — 950 — 225°С; диопсид, тремолит и волластонит —
750 —350°С, геденбергит — 320°С; 2) по сводным диа-
граммам (В. А. Жариков), построенным по эксперимен-
тальным материалам (расчет плавления силикатных по-
род, реакции образования силикатов, температуры деги-
дратации водных силикатов и диссоциации карбонатов
и т. д), можно выделить четыре температурные фазы
скарнов: волластонит-плагиоклазовую — 900 — 750°С;
пироксен-гранатовую — 800 —500°С; гранат-эпидото-
вую — 500 —450°С; пироксен-эпидотовую — 400°С; 3) по
данным гомогенизации включений в скарновых минера-
лах температурный интервал составляет 860 —380°С.
Из приведенных выше сведений можно сделать вывод,
что скарны начали образовываться при температуре око-
ло 900°С, а завершился этот процесс при среднетемпера-
турном гидротермальном режиме (около 300°С).
Фациальная смена минеральных ассоциаций во
времени и пространстве в связи со снижением темпе-
ратуры обусловлена возрастанием кислотности про-
цесса, регулирующего химические потенциалы каль-
ция, магния и железа (по В. А. Жарикову). Эти ассоци-
ации характеризуются вытеснением кальция магнием,
а затем магния железом. В результате возникает по-
следовательный ряд: волластонит-диопсид-салит-ге-
денбергит-андрадит.
Происхождение скарнов и скарновых месторожде-
ний наиболее детально рассматривается в двух гипоте-
зах — инфильтрационно-диффузионной, разработан-
ной Д. С. Коржинским, и стадийной, предложенной
П. П. Пилипенко.
Инфильтрационно-диффузионная гипотеза базиру-
ется на концепции биметасоматоза, объясняющей при-
роду многих процессов, протекающих на разогретом
контакте интрузивных силикатных пород и известняков.
105
Глава 6
Здесь возникает неравновесная химическая система. На-
чинается встречно-диффузионный отток элементов из
областей их повышенных концентраций. На фронтах по-
добных миграций происходят реакции между соедине-
ниями растворов и между ними и породообразующими
минералами. При разной подвижности элементов в на-
правлении к контакту разных сред (фронту диффузии)
будет происходить понижение их концентрации в рас-
творе с различной скоростью, обусловливая зональность
минеральных парагенезисов. Относительная подвиж-
ность компонентов зависит от температуры процесса.
Классическим примером исследования биметасо-
матических преобразований может служить анализ
трехкомпонентной диаграммы CaO: SiO2 :А12О3, про-
веденный Д.С.Коржинским (рис. 6.1). Исходная поро-
Рис. 6.1. Диаграмма парагенезиса скарнов Турьинских
месторождений в зависимости от соотношений алюминия,
кремния, кальция. (По Д. С. Коржинскому).
Ан — анортит, Анд — андрадит, Гр — гранат, Гре —
гроссуляр, К — кальцит, Кв — кварц, Орт — ортоклаз, П —
пироксен моноклинный, Пл — плагиоклаз.
106
Скарновые мвстпрпждвния
да — кварцевый диорит. В процессе метасоматоза ще-
лочи, кислород, магний и железо вполне подвижны.
При этом магнетит растворяется, роговая обманка
и биотит замещаются диопсидом, ортоклаз олигокла-
зом. По мере поступления в результате диффузии
кальция кварц исчезает и образуется диопсид-плаги-
оклазовая околоскарновая порода. Дальнейший при-
внес кальция приводит к образованию диопсид-грана-
товой и затем мономинеральной гранатовой породы.
Массированное поступление магния, железа и крем-
незема уже в известняках способствует появлению ди-
опсид-геденбергитовой зоны.
Зональная структура создается разрастанием зон
в направлении диффузионного потока при наступле-
нии тыловых на фронтальные. В соответствии с зако-
нами кинетики метасоматоза между зонами образуют-
ся резкие границы. При переходе от авангардных к ты-
ловым зонам уменьшается число минералов вплоть до
мономинеральной последней.
Состав зон отвечает определенной ступени равнове-
сия, характеризуется соответствующей минеральной
ассоциацией, устойчивой в фиксированном диапазоне
температур. Д. С. Коржинский выделил 10 ступеней
равновесия: высокотемпературные: 1) пироксен-грана-
товая, 2) пироксен-эпидотовая; среднетемпературные:
3) актинолит-эпидотовая, 4) хлорит-эпидотовая и низко-
температурные: 5) пренитовая, 6) пумпеллиитовая,
7) кальцит-альбитовая, 8) кальцит-кварц-серицит-хлори-
товая, 9) кальцит-кварц-серицит-доломитовая и 10) цео-
литовая.
Из рудных элементов только железо может форми-
ровать месторождения согласно рассмотренной выше
модели биметасоматоза. Итак, сначала железо выно-
сится, вместо салита возникает волластонит. В направ-
лении внешних границ интрузивного контакта в скар-
нах возрастает концентрация железа. Здесь появляют-
ся вместо гроссуляра андрадит и в массовых
количествах накапливается магнетит. На поздних низ-
котемпературных стадиях железо представляет собой
инертный элемент, а среди подвижных появляются се-
ра и медь. В результате взаимодействия этих элемен-
тов с ранее выделившимся магнетитом образуются пи-
рит и халькопирит. Поэтому на многих железорудных
Глава G
скарновых месторождениях постоянно отмечаются
участки, обогащенные сульфидами.
Концепция биметасоматоза обладает следующими
недостатками: 1) баланс кремнезема и СаО для скар-
нов, формировавшихся соответственно в известняках
и в гранитоидах, не может быть обеспечен диффузным
переносом вещества, необходим дополнительный при-
внес этих компонентов; 2) нельзя объяснить образова-
ние скарнов, залегающих исключительно среди сили-
катных или карбонатных пород, и тем более удален-
ных от интрузий; 3) в предложенной схеме нет места
для рудных месторождений за исключением железо-
рудных.
Концепция биметасоматоза в дальнейшем Д. С. Кор-
жинским была преобразована в инфильтрационно-
диффузионную гипотезу. В новой модели скарнового
процесса предполагалось, что месторождения форми-
руются в зоне границы силикатных и карбонатных по-
род в связи с циркуляцией горячих растворов, обога-
щенных химическими соединениями, выносимыми как
из глубинных магматических очагов, так и заимство-
ванных из пород на путях движения этих растворов.
В точке входа в систему преобладали привносимые со-
единения. Далее их роль сокращается и процесс осуще-
ствляется за счет встречной диффузии элементов из си-
ликатных и карбонатных пород. В результате основная
масса скарнов образовалась биметасоматическим спо-
собом, а рудные месторождения связаны с мощным
воздействием постмагматических растворов, циркули-
ровавших в трещинных зонах. Тем не менее и этот усо-
вершенствованный вариант гипотезы не объяснял при-
чины разнообразия рудных минералов в скарнах и не
увязывал стад ийность скарнового процесса и рудообра-
зования.
П. П. Пилипенко, разработавший стадийную ги-
потезу, считал, что главная масса вещества скарнов
и руд привносится извне специфическими раствора-
ми. По мере снижения температуры состав привноси-
мых веществ менялся, обусловливая минеральную зо-
нальность. Предполагается, что доминировали мета-
соматические процессы, протекавшие в шесть стадий.
1. Кремневая характеризовалась высокой температу-
рой, привносом кремния и приводила к образованию
Скарновые месторождения
диопсидовых пород (светлые роговики). 2. Алюмоси-
ликатная осуществлялась в обстановке привноса
кремния и алюминия и завершалась формированием
железистых гранатов и пироксенов. 3. Галоидная про-
текала в условиях поступления хлора и появления ска-
полита. 4. Железная отличалась привносом железа
и выделения его в форме закисных и окисных соеди-
нений. Накапливались магнетит, гематит и железис-
тые алюмосиликаты — геденбергит, лиеврит (ильва-
ит), гранаты и др.
В течение первых стадий формировались безвод-
ные скарны. Далее флюидный режим резко менял-
ся. В пятую флюидно-водную стадию в систему по-
ступали Н2О и СО2 и возникали породы, состоящие
из роговой обманки, эпидота, иногда с примесью
шеелита и кальцита. Процесс завершала сульфидная
стадия, в течение которой при низких температурах
и постоянном привносе Н2О, H2S и металлов образо-
вывались сульфиды и сульфосоли. Хотя основная
идея гипотезы подтверждена практикой, но и она не
объясняет причину разнообразия продуктов рудоге-
неза для различных тектоно-магматических обста-
новок.
На основании геологических данных и экспериме-
тальных разработок в настоящее время модель скар-
нового процесса можно представить в следующем
трехстадийном виде.
1. Контактовый изохимический метаморфизм про-
текает при температуре 900 — 650°С и сопровожда-
ет внедрение магмы. На глубине образуется мощ-
ный ореол светлых бедных железом безрудных
диопсидовых роговиков и мраморов.
2. Ранняя скарновая стадия проявляется спорадичес-
ки, примерно занимая одну десятую периметра ин-
трузии. При температурах 650 —400°С возникали
«сухие» безводные темные эндо- и экзоскарны, со-
стоящие из пироксенов, гранатов, скаполита, геден-
бергита, магнетита, гематита.
3. Поздняя флюидно-водная стадия протекает с учас-
тием Н2О, СО2, Н2 и H2S, хлоритов и комплексных
соединений металлов при температурах 450 — 300°С.
Образуются роговая обманка, эпидот, кальцит, суль-
фиды и сульфосоли.
109
Глава Б
Типы скарновых месторождений
Существуют пять вариантов их систематики.
1. По составу замещаемых пород: известковые, магне-
зиальные и силикатные. 2. По стадиям скарнового про-
цесса: 1) простые ранних стадий (железо, вольфрам),
2) сложные поздних (полиметаллы). 3. По формациям
магматических пород: 1) плагиограниты, сиениты (же-
лезо, медь), 2) гранитные батолиты (вольфрам), 3) ма-
лые интрузии диоритового состава (полиметаллы).
4. По положению относительно интрузивного контак-
та: эндоскарны и экзоскарны. 5. Главная общеприня-
тая систематика по составу полезных ископаемых:
1) железо, 2) вольфрам, 3) медь, 4) свинец-цинк, 5) мо-
либден, 6) олово, 7) бор и другие.
Месторождения железа. По геологическим услови-
ям образования выделяется два типа месторождений —
островодужный и орогенный. Островодужные чаще
всего располагаются внутри диоритовых штоков в вул-
каногенно-осадочном разрезе (туфы и лавы андезитов
и базальтов, песчаники, глинистые сланцы, мергели).
Представлены известково-скарновыми и скаполит-аль-
бит-скарновыми магнетитовыми плитообразными зале-
жами. Отмечается большой объем магнетитсодержа-
щих эпидот-пироксен-гранатовых эндоскарнов и широ-
кое проявление натрового метасоматоза (альбит
и скаполит). В рудах постоянно имеются высокие кон-
центрации кобальта и никеля. Формирование место-
рождений протекало в две стадии. В раннюю возникла
зональность: 1) эпидот-пироксен-гранатовые эндоскар-
ны с главным оруденением, 2) экзоскарны: гранат-пи-
роксеновые с магнетитом и диопсид-геденбергитовые
с сульфидами. В позднюю стадию образовалась ассоци-
ация минералов: ильваит, актинолит, хлорит, кальцит,
кварц. К этому типу относятся месторождения: Песчан-
ское, Гороблагодатское (Урал), Сарбайское (Казахстан),
Дашкесан (Азербайджан), Эмпайр (Канада) (рис. 6.2).
Месторождения кордильерского типа локализова-
ны в магматических дугах и ассоциируют с гипабис-
сальными штоками и дайками в обедненных железом
кварцевых монцонитах, гранодиоритах и гранитах.
Они приурочены только к толщам доломитов. Резко
преобладают магнезиальные экзоскарны с форстери-
Скарновые месторождения
Рис. 6.2. Схематический геологический разрез железорудного
месторождения горы Магнитной. (По В. И. Смирнову):
1 — диорит, 2 — гранодиорит, 3 — гранит, 4 — атачит
(метаморфизованный туф), 5 — нижнекаменноугольный
известняк, 6 — скарн, 7 — магнетитовая руда,
8 — диабазовые дайки
том, тальком, серпентинитом и сульфидами. В раннюю
стадию вблизи интрузий формировались диопсид-
шпинелевые скарны, а на удалении — форстерит -
кальцитовые. Поздняя стадия представлена флогопи-
том, серпентином, людвигитом, магнетитом. Примеры
месторождений: Тейское (Красноярский край), Шере-
гешское (Горная Шория), Игл-Маунтин (Калифорния).
Месторождения вольфрама и молибдена связаны со
штоками и батолитами порфировых гранодиоритовых
комплексов и малыми интрузиями кварцевых монцони-
тов, развитых в орогенных поясах и областях тектоно-маг-
матической активизации. Месторождения локализованы
в известковых скарнах и представлены пластовыми тела-
ми. В целом для ранней стадии их формирования харак-
терны: температуры — 500 —600°С; давления —
100—150 МПа; ХСО2 = 0,2 —0,03; для поздней: 450 — 300°С,
состав флюидов: 10—15 экв% NaCI. Выделяют два типа ме-
сторождений — восстановленный и окисленный.
С восстановленными связана основная масса руд-
ных объектов, которые формировались на контактах
интрузивов нижних частей гипабиссальных уровней
с известняками. Становление интрузий происходило
в обстановке растяжения. В раннюю стадию возника-
ли геденбергит-альмандиновые скарны (в них пирок-
сенов в 2— 10 раз больше гранатов), а в позднюю —две Ш
Гии Б
ассоциации: биотит-плагиоклаз-кальцитовая и роговая
обманка — кварц-кальцитовая. Примеры месторожде-
ний: Майхура (Средняя Азия), Салу (Франция), Мак-
Миллан-Пасс (Канада), Сангдонг (Южная Корея).
Окисленные месторождения образуются в некар-
бонатных, часто обогащенных гематитом породах,
на меньших глубинах, чем восстановленные. В ран-
нюю стадию здесь формировались андрадит-эпидото-
вые скарны, на которые в позднюю накладывались
минеральные ассоциации: эпидот-хлорит-кальцит-
кварцевая и актинолит-кварц-кальцитовая. Место-
рождения этого типа встречаются редко и не образу-
ют крупных объектов: Кинд-Ай-Ленд (Австралия),
Эль-Жаралито (Мексика) и др.
Месторождения молибдена относятся к редким об-
разованиям. Они связаны с лейкократовыми гранита-
ми и гранит-порфирами орогенных областей (зон
столкновения континентальных плит). С ранними вы-
сокотемпературными фациями скарнов волластонит-
геденбергит-гроссулярового состава связано вкраплен-
ное и прожилково-вкрапленное молибденитовое и мо-
либдошеелитовое оруденение. С поздними стадиями
ассоциируют метасоматиты, сложенные роговой об-
манкой, актинолитом, эпидотом, хлоритом, кварцем,
серицитом и флюоритом, и широкий спектр рудной
минерализации: халькопирит, висмутин, теллуриды зо-
лота и серебра, самородное золото, полиметаллы. При-
мером может служить уникальный рудномагматичес-
кий центр Тырныауз на Северном Кавказе и несколько
мелких месторождений (Азгур в Марокко и др.).
Месторождения меди ассоциируют со штоками из-
вестково-щелочных гранодиоритов и кварцевых мон-
цонитов, располагаются в орогенических поясах окра-
ин континентов и формировались от мезозойского до
третичного времени включительно. Небольшое число
мелких месторождений связано с океаническими ост-
ровными дугами. Наиболее значительные меденосные
скарны связаны с ларамийскими меднопорфировыми
плутонами, внедрившимися в карбонатные породы.
Для них характерно доминирующее развитие граната
при подчиненных количествах пироксенов и типо-
морфная ассоциация: андрадит-диопсид-магнетит-ге-
матит с высоким содержанием сульфидов.
Скарновые месторождения
В раннюю стадию процесс протекал при темпера-
туре 500 — 300°С. По известнякам образовывались анд-
радит, диопсид, пирит, халькопирит и магнетит, а по
доломитам — форстерит, серпентин, магнетит, халько-
пирит. В известковых скарнах установлена минераль-
ная зональность: экзоскарны — волластонит, гранат,
геденбергит, борнит, эндоскарны — андрадит, геден-
бергит, халькопирит. Рудные минералы отлагались
в течение всего процесса скарнообразования. В грана-
товых зонах развиты пирит-халькопирит-магнетито-
вые руды, в которых отношение пирита к халькопири-
ту колеблется в пределах 1:2 — 5:1. В волластонитовых
зонах формировались борнит-халькопирит-сфалерит-
теннантитовые руды. Поздняя стадия характеризова-
лась образованием тремолита, актинолита, карбона-
тов, талька, эпидота и хлорита. Меденосные скарны не
имеют самостоятельного промышленного значения.
Обычно они слагают отдельные залежи на месторож-
дениях гидротермального меднопорфирового типа.
Кристмас, Мишен (Аризона, США), Бингхем (Юта,
США), Саяк 1 (Казахстан), Тоншанькоу (Китай).
Месторождения цинка и свинца встречаются в са-
мых разнообразных геологических ситуациях и ассоци-
ируют с интрузиями от гранодиоритов до лейкограни-
тов; часто приурочены к гипабиссальным штокам и дай-
кам. В геотектоническом отношении они формируются
в областях тектоно-магматической активизации, а так-
же на завершающих стадиях развития внутриконтинен-
тальных орогенных поясов и в зонах субдукции на ак-
тивных континентальных окраинах. Общими чертами
месторождений этой обширной группы являются: гале-
нит-сфалеритовый состав, развитие оруденения в экзо-
скарнах; четкий контроль минерализации разрывными
структурами; преобладание в скарновой ассоциации пи-
роксенов. Наиболее приемлемым критерием для систе-
матики данных месторождений служит их связь с ин-
трузивными породами. С этих позиций можно выделить
четыре типа рудных объектов: батолитовый, малых ин-
трузий, дайковый и удаленный от интрузий.
1. Батолитовый тип представлен минерализованными
(прожилки и вкрапленность) известковыми геден-
бергитовыми экзоскарнами в ореоле крупных плу-
тонов лейкократовых гранитов. Известны мелкие
113
Глава 6
месторождения, например, Минерал-Кинг (Кали-
форния, США).
2. Месторождения малых интрузий характеризуются
ассоциацией марганцевого клинопироксена и гра-
ната со сфалеритом и галенитом. По мере удаления
от интрузии происходит смена граната пироксе-
ном, бустамитом и мрамором. С глубиной в скарнах
возрастает количество граната и сфалерита и со-
кращается — пироксена и галенита. В эндоконтакт-
ной зоне интрузий широко развиваются родонито-
вые и гранат-везувиановые жилы. В позднюю скар-
новую стадию образовывались эпидот, амфибол,
хлорит. Рудообразование протекало при давлениях
50 — 200 МПа и температурах 550 — 350°С из флюи-
дов с соленостью 23,3 экв% NaCI. Сера заимствова-
лась из магматических пород и из подстилающих
эвапоритов. Примеры месторождений: Карамазар
(Средняя Азия), Симапан (Мексика).
3. Дайковый тип связан с интрузиями гранодиоритово-
го и риолитового состава. Дайки служили каналами
фильтрации флюидов. В их контактных зонах обра-
зовывались ранние эпидот-гранат-бустамит-пирок-
сеновые скарны. Поздняя стадия выразилась в появ-
лении обогащенных марганцем родонита и ильваита,
амфибола и хлорита. Широко распространены око-
лорудные серицит-аргиллитовые и серицит-топазо-
вые метасоматиты. Примеры месторождений: Треп-
ча (Югославия), Алтын-Топкан (Узбекистан).
4. Удаленные от интрузий месторождения локализу-
ются в разломных, часто надвиговых структурах.
Скарновые тела в форме линз, гнезд и жил сложе-
ны йохансенитом, гранатом, бустамитом, волласто-
нитом, куммингтонитом, ильваитом и хлоритом. Их
зональность. В центре залежей преобладают грана-
ты, затем пироксены и далее мрамор. Рудные те-
ла — жилы, гнезда, линзы, в верхних горизонтах
обогащены свинцом, с глубиной сменяются цинком
и в корневых частях месторождений — медью.
Примеры месторождений: Бен-Бен (Австралия),
Камиока (Япония), Верхнее (Россия, Приморье).
Месторождения олова. Более 80% оловоносных
скарнов сосредоточены в фанерозойских складчатых
114
СкариовыЕ месторождения Ц
поясах и связаны с посторогенными гранитоидами.
Формирование месторождений происходило в конеч-
ные стадии развития орогенических циклов энсиаличе-
ских дуг или в активизированных кратонах. Крупные
месторождения образуются в магматических дугах зон
субдукции в связи со становлением гранодиорит-гра-
нитных вулкано-плутонических ассоциаций. Рудная
минерализация генетически связана со специализиро-
ванными на олово син- и посттектоническими щелоч-
ными гранитами ильменитового ряда.
Выделяют два типа оловорудных скарновых место-
рождений — магнезиальный и известковый. Магнези-
альный тип образуется в три стадии. В течение ранней,
протекавшей при участии нейтральных или слабоще-
лочных флюидов, образуются шпинель, пироксен
(фассаит), форстерит. Во вторую, олово-боратную ста-
дию возникают флогопит и оловосодержащие магне-
тит и магнезиальные бораты. Поздняя касситеритовая
стадия, характеризующаяся процессами кислотного
выщелачивания, сопровождается разложением бора-
тов и образованием касситерита, флюобарита и слюд.
При формировании магнезиальных месторождений
иногда в конце первой стадии в процессе скарнообразо-
вания происходит смена магнезиального метасоматоза
на кальциевый. Воздействие богатых кальцием, желе-
зом и кремнеземом флюидов на магнезиальные скарны
приводит к появлению оловосодержащего андрадита,
понижению температуры и возрастанию кислотности.
В позднюю образуются железо-магнезиальные алюмо-
боросиликаты (аксинит, турмалин) и амфиболы. Грана-
ты замещаются ассоциацией минералов из флюорита,
касситерита, кварца. Завершает процесс отложение
сульфидов. Примеры месторождений: Кличкинское
(Забайкалье), Кливленд (Австралия). Известковый тип
формируется в две стадии. В раннюю возникают олово-
содержащие андрадит-волластонитовые или везувиан-
магнетит-флюоритовые породы. В позднюю стадию об-
разуются минералы бора — данбурит, кальцеборит, да-
толит, аксинит и турмалин и, главное, малайяит.
В низкотемпературной обстановке последний распада-
ется на касситерит и кварц с образованием кальцита.
Примеры месторождений: Ушкошкон (Киргизия),
Мойна (Австралия), Кута (Япония). 115
Гнава 6
Месторождения бора ассоциируют главным обра-
зом с магнезиальными скарнами и связаны с интрузи-
ями гранодиоритов и гранитов, реже монцонитов, ди-
оритов, сиенитов. Минералы бора образуются
в заключительную стадию скарнового процесса
и представлены главным образом датолитом, котои-
том, людвигитом, суанитом, ашаритом и флюобари-
том. Месторождения бора в скарнах известны в Рос-
сии (Верхнее, Приморье), Болгарии, Чехословакии,
США, Франции, Перу, Малайзии и других странах.
Мы отметили только наиболее значительные промы-
шленные типы месторождений полезных ископаемых,
залегающих в скарнах. Этим списком далеко не исчер-
пывается минеральный потенциал данной группы руд-
ных образований. Помимо отмеченных, в скарнах
встречаются руды платины (в Бушвельдском комплек-
се), золота (Минас Жераис, Бразилия; Суйон, Северная
Корея), бериллия (Маунт Уайлер, США), ниобия (Кай-
зерштуле, Германия), урана и тория (Мэри Кетлин, Ав-
стралия; Азгур, Марокко и др.), графита (Ботогол, Вос-
точный Саян; Мэдок, Канада), хризотил-асбеста и таль-
ка (Онот, Восточный Саян; Мэдок, Канада; Диллон,
США) и многих других видов минерального сырья.
Скарны н руды
Из анализа материалов по месторождениям скар-
новой группы можно выделить три типа взаимоотно-
шений руд и скарнов.
1. Они образуются одновременно в течение единого
генетического процесса. Руды входят естественным
компонентом в скарновые ассоциации. В качестве
примеров условно можно назвать только железоруд-
ные и борные месторождения. В этом случае рудные
тела должны полностью совпадать с контурами раз-
вития скарнов. В последние годы появляется все
больше данных о том, что магнетитовые тела, ассо-
циирующие со скарнами, представляют собой эпи-
генетическое внедрение рудного расплава и связа-
ны с последними сложными парагенетическими свя-
зями. И руды, и скарны — продукты деятельности
одной и той же магмы гранодиоритового или сиени-
тового состава. Примеры — Лако (Чили) (рис. 6.3).
116
Скарновые месторождения
I I/ 1° ° *lz ieiz EZ3# EZZb L; b Г v'lz I г ,лЬ
Ю '—~S7 -Л? Y Л7-------------ri
Рис. 6.3. Схема геологического строения месторождения
Лако. (По Г. Р. Фуллеру и др.).
1 — аллювиальные и делювиальные современные отложения,
2—4 — плейстоценовые образования: 2 — ледниковые
отложения, 3 — отложения термальных источников,
4 — участки гидротермально-измененных пород,
5 — четвертичные эффузивные образования основного
состава, 6 — рудные тела (I — Лако Сюр, II — Лако Норте,
III — Родадос Негрос, IV — Сан-Висенте Бахо, V — Сан-
Висенте Альто), 7 — серия Лако, 8 — формация Альтос-де-
Пико верхнетретичного возраста, игнимбриты,
9 — вулканический кратер, 10 — границы лавовых потоков,
11 — границы распространения рудного обломочного
материала, 12—литологические контакты, 13 — элементы
залегания, 14 — разлом.
Глава Б
2. Оруденение непосредственно сменяет скарнообра-
зование. Руды занимают часть объема скарнов.
Примерами могут служить некоторые залежи маг-
нетита, боратов и касситерита.
3. Наложенное оруденение. Оно связано с процессами
поздней флюидно-водной стадии скарнообразования.
Таким способом формируется подавляющая масса ме-
сторождений этой группы. В данном случае рудные
тела локализуются в скарнах только при условии, если
последние по структурным и петрофизическим ха-
рактеристикам благоприятствуют этому процессу.
Отмечаются самые разнообразные варианты подоб-
ных взаимоотношений — от полного совпадения руд-
ных и скарновых тел до их раздельного залегания.
Таким образом, скарнообразование не связано ге-
нетически с рудообразованием. Это два независимых
параллельных процесса, пересекающихся в некото-
рых геологических ситуациях. На тип и масштабы
рудной минерализации определяющее влияние ока-
зывают: металлогеническая специализация магмати-
ческих комплексов (медь в монцонитах, олово в гра-
нитоидах и т. д.); эволюция рудно-магматических цен-
тров (молибден, вольфрам, полиметаллы в центрах
гранитоидного магматизма); рудная и металлогениче-
ская специализация провинций, районов и полей; ре-
гиональные геодинамические обстановки. Образова-
ние скарнов как правило предшествует формирова-
нию руд и в ряде случаев создает благоприятную
литолого-фациальную, петрофизическую, структур-
ную и минералого-геохимическую обстановку. Ино-
гда магматические расплавы по пути движения в ко-
ровой среде ассимилируют ранее возникшие рудные
накопления и аномальные концентрации полезных
элементов в породе, обогащая ими скарнообразую-
щие флюиды.
Типичными чертами скарновых месторождений
являются:
— геологическая позиция скарнов в зоне контактов
интрузий и вмещающих карбонатных пород;
— признаки метасоматического происхождения
скарнов (реликты неизмененных пород, моно- и би-
минеральные зоны, тыловые и передовые зоны, ме-
118
Скарновые месторождения
тазернистые структуры, ксенолиты неизмененных
породи др.);
— зональность скарновых образований относительно
контакта интрузивный массив — вмещающая поро-
да устанавливается по минеральным парагенези-
сам, минеральным видам и геохимическим данным;
— существование эндо- и экзоскарнов;
— присутствие минералов, указывающих на резкие
перепады давления, температур;
— создание в скарнах контрастной физико-химической
обстановки за счет резких градиентов температур, дав-
ления, концентраций различных компонентов и высо-
кой активности СО2 и Н2О, SiO2, присутствие В, F, Cl, S,
соответственно падению температуры и участию воды
выделяют два этапа «сухих» и «водных» скарнов;
— зависимость типов скарновых месторождений от
индивидуального состава интрузивов и вмещаю-
щих их пород;
— плито- и жилообразные формы рудных тел;
— друзовые и вкрапленные текстуры и метазернис-
тые структуры руд.
Типичные рудные формации скарновых месторожде-
ний: железорудная (Магнитогорское и др. в Южном За-
уралье, Леспромхозовское, Тейское и др. в Горной Шории,
Кузнецкий Алатау, Коршуновское в южной Сибири);
свинцово-цинковая в известковистых и магнезиальных
скарнах (Дальнегорское на Дальнем Востоке, Алтын-Топ-
кан в Таджикистане и др.); борная в магнезиальных скар-
нах (Верхнее в Приморье); молибден-вольфрамовая (Тыр-
ны-Ауз в Осетии, Санг-Донг во Вьетнаме, Лянгар в Узбеки-
стане); золоторудная (Тарданское в Кузнецком Алатау,
Синюхинское на Алтае); медная в известковистых скарнах
(Турьинское на Северном Урале, Саяк— 1 в Казахстане);
флогопитовая в магнезиальных скарнах (Слюдянка в Юж-
ной Сибири); лазуритовая в магнезиальных скарнах (мес-
торождения на Памире в Афганистане).
Глава 7
АЛЬБИТИТОВЫЕ
И ГРЕЙЗЕЯОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Альбититы и грейзены представляют собой щелоч-
ные метасоматиты, образованные постмагматически-
ми или метаморфическими пневматолито-гидротер-
мальными флюидами. Их объединяет общность проис-
хождения, локализации и источника вещества.
Обычно зоны альбитизации и грейзенизации развива-
ются в апикальных частях массивов кислых и щелоч-
ных гипабиссальных изверженных пород. Формиро-
вание этих метасоматитов началось с появлением на
нашей планете больших масс гранитоидов (2,5 млрд
лет) и возрастало вплоть до киммерийского времени.
Затем установился равномерный прирост их объемов.
Интрузивные комплексы, с которыми связаны альби-
титы и грейзены, являются типоморфными образова-
ниями, маркирующими определенные геодинамичес-
кие обстановки: зоны столкновения континентальных
литосферных плит; заключительные стадии развития
орогенных поясов; магматические дуги активных ок-
раин континентальных плит; зоны глубинных разло-
мов и сопутствующих им рифтовых систем; области
активизации древних платформ.
Флюидные потоки, фильтруясь через граниты нор-
мальной и повышенной щелочности и просто щелоч-
ные породы, альбитизируют апикальные части интру-
зий, особенно интенсивно выступы и апофизы, а из-
быток калия выносят и связывают в грейзенах,
которые накапливаются на границах альбитизирован-
ных гранитоидов с вмещающими породами и среди по-
следних. Эти потоки особенно активно выщелачивают
из пород, по которым фильтруются, многие металлы,
которые затем в метасоматитах образуют аномальные,
вплоть до рудных концентрации. Такими типоморф-
120
Дльбцтитпвыв и грвйзвновые МЕстпрождвиия
ными элементами для альбититов являются цирконий,
ниобий, торий, а для грейзенов — бериллий, литий,
олово и вольфрам. О масштабах процессов выщелачи-
вания и выноса элементов можно судить, например,
по поведению олова (по В. А. Барсукову). В неизменен-
ных гранитах его содержание составляет 26 г/т,
при этом в биотите 200 — 300 г/т; в зоне выноса
4 —5 г/т, а в образовавшемся здесь мусковите —
20 — 30 г/т. Установлено, что по мере усиления общей
щелочности процесса объем альбитизированных по-
род возрастает, а в грейзенизированных падает. В свя-
зи с этим в породе обычно встречаются грейзены без
альбититов и, наоборот, альбититы без грейзенов.
Физико-химические условия образования. Воздейст-
вие горячих постмагматических растворов на интру-
зивные породы приводило к развитию процессов ка-
лиевого метасоматоза (ранняя микроклинизация)
в ядерных частях массивов в обстановке повышенного
давления. В этих же интрузиях вдоль верхней перифе-
рической части массивов в условиях падения давления
протекала ранняя альбитизация.
На фоне падения температуры с 620°С до 450°С
и возрастающей кислотности раствора происходила
смена раннего калиевого метасоматоза натриевым.
В условиях максимальной кислотности, наступавшей
в момент перехода флюида из надкритического (пнев-
матолитового) в гидротермальное состояние, протека-
ла стадия грейзенизации. Высокая кислотность была
обусловлена появлением свободных кислых анионных
компонентов в результате диссоциации неустойчивых
ацидо-комплексов при появлении жидкой водной фа-
зы. В условиях высокой активности фтора и бора из
пород выносились щелочи, алюминий и многие эле-
менты-примеси. По мере накопления щелочей и даль-
нейшего падения температуры кислотность раствора
понижалась и под его воздействием происходили мел-
комасштабные выделения поздних альбита и затем ми-
кроклина.
Мы уже отметили при рассмотрении наиболее ран-
них поздне- и постмагматических образований (пегма-
титовых, скарновых и др.), что для них характерны
только метасоматические рудные тела. Первые жилы
заполнения появляются лишь в связи с грейзенами
Глава 7
и с последующими гидротермальными образованиями.
Это связано с тем, что именно в данный момент эволю-
ции флюидной системы давление растворов достигает
критической величины, достаточной для раскрытия
жильных трещин, т. е. превышающее давление гидро-
разрыва. Хронологически граница между чисто мета-
соматическим и комбинированным метасоматически-
секреционным отложением минералов точно совпада-
ет с моментом смены щелочного метасоматоза
кислотным выщелачиванием. Таким образом, для фор-
мирования грейзенов необходимо наличие открытых
или открывающихся трещин и присутствие гетерофаз-
ного субкритического состояния флюида. Образова-
ние последнего происходило в условиях повышенного
давления в закрытой системе. Снятие давления приво-
дило к гравитационной сепарации и частичной конден-
сации флюида. В результате образовывалась газовая
фаза, обогащенная кислотными компонентами (СО2,
HCI, HF, SO2, H2S), и щелочная остаточная жидкость,
содержащая SiO2, NaCI, KCI, NaOH, KOH и соедине-
ния трудно растворимых металлов.
Согласно данным изучения газово-жидких вклю-
чений в минералах грейзенов установлено, что в их
образовании участвовали натрий-калий-хлор-угле-
кислотные флюиды. При этом концентрация натрия
была в несколько раз большая, чем калия, а содержа-
ние всех других элементов, помимо отмеченных вы-
ше, примерно на два порядка меньше суммы главных
компонентов. Типичен флюид «NaCI-CO2-H2O»,
для которого возможно существование гетерофазно-
го равновесия «газ-жидкость» во всем диапазоне РТ
условий гидротермального минералообразования.
В каждую стадию этого процесса в связи с падением
температуры и давления происходило понижение
концентраций углекислоты и хлоридов. Одной из воз-
можных причин подобного явления представляется
смешивание магматических и метеорных вод. Кислот-
ность флюидов, достаточная для образования грейзе-
нов и гидротермалитов, образуется растворами, воз-
никающими при конденсации газовой фазы на стен-
ках раскрытых трещин.
В экспериментальных условиях Г. П. Зарайским
получены метасоматические колонки грейзенов, близ-
Альбишвшовыв н грейзеновыв месторождения
кие к наблюдаемым на природных объектах. 1. Кварц-
топазовая получена при воздействии на лейкогранит
раствора 1.0MHF + [SiO2J + [А12О3] при температуре
500°С, давлении 100 МПа в течение 336 часов. Раствор
был насыщен кремнеземом и глиноземом. 2. Кварц-
мусковитовая фация образуется введением в раствор
KF (10'3ш) в диапазоне температур 600 —300°С.
3. Кварцевые грейзены возникают также по лейкогра-
нитам при следующих условиях эксперимента: рас-
твор 0,08m HF насыщен SiO2 и насыщен AL2O3 , темпе-
ратура 400°С, давление 100 МПа.
Грейзеновые месторождения формируются на глу-
бинах 5—1 км, что соответствует литостатическому
давлению 130 — 6 МПа; температурный градиент на
100 м вертикального разреза составляет в начале про-
цесса 20 —5°С, а в конце — 2,5°С. Концентрация рудо-
носного флюида последовательно снижается от 460 до
100 г на 1 кг Н2О.
ДяьВититовые месторождения
Альбититовые месторождения представляют собой
тела и зоны, сложенные альбититами — лейкократо-
выми породами, в которых на фоне мелкозернистой
основной альбититовой массы отмечаются порфиро-
вые выделения кварца и микроклина, а также слюд,
щелочного амфибола, реже пироксена. В этих телах
выделяются участки с промышленными концентраци-
ями редких, редкоземельных и урановых элементов.
Выделяют два типа месторождений: 1) в связи с интру-
зивными массивами, 2) без связи с магматическими
комплексами.
Первый тип локализован в метасоматически пере-
работанных куполах и апофизах массивов нормальных
и субщелочных гранитов. В результате образуются
штокообразные массы минерализованных альбитизи-
рованных пород (иногда их называют эписиенитами),
имеющих в горизонтальном сечении площадь несколь-
ко км2 и протяженность на глубину до 600 м. В изме-
ненных материнских биотитовых гранитоидах наблю-
дается следующая примерная вертикальная метасома-
тическая зональность (снизу вверх): неизмененная
порода — появление мусковита — альбитизированная
123
Глава 7
порода — альбитит — грейзен. По нормальным грани-
там развиваются мусковит-микроклин-кварцево-аль-
бититовые породы с бериллиевым оруденением, а по
субщелочным гранитам: 1) литионит-микроклин-квар-
цево-альбитовые метасоматиты с литиевыми, ниобие-
выми и танталовыми рудами и 2) биотит-кварцево-аль-
бититовые породы с цирконием, ниобием и иттриевы-
Рис. 7.1. Геологический разрез месторождения ураноносных
альбититов. (По Я. Н. Белевцеву и др.).
1 — отложения осадочного чехла, 2 — альбититы,
3 — сиенитоподобные породы, 4 — граниты и мигматиты,
5 — гнейсы, 6 — главный разлом, 7 — оперяющие разрывные
нарушения, 8 — ураноносные альбититы, 9 — степень
катаклаза пород в баллах, 10 — контуры зоны повышенных
значений пористости и проницаемости пород,
11 — направление движения гидротермальных растворов.
124
ДльВититпвыЕ и грейзвиовыв месторождения
ми редкими землями. Пример месторождения нио-
бия — Каффа (Нигерия).
Второй тип не имеет установленных связей с маг-
матическими комплексами. Он развит вдоль зон реги-
ональных глубинных разломов, рассекающих кристал-
лический фундамент древних платформ, например,
Украинского щита Восточно-Европейской платфор-
мы. Рудные тела имеют линейные секущие формы и
связаны с зонами катаклаза (рис. 7.1). Существуют две
точки зрения на происхождение этих альбититов. Од-
ни считают, что они представляют собой продукты де-
ятельности флюидов, производных скрытых на глуби-
не интрузивных массивов. Другие исследователи
предполагают метаморфогенную природу растворов.
В этом случае в их составе вполне подвижным поведе-
нием обладали вода, углекислота, кремнезем и щело-
чи. С уменьшением температуры и давления происхо-
дил распад комплексных соединений и диссоциация
сильных кислот. В результате взаимодействия раство-
ров стадии раннего калиевого метасоматоза с вмеща-
ющими породами снижалась щелочность раствора,
увеличивалась активность слабых оснований и проис-
ходила смена калиевого метасоматоза натриевым.
Выделяют три главные рудные метасоматические
формации: 1) калиевая (микроклиновая) с бериллие-
выми рудами; 2) калинатровая (альбит-микроклино-
вая) с тантал-ниобиевым оруденением; 3) натровая
(эгирин-рибекитовая и эпидот-хлоритовая) с урановой
минерализацией. По глубинности формирования ру-
доносные метасоматиты распределяются следующим
образом: калиевые — 8—10 км, калинатровые —
6 — 8 км и натровые — 4 — 6 км. В линейных альбититах
сконцентрированы существенные запасы урана, то-
рия и бериллия, в меньшей степени тантала, ниобия
и редких земель.
В срединных массивах и фундаменте древних плат-
форм описаны также среднетемпературные гидротер-
мальные урановые месторождения в альбитовых мета-
соматитах (эйситах) (Грачевское в Казахстане, Ита-
тайя в Бразилии). В этой связи отмеченные выше
ураноносные альбититы можно считать обычными ги-
дротермальными объектами и не включать в альбитит-
грейзеновый класс.
Глава 7
Грейзеновые месторождения
Грейзеновые месторождения формируются в апи-
кальных выступах гранитных массивов и в алюмоси-
ликатных породах, реже в основных и карбонатных
породах их кровли (рис. 7.2). Грейзен представляет со-
Рис. 7.2. Схематический разрез Акчатауского гранитного
плутона. (По В. А. Жарикову и Г. П. Зарайскому).
1 — крупнозернистые граниты I фазы; 2 — средне- и
мелкозернистые граниты II и III фаз; 3 — терригенные и
вулканогенные вмещающие породы силура;
4 — кристаллические породы докембрийского фундамента;
5 — W-Mo рудные тела; 6 — контактовые роговики.
бой агрегат слюды (мусковит, биотит, циннвальдит)
и кварца с примесью турмалина, топаза, флюорита
и сопровождающих их рудных минералов (касситери-
та, вольфрамита, молибденита, беррилла, литиевых
слюд). Выделяют эндо- и экзогрейзены. На долю эндо-
грейзенов приходится более 80% объема этих метасо-
матитов. Они слагают штоки и жилы и развиваются на
300 — 500 м вглубь от кровли массива. Экзогрейзены
образуют штокверки, распространяющиеся по верти-
кали до 1500 м от контакта интрузии.
Привнос рудных элементов и формирование мес-
торождений происходили в конце длительного и пре-
ДльБититовыв и грвйзвиовые месторождения
рывистого процесса грейзенообразования, синхронно
с развитием рудоконтролирующих структур.
Различие авторы выделяют от 8 до 13 стадий рудо-
образования. По Д. В. Рундквисту, их можно объеди-
нить в три группы: 1} раннюю — отлагаются минералы
молибдена, вольфрама и олова; 2) среднюю — выделя-
ются минералы тантала, ниобия, бериллия и лития;
3) позднюю — образование сульфидов, флюорита
и карбонатов. На месторождениях установлены ин-
трарудные дайки гранит-аплитов. С грейзенами связа-
ны месторождения олова (касситерит), вольфрама
(вольфрамит), лития (литиевые слюды), бериллия
(в грейзенах: силикатных — берилл; карбонатных —
фенакит, бертрандит и гельвин; по основным поро-
дам — хризоберилл и изумруд). Обычно месторожде-
ния комплексные: олово-вольфрамовые, вольфрам-
молибденовые, молибден-бериллиевые, литиево-бе-
Рис. 7.3. Принциальная схема вертикальной минералого-
геохимической зональности альбитит-грейзеновых
рудоносных образований. (По В.И. Синякову).
Сплошными стрелками показаны потоки магматических
флюидов, пунктирными — метеорных подземных вод.
127
Глава 7
риллиевые и вольфрам-молибден-бериллиевые. Как
правило месторождения богатые, но запасы редко бы-
вают значительными.
Характерными чертами альбитит-грейзеновых ме-
сторождений являются:
— связь с лейкогранитами малых редкометальнонос-
ных многофазных гипабиссальных интрузий;
— локализация в апикальных частях, куполах и апо-
физах гранитных массивов;
— вертикальная зональность снизу вверх: калишпато-
литы > альбититы > грейзена (рис. 7.3);
— контракционные, магматического давления и газо-
разрывные рудо контролирующие разломы;
— жильные и штокверковые формы рудных тел, их
локализация вблизи экранирующей границы раз-
дела гранитный массив — вмещающие породы.
Основные типы альбитит-грейзеновых рудных
формаций: редкометалльных альбититов (плато Джос
в Нигерии и др.); кварцево-жильно-грейзеновая
с касситеритом, вольфрамитом, молибденитом, берил-
лом, колумбитом (Циновец и др. месторождения За-
падной Европы, Джидинского рудного поля Забайка-
лья и др. в Юго-Восточной Азии); скарново-карбонат-
но-грейзеновая бериллиевых руд; изумрудоносных
грейзенов с хризобериллом, фенакитом и молибдени-
том (Изумрудные копи на Урале).
Глава
ГИДРРТЕРМДЛЬНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Гидротермальные месторождения представляют
собой промышленные минеральные скопления, со-
зданные циркулирующими под поверхностью Земли
горячими, обогащенными полезными компонентами
газово-жидкими растворами. Они возникали на протя-
жении всей истории развития земной коры от раннего
архея до наших дней включительно. К современным
аналогам палеогидротермальных систем относятся:
эксгаляционные процессы срединно-океанических
хребтов; фумарольные воды Камчатки (Узун-Гейзер-
ная система), Аляски (Долина десяти тысяч дымов),
Чили и других регионов; минерализованные источни-
ки Красного моря, полуострова Челекен (Каспийское
море), Южной Калифорнии и других территорий.
Связь гидротермальных месторождений с магмати-
ческими породами может быть: генетической (плуто-
ногенное оруденение); парагенетической (характерно
для вулканогенных образований); агенетической —
месторождения и интрузии образовались в различные
эпохи; амагматической — отсутствуют видимые связи.
На месторождениях выделяют три типа даек: доруд-
ные, интрарудные и пострудные. Чаще всего сначала
формируются дайки кислого состава, затем основного.
Гидротермальные изменения вмещающих пород
и оруденение
В течение времени функционирования гидротер-
мальной системы происходит запаздывание рудоотло-
жения относительно метасоматических преобразова-
ний вмещающих пород. Длительность его оценивается
в десятки—сотни тыс. лет, сопоставимых с длительно-
стью стадий рудного процесса. В дальнейшем под ста-
129
Глава 8
дней гидротермального минералообразования мы бу-
дем понимать часть периода, в течение которого из од-
ного потока растворов, непрерывно поступавших
в сферу рудоотложения, происходило сначала образо-
вание комплекса измененных околорудных пород,
а затем отложение минералов руд.
В зависимости от состава выделяют три наиболее
распространенных типа гидротермальных растворов:
умеренно-кислые калиевые углекислые и сернокис-
лые, хлоридно-борнокислотные и хлоридно-сульфат-
но-бикарбонатные.
Умеренно-кислые калиевые растворы, содержащие
углекислоту и серу в температурном режиме
200 —400°С приводят к образованию метасоматитов:
березитов (кварц, серицит, анкерит, хлорит, пирит),
гумбеитов (кварц, калишпат, доломит, хлорит, каль-
цит), аргиллизитов (кварц, хлорит, каолин, пирит),
кварц-серицитовых и кварц-калишпатовых пород.
Наличие или отсутствие анкерита в средних зонах ме-
тасоматических колонок позволяет отличить березиты
от кварц-серицитовых, а гумбеиты от кварц-калишпа-
товых пород. При одинаковой Т, Р и парциальном дав-
лении СО2 (ХСО2) главным фактором является отно-
шение активностей калия и водорода аК + /аН+ =у.
Возрастание приводит к смене аргиллизитов берези-
тами, а затем гумбеитами. Аналогичная последова-
тельность наблюдается при повышении температуры.
Березиты и гумбеиты формируются при температу-
рах 350 — 370°С при ХСО2 = 0,1—9,2. Широкое рас-
пространение в природе кварц-серицитовых метасо-
матитов связано с преобладанием в растворах низких
парциальных давлений СО2 (меньше 200 — 250 МПа).
В результате с понижением температуры возрастает
количество карбонатов и пирита.
Хлоридно-борнокислотные растворы на плутоно-
генных гидротермальных месторождениях формиро-
вали кварц-турмалиновые матасоматиты. Г. П. Зарай-
ским экспериментально получены колонки их образо-
вания, аналогичные природным. Они возникли под
воздействием растворов, состоящих из борной кисло-
ты, хлоридов натрия, калия, железа и магния на грано-
диориты при температурах 300 —600°С и давлении
100 МПа. В условиях повышенной кислотности для об-
130
Гидротермальные месторпждения
разования кварц-турмалиновых метасоматитов необ-
ходимы высокие концентрации борной кислоты в рас-
творе.
Хлоридно-сульфатно-бикарбонатные растворы
активно циркулировали в трещинно-поровом прост-
ранстве пород на заключительном постинтрузивном
периоде становления магматических (гранитоидных)
комплексов. В их деятельности намечается два эта-
па — ранний кислотный и поздний щелочной. В ран-
ний кислотный этап процессы минералообразования
протекали при pH = 1—5,5. Формировались березиты
(кварц, серицит, хлорит, анкерит, пирит) по кислым
породам; листвениты (карбонаты, кварц, тальк, поле-
вые шпаты, пирит) по ультраосновным породам; сери-
цитолиты, аргиллизиты, алуниты и вторичные кварци-
ты. В поздний щелочной этап при pH = 5,5— 13,0 обра-
зовывались адуляриты, альбититы, хлоритолиты
и карбонатные метасоматиты.
В зависимости от кислотности среды минералооб-
разования установлено три варианта рядов дифферен-
циальной подвижности элементов: 1) для кислых
и близнейтральных условий К, Na, Са, Mg, Fe, Si, Al, Ti;
2) для щелочной среды К, Na, Si, Al, Са, Mg, Fe, Ti;
3) для условий высокой щелочности Si, Al, Ti , К, Na,
Ca, Mg, Fe.
Зональность гидротермальных месторождений
с момента появления учения о рудных месторождени-
ях привлекла внимание ведущих ученых в связи с важ-
ностью этой проблемы для поисков промышленного
оруденения. Первые схемы были предложены францу-
зом Де Лоне (1900 г.) и содержали три зоны, распола-
гавшихся вокруг интрузива: 1) Sn — Bi — Mo, 2) Pb —
Zn — Ag — Ni — Co, 3) Au — Hg. Затем англичанин
В. Эммонс (1924 г.) разработал концепцию о последова-
тельном отложении в порядке, обратном растворимос-
ти минералов по мере понижения температуры раство-
ров, удалявшихся от материнского плутона. Им выде-
лено 16 зон. В ядерных высокотемпературных зонах
отлагались минералы Sn, W, As, Bi, а во внешних низко-
температурных — Ag, Au, Sb, Нд. В целом, несмотря на
критику, эта концепция в значительной степени сохра-
нила свою актуальность и в наше время. С. С. Смирнов
предложил пульсационную гипотезу зональности. Он,
Глава 8
в отличие от Эммонса, считает, что гидротермальный
процесс был прерывистым стадийным, что существен-
но осложняет общую эволюцию рудоносной флюид-
ной системы. В настоящее время стало очевидным, что
нет одного или даже нескольких определяющих фак-
торов. На зональность рудоотложения влияют много-
численные факторы и она различна для разных клас-
сов и групп месторождений, формировавшихся в от-
личающихся тектоно-магматических обстановках.
По В. И. Смирнову, следует прежде всего различать
зональность первого рода, обусловленную стадийнос-
тью процесса, и второго рода, связанную с фациаль-
ной последовательностью выпадения из раствора ми-
нералов. При исследовании зональности необходимо
учитывать масштабный (региональная, локальная)
и объемно-векторный (вертикальная, горизонтальная,
в плоскости жил и т. д.) принципы.
Физико-химические и термодинамические условия
рудооОразования
Движение рудоносных растворов, полезные ком-
поненты которых находятся в форме взвесей, коллои-
дов, молекулярных и ионных соединений, контроли-
руется пористостью, проницаемостью, температурой
и давлением среды рудообразования.
Пористостью называют совокупность пространств
между твердой фазой сухой породы. Различают об-
щую (абсолютную), эффективную и дифференциро-
ванную ее разновидности. Общая представляет собой
всю пустотность породы — открытые и закрытые по-
ры. Эффективная пористость — часть порового прост-
ранства, в котором при заданных условиях происходит
циркуляция жидкостей и газов. Дифференцированная
пористость характеризует количество (объем) пор
различных размеров. Даже в сообщающихся порах
размером меньше 10“2 см при обычных поверхност-
ных условиях движение жидкостей не происходит.
Проницаемость — свойство пород пропускать жид-
кости, газы и их смеси, благодаря перепаду давления.
Она оценивается при помощи специального коэффи-
циента (измеряется в см2, м2). Практической единицей
является дарси (Д) или миллидарси (мД). Дарси пред-
Гидротермальные месторождения
ставляет такую проницаемость, при которой через по-
перечное единичное сечение (1 см2 ) при перепаде дав-
ления 1 атм/1 см за 1 сек. протекает 1 см3 жидкости
с вязкостью 1 сантипуаз (1 мПас). Проницаемость не
зависит от пористости. К высокопроницаемым отно-
сятся породы, имеющие больше 1Д, а к непроницае-
мым меньше 0,1 мД. Пористость и проницаемость по-
род при гидротермальном метасоматозе и нагревании
увеличиваются.
Температуры гидротермального процесса изменя-
ются в интервале 700 —25°С. К наиболее продуктив-
ным относится диапазон 400— 100°С. На образование
среднего месторождения необходимо 810 КДж тепло-
вой энергии. Это в несколько тысяч раз превышает ко-
личество энергии, поступающей в отрезок времени
рудообразования как средний тепловой поток. Нужны
аномальные тепловые поля. Температуры определяют,
исследуя 1) флюидные включения в минералах, 2) эле-
менты-примеси, 3) изотопные определения и 4) диа-
граммы равновесий минеральных ассоциаций.
Давление оценивают двумя способами — гидроста-
тическим по столбу воды от предполагаемого уровня
рудообразования до поверхности океана и литостати-
ческим по весу горных пород в этом же интервале глу-
бин, а также по термобарогеохимическим данным изу-
чения газовожидких включений. Месторождения
формируются при литостатическом давлении от десят-
ков до 500 МПа, а наиболее продуктивные стадии —
150-200 МПа.
Вода в гидротермы поступает из четырех источни-
ков: магматического, атмосферного, включая морские
и океанические воды, породно-порового (формацион-
ного), и метаморфического. Выявление природы вод
осуществляется по отношению изотопов кислорода
и водорода во включениях и минералах и по их хими-
ческому составу. Важным информативным показате-
лем для этих целей может служить Кс = Н2О/(СО2 +
СО). Для магматических мантийных вод он составляет
0,1 —5,0; атмосферных значительно больше — 100; по-
ровых — первые десятки; морских — 400 и выше; ме-
таморфогенных — 15 — 50.
Минеральное вещество представлено тремя источ-
никами: 1) ювенильным (базальтоидным, подкоровым,
Глава 8
мантийным) — Fe, Мп, Ti, V, Cr, Ni, Cu, Pt и т. д.; 2) ас-
симиляционным (гранитоидным, коровым) — Sn, W,
Be, Li, Nb, Та и т. д.; 3) фильтрационным (внемагмати-
ческим) — Si, Са, Мд, К, CI, Fe, Мп, Zn, Pb, Au, Ni и др.
Формы переноса минеральных соединений пред-
ставлены коллоидами, истинными растворами в виде
простых ионнов и комплексными ионно-молекуляр-
ными соединениями. В природе на различных стадиях
рудного процесса и в различных геологических усло-
виях присутствуют все отмеченные формы. Однако
ведущей определяющей перенос основной массы ве-
щества являются комплексные ионно-молекулярные
соединения. Они состоят из ядра и обрамляющих его
лиганд, хорошо растворимы, чувствительны к физико-
химическим условиям и реагируют на их изменения;
легко распадаются на простые ионы и образуют труд-
норастворимые соединения. Ядро комплекса — кати-
он, который может состоять из одного или нескольких
элементов. Лиганды образуются отрицательно заря-
женными ионами или молекулами. Различают ком-
плексы по составу лиганд: хлоридные, сульфидные,
уран-карбонат-фосфатные и т. д.
Современное состояние представлений о формах
переноса и причинах отложения рудного вещества ба-
зируется на данных изучения газово-жидких включе-
ний в минералах, экспериментальных определениях
и теоретических расчетах. В результате установлено,
что перенос рудных элементов происходит во флюи-
дах, насыщенных хлоридами щелочных металлов, уг-
лекислотой и углеводородами. Важным фактором,
контролирующим перенос и отложение вещества, яв-
ляется кислотность растворов.
Осаждение из растворов, имевших кислую реак-
цию, происходило при повышении pH, а из щелоч-
ных — наоборот, при понижении. В условиях повы-
шенных температур для растворов характерны высо-
кие концентрации хлоридов щелочных металлов
и кислая реакция. При 500 — 300°С их pH на единицу
ниже pH нейтральной точки. Для температур менее
300°С, наблюдаемых в типичных гидротермальных ме-
сторождениях, в растворах отмечаются умеренные
и низкие концентрации хлоридов и их состояние близ-
ко к нейтральному. Растворимость сульфидов в хло-
134
Гидротермальные месторождения
ридных растворах очень мала при низких температу-
рах, но быстро возрастает с ее повышением в логариф-
мической пропорции.
На миграцию рудного вещества большое влияние
оказывает содержание в растворах сульфидной серы.
Так, во флюидах зон спрединга концентрация серы со-
ставляет 130 — 285 мг/кг. Экспериментальные данные
показывают, что хлоридная форма переноса является
господствующей при температурах выше 200°С для Fe,
Си, Zn, Pb, Ад. При низких температурах (до
50— 100°С) легко растворимы другие формы соедине-
ний, например, гидросульфидные комплексы. Если
свести на один график данные о растворимости руд-
ных минералов в слабокислых хлоридных растворах,
то окажется, что в области температур 500 —300°С
(в порядке увеличения концентрации в растворе) по-
лучим ряд: Sn, W — Fe (FeS2 ) — Zn — Pb — Sb — Hg,
t. e. классическую схему вертикальной зональности
(по Эммонсу).
Величина концентрации металлов в растворах яв-
ляется одним из важнейших факторов, определявших
возможные запасы месторождений и содержание
в руде полезных компонентов. Во всех случаях осаж-
дение сульфидов халькофильных элементов начина-
лось из растворов, в которых содержание металлов из-
мерялось сотнями мг на 1 кг Н2О.
Взаимосвязь кислых магм и гидротермальных мес-
торождений объясняет разработанная А. А. Мараку-
шевым ликвационная концепция рудообразования, со-
гласно которой рудные расплавы, обогащенные лити-
ем, фтором и другими летучими компонентами,
отщепляются от флюидных гранитных магм. В свою
очередь от таких расплавов при снижении давления от-
деляются гидротермальные растворы, концентрирую-
щие в себе кислотные компоненты, производящие ин-
тенсивное изменение окружающих пород. Взаимодей-
ствие расплавов и растворов протекает в две стадии:
высоко- и низкотемпературные. В первую (кислотного
выщелачивания) при температуре 350°С происходит
контрастное распределение компонентов между руд-
ными расплавами, в которых концентрируются щелоч-
ные соединения (типа Na2WO3, Na2MoO4, Na2SnO3
и др.), и равновесными с ними гидротермальными рас-
135
Глава В
творами, насыщенными кислотными компонентами.
Именно в эту стадию образуются крупные залежи бо-
гатых руд.
Переход к низкотемпературной стадии сопровож-
дается переломом режима, распадом гидротермаль-
ных растворов на две фазы. В одной концентрируется
водная полярная жидкость со щелочами (NaOH, КОН
и др.), а в другой смесь неполярных компонентов (Н2,
HCI, H2S, СО2, N2 и др.). В течение обеих высоко-
и низкотемпературных стадий формируются зональ-
ные ореолы гидротермально-метасоматических изме-
нений.
Гидродинамические условия формирования гидро-
термальных месторождений можно условно описать
тремя моделями рудообразующих конвекционных си-
стем: вынужденная, свободная и гравитационная (по
А. А. Пэку).
Вынужденная конвекция обусловлена действием
внешних сил. Она бывает вызвана: 1) генерацией рас-
творов при кристаллизации магм и дегидратации
в связи с диаганезом осадков и метаморфизмом пород
и 2) выжиманием растворов при уплотнении осадоч-
ных толщ. В результате образуются трещины гидро-
разрыва. При становлении гранитного массива при
температурах 600 — 800°С прочность на разрыв состав-
ляет 2 — 4 МПа, а проницаемость возникающих тре-
щин отрыва пропорциональна квадрату их раскрытия.
При метаморфогенной дегидратации объем системы
увеличивается, а давление приближается к литостати-
ческому. Аналогичная ситуация наблюдается и при уп-
лотнении пород. В рассмотренной системе давление
в области питания гидротермального потока близко
к литостатическому. Оно вызывает восходящее дви-
жение растворов вплоть до области их разгрузки на
земную поверхность. Средний градиент давления ра-
вен 10 МПа/км.
Свободная конвекция характерна для систем двух
типов — тепловой и концентрационной. Тепловую
конвекцию описывают параметры: перепад гранич-
ных температур (200°С), вертикальная протяженность
(5 км), трещинная проницаемость среды (0,01 мД), по-
скольку она на много порядков выше породной. Со-
гласно расчетам, проведенным А. А. Пэком, градиент
136
Гидротермальные месторождения
давления не превышает 0,5— 1,0 МПа/км. Концентра-
ционная конвекция встречается только при формиро-
вании стратиформных месторождений.
Гравитационная конвекция для системы со следую-
щими параметрами: перепад высот движения раство-
ров — 4 км; длина системы 40 — 80 км, плотность флю-
ида 1000 кг/м3 — будет характеризоваться градиентом
давления 0,5— 1,0 МПа/км.
Степень гидродинамического сосредоточения по-
тока растворов определяется уменьшением площади
его поперечного сечения. Исходные параметры рудо-
носной системы, связанной с интрузивным массивом:
1) при прохождении через область рудоотложения кон-
центрация раствора уменьшается на 0,05 г/кг; 2) для об-
разования крупного месторождения цветных металлов
(запасы 5-105т руды) необходимо 1О10 т раствора; 3)
в магме 2 — 3% Н2О. Чтобы получить требуемое количе-
ство раствора, в очаге должно быть 200 км3 магмы; 4)
при среднем содержании металлов 1% объем рудной
массы составит 0,02 км3. В итоге по соотношению объ-
емов источника рудного вещества и собственно рудной
массы определяем степень сосредоточения. Для наших
расчетов она равна 104. Для систем диагенетической
дегидратации подобные расчеты дают величину этого
параметра 10. Установлено, что чем более низкотемпе-
ратурные гидротермальные системы, тем меньше сте-
пень сосредоточения растворов. Минимальные значе-
ния характерны для стратиформных месторождений.
Смешение растворов происходит вследствие об-
щей тенденции для всех видов подземных флюидов со-
средоточиваться в наиболее проницаемых элементах
геологических структур. Гидродинамическое строе-
ние потоков подчиняется принципу минимизации за-
трат энергии на процесс фильтрации. Движение рас-
творов самоорганизуется так, чтобы максимально ис-
пользовать наиболее проницаемые каналы. Одним из
важнейших условий для смешения растворов является
равенство давлений в обоих флюидных потоках на
уровне их гидростатической величины. В связи с этим
по мере понижения давления в гидротермальных сис-
темах доля в растворах метеорной составляющей бу-
дет увеличиваться от ранних этапов процесса к завер-
шающим.
137
Глава В
Перемещение вещества гидротермальными рас-
творами осуществляется двумя способами — инфиль-
трацией и диффузией. Инфильтрация обусловлена
давлением парообразной фазы, литостатическим и ги-
дростатическим напором, тектоническим стрессом
и термическим градиентом. Это основной способ пе-
ремещения вещества.
Диффузия — исключительно медленный процесс
(скорость 0,4— 1,8 м/10 тыс. лет). Она определяет ход
метасоматических преобразований, способствуя про-
никновению растворов в поровые системы пород.
Интервал глубинного гидротермального рудообра-
зования по геологическим наблюдениям и теоретиче-
ским расчетам составляет около 10 км. В диапазоне
глубин 0,8 —2,5 км функционирует гидростатическая
модель. Она сочетается с более глубинной литостати-
ческой системой. В целом для всего интервала рудо-
образования (10 км) градиент давления равен
100 МПа/км. Пример глубинного месторождения —
Колар (золото) в Индии.
Отложение вещества из гидротермальных раство-
ров вызвано следующими причинами: обменными
окислительно-восстановительными реакциями, изме-
нением pH, коагуляцией коллоидов, распадом ком-
плексных ионов, фильтрационным эффектом, сорбци-
ей, естественными электрическими полями, измене-
нием температуры и давления и другими менее
исследованными причинами (сейсмические явления,
магнитные поля и т. д.).
Соотношения металлов, серы, кислорода и других
элементов, возникшие при различных физико-хими-
ческих условиях рудообразования, отражаются на со-
ставе выпадающих из растворов минералов, совокуп-
ность которых составляет естественные парагенетиче-
ские сообщества.
Особую роль в гидротермальном процессе играет
режим серы и кислорода. При высоком потенциале се-
ры и минимуме кислорода возникают сульфиды, а при
повышении кислорода — легкорастворимые сульфа-
ты. Сродство металлов к сере (чем оно сильнее, тем
раньше образуется соединение) образует закономер-
ный ряд: Zn, Mo, Sn, Fe, Pb, Си... Sb, Hg. Подобный ряд
установлен и сродству металлов к кислороду: Be, Mg,
Гидротермальные месторрждвния
Li, Nb, Мп, Сг... Sb, Pb, Нд, Ад. Режим кислорода меня-
ется в разрезе верхней части земной коры. В направ-
лении к поверхности парциальное давление кислорода
увеличивается. В результате сульфиды сменяются
сульфатами.
В ходе гидротермального процесса часто сначала
потенциал серы растет, а затем к его концу понижает-
ся. Поэтому в начале и конце этапа рудообразования
формируются малосернистые соединения. Максимум
сульфидов выпадает в средние стадии.
Длительность образования гидротермальных место-
рождений составляет от нескольких сот до нескольких
десятков тысяч лет. Наиболее значительные времен-
ные колебания характерны для жильных полей. От-
дельные жилы формируются в короткие периоды (сот-
ни и первые тысячи лет), но в целом рудное месторож-
дение, поля и районы с учетом пульсационного,
прерывистого функционирования гидротермальных
систем и периодического изменения тектонических
полей напряжения образуются частями в течение де-
сятков тысяч лет. Судить о временных интервалах все-
го процесса рудообразования для систем, ассоциирую-
щих с интрузиями, позволяют оценки Л. Кетлса,
согласно которым гидротермальные растворы отделя-
ются от магмы в очагах, расположенных на гипабис-
сальных уровнях, в течение 20 — 25 тыс. лет.
Классификация гидротермальных месторождений
Наиболее распространенной классификацией,
прочно вошедшей в практику горнорудного дела уже
более полувека и используемой многими геологами,
в настоящее время является систематика В. Лингрена,
разделяющая месторождения по температурам и глу-
бине образования на три класса: 1) гипотермаль-
ный — большие глубины, высокие давления и темпе-
ратуры (500 —300°С); 2) мезотермальный — средние
параметры, температуры — 300 —200°С и 3) эпитер-
мальный — небольшие глубины и низкие температу-
ры (200 —50°С). Американские геологи в 50-е годы
XX в. дополнили ее еще тремя классами: 4) лептотер-
мальным — средние глубины и низкие температуры;
5) телетермальным — малая глубина, низкая темпера-
139
Глава 8
тура и 6) ксенотермальным — малая глубина и высо-
кая температура.
В нашей стране популярностью пользовалась клас-
сификация П. М. Татаринова и И. Г. Магакьяна, не-
сколько изменившая систематику В. Лингрена. Эти ав-
торы выделили два класса месторождений: 1) умерен-
ных и больших глубин (больше 1 км) и 2) малых глубин
и приповерхностных (меньше 1 км). В свою очередь
каждый класс разделен на три подкласса: высокотем-
пературный (больше 300°С), среднетемпературный
(300 —200°С) и низкотемпературный (меньше 200°С).
Общим недостатком этих классификаций является то,
что в их основе заложены недостаточно информатив-
ные дискуссионные параметры — температура и глу-
бина. Прежде всего их трудно оценить. Кроме того, ги-
дротермальный процесс, приводящий к образованию
однотипных месторождений, развивается в широком
диапазоне термодинамических условий.
Во второй половине XX в. стала разрабатываться
новая, принятая в настоящее время большинством ге-
ологов, современная классификация. Она учитывает
четыре главных признака: 1) связь с магматическими
формациями, 2) состав руд, 3) физико-химические ус-
ловия образования и 4) геолого-геохимические пара-
метры. В наиболее законченном виде эта систематика
была изложена в трудах В. И. Смирнова, который раз-
делил гидротермальные месторождения на три класса:
плутоногенный, вулканогенный и амагматогенный.
Часть бесспорно гидротермальных рудных образова-
ний, связанных с субмаринным базальтовым магма-
тизмом, В. И. Смирнов выделил в самостоятельную
колчеданную группу, по рангу соответствующую груп-
пе гидротермальных месторождений. Практический
опыт, а также многочисленные экспериментальные
данные и теоретические расчеты последних десятиле-
тий показали нецелесообразность такого обособления
колчеданных руд. Кроме того, выделенный В. И. Смир-
новым амагматический класс более рационально раз-
делить на два подкласса — стратиформный и жильный
и отнести к эпигенетическим месторождениям экзо-
генной серии. С отмеченными выше изменениями
и дополнениями группу гидротермальных месторож-
дений предлагается разделить на три класса: 1) плуто-
Гмдрршврмапьиые месшорпждения
ногенный гранитоидный, 2) вулканогенный андезито-
идный и 3) вулканогенный базальтоидный.
Плушоногенные грашипоидные местораждения
Плутоногенные месторождения продолжают маг-
матогенную серию и тесно, по геолого-генетическим
условиям образования, связаны с альбитит-грейзено-
выми и скарновыми группами месторождений. Рас-
сматриваемый класс ассоциирует с гранитоидным
магматизмом и формировался от архея до неогена
в различных геотектонических обстановках, но всегда
на коре континентального типа. В образовании про-
дуктивных комплексов принимали участие коровые
(палингенные) и мантийные расплавы. Этот процесс
в самом общем виде представлял собой акт внедрения
мантийного диапира в низы континентальной коры
с последующим воздыманием очага плавления в коре,
вовлекающим в этот процесс все большие объемы си-
алического вещества. Становление гранитоидных мас-
сивов происходило на глубинах 3—10 км.
В качестве источников рудных элементов в гранит-
ных магмах могут рассматриваться ассимилируемые
при палингенезе глинистые толщи, в которых содер-
жание этих элементов на 1—2 порядка превышает
мантийные концентрации. С позиции рудоносности
важно деление гранитоидов на магнетитовый и ильме-
нитовый типы. С первым связаны сульфидные место-
рождения (полиметаллические, золото-серебряные
и часть молибденовых), а со вторым — оксидные кас-
ситерита, вольфрамита, берилла, флюорита, шеелита.
Выявлена прямая связь оруденения с масштабами
предрудного щелочного метасоматоза — альбитиза-
ции и калишпатизации.
Плутоногенные месторождения формировались
в широком диапазоне геологических и термодинами-
ческих условий. Основная их масса относится к жиль-
ным и штокверковым образованиям, но на ряде место-
рождений широко развиты и метасоматические руды.
Общепринятой классификации данных месторожде-
ний пока не разработано. В качестве предварительно-
го варианта можно условно разделить их на три под-
класса: высоко-, средне- и низкотемпературные.
Глава 8
Рис. 8.1. Схема расположения жил Кочкарского
месторождения. (По И. Чупилину). Крап — площади
распространения аллювиальных россыпей.
142
Гмдрошврмаяьные месшррождвния
В свою очередь каждый подкласс состоит из несколь-
ких рудных формаций.
Высокотемпературные месторождения формиро-
вались на гипабиссальных глубинах (1—5 км) при тем-
пературах 500 —300°С. Ведущим минералом жильного
выполнения являлся кварц. Выделяют следующие наи-
более распространенные рудные формации с приме-
рами типичных месторождений: кварц-молибденовая,
кварц-халькопиритовая (Чукикамата, Браден, Чили;
Коунрад, Казахстан); кварц-арсенопирит-золоторуд-
ная (Качкарь, Урал); кварц-золотая (Березовское,
Урал) (рис. 8.1); кварц-турмалин-золотая (Дмитриев-
ское, Ключевское, Забайкалье); кварц-касситеритовая
(Онон, Забайкалье); кварц-молибденитовая (Клай-
макс, США); кварц-энаргитовая (Бьютт, США); кварц-
висмутиновая (Адрасман, Средняя Азия) и др.
Рассмотрим подробнее принадлежащие к данному
подклассу, детально изученные и важные в экономи-
ческом отношении медно-молибден-порфировые мес-
торождения.
Медно-молибден-порфировые месторождения в по-
давляющей массе формировались в кайнозойскую
эпоху, продуктивность которой по молибдену
(91,1 тыс. т/млн лет) и меди (3,8 млн. т/млн лет)
в 20 — 30 раз превосходит по этим параметрам все дру-
гие эпохи. Выделяются три периода рудообразования:
палеоценовый, эоцен-олигоценовый и миоцен-плио-
ценовый. Из порфировых месторождений, объединя-
ющих две рудные формации, — кварц-молибденовую
и кварц-халькопиритовую — получают более полови-
ны мировой добычи меди и подавляющее количество
молибдена.
Рассматриваемые месторождения образованы гид-
ротермальными системами, генетически и простран-
ственно связанными с монцонитовыми, диоритовыми
и гранитными комплексами. Минерализованные уча-
стки располагаются в зонах эндо- и экзоконтактов ин-
трузий и сложены вкрапленными халькопирит-молиб-
денитовыми рудами. Наиболее крупные месторожде-
ния с запасами руд больше 200 млн т ассоциируют
с небольшими массивами. В крупных поли фазных плу-
тонах оруденение приурочено к наиболее кислым раз-
ностям.
143
Глава 8
В петрохимическом отношении рудоносные интру-
зивы разделяются на три группы: островодужная, маг-
матических дуг и областей активизации. Первая груп-
па развита вдоль активной континентальной окраины
западной части Тихого океана (японский тип). Для маг-
матических пород характерны: диоритовый состав, не-
высокая щелочность (сумма К2О и СаО равны 3 — 8%),
равное количество натрия и калия и повышенная золо-
тоносность ассоциирующих с ними медно-молибдено-
вых руд. Вторая группа представлена монцонитовыми
интрузиями, расположена в магматических дугах над
зонами субдукции восточной части Тихого океана (ан-
дийский тип), для них типична повышенная щелоч-
ность (сумма щелочей — 4— 14% и резкое преоблада-
ние в их составе калия). С монцонитами связано
вкрапленное медно-молибденовое оруденение. Третья
группа встречается в областях тектоно-магматической
активизации древних кратонов (например, в Канад-
ских Кордильерах), состоит из щелочных калиевых
гранитоидов (сумма щелочей превышает 15%) и содер-
жит медно-золотую минерализацию.
Гидротермально-метасоматические изменения по-
род на месторождениях данного типа образованы
флюидами как магматического (в их составе до
30 — 60% экв. NaCI), так и метеорными водами (в них
меньше 15% экв. NaCI), создавшими зональное кон-
центрическое строение ореолов. В их центральной ча-
сти располагается безрудное кварцевое ядро с калиш-
патом и биотитом, далее следует зона филлизитизации
с серицитом, кварцем и пиритом. Ее сменяет зона ар-
гиллизации с алунитом, каолином и пиритом. Все это
обрамляют поля пропилитизированных пород (хлорит,
эпидот, кальцит и пирит). Рассекая все зоны, в метасо-
матическом ореоле развиваются разнообразные сис-
темы кварцевых жил. Оруденение приурочено к гра-
нице кварцевого ядра и филлизитовой зоны.
Разработаны три генетические модели рассматри-
ваемых порфировых месторождений; монцонитовая,
диоритовая и гранитоидная. Согласно монцонитовой,
образуются медно-молибден-порфировые месторож-
дения, которые локализованы в малых интрузиях вул-
кано-плутонических дуг зон субдукции. Рудоносные
монцониты являются поздними дериватами полифаз-
144
Гидротермальные МЕсторождвния
ных магматических комплексов. Диоритовая модель
характерна для медно-молибден-порфировых, обога-
щенных золотом, месторождений, формировавшихся
в островодужных структурах японского типа. Они ас-
социируют с небольшими малоглубинными (2 — 3 км)
диоритовыми интрузиями. Месторождения имеют зо-
нальное строение. Безрудное кварцевое ядро обрамля-
ется кварц-серицит-биотит-мусковитовым чехлом
с повышенной молибденовой вкрапленной минерали-
зацией. За ним следует зона медных руд с пиритом,
халькопиритом, борнитом и халькозином. Во внешнем
ореоле отмечаются гнезда и вкрапленность пирита,
магнетита и гематита.
Гранитоидная модель (тип Клаймакс) ассоциирует
с интрузиями высококремнеземистых, богатых щело-
чами риолитов и гранит-порфиров (рис. 8.2). Они об-
разовывались в пределах активизированных областей
кратонов. Каждое месторождение расположено над
интрузивным куполом и представлено чашеобразным
телом штокверковых молибденовых руд, повторяю-
щих форму интрузивного контакта. Многократному
внедрению магмы соответствуют разностадийные
рудные тела. Давление магмы было вертикальным. Это
выразилось в образовании систем концентрических
и радиальных даек, жил, сбросов и других структур-
ных элементов. Рудообразующие флюиды выделялись
непосредственно из магмы под давлением, превышаю-
щим на 15 — 25 МПа литостатическое. Они представля-
ли собой концентрированный рассол (65% экв. NaCI),
имеющий температуру около 500°С. Формирование
месторождений протекало в две стадии. В течение ран-
ней функционировали две несмешивающиеся флюид-
ные системы — магматическая и метеорная. Во вто-
рую происходило выравнивание литостатического
и флюидного давлений; происходил гидроразрыв; обе
системы — магматическая и метеорная — объединя-
лись и протекали главные процессы рудоотложения.
В пределах интрузива образовывалось четыре зоны
метасоматических изменений (от центра к перифе-
рии): калишпатовая, кварц-серицит-пиритовая, аргил-
лизитовая и внешняя — пропилитовая. На ранней вы-
сокотемпературной стадии возникали и эндогрейзено-
вые ассоциации — магнетит-топазовая и гранатовая.
145
Глава 8
Рис. 8.2. Разрез № 16 месторождения Клаймакс, на котором
показаны обобщенная геология и рудные зоны. (По У. Уайту
и др.). Обобщенная геологическая карта горизонта 929
(вставка) показывает расположение и ориентировку
разреза №16.
1 — зона сильного окварцевания, 2 — кварц-топаз-
пиритовая зона изменения, (КТП), 3 — пегматиты,
4, 5 — пострудные интрузивные серии, 4 — серийные
граниты, 5 — поздние риолитовые порфиры, 6—8 — нижние
интрузивные серии, 6 — биотитовые порфиры,
7 — биотитовые гранит-порфиры, 8 — внутрирудные
порфировые дайки, 9 — Центральный массив, 10 — Юго-
Западный массив, 11 —докембрийские вмещающие породы,
12 — контур содержаний 0,4 % MoS? 13 — контур рудного
тела Сереско с содержаниями 0,2% MoS2.
Гидротермальные мвстрриждеиия
Кроме того, независимо от позиции зон метасоматоза
располагаются поздние кварцевые жилы.
Таким образом, рудоносные магмы представляли
собой предельно дифференцированные расплавы,
возникшие при фракционном плавлении мафических
и средних минеральных образований верхней мантии
и нижней части коры. На глубинах 600 — 3000 м в купо-
ле магмы с силой отделялись рудообразующие флюи-
ды. От давления возникала штокверковая гидравличе-
ская система трещин, вместившая эндогенную мине-
рализацию со средними концентрациями молибдена
0,1-0,3%.
Среднетемпературные месторождения включают
многочисленные, главным образом жильные место-
рождения, одними из ведущих компонентов в составе
которых, помимо кварца, являются сульфиды и суль-
фосоли. Продуктивные ассоциации формировались
при температурах 350 — 200°С. В данном подклассе вы-
деляют четыре группы рудных формаций 1) Полиме-
таллическую, объединяющую следующие формации:
галенит-сфалерит-халькопиритовую (Садон, Эгид, Се-
верный Кавказ); галенит-сфалерит-баритовую (место-
рождения Салаира); галенит-сфалеритовую (Кадая).
2) Сурьмяно-мышьяковую: арсенидную и сульфо-
арсенидную никель-кобальт-железную (Бу-Аззер,
Марокко), арсенопиритовую (месторождения Забай-
калья), золото-антимонитовую; ферберит-антимони-
товую (Ноцара, Грузия). 3) Редкометальную: кассите-
рит-галенит-сфалеритовую (Хапчеранга, Забайкалье),
касситерит-хлорит-пирротиновую (Омсукчан, Даль-
ний Восток). 4) Ураноносную: сульфидно-настурано-
вую (галенит-сфалеритовую, молибденитовую, халь-
копиритовую, марказитовую с урановой смолкой);
(Шинколобве, Заир; Центральный массив, Франция)
«пятиэлементную» формацию (кобальт, никель, вис-
мут, серебро, уран) с рудами, состоящими из арсени-
дов кобальта и никеля, самородного серебра, сульфи-
дов висмута и уранинита (Фрайберг, Пшибрам, Вос-
точная Европа и др.).
Плутоногенные сульфидно-урановые месторождения
относятся к классическим жильным образованиям и кон-
тролировались, главным образом, разрывными структу-
рами. Вертикальный диапазон оруденения для них со-
147
Глава 8
ставляетЗОО— 1500 м. Выделяют два типа месторождений:
1) простые сульфидно-настурановые жилы и 2) сложные
полиметаллические ураноносные жилы с кобальтом, ни-
келем, висмутом, серебром, иногда медью.
Руды генетически связаны с гипабиссальными ин-
трузиями или пегматитовыми телами складчатых по-
ясов. Они располагаются в разломах и трещинных
зонах — как в материнских интрузиях, так и во вмеща-
ющих осадочных и метаморфических породах. Место-
рождения представлены сериями простых или слож-
ных полистадийных брекчиевидных жил. В простых
развит настуран, а в сложных — уранинит. Среди со-
путствущих минералов преобладают сульфиды железа,
цинка, меди и свинца, барит, флюорит и карбонаты. Ру-
дообразование протекало при температурах 440 —80°С
в щелочной среде из флюидов, содержащих 28% экв.
NaCl. Типичное содержание U3O8 — 0,1 —1,0%. В от-
дельных месторождениях запасы окиси урана состав-
ляют 0,1 — 23 тыс. тонн, а для рудного района эта циф-
ра увеличивается до 45 тыс. тонн. На долю типично
жильных месторождений приходится более 5% миро-
вой добычи урана.
К одному из самых известных примеров месторож-
дений данного типа относятся урановые жилы Фран-
цузского Центрального массива, связанные с герцин-
скими орогенными гранитоидами. В их формировании
установлено четыре стадии: 1) ранняя — началась
350 млн. лет тому назад с внедрения анатектических
гранитных расплавов, обогащенных заимствованны-
ми из вмещающих пород элементами: ураном, фтором,
оловом, литием, вольфрамом и бериллием; 2) вторая
стадия наступает сразу после затвердевания массива
(285 млн лет). По существу в эмбриональном резко ре-
дуцированном режиме протекают высокотемператур-
ные грейзенизация и альбитизация; образуются вто-
ричные мусковит, альбит и акцессорный уранинит;
происходит вынос кремния. Все эти преобразования
эписиенитового характера делают граниты более по-
ристыми и проницаемыми, что благоприятствует позд-
ним процессам концентрации рудного вещества;
3) третья стадия связана с деятельностью смешанных
карбонатных метеорных и магматогенных гидротер-
мальных систем 275 млн лет тому назад. Происходило
Гидротермальные месторождения
выщелачивание акцессорного уранинита и отложение
его в открытых трещинных структурах растворами,
обладавшими температурами 350— 100°С и флюидным
давлением 30— 10 МПа; 4) четвертая стадия имела мес-
то уже в олигоценовуто эпоху (30 млн лет) и характери-
зовалась гипергенной мобилизацией урана и создани-
ем зон, обогащенных вторичными четырехвалентны-
ми соединениями урана.
В целом, типичными чертами плутоногенных гид-
ротермальных месторождений являются:
— рудно-магматические гранитоидные системы;
— купольные фации гранитных полифазных крупных
гранитоидных массивов;
— эруптивные брекчии;
— дайки и дайковые пояса;
— вертикальная зональность снизу вверх: порфиро-
видные калиевые граниты > кварцевое ядро > се-
рицитизация > пропилитизация и пиритизация;
— объемная рудно-геохимическая зональность от ин-
трузивного тела (снизу вверх): Sn + W + Mo + Au =>
Cu + Pb + Zn+Co + Ni + U + Ag => Hg + Sb + As + Ba;
— изометричные и линейные штокверковые и жиль-
ные рудные тела;
— полистадийность рудообразования от кварцево-ок-
сидных, через сульфидные до карбонатных параге-
незисов;
— пространственная связь с альбититовыми, грейзе-
новыми и скарновыми месторождениями;
— высокотемпературные околорудные метасомати-
ты: турмалиниты, полевошпатовые, биотитовые,
кварц-серицитовые, пропилиты и березиты.
Рудные формации плутоногенных гидротермаль-
ных месторождений представлены: касситерит-сили-
катно-сульфидной (Валькумей на Чукотке, Депутат-
ское в Якутии); кварц-сульфидно-вольфрамитовой
(Холтосон в Забайкалье, Йультин на Чукотке, Панас-
кейра в Португалии); арсенидно-никель-кобальтовой
(пятиэлементный) жильной (объекты в Рудных Горах
в Чехии и Германии, в Канаде); галенит-сфалеритовой
жильной (Садон в Осетии, Пршибрам в Чехии, Фрай-
берг в Германии); пирит-галенит-сфалеритовой мета-
соматической в карбонатных породах (Тинтик в США,
149
Глава 8
Благодатское в Забайкалье); золото-кварцевой (Мурун-
тау в Узбекистане, Советское на Енисейском Кряже
в России, Бендиго в Австралии, Хомстейк в США); зо-
лото-кварц-сульфидной (Колар в Индии, Поркьюпайн
в Канаде, Калгурли в Австралии, Березовское и Коч-
карь на Урале, Дарасун в Забайкалье); медно-молибде-
новой (Коунрад в Казахстане, Эрденет в Монголии,
Сорское в России, Каджаранское в Армении, Клаймакс
и Гендерсон в США); флюоритовой (Забайкалье).
Низкотемпературные месторождения (амагмати-
ческие) представлены рудными формациями, образо-
вавшимися при температурах 200 — 50°С. Это наиболее
спорная группа минеральных объектов. Об их проис-
хождении ведутся нескончаемые дискуссии. Одни ге-
ологи относят данные формации к гидротермально-
метаморфогенным, а другие к осадочным или ин-
фильтрационным образованиям. Особенно большие
разногласия существуют по вопросам характера связи
этих месторождений с магматическими процессами.
Многие настаивают на отсутствии каких-либо связей
между ними. В качестве возможных примеров отме-
тим наиболее часто цитируемые в литературе форма-
ции: сурьмяно-ртутную в джаспероидах (Хайдаркан
в Узбекситане, Альмаден в Испании, и др.), страти-
формную золоторудную (Карлин в США), сидерито-
вую (Бакал, Урал; Эрцбург, Австрия), родохрозит-ро-
донитовые.(Бьютт, США), магнезитовые (Сатка, Урал),
баритовые и витеритовые (Салаир, Россия) и др.
Характерными особенностями этих месторожде-
ний следует считать:
— месторождения располагаются в осадочных бас-
сейнах и в районах, где не проявлен магматизм;
— преобладает плитообразная и линзовидная форма
рудных тел и четкий литологический контроль ору-
денения;
— ведущее значение в рудолокализации принадвиго-
вых зон и физико-механических свойств вмещаю-
щих осадочных пород;
— низкотемпературные околорудные изменения вме-
щающих пород (доломитизация, окварцевание, це-
олитизация, хлоритизация, гидрослюдизация, пе-
рераспределение и метаморфизм органического
вещества).
150
Гидрошврмальиыв месторождения
— простой минеральный состав и друзовые, колло-
морфные и метазернистые текстуры и структуры
руд;
— значительная роль в рудолокализации органичес-
кого вещества в виде сингенетических и эпигенети-
ческих его скоплений (углистые остатки, битумы,
дисперсное вещество);
— признаки низких температур рудообразования.
Основные типы амагматических рудных формаций:
ртути (Альмаден в Испании, Хайдаркан в Узбекистане
и Идрия в Югославии); сурьмяно-флюоритово-ртутные
(Сигуаншань в Китае и Кадамджай в Киргизии); золота
(Карлин в США, Большевик-Бакырчикского района
Восточного Казахстана); битумно-урановые (района
Грантс шт. Колорадо в США).
Вцяканпгвнные андвзшпоидные месторождения
Между внутренними консолидированными блока-
ми континентов и окраинными магматическими дуга-
ми, связанными с глубинными частями зон субдукции,
располагаются изогнутые в плане (в сторону континен-
та) кулисные вулкано-плутонические пояса андезито-
вого и риолитового состава. Наиболее грандиозными
структурами такого типа являются вулканические по-
яса Тихоокеанского континентального обрамления.
В азиатской его части выделяется Чукотско-Катазиат-
ский планетарный пояс протяженностью более 10 тыс.
км, северным звеном которого является Охотско-Чу-
котская система субмеридиональных тектоно-магма-
тических структур. В восточной части Тихоокеанского
кольца к аналогичным образованиям можно отнести
вулкано-плутонические пояса Анд и Кордильер Юж-
ной и Северной Америки.
Особенностью в строении субаэральных окраинно-
континентальных поясов является широкое развитие
в их пределах андезито-дацитового вулканизма и на
завершающих стадиях щелочного гранитоидного маг-
матизма, а также образование широкого спектра руд-
ных месторождений. Оруденение, как правило, при-
урочено к палеовулканам, их жерловым и перифери-
ческим частям, где концентрируется в конических,
кольцевых, радиальных и трубчатых разрывных
Глава 8
структурах. Рудные тела обычно небольшого размера,
имеют форму жил, труб, изометричных штокверков.
Выделяют участки богатых руд, которые называют
«бонанцами». Вмещающие вулканиты испытали воз-
действие хлоридно-сульфатно-бикарбонатных раство-
ров, образовавших околорудные зоны адуляризации,
алунитизации, хлоритизации, каолинитизации и ок-
варцевания. Во внешних ореолах месторождений ши-
роко развита низкотемпературная пропилитизация.
Оруденение захватывает диапазон глубин от десятков
до сотен метров. Начальная температура рудообразо-
вания — 600 —500°С — по мере приближения к по-
верхности быстро понижается до 200— 100°С. Отмеча-
ется высокая скорость отложения минералов, обилие
минеральных ассоциаций и их телескопирование в ру-
доподводящих каналах. Для руд характерно широкое
распространение метаколлоидных текстур. Многие
промышленные жилы имеют сложное строение. В них
наиболее богатое оруденение расположено в верхней
части. На глубине несколько сот метров оно сменяется
слабо рудными образованиями.
С этим типом месторождений связаны многочис-
ленные и важные в экономическом отношении руд-
ные объекты двух групп формаций — золото-серебря-
ной и олово-вольфрамовой, на краткой характеристи-
ке которых остановимся ниже.
Золото-серебряные месторождения представлены
следующими рудными формациями: полиметалличес-
кой золото-серебряной (Агатовское, Россия; место-
рождения Карпат, Украина; Крипль-Крик, Комсток-
Лоуд, США и др.), золото-серебряной с теллуридами
и селенидами (Агинское, Камчатка; Сеигоши, Япония),
серебро-акантитовой (Дукат, Россия), золото-сульфо-
антимонитовой (Карамкен, Россия) и другими.
Месторождение Дукат расположено в меридио-
нальном Балыгычано-Сугойском прогибе, являющемся
поперечной структурой к Охотско-Чукотскому поясу.
Прогиб выполнен меловыми континентальными оса-
дочными и вулканогенными образованиями. Место-
рождение приурочено к вулкано-тектоническому под-
нятию, расчлененному серией сбросо-сдвигов на ряд
блоков. В ядре поднятия на глубине 1000— 1300 м рас-
положен гранитный плутон. Основное оруденение на-
Гидротермальные местпршкдвния
ходится в центральном блоке и сконцентрировано ис-
ключительно в ультракалиевых (К2О до 8— 10%) экс-
трузивно-эффузивных фациях нижнего мела, сложен-
ных риолитами, игнимбритами, туфами, фельзитами
с прослоями аргиллитов (рис. 8.3, 8.4). Рудные жилы по-
мимо кварца сложены хлоритом, адуляром, родонитом,
родохрозитом и сульфидами (3 — 8%). Ранние продук-
тивные стадии (кварц-хлорит-сульфидная и кварц-аду-
ляр-серебряная) формировались при температурах
по о гев *оси
l~g I* I \oJ 1л[х^1б1х-' ’I?
Рис. 8.3. Геолого-структурная схема Центрального участка
Дукатского месторождения (составлена Н. А. Шило,
М. С. Сахаровой и др. по данным В. А. Ковтуненко и
Дукатской ГРЭ).
Стратифицированные образования: 1 — четвертичные
отложения, 2 — эвенская серия (липариты, дациты,
андезиты, игнимбриты и туфы липаритов, дацитов).
Субвулканические образования: 3 — порфировые липариты,
4 — андезиты, 5 — афировые липариты, 6 — порфировые
липариты (невадиты), 7 — рудные зоны, 8 — рудные тела,
9 — разрывные нарушения, 10 — дайковый пояс.
Рис. 8.4. Геологический разрез Дукатского месторождения.
1 — угленосные осадочные отложения омсукчанской свиты, 2—7 — аскольдинская свита: 2 — риолиты,
3 — туфы риолитов, игнимбриты, 4 — афировые риолиты (фельзиты), 5 — игнимбриты, 6 — риолиты,
7 — маркирующие горизонты осадочных пород, 8 — верхнетриасовые песчаники, 9 — субвулканические
риолиты (К1—2), 10 — субвулканические тела (а) и ксенолиты (б) гранодиорит-порфиров (К1—2),
И — интрузивы биотитовых (а) и лейкократовых (б) гранитов (К2), 12 — дайки базальтов (Р?), 13 — зоны
контактового метаморфизма, 14 — инъекционно-эксплозивные брекчии (а), туффиты (б), 15 — зоны
дробления (а), прочие разломы (б), 16 — зоны окварцевания (а) и кварцевые жилы (б), 17 — рудные тела,
18 — геологические (а) и фациальные (б) границы.
Пава 8
Гидротермальные мвстдрождецця
385 — 240°С, а поздние (кварц-родонит-родохрозитовая
и гребенчатого кварца) — 410 — 200°С. В рудах установ-
лено свыше 150 минералов, из них важнейшими явля-
ются самородное серебро и акантит, а также сфалерит
и галенит. К главным особенностям месторождения
относятся: 1) усеребрение руд (золото-серебряное от-
ношение 1:250— 1:500); 2) ограниченное развитие суль-
фидов; 3) наличие марганцевых минералов; 4) геохи-
мическая связь серебра с медью, железом, сурьмой,
оловом, селеном и марганцем; 5) многостадийность
процесса рудообразования, двукратный привнес сере-
бра, а также поздняя регенерация сульфидных мине-
ралов.
Месторождение Карамкен расположено в Прима-
гаданском отрезке Охотско-Чукотского пояса, при-
урочено к крупной вулкано-тектонической кальдере,
выполненной меловыми осадочно-вулканогенными
породами, и ассоциирует с верхнемеловым магматиз-
мом (плагиогранит-порфиры, кварцевые диоритовые
порфиры, дациты, автомагматические брекчии анде-
зитов) (рис. 8.5). Рудные жилы локализуются в ради-
альных трещинах скола, формировались в две стадии
(золото-сульфидно-сульфосолевая и серебро-сульфо-
сольно-селенидная и образуют спорадические рои
в различных блоках кальдеры. Наиболее продуктив-
ные жилы имеют адуляр-кварцевый, кварцевый
и кварц-карбонатный состав. Золото-серебряное отно-
шение изменяется в пределах 1:1,25—1:20, в среднем
1:5. Количество сульфидов не превышает 0,5—1,5%.
К наиболее распространенным рудным минералам от-
носятся: золото, серебро, пирит, халькопирит, сфале-
рит, блеклые руды, фрейбергит, акантит, канфильдит.
Отложение богатых золотых руд происходило в узком
температурном интервале (200— 180°С) в условиях
резкой смены давлений, изменения состава рудонос-
ных растворов, при переменных кислотно-щелочных
и окислительно-восстановительных условиях, а также
в инверсионном режиме серы и кислорода.
Олово-вольфрамовые месторождения рассматрива-
емого класса формировались в вулканических дугах
магматических поясов, чаще всего на активных окраи-
нах континентов. Наибольшее промышленное значе-
ние в их составе имеет касситерит-вольфрамит-висму-
155
Глава 8
iOS О SOO /ООО юео zses*
Рис. 8.5. Схема геологического строения рудного поля
Карамкен (составлена Н. А. Шило, М. С. Сахаровой и др. по
данным А. А. Красильникова, Л. М. Лейбовой,
Л. Б. Хрусталевой и др.).
1—2 — стратифицированные образования (1 —линаритовая,
базальтовая, дацитовая и андезитовая толщи), 2 —
осадочно-вулканогенная толща, 3—7 — интрузивные
образования (3 — плагиогранит-порфиры, 4 — кварцевые
диоритовые порфиры, 5 — дациты, 6 — автомагматические
брекчии андезитов, 7 — липариты), 8 — рудные тела,
9 — главные широтный и меридиональный разломы,
10 — разломы ограничения кальдеры, 11 — мелкие разрывные
нарушения, 12 — участки месторождения (1 — Восточный,
2 — Центральный, 3 — Северный, 4 — Северо-Западный).
156
Гмдротермапьиые месторождения
тин-аргентитовая рудная формация, хорошо развитая
в Андах и Кордильерах обеих Америк.
Более 15% мировой добычи олова, большие количе-
ства вольфрама, серебра и полиметаллов уже более по-
лувека поступают из месторождений Боливийского
рудного пояса (Лялагуа, Уануки, Потоси, Оруро и мно-
го других). Боливийские месторождения локализова-
ны в пределах субмеридиональной дуги, выгнутой
в сторону континента, имеющей ширину 50 км и про-
тяженность 800 км. Рудоносные вулканогенные и ин-
трузивные породы на севере имеют раннемезозой-
ский возраст, в центральной части — раннемиоцено-
вый и на юге — позднемиоценовый. Их образование
связывают либо с субдукцией океанической плиты
в восточном направлении, либо с анатектическим пе-
реплавлением пород континентальной коры, либо
с переотложением руд более древних, в частности, па-
леозойских и триасовых месторождений.
Одним из наиболее ярких представителей рудных
объектов Боливийского пояса является олово-сереб-
ряное месторождение Потоси, приуроченное к суб-
вулканическому штоку дацитов позднетретичного
возраста, частично расположенного в жерле древнего
вулкана и прорывающего нижнепалеозойско-третич-
ную терригенную серию и среднетретичную толщу
лав и туфов андезитового и риолитового состава
(рис. 8.6). Оруденение локализовано в пяти системах
вулкано-тектонических трещин и распространено на
глубины 875 м, формировалось в два периода. С пер-
вым связано отложение касситерита, пирита, висму-
тина и вольфрамита, а со вторым — станнина, тетраэ-
дрита, сфалерита и пираргирита. В верхних частях
рудных тел преобладают минералы серебра, а в ниж-
них олова, вольфрама, висмута и меди. Рудообразова-
ние протекало в широком диапазоне температур
500—100°С. Околорудные изменения представлены
интенсивным окварцеванием (верхняя часть штока)
и серицитизацией (глубокие горизонты). Латеральная
зональность выражена в развитии в центре место-
рождения олово-серебряных жил, а на его перифе-
рии — серебряных и серебряно-полиметаллических.
По периферии месторождения породы пропилитизи-
рованы.
Глава 8
Рис. 8.6. Разрез месторождения Потоси в Боливии.
(Из Л. И. Красного).
Третичные образования: 1 — шток риолитового порфира,
2 — глинистые сланцы и пеплы (свита Караколес), 3 — туфы
андезитовые биотизированные, 4 — конгломераты и брекчии
с обломками осадочных, метаморфических и изверженных
пород (свита Паилавири), 5 — ордовикские глинистые сланцы
и песчаники, 6 — рудные жилы, 7 — разрывы.
К классу вулканогенных, связанных с кислым,
средним и основным (трапповым) магматизмом, мес-
торождений также относятся многочисленные, но ме-
нее значимые в мировом балансе минерального сырья
рудные объекты. Среди них можно отметить: флюо-
рит-бертрандитовые (Томас, США), киноварные (Вы-
шково, Украина), самородной меди (оз. Верхнее,
США), алунитовые (Заглик, Закавказье), исландского
шпата (Тунгуска, Сибирь), самородной серы (Куриль-
ские острова, Япония, Италия).
Вулканогенные базальтооуные субмаринные
{колчеданные] мвсторождвния
К данному классу относятся месторождения суль-
фидных руд, связанные с подводно-морскими базаль-
тоидными формациями. Из них получают до 10— 15%
мировой добычи меди, цинка, свинца и значительные
количества серебра, золота, кадмия, селена, олова, ви-
смута, бария и других элементов. Рассматриваемые
месторождения образовывались непрерывно в тече-
Гпдрошермапьныв мвсторождЕния
ние всей геологической истории, начиная с раннего
архея и кончая современным колчеданным рудогене-
зом в океанических структурах из мантийных источ-
ников вещества.
Рудные провинции и районы формировались на
разных стадиях развития земной коры, но всегда в ус-
ловиях растяжения. Установлено четыре основных ти-
па геотектонических обстановок колчеданообразова-
ния: 1) островные дуги, 2) срединно-океанические
хребты, 3) тыловодужные бассейны и 4) зоны разло-
мов на границе палеоконтинентов.
В пределах островных дуг над зонами Беньофа-Зава-
рицкого на ранних стадиях субдукции в результате ана-
тектического переплавления погружающейся под кон-
тинент океанической плиты и частичного плавления
мантийного материала проявился интенсивный ба-
зальт-андезитовый вулканизм. С ним связаны цинково-
медные раннегеосинклинальные месторождения фане-
розойских орогенических поясов. На более поздних
стадиях субдукции резко возрастают объемы ассимиля-
ции материала сиалической коры. Вулканизм становит-
ся более кислым и известково-щелочным. С ним уже ас-
социируют свинцово-цинково-медно-серебряные мес-
торождения (Кинстоун, Балаклала, Шаста-Кинг, США;
Фуказава, Шинсава, Япония; Вудлон, Австралия).
В рифтовых структурах срединно-океанических
хребтов формировались медно- и цинковоколчедан-
ные месторождения офиолитовых поясов. Часто они
приурочены к чашеобразным впадинам и располага-
ются вблизи центров активного вулканизма. Опреде-
ляющим условием рудообразования явилось рифтооб-
разование, протекавшее в условиях раздвижения ли-
тосферных плит (палеозойские месторождения Урала,
Скандинавии, Ньюфаундленда, Кипра и др. регионов).
Тыловодужные бассейны растяжения характери-
зуются линейными рифтовыми системами, в преде-
лах которых развивается бимодальный базальт-рио-
литовый вулканизм и формируются локальные впа-
дины с глубоководными фациями осадочных пород.
Примером подобных образований могут служить
среднепалеозойские колчеданные месторождения
Иберийского полуострова (Пиритовый пояс Испании
и Португалии).
Глава 8
Зоны трансформных сдвиговых разломов на грани-
цах микроконтинентов часто благоприятны для фор-
мирования крупных рудных районов. Они приуроче-
ны к вулкано-тектоническим депрессиям и связаны
с кальдерами и стратовулканами. Кальдеры располага-
ются в поперечных к глубинным разломам нарушени-
ях. Для них характерны рои субвулканических даек
базальтового и риолитового состава, имеющие наи-
большую густоту на продолжении магмавыводящих
каналов. На удалении от активных центров вулканиз-
ма пучки даек вытягиваются вдоль оси регионального
сжатия. В режиме растяжения формировались ба-
зальт-риолитовые комплексы с колчеданно-полиме-
таллическими месторождениями. Часто на заключи-
тельных этапах развития подобных структур возника-
ла обстановка сжатия и происходила смена типа
вулканизма. Формировались андезито-дацитовые ком-
плексы, типичные для зон субдукции (Прииртышский
рудный район, Казахстан).
ОВоБщвнная модель рудообразования
Месторождения колчеданного семейства представ-
ляют собой продукты деятельности конвективной гид-
ротермальной системы. Главным компонентом систе-
мы является морская вода, но на разных этапах и ста-
диях активную роль играют также магматические,
метеорные и погребенные (поровые) воды. Источни-
ками энергии служат либо аномально высокий тепло-
вой поток, либо тепло остывающих магматических тел.
В процессе нисходящего движения морская вода на-
гревается и активно взаимодействует с придонными
породами. В результате образуется восстановленный
слабокислый солевой раствор, в котором активности
H2S°, HS' и S2’ » активностей SO42- и HSO4’. Он обо-
гащается выщелоченными из окружающих пород ме-
таллами.
Восходящая ветвь потока взаимодействует с вме-
щающими породами и холодными морскими водами
и производит интенсивный магниевый метасоматоз.
При резких падениях давления происходит вскипание
раствора и отлагаются кремнезем и сульфиды (пирит,
марказит, пирротин, халькопирит и др.). В придонном
IGO
Гидротврмапьные МЕстпрождения
пространстве этот процесс протекает лавинно. Взаи-
модействие новых порций раствора с ранее отложив-
шимися сульфидами приводит к появлению рудной зо-
нальности. Значения коэффициента Cu/(Zn + Pb)
уменьшаются по направлению каналов фильтрации
и перпендикулярно к ним. Барит концентрируется на
участках минимальных величин этого коэффициента.
Достигнув донной поверхности, рудный раствор
стекает в локальные депрессии. По мере его разбавле-
ния и охлаждения отлагающиеся минеральные параге-
незисы формируют фациальную зональность: сульфи-
ды — кремнезем — оксиды железа и марганца. Еще не
литифицированные металлоносные илы оползают со
склонов впадин и перемещаются турбулентными
и грязевыми потоками. Непосредственно около подво-
дящих каналов в устьевых частях потоков образуются
проксимальные, а на удалении дистальные рудные за-
лежи. Геолого-геохимические данные (расчет баланса
металлов, изотопия серы, элементы-примеси и др.)
позволяют сделать вывод о магматическом источнике
основных металлов, из которых медь поступала из
мантийных уровней, а свинец и цинк из пород конти-
нентальной коры.
Детально процесс формирования рудных тел на
морском дне описывается гидролизно-реакционной
осадочно-метасоматической моделью, предложенной
Н. С. Скрипченко. Согласно этой модели, линейный
эндогенный гидротермальный поток, обогащенный
ионами SO2 и комплексными соединениями металлов,
около донной поверхности в зоне высокой проницае-
мости раскрывается вверх в виде воронки. Возникает
конвективная система. Наиболее интенсивное рудоот-
ложение происходит на участках, где поток кинжаль-
но входит в рыхлые донные осадки. Выделяют две час-
ти гидротермальной системы — нижнюю и верхнюю.
В нижней части при температурах 300 —350°С в ре-
зультате гидролиза образуются две кислоты: слабая
сероводородная (H2S) и сильная серная (H2SO4). Сер-
ная кислота способствует выщелачиванию из кислых
пород (в частности, риолитов) различных компонен-
тов — CaO, MgO, FeO, многих элементов и образова-
нию ангидрита. В верхней части происходит падение
температуры до 40°С, смешиваются горячие флюиды
Глава В
с морской водой и отлагаются сульфидные руды. Эта
модель получила название рециклинговой.
Приращение мощности зоны сплошных руд проис-
ходит вследствие реакционного опускания ее нижней
границы. Часто наблюдается постепенный переход
между сплошными и вкрапленными рудами. Серово-
дород в основном используется для образования суль-
фидов железа и полиметаллов. По направлению к дон-
ной поверхности происходит смена хлорит-ангидрито-
вых или тальк-ангидритовых метасоматитов на
кварц-серицитовые, а в рудной залежи формирование
трехчленной зональности (снизу вверх): медно-колче-
данной — медно-цинково-колчеданной и колчеданно-
полиметаллической. Образование многоярусных мес-
торождений связано с повторными циклами гидротер-
мально-осадочного рудоотложения над единым
рудоподводящим каналом.
Подразделение колчеданных месторождений
Описываемый класс месторождений ассоциирует
с субмаринной базальт-липаритовой формацией, кото-
рая разделяется натри субформации: слабо дифферен-
цированную, полно дифференцированную и контраст-
но дифференцированную. По комплексу признаков —
связи с магматическими породами, геологическим ус-
ловиям залегания и особенностям состава и строения
можно выделить четыре подкласса месторождений:
кипрский, уральский, куроко (алтайский) и бесши (фи-
лизчайский). Рассмотрим каждый из них подробнее.
Кипрский подкласс
К нему относятся серно-, медно- и медно-цинково-
колчеданные месторождения, связанные с недиффе-
ренцированной базальтовой субформацией, весьма
характерной для коры океанического типа. Это и до-
кембрийские руды Австралии (Брокен-Хилл) и Фин-
ляндии (Оутокумпо), и раннепалеозойские Норвегии
(Леккен) и Ньюфаундленда (Канада), и мезозойские
месторождения Кипра, Турции (Эргани-Маден) и др.,
и современные сульфидные залежи срединно-океани-
ческих хребтов (рис. 8.7).
Гидротермапьныв местораждеим
Рис. 8.7. Зональность Кипрских месторождений.
(По Р. Хатчинсону).
1 — аргиллит, обогащенный железом, содержащий в
основном гетит, лимонит и гематит, 2 — массивные
сульфиды, 3 — пропилитизация с рассеянными сульфидами,
4 — послерудная дайка, 5 — несогласие; А — осадочная
эксгаляционная минерализация (I — осадочная зона,
П — зона массивных сульфидов), Б — импрегнационная
минерализация в измененных лавах ЦП — сульфиды,
заполняющие полость, ГУ — сульфиды на окраине пиллоу-
лав, V — сульфиды, заполняющие разломы, VI — рассеянные
пиритовые вкрапления в измененной лаве).
Месторождения Ньюфаундленда входят составной
частью в раннепалеозойский офиолитовый комплекс,
в разрезе которого выделяются (снизу вверх): ультра-
базиты, габбро, пластовые диабазовые дайки, пиллоу-
лавы — колчеданные залежи и морские осадки.
Месторождения массива Тродос (Кипр) связаны
с меловым офиолитовым комплексом. Это обычно
мелкие и средние рудные объекты. В нижних частях
месторождений в толще пиллоу-лав устанавливается
сульфидный штокверк, фиксирующий рудоподводя-
щий канал. Над ним располагается горизонт кремние-
163
Глава 8
тых сульфидов (яшмоидов) и пласто- и линзообразных
залежей сплошных колчеданных руд. Его венчает по-
верхность размыва и поверхностного выветривания,
представленная разнообразными охрами и морскими
терригенными осадками. Обычно рудные тела форми-
ровались в локальных впадинах вблизи рудоподводя-
щих разломов или трещинных зон.
Современные сульфидные проявления морей и океа-
нов. В современных морях и океанах гидротермальные
сульфидные проявления формируются в зонах сре-
динно-океанических хребтов и областях заострово-
дужного спрединга и внутриплитного вулканизма
(«горячие точки»). В местах активной гидротермаль-
ной деятельности на дне океана образуются рудные
постройки, достигающие 70 м в высоту и имеющие ди-
аметр основания до нескольких сотен метров. Каждая
такая постройка состоит из нескольких млн тонн руд-
ного вещества. В пределах отдельных площадей (воз-
можных месторождений или рудных полей) распола-
гается несколько десятков таких конусовидных хол-
мов, увенчанных сверху трубообразными телами
«черных курильщиков». Подобное поле содержит
30 — 50 млн тонн гидротермального вещества. В насто-
ящее время эти проявления нигде в мире не разраба-
тываются и представляют пока потенциальные медно-
цинково-колчеданные руды будущего.
Уральский подкласс
Данный подкласс месторождений ассоциирует
с контрастно-дифференцированной базальт-липари-
товой субформацией, являющейся производной под-
коровой мантийной магмы. По составу месторожде-
ния либо медноколчеданные (Блява, Южный Урал), ли-
бо медно-цинковоколчеданные (Гай, Южный Урал;
Уруп, Северный Кавказ и др.). В наиболее ярком виде
этот тип месторождений широко распространен и де-
тально исследован в герцинских комплексах Урала.
Оруденение здесь ассоциирует с субвулканически-
ми, экструзивными и лавовыми фациями липарито-да-
цитового состава, развито в областях бимодального ли-
парит-базальтового вулканизма и отчетливо контроли-
руется вулканическими структурами. Месторождения
Годрптврмальиые месторождения
образовывались на ранних стадиях эволюции энсима-
тических островных- дуг и локализованы в пределах
вулканических трогов.
Типичный геологический разрез представлен дву-
мя контрастными толщами: внизу — липаритовой,
а вверху — базальтовой (рис. 8.8). Рудные пласты, лин-
зы и ленты локализованы на границе этих толщ
и обычно венчают очередной вулканический цикл.
В кровле залежей располагаются горизонты яшм, руд-
ные гальки, пачки переслаивающихся алевролитов,
туффитов и гематитсодержащих кремнистых пород.
Выше залегает толща альбитизированных пиллоу-лав.
Непременными элементами разреза месторождений
являются сложные, часто ветвящиеся тела эксплозив-
ных брекчий, синвулканические разломы и радиоля-
риевые горизонты в надрудной базальтовой толще.
Рудные тела формировались на придонном и донном
уровнях палеобассейнов. Обычно эти тела имеют
сложную грибообразную форму. Верхняя пологая их
часть сложена сплошными рудами, имеет пласто-
и линзообразную форму и образовалась в локальных
впадинах морского дна, а нижняя представлена круто-
падающим телом, состоящим из прожилково-вкрап-
ленных руд. Эта часть возникла в рудоподводящих ка-
налах. В верхней части и рудных залежах наблюдаются
следующие зоны (снизу вверх): 1) пирит-халькопири-
товая, 2) пирит-халькопирит-цинковая, свинцово-
цинково-серебряная. В подрудной части месторожде-
ний выделяются аномалии меди, молибдена, кобальта
и висмута, а в надрудной — ртути, бария, серебра,
свинца и цинка. В нижней секущей прожилково-
вкрапленной части месторождений помимо кварц-пи-
рит-халькопиритового штокверка выделяются линзы
и блоки кварцитов. Установлена гидротермально-ме-
тасоматическая зональность; внутренняя зона, совпа-
дающая с центральными частями движения флюид-
ных потоков — пирит-кварц-серицит-хлоритовая
и внешняя — пропилитовая (хлорит-альбит-эпидот-
кварц-пиритовая).
Рассмотренный подкласс характерен для палеозой-
ских и мезозойских субмаринных вулканогенных
формаций, но встречается и в докембрийских вулка-
нических поясах.
165
Глава 8
Рис. 8.8. Схематизированный геологический разрез Гайского
колчеданного месторождения. (По В. И. Смирнову).
1 — рыхлые мезо-кайнозойские отложения, 2 —
крупнообломочные туфоконгломераты плагиопорфиритовых
базальтов, 3 — лавы пироксен-плапюпорфиритовых
базальтов, 4 — игнимбритовидные витрокластические
породы липаритового состава, 5 — кварцевые липарито-
дациты, 6 — обвальные крупнообломочные агломераты
андезито-дацитового состава, 7 — эксплозивная брекчия,
8 — порфирокластические игнимбриты, 9 — поздние габбро-
диабазы, 10 — шлаковые туфы плагиопорфировых базальтов,
11 — жерловые вулканические и вулканокластические породы,
12 — участки тех же пород, подвергшиеся интенсивному
гидротермальному преобразованию, 13 — убогие
медноколчеданные руды вулканогенно-метасоматического
происхождения, 14 — богатые цинково-медноколчеданные
руды вулканогенно-осадочного происхождения.
Гцдротврмаяьные месторождения
Подкласс Кдроко
Месторождения этого подкласса парагенетически
связаны с полно дифференцированной известково-
щелочной базальт-андезит-дацит-липаритовой суб-
формацией и сложены свинцово-цинково-медными
рудами. Месторождения приурочены к зрелым внут-
ренним островным дугам; формируются в субдукци-
онных обстановках в пределах подвижных поясов на
гранито-гнейсовой коре.
Наиболее яркими представителями данного под-
класса являются месторождения Алтая (рудноалтай-
ский тип), Куроко (колчеданоносный миоценовый по-
яс Японии), Скандинавских каледонид, Пиритового
пояса Испании и Португалии, докембрийских зелено-
каменных поясов и ряда других провинций мира. Это
самый важный и самый распространенный подкласс
колчеданных месторождений.
В хорошо сохранившихся и слабо метаморфизован-
ных месторождениях миоценового пояса Японии (руд-
ные районы Айзу, Вагаомоно, Хокуроку и др.) развиты
сложные грибообразные рудные тела с нижней секу-
щей штокверкообразной частью и верхней — субплас-
товой, стратиформной (рис. 8.9). В нижней развиты
прожилково-вкрапленные пирит-халькопирит-крем-
нистые гипс-ангидрит-монтмориллонит-пирит-халько-
пиритовые (реже — сфалерит-галенит-кварцевые)
и почти мономинеральные пиритовые с небольшой
примесью халькопирита руды. В верхней части пласто-
вая или линзовидная залежь разделяется на ряд страти-
фицированных зон (снизу вверх): пирит-халькопири-
тово-(сфалерит-барит-кварцевая) (желтые руды); сфа-
лерит- галенит-халькопирит-пирит-баритовая (черные
руды); баритовая (с кальцитом, доломитом и сидери-
том) и венчает залежь яшмовый горизонт (ожелезнен-
ные кремни).
Для месторождений данного типа характерна чет-
кая метасоматическая зональность. В ее ядре развиты
кварц-серицитовая и рудная ассоциации, далее следу-
ют серицит-монтмориллонит-магнезиально-хлорито-
вая и серицит-монтмориллонит-альбит-калишпат-же-
лезо-магнезиально-хлоритовая и по периферии отме-
чается монтмориллонит-цеолитовая.
1В7
Глава В
Ёй]2 Е23 ^4 ^5 ЕЗб К]8 ВП9 ЦМ»
Рис. 8.9. Месторождения, связанные с внутренней
островной дугой (тип Куроко). (По Л. Бауману).
А — схематический профиль сульфидных геосинклинальных
месторождений типа Куроко: / —толеитовые
вулканические породы (частично пиллоу-лавы),
2 — известково-щелочные вулканические породы и
туффиты, 3 — пирокласты, 4 — риолиты, 5 — кислые
туфы, 6 — сульфиды с ангидритом; Б — рудные
месторождения типа Куроко: 1 — риолитовые лавы и
пирокласты, 2 — туффитовые осадки, 3 — риолиты,
4 — брекчии эксплозивных пород (а — неминерализованная,
б — минерализованная), 5 — черные сланцы (частично с
ангидритом и гипсом), 6 — глинистые сланцы,
подстилаемые железистыми кварцитами, и сланцеватая
глина, 1 — жилы, 8 — штокверк с прожилками (поперечное
врезание), 9 — полосчатые и массивные сульфиды,
перекрываемые баритом, 10 — ангидрит, гипс, 11 — рудные
инфильтрации и замещения в неуплотненных осадках;
I—IV— типы месторождений и руд: I — трещинный тип
(а — жилы, б — зона прожилков, поперечное врезание с
рудными вкраплениями и метасоматизмом,
II — стратиформный (а — желтые руды “Кейко",
б — черные руды "Куроко"), III — обусловленные
инфильтрацией и замещением, IV— субмаринные
остаточные руды (механическое выветривание).
Подкласс Бесши
Подкласс Бесши (филизчайский) развит в терриген-
ных флишоидных толщах складчатых миогеосинкли-
нальных поясов. Он ассоциирует с внешней островной
дугой и по характеру связи с вулканизмом относится
Гидротермальные месторождения
к дистальному типу. В рудовмещающем разрезе обыч-
но присутствуют редкие маломощные пласты лав, суб-
вулканические тела и дайки базальтового состава (не-
дифференцированная базальтовая субформация). Ру-
ды имеют медно-цинково-колчеданный состав
(рис. 8.10, 8.11,8.12).
Согласно концепции тектоники плит данный под-
класс формируется в субдукционных обстановках на
удалении от центров спредингового вулканизма. Мес-
торождения района Бесши (Япония) представлены
пластовыми лентообразными телами, залегающими
в верхнепалеозойской сланцевой толще, содержащей
прослои базальтовых лав. Руды залегают на пачках ба-
зальтовых вулканитов и перекрываются толщей крем-
нистых сланцев с отдельными горизонтами яшм. Про-
цессы регионального метаморфизма смяли породы
и руды в линейные складки, в шарнирах которых отме-
чаются переотложенные прожилковые и штокверко-
вые медноколчеданные ассоциации. Изотопный со-
Рис. 8.10. Структурная и минералого-фациальная
зональность эксгаляционно-осадочных геосинклинальных
месторождений типа Раммельсберг. (ПоД. Ларджу).
1 — стратиформные сульфиды, 2 — стратиформный
барит, 3 — стратиформные окислы железа, 4 — сульфиды с
поперечным врезанием и брекчия, 5 — вмещающие осадки,
6 — граница измененных пород, 7 — разлом; принятые
сокращения: Сс — халькопирит, Gn — галенит, Sp —
сфалерит, Ру — пирит, Ва — барит, Нт — гематит.
169
Глава 8
Рис. 8.11. Геологический разрез центральной части
Филизчайского месторождения.
(По Н. Шатагину и С. Сандомирскому).
1 — горизонт аргиллитов с редкими маломощными
прослоями алевролитов и песчаников, 2 — горизонт
монотонных аргиллитов, 3 — средняя пачка песчаников,
4 — нижняя пачка аргиллитов, 5 — полосчатые колчеданно-
полиметаллические руды, 6 — пирротиновые руды, 7 —
пяпшистые пирит-пирротиновые руды, 8 — разрывные
нарушения, 9 — кварц-сульфидные прожилки, 10 — буровые
скважины: а — лежащие в плоскости разреза, б — не
попавшие в плоскость разреза.
став серы и свинца указывает на мантийный источник
рудного вещества.
В заключение отметим основные черты данного
1 /|] класса месторождений: 1. Наиболее активно рудоотло-
Гидротврмалькыв МЕЫппрождвкия
Рис. 8.12. Обобщенный рудноформационный ряд колчеданно-
полиметаллических месторождений в терригенных толщах
Большого Кавказа. (По Н. К. Курбанову, Э. И. Кутыреву
в интерпретации В. Д. Конкина и др.).
1 — комплекс пород основания, 2 — унимодальные
вулканиты базальтовой формации; породы рудовмещающей
углеродисто-терригенной флишоидной толщи, 3 —
углеродистые метаалевропесчаники, 4 — углеродистые
метаалевро-глинистые сланцы, 5 — углеродистые
метаалевроглинисто-карбонатные сланцы, 6 — рудные
тела колчеданно-полиметаллического состава, 7 — рудо- и
магмовыводящие разломы.
жение протекало в стадии, когда интенсивность вулка-
низма резко сокращалась, а глубоководные условия
сменялись мелководными; 2. Основная масса руд на-
капливалась в конце вулканического цикла; 3. Источ-
ником медной минерализации были мантийные ба-
зальтоидные, а свинцово-цинковой — либо коровые,
либо смешанные мантийно-коровые комплексы;
4. По мере усиления степени дифференциации рудов-
мещающих субмаринных вулканических комплексов
натровые вулканиты сменяются калинатровыми.
В целом типичными особенностями вулканогенных
гидротермальных месторождений следует считать:
— рудные районы и узлы связаны с базальтоидной
или андезитоидной формациями ранней стадии
развития рифтов, то есть являются производными
либо базальтовой океанической магмы, либо анде-
зитовой островодужной активных окраин конти-
нентов;
Глава 8
— в пределах рифтовых трогов оруденение контроли-
руется линаритовыми куполами;
— плито- и штокообразные рудные тела расположены
многоярусно в разрезах месторождений, типичны
верхние ровные и нижние сложные границы тел,
включающие штокверковые метасоматические за-
лежи и жилы;
— связь рудных тел с разными фациями вулканитов:
жерловыми (некками), субвулканическими интру-
зивами, покровами и дайками;
— мелкозернистые, колломорфные, массивные, сло-
истые и седименто-обломочные (рудокластовые)
структуры и текстуры руд;
— многоярусные изменения вмещающих пород: хло-
ритизация, серицитизация, окварцевание (продук-
ты кислотного растворения), распространенные
под кровлей рудных тел, и средне- и низкотемпера-
турные околорудные метасоматиты (березиты, гид-
рослюдизиты, аргиллизиты), занимающие верхние
горизонты;
— современные аналоги месторождений — «черные»
и «белые» курильщики срединно-океанических
хребтов.
Рудные формации вулканогенных гидротермаль-
ных месторождений: кварц-флюоритовые (объекты
в Забайкалье и Монголии); золото-серебряные (Пачу-
ка в Мексике); серебро-оловянные, серебро-свинцо-
во-цинковые и серебряные (Ляльягуа, Потоси в Боли-
вии, Дукатское в России, Комсток в США); урановые
и молибден-урановые (Стрельцовская группа в Рос-
сии, Бота-Бурум в Казахстане); медно-колчеданные
(Гайское, Сибай и др. на Урале, Урупское на Кавказе,
Рио-Тинто в Испании, Куроко в Японии); колчеданно-
полиметаллические (Сулливан в Канаде, Лениногор-
ское и др. на Рудном Алтае, в Казахстане и России,
Озерное и Горевское в Сибири, Серо-де-Паско в Пе-
ру); железо-марганцевая с баритом (Каражал в Казах-
стане).
ЭКЗОГЕННАЯ СЕРИЯ
Глава
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ВЫВЕТРИВАНИЯ
В данную группу отнесены месторождения, образо-
вание которых непосредственно связано с процессами
выветривания. Они включают месторождения бокси-
тов (около 95% мировых запасов), железа, марганца,
никеля, кобальта, редких металлов, золота, каолина,
апатита, магнезита, талька, барита, цеолитов, монтмо-
риллонита, маршаллита и камнесамоцветного сырья.
Часто эти месторождения включают как металличес-
кие, так и неметаллические полезные ископаемые.
Подавляющая часть рассматриваемых месторож-
дений связана с процессами выветривания, прохо-
дящими в континентальных условиях. Некоторые
типы месторождений (бентонитовых глин, цеоли-
тов) обусловлены подводным выветриванием (галь-
миролизом).
Для понимания процессов образования месторож-
дений в корах выветривания необходимо представлять
существо проходящих в гипергенезе физико-химичес-
ких и биохимических процессов. Они определяют осо-
бенности поведения минералов и элементов в зоне ги-
пергенеза.
Физико-химические условия
и минеральный состав кор выветривания
Процессы выветривания протекают в самой верх-
ней части литосферы (первые сотни метров) при атмо-
сферном давлении и небольших колебаниях темпера-
тур (от + 50 до — 50 °C). Ограничены вариации окисли-
тельно-восстановительных и кислотно-щелочных
показателей зоны гипергенеза (рис. 9.1). В этих уело-
173
Глава 9
Eh
-OJB-
-f'Q\------.------.-----------.------,-------------
о г в в /о tz f4
Рис. 9.1. Примерное положение некоторых природных сред в
приповерхностных условиях на диаграмме Eh — pH
(Гаррелс и Крайст, 1958).
виях породообразующие, акцессорные и рудные ми-
нералы ведут себя по-разному. По степени устойчиво-
сти к разложению в гипергенезе выделяют четыре ми-
неральные группы (табл. 9.1).
Минералы первой и второй групп могут давать
концентрации, в том числе рудные, в элювиальных
образованиях. В таких случаях будут формироваться
элювиальные россыпи. Для разложения минералов
второй и третьей групп требуется глубокое химичес-
кое выветривание. В условиях физического воздей-
ствия и относительно низких температур они сохра-
няются. Минералы последней группы наиболее лег-
ко подвергаются разложению в зоне гипергенеза.
К ним следует отнести минералы четырехвалентного
урана и органическое вещество углей и углеродис-
тых сланцев.
174
Месторождения выветривания
Таблица 9.1
Относительная устойчивость минералов в зоне вы-
ветривания. (По Кухаренко, Мильнеру)
Группы Породообразую- щие минералы Акцессорные минералы
1. Весьма устойчи- вые Кварц Хромшпинелиды, топаз, турма- лин, брукит, анатаз, лейкоксен, рутил, шпинель, платина, осми- стый иридий, золото, циркон, иридий, корунд, алмаз
2. Устой- чивые Мусковит, орток- лаз, микроклин, кислые плагиокла- зы Альмандин, гематит, магнетит, титаномагнетит, колумбит- танталит, сфен, силлиманит, дис- тен, барит, торианит, перовскит, ильменит, ксенотим, монацит, касситерит, андалузит, гранаты
3. Мало устойчи- вые Амфиболы, пирок- сены, диопсид- геденбергит Вольфрамит, шеелит, апатит, андрадит, гроссуляр, ортит, акти- нолит, цоизит, эпидот, хлорито- ид, ставролит
4. Неус- тойчивые Основные плаги- оклазы, фельдшпа- тоиды, щелочные амфиболы, биотит, авгит, оливин, глауконит, доло- мит, кальцит, гипс Пирротин, сфалерит, халькопи- рит, арсенопирит, киноварь, пи- рит
Главными процессами, обусловливающими разло-
жение минералов в коре выветривания, являются:
— окислительно-восстановительные реакции, кото-
рые происходят за счет основных потенциалзадаю-
щих компонентов (кислорода, серы, железа и угле-
рода);
— реакции обмена, происходящие из-за изменений
состава и кислотно-щелочных условий;
— гидролиз безводных соединений;
— микробиальнаая деятельность;
— явления сорбции и десорбции.
Конечными продуктами глубокого химического
преобразования в корах выветривания являются гли-
нистые минералы, простые окислы и гидроокислы.
Кроме них могут формироваться карбонаты, сульфа-
ты, сульфиды, фосфаты (апатит, черчит, вивианит).
Глава 9
Все они составляют группу новообразованных мине-
ралов и как правило слагают дисперсные фазы. Таким
образом, кора выветривания представляет собой
сложный агрегат глинистых новообразований с раз-
личной примесью устойчивых реликтовых минералов
песчано-алевритовой размерности и обломков нераз-
ложившихся коренных пород.
Каждая минеральная группа коры выветривания
может содержать полезные компоненты или непос-
редственно служить минеральным сырьем.
Примерный перечень полезных ископаемых при-
веден в таблице 9.2.
Таблица 9.2
Полезные компоненты кор выветривания
по минеральным группам
Группа минералов Полезные ископаемые
Первичные ус- тойчивые Элювиальные россыпи, строительный камень, маршаллит
Первичные неус- тойчивые Угли, обогащенные ураном и редкими элементами
Новообразован- ные Бокситы, керамические и бентонито- вые глины, каолин, железо, марганец, кобальт, никель и редкие металлы, магнезит, фосфориты, тальк, камне- самоцветное сырье (бирюза, халце- дон, хризопраз и др.), природные красители
ПО
Полезные компоненты, образующиеся в корах вы-
ветривания, могут накапливаться как непосредствен-
но в них (остаточные месторождения), так и на удале-
нии (переотложенные или инфильтрационные). Ин-
фильтрационные месторождения в основном связаны
с деятельностью подземных вод, поэтому рассмотрены
в группе эпигенетических.
В зависимости от интенсивности химического вы-
ветривания в различных климатических условиях
в корах выветривания выделяется от одной до четы-
рех вертикальных минеральных зон (рис. 9.2). Кроме
того, принято различать разные профили выветрива-
Рис. 9.2. Схема образования коры выветривания на тектонических неактивных площадях.
(По Страхову, 1963).
1 — свежая порода, 2 — зона дресвы, химически мало измененной, 3 — гидрослюдисто-
монтмориллонитово-бейделлитовая зона, 4 — каолиновая зона, 5 — охры, окислы алюминия,
6 — панцирь, окислы железа и алюминия.
Саванны
Глава 9
ния (минеральные типы кор выветривания), которые
в целом соответствуют вертикальным зонам (снизу
вверх):
1) гидрослюдистый или насыщенный сиалитный,
в котором широко распространены гидрослюды,
гидрохлорит, бейделлит и монтмориллонит, ассо-
циирующие с остаточными скоплениями кремне-
зема;
2) глинисто-каолиновый или ненасыщенный сиалит-
ный, в составе которого типичны каолинит, галлуа-
зит, нонтронит, кварц; характерен вынос кремнезе-
ма, в ряде случаев вынос алюминия и железа,
при котором образуется плотная кремнистая гли-
ноподобная порода — литомарж;
3) латеритный или алитный, характеризующийся поч-
ти полным выносом кремнезема и концентрацией
простых гидроокислов алюминия (гиббсит, гидрар-
гилит, бемит, диаспор), железа (лимонит, гидроге-
тит) и титана (лейкоксен).
Геохимические особенности кор выветривания
Параллельно с преобразованием минеральной час-
ти пород в коре выветривания протекают процессы
выщелачивания. По степени подвижности в коре вы-
ветривания элементы существенно различаются
(табл. 9.3.).
Таблица 9.3
Ряды миграции элементов в зоне выветривания.
(По Б. Б. Полынову и А. И. Перельману).
Номер Степень под- вижности Элементы Коэффици- ент водной миграции
I Энергично выносимые Cl, Br, J, S 10 п-100п
II Легко выноси- мые Са, Na, К, F п
III Подвижные Si, Р, Мп, Со, Ni, Си 0,п
IV Инертные Fe, Al, Ti 0,0п
178
Мвсторождвння выветривания
Выщелоченные из верхних частей кор выветрива-
ния элементы могут осаждаться в их нижних горизон-
тах или обогащать подземные воды. Ниже приведена
группировка элементов по степени миграции и фор-
мам накопления элементов в зоне гипергенеза
(табл. 9.4).
Таблица 9.4
Группы элементов по степени миграции в гипергенезе.
(По А. И. Перельману).
Номер Название группы Элементы Формы накопле- ния
I Очень сильные мигранты S, С1, В, Br, J Подземные во- ды, соли
II Сильные мигранты Са, Na, Mg, F, Sr, Zn, U, Mo, Se, V Переотложен- ные месторож- дения, подзем- ные воды
III Средние мигранты Si, К, Mn, P, Ba, Rb, Ni, Cu, Li, Co, Cs, As, TI, Ra Остаточные месторождения и подземные воды
IV Слабые мигранты Al, Fe, Ti, Zr, Y, Nb, TR, Th, Be, Ta, Sn, Hf, Pt, Au, Ag Остаточные месторождения и россыпи
В корах выветривания распространены сорбцион-
ный, окислительно-восстановительные, кислотно-щелоч-
ные, в меньшей мере механический и испарительный ге-
охимические барьеры. На окислительном барьере могут
накапливаться руды железа, марганца, меди, ванадия, се-
лена, церия, на восстановительном — урана, меди, вана-
дия. При изменении кислотно-щелочных условий и в ре-
зультате реакций обмена концентрируются никель, ко-
бальт, бериллий, молибден, серебро, частично золото,
образуются магнезит, барит, апатит, целестин, стронциа-
нит. Сорбционные концентрации характерны для радия,
урана, лития и редких земель. Испарительный барьер
Глава 9
180
действует в пустынных условиях, где могут накапливать-
ся уран, радий и ванадий. Механическим путем в резуль-
тате гравитационных просадок возможны концентрации
золота, платиноидов, касситерита, тантало-ниобатов
и других тяжелых устойчивых полезных компонентов.
Большое значение при перераспределении вещест-
ва в корах выветривания имеет органическое вещест-
во. Роль органических веществ в формировании по-
лезных ископаемых в корах выветривания следует
рассматривать в трех аспектах:
1) деятельность микрорганизмов;
2) образование металл-органических соединений;
3) сорбционные свойства.
Микробиальная деятельность обусловливает боль-
шую скорость биохимических реакций, в результате
которых создается концентрация потенциалзадающих
веществ. К ним относятся кислород, углекислый газ,
метан, водород, сероводород, азот, сера, сульфаты, за-
кисные или окисные формы железа. Соответственно
формируются окислительные, восстановительные гле-
евые, сероводородные, кислые, нейтральные или ще-
лочные условия, что предопределяет интенсивное раз-
рушение коренных пород и минералообразование.
Подчеркнем, что понятия окислительные или восста-
новительные обстановки должны рассматриваться от-
носительно тех или иных элементов, имеющих пере-
менную валентность. Кроме того, надо иметь в виду
и развитие микрорганизмов, накапливающих отдель-
ные полезные компоненты, например, тионовые бакте-
рии. Деятельность этих организмов лежит в основе би-
отехнологии выщелачивания благородных и цветных
металлов. Они, очевидно, могли существенно влиять на
перераспределение металлов в корах выветривания.
Для окислительных кислородсодержащих сред ха-
рактерна аэробная микрофлора. Для восстановитель-
ных условий, в которых как правило преобладают во-
дород, сероводород и метан, а кислород имеется в свя-
занной форме, типична анаэробная микрофлора.
Для интенсивной деятельности любых микроорганиз-
мов должны быть благоприятные условия обитания:
а) богатство питания и химических компонентов;
б) отвод продуктов жизнедеятельности;
Месторождения выветривания
в) оптимальные температура и минерализация рас-
творов;
г) отсутствие токсичных компонентов;
е) наличие ферментов.
При образовании месторождений наиболее значи-
мы бактерии из цикла серы (серобактерии, сульфатре-
дуцирующие, сероводородпродуцирующие), углерода,
водорода, азота и железобактерии.
Металл-органические соединения представлены
сложными комплексами металлов с радикалами гуми-
новых, фульвиевых кислот, бензолов и других органи-
ческих компонентов. Многие из них отличаются высо-
кой устойчивостью в широком диапазоне Eh — pH и мо-
гут способствовать интенсивному выщелачиванию
таких компонентов как уран, ванадий, редкие земли,
бериллий, частично золото. Для их широкого распрост-
ранения необходимы условия тропического климата,
а также присутствие коренных пород, содержащих вы-
сокие концентрации органического вещества (угли, го-
рючие и углеродистые сланцы, угленосные, битуминоз-
ные и нефтеносные породы).
Геохимическое значение органического вещества
в корах выветривания определяется прежде всего его
высокими сорбционными свойствами. Благодаря им
могут накапливаться радий, уран, торий, молибден, бе-
риллий, германий и др. Кроме того, высокие концент-
рации органического вещества обусловливают восста-
новительные условия. Часто они сопровождаются вы-
делениями биогенного сероводорода и водорода.
За счет этого скопления органического вещества в ко-
рах выветривания могут обусловить осаждение мно-
гих элементов с переменной валентностью (уран, ва-
надий, медь, серебро и др.) и халькофилов.
Типичные особенности месторождений
в коран выветривания
Связь месторождений с тропическим климатом
Приуроченность остаточных месторождений к обла-
стям проявления тропического климата обусловлена
тем, что именно в такой жаркой гумидной обстановке
Глава 9
процессы химического и биохимического выветрива-
ния и перераспределения вещества происходят наибо-
лее интенсивно. Следует отметить, что скорость химиче-
ских реакций при росте температуры на 10° увеличива-
ется в 2 —4 раза. Высокая влажность и положительные
среднегодовые температуры способствуют мощному
развитию растительно-животного и почвенного покро-
ва и глубокому распространению органического веще-
ства, обогащающего подземные воды. Это определяет
высокую интенсивность биохимического выветрива-
ния. Интенсивность выветривания в разных климатиче-
ских условиях варьирует в десятки раз (таблица 9.5.).
Таблица 9.5
Зависимость интенсивности выветривания от сред-
негодовых температур и степени диссоциации воды.
(По А. Н. Зонн).
Климати- ческий пояс Средне- годовая темпе- ратура, С° Относи- тельная диссоциа- ция воды Длитель- ность пе- риода вы- ветривания, сутки Коэффициент выветривания
абсо- лютный относи- тельный
Холодный 10 1,7 100 170 1
Умерен- ный 18 2,4 200 480 2,8
Тропиче- ский 34 4,5 360 1620 9,5
Связь месторождений с геологическими эпохами
Наиболее крупные и многочисленные месторожде-
ния рассматриваемого класса встречаются в геологичес-
ких формациях, образованных в глобальные эпохи разви-
тия интенсивного химического выветривания. Согласно
данным В. П. Петрова, Ю. А. Бурмина и других исследо-
вателей, выделяются архей-протерозойские, палеозой-
ский, мезозойский и кайнозойский циклы образования
мощных кор выветривания. Они состоят из ряда эпох,
в частности, в фанерозое выделяются девонская, поздний
триас—раннеюрская, раннемеловая и олигоцен-миоце-
новая эпохи, включающие ряд этапов (табл. 9.6.).
182
Месторождения выветривания
Таблица 9.6
Минерагенические эпохи и этапы образования кор
выветривания в фанерозое. (По Ю. А. Бурмину)
Порообразование Регионы распространения кор выветри- вания Полезные ископаемые
циклы эпохи этапы
Палео- зойский Кобленц- эйфельская Криворожский бассейн. Воронежская антеклиза, Урал, Кузбасс, Саяны, юг Сибири, Якутия, Испания Железо, алмазы, бокситы
Франско- фаменский Криворожский бассейн, Воронежская антеклиза, Тиман, Урал, Салаирский кряж, юг Сибири, Таймыр, Балтийский щит, Карелия. Якутия. Пакистан, ФРГ, США Железо, бокситы, ильменитовые и редкометальные россыпи
Позднетур- нейско- намюрский Подмосковный бассейн, Тиман, Дон- басс, Сибирская платформа, Фергана, Таймыр, КМ А, Белоруссия, Северная Америка, КНР, ФРГ Алмазы, осадочные каолины, бокситы
Средне- поздне- карбоновый Северо-восток России, Якутия, Тянь- Шань, Закавказье. Турция, Чехослова- кия, Венгрия, Великобритания Осадочные бокситы, каолины
Мезо- зойский Нижнетриа- совый Южный Казахстан, Тургай, Средняя Азия, Средне-Сибирское плато, северо- запад Сибирской платформы. Западная Якутия Бокситы
Верхне- триасовая Европейская часть СССР, Урал, Казах- стан. Кавказ, Туранская плита, п-ов Таймыр, Якутия, юг Сибирской плат- формы, Забайкалье, Фенноскандия, Венгрия, Югославия, Греция, Афгани- стан, МНР, Северная Америка Никель, железо, бокситы, элюви- альные россыпи ильменита, ред- кометальных минералов, апатита, драгоценных камней, алмазов, хромита, золота, платины, корун- да и барита, вермикулит, глины, щелочные каолины, фосфориты, кварцевые пески, зоны окисления сульфидных месторождений
Аптальбский Мугоджары, Кулундинская впадина, Чулымо-Енисейская впадина, Салаир, Предверхоянский прогиб, Греция Осадочные бокситы
Кайно- зойский Палеоцено- вый Украина, Кавказ, Казахстан, Алтае- Саянская область, Сибирь, Прибайка- лье. Приамурье, Приморье, Европа. Северная Америка, Южная Америка, Африка, Индия, Юго-Восточная Азия, Австралия, Ямайка, Куба, Новая Гви- нея, Индонезия, Малайзия, Фиялипины Каолинит, кварцевые пески, же- лезо, бокситы, никель, марга- нец. элювиальные россыпи алма- зов, золота, редкометальных ми- нералов, олова, хромитов, зоны окисления сульфидных месторо- ждений и метасоматитов
Олигопен- миоценовый Крым, Кавказ, Среднерусская возвы- шенность, Урал, Прииртышье, Прибай- калье, Западная Сибирь, Казахстан, Приморье, Европа, Африка, Ямайка Осадочные месторождения желе- за, марганца, бокситов, россыпи
Плиоцен- плейстоцено- вый Дальний Восток Прибрежно-морские россыпи
Глава 9
Поэтапное развитие интенсивных кор выветривания
связывают с эпохами глобальных потеплений и широко-
го распространения тропического климата. Последнее
подтверждается неравномерным распределением кон-
центраций в атмосфере кислорода, углекислого газа
и средних температур поверхности Земли (рис. 9.3 и 9.4).
В историческом плане важно отметить чередование
эпох аридного и гумидного климатов. При этом резко
различается состав грунтовых вод. В аридных услови-
ях они более минерализованные и щелочные, в гумид-
ных более пресные и кислые. Соответственно при сме-
не климатических обстановок могут формироваться
Рис. 9.3. Изменения содержания кислорода и углекислого
. _ _ газа в атмосфере на протяжении фанерозоя.
184 (По Б. И. Будыко).
Месторождения выветрнвання
Рис. 9.4. Средние температуры земной поверхности и
содержания углекислого газа в атмосфере в фанерозое.
(По Н. А. Ясаманову).
гидрогеохимические условия, благоприятные для кон-
центрации, растворения или консервации тех или
иных полезных компонентов. Так, например, в арид-
ных условиях за счет окисления и высокой щелочнос-
ти грунтовые воды обогащаются растворимыми соеди-
нениями урана и ванадия, которые выносятся из кор
выветривания. В гумидных условиях миграция этих
компонентов в корах выветривания незначительна.
Помимо этого, широкое распространение кор вы-
ветривания было обусловлено затуханием дифферен-
цированных блоковых движений земной коры и высо-
кого стояния континентов. Эти обстоятельства в свою
очередь послужили причинами выравнивания обшир-
ных континентальных территорий. Последние отчет-
ливо фиксируются синхронными региональными по-
верхностями несогласия в осадочных разрезах. В этой
связи характерна позиция кор выветривания на гра-
ницах регрессивных и трансгрессивных серий осадоч-
ного чехла. Поэтому образования кор выветривания
часто залегают в основании осадочного чехла.
Глава 9
Локализация месторождений в вертикальных зонах
кор выветривания
Одной из ярких особенностей рассматриваемых
месторождений является их приуроченность к опреде-
ленным вертикальным зонам кор выветривания соот-
ветствующего профиля. С корами выветривания гид-
рослюдистого профиля, которые непосредственно за-
легают на дезинтегрированных коренных породах
(структурном элювии), могут быть связаны лишь элю-
виальные россыпи золота, касситерита, танталита
и др., расположенные в нижних горизонтах кор выве-
тривания.
С более проработанными образованиями каолин-
гидрослюдистого профиля связаны месторождения
глин и каолинита. Последние развиваются по кислым
магматическим породам и слагают мощные плащевид-
ные залежи, занимающие верхние части разрезов
(рис. 9.5). Если выветриванию подвергаются кремнис-
тые породы, то возможно образование маршаллита,
охватывающего определенные литолого-стратиграфи-
ческие уровни. В некоторых случаях с глинисто-каоли-
новым профилем кор выветривания связаны место-
рождения фосфоритов, магнезита и бирюзы, рудные
тела которых располагаются в местах действия тех или
иных геохимических барьеров.
Рис. 9.5. Схематический разрез Вершинной залежи каолина
Глуховецкого месторождения (Украина). (По В.И. Синякову).
1 — суглинки, 2 — глины, 3 — каолин, 4 — выветрелые
граниты, гнейсы и мигматиты.
186
Мвспюрождвния выветривания
С латеритными корами выветривания связаны все
важнейшие месторождения, прежде всего боксито-
вые. В наиболее типичном случае бокситовые залежи
представляются панцирными корами, занимающими
самые верхние горизонты кор выветривания
(рис. 9.6). С латеритами, развитыми-по ультрабазитам,
связаны месторождения кобальт-железо-никелевых
руд. В этом случае различные по составу рудные тела
стратифицируются, охватывая почти всю кору вывет-
ривания.
Рис. 9.6. Схема строения месторождения латеритных
бокситов Гвинеи. (По В. И. Синякову): 1 — кварцевые
песчаники ордовика; 2 — граптолитовые сланцы силура;
3 — зона литомаржа гидрослюдисто-каолинитового
состава внизу и гиббсит-каолинитового состава вверху;
4 — структурный боксит; 5 — бовальная кираса;
6 — шлейфовые обломочно-бобовые бокситы; 7 — уровень
грунтовых вод.
Шорна рудных шел, текстуры и структуры руд
Рудные тела рассматриваемых месторождений по-
вторяют форму тех или иных горизонтов кор вывет-
ривания. В этой связи они подразделяются на площад-
ные, комбинированные и линейные. Первые наибо-
лее распространены и составляют основные запасы
на месторождениях, примеры их рассмотрены выше.
Вторые также часто встречаются и являются комби-
нацией плащевидных горизонтов кор выветривания
с крутопадающими зонами, распространенными
вдоль зон разломов и трещиноватости. Наиболее яр-
ким примером месторождений со сложной формой
рудных тел являются лимонитизированные железо-
рудные залежи месторождений района Курской маг-
187
Глава 9
нитной аномалии (рис. 9.7) и никеленосных кор выве-
тривания.
В особый морфологический тип выделяются место-
рождения, связанные с корами выветривания и кар-
стовыми образованиями. Это определяется весьма
сложными часто ветвящимися рудными телами, по-
вторяющими неровную поверхность карстованных
Рис. 9.7. Месторождения богатых железных руд в
площадных и линейных корах выветривания (Белгородский
район КМА). (Железисто-кремнистые формации, 1989).
Разрезы месторождения: а — Михайловского,
б — Яковлевского: 1 — осадочные породы фанерозоя,
2 — филлиты, алевролиты докембрия, 3 — куммингтонит-
магнетитовые кварциты, 4 — магнетит-гематитовые
(железнослюдковые) кварциты, 5 — богатые мартит-
железнослюдковые руды, 6 — богатые дисперсно
гематитовые и гидрогетитовые руды,
7 — переотложенные руды.
Мвспторождвния выветривания
карбонатных пород и контактов карбонатных и алю-
мосиликатных пород. Последние могут служить опре-
деленными структурно-геохимическими ловушками
для переотложенных руд золота.
Землистые, каркасные, ячеистые и пористые текс-
туры характерны для руд из месторождений кор выве-
тривания. Это обусловлено высокой проницаемостью
и переработанностью выветрелого материала. Струк-
туры руд колломорфные, часто микрозернистые
и скрыто кристаллические. Строение минеральных
рудных агрегатов устанавливается при очень больших
увеличениях и зачастую с применением электронного
микроскопа и микрозонда. При увеличениях в тысячи
и десятки тысяч раз наблюдаются глобулярная струк-
тура золота, микросферолиты каолинита и таблитча-
тый гиббсит.
Предпосылки образования месторождений
о корах выветривания
Совокупность благоприятных условий образова-
ния месторождений в корах выветривания можно раз-
делить на две группы. Первую группу составляют
предпосылки образования мощных и интенсивно раз-
витых кор. Она включает рассмотренные выше прояв-
ления тропического климата, приуроченность к гло-
бальным эпохам выветривания, каолин-гидрослюдис-
тые и латеритные профили выветривания. Вторая
группа объединяет ряд дополнительных условий: со-
став исходных пород; определенный тектонический
режим; пенепленезированный рельеф; активный во-
дообмен и глубокие уровни грунтовых вод; длитель-
ность формирования.
Состав исходных пород
Состав исходных пород во многом определяет вид
минерального сырья, месторождения которого могут
образоваться в корах выветривания. Благоприятным
фактором считается широкое распространение пород,
изначально обогащенных теми или иными полезными
компонентами (табл. 9.7). 189
Глава 9
Таблица 9.7
Связь первичных пород и полезных ископаемых, сфор-
мированных в корах выветривания по ним
Исходные породы Полезные иско- паемые Примеры месторождении
Богатые глиноземом базальты, габбро, щелочные породы н кристаллические сланцы Бокситы Боке в Гвинее, Красная Ша- почка на Северном Урале
Ультрабазиты Ni, Со, Fe Магнезит Майари (Куба) Халиловское (Россия)
Г аббро-анортозиты Ильменит Волынское (Украина)
Железистые кварциты Fe Михайловское (Россия)
Гондиты, марганцевоносные метаморфические сланцы Мп Постмасбургское (ЮАР)
Лейкократовые граниты Каолин Васильковское(Казахстан)
Карбонатиты Nb,Zr.TR Араша (Бразилия)
Редкометальные щелочные гра- ниты Та, Nb, Th Плато Джос (Нигерия)
Золотоносные колчеданные месторождения и березиты Au Майкаин (Казахстан)
Оталькованные доломиты и кремнисто-известковые породы Тальк и маршал- лит Алгуйское(Россия)
Фосфоритоносные доломиты Фосфорит Телекское(Россия)
Содержащие фосфор и медь пиритоносные черные сланцы Бирюза Бирюзокан (Узбекистан)
Как видно из таблицы, благоприятными для формиро-
вания месторождений могут быть типы пород, их опреде-
ленные разновидности, метасоматиты и руды. Некоторые
исследователи важным фактором считают проявления
синхронного вулканизма, в частности вулканического
пепла. Действительно, вулканические пепел и стекло по
сравнению с другими породами наиболее легко разлага-
ются в условиях гипергенеза и могут поставлять большие
количества полезных компонентов. В частности, так мож-
но объяснить происхождение бокситов на рифовых изве-
стняках острова Ямайка в Карибском море.
Для формирования месторождений в карстовых
и линейных корах выветривания необходимыми пред-
посылками являются неоднородное строение исходных
породных ассоциаций и контактные зоны пород разно-
го состава. Так, для месторождений золота благоприят-
ны контакты известняков и алюмосиликатных пород.
190
Месторождения выветривания
Тектонический режим
Для образования месторождений данной группы
тектонический режим предопределяет три условия:
1) большие объемы гипергенной проработки исход-
ных пород и, как следствие, крупные запасы руд;
2) стабильность действия геохимических условий ру-
донакопления и соответствующую длительность
формирования кор выветривания;
3) сохранность месторождений.
Этим условиям соответствуют режимы длительных
устойчивых поднятий в геотектонически стабильных
блоках земной коры.
В этой связи закономерно расположение районов
месторождений на щитах древних платформ, в сре-
динных и консолидированных массивах складчатых
областей. Эти же обстоятельства определяются вре-
менной связью месторождений с эпохами квазиплат-
форменных и посторогенных крупно-блоковых верти-
кальных положительных движений.
Относительная тектоническая стабильность предо-
пределяет большую длительность образования кор и ме-
сторождений в них. В. П. Петров оценивает продолжи-
тельность формирования 100-метровой коры в 1 млн лет.
В обзоре 3. Кукала приведено время перехода гранита
в каолинит и далее в гиббсит соответственно от 41 до
225 тыс. лет в зависимости от разных климатических ус-
ловий. В тропическом климате начальная стадия дезин-
теграции пород оценивается в 5000 лет, заметные хими-
ческие преобразования — от 5000 до 20 000 лет, стадия
обогащения гидроокислами железа и алюминия и выно-
са кремнезема длится не менее 20 000 лет.
Длительность накопления гипергенных руд в корах
определяется примерным равенством скоростей прохож-
дения физико-химических и биохимических реакций
растворения и минералообразования скоростям подня-
тия блоков земной коры при меньшей скорости эрозии.
Минимальный объем эрозии сформированных кор вы-
ветривания или условия их неглубокого захоронения явля-
ются необходимыми условиями сохранности месторожде-
ний. Это определяется тектоническими движениями пост-
рудных эпох. Последние должны быть инверсионными со
сменой знака на отрицательный и малоамплитудными.
191
Глава 9
Геоморфологические и гидрогеологические условия
Синхронные образованию мощных кор выветрива-
ния тектонические движения обусловливают форми-
рование определенного типа рельефа — высокостоя-
щего пенеплена. Такой мегарельеф складчато-глыбо-
вых и глыбовых средних гор, низкого плоскогорья,
высокохолмистых плато и цокольных равнин является
наиболее благоприятным для образования месторож-
дений, поскольку обусловливает максимальную глуби-
ну проникновения грунтовых вод.
Плоские водоразделы обусловливают также мини-
мальную денудацию образующегося элювиального ма-
териала, который происходит вдоль эрозионной сети.
Вместе с тем в этих условиях отмечается интенсивный
дренаж и необходимый вынос растворимых соедине-
ний грунтовыми водами.
В схематическом виде гидрогеологические условия
при образовании кор показаны на рис. 9.8. Выделяют-
ся три гидродинамические зоны — аэрации, полного
насыщения с активными водообменом и полного на-
Дертельныи
cjrafi
1
г Зола
аэрации
® М С пассивным
ijC водообменом
Рис. 9.8. Схема циркуляции грунтовых вод в благоприятных
условиях инфильтрации атмосферных осадков.
(По В. И. Смирнову).
МГВ — меженный горизонт речной воды,
ПГВ — паводковый горизонт речной воды.
С активным
водообменом
192
Мвгторождвния выввтриваиня
сыщения с пассивным водообменом. Наибольшая эф-
фективность процессов выветривания и рудообразо-
вания происходит в верхней зоне аэрации. Воды этой
зоны в гумидном климате являются кислыми и обога-
щены кислородом. Вблизи уровня грунтовых вод они
становятся нейтральными, ниже щелочными и восста-
новительными. Таким образом, вблизи уровня грунто-
вых вод чаще всего формируются геохимически барь-
ерные обстановки и происходит рудонакопление.
Поскольку глубина залегания грунтовых вод прямо
отражает рельеф, а интенсивность водопритоков хо-
рошо коррелируется с придолинными частями релье-
фа, то максимальная проработка грунтовыми водами
горных пород отмечается в краевых частях пенепле-
нов. В мегарельефе это должны быть фланги пенепле-
нов, приближенные к аккумулятивным равнинам.
В макрорельефе это должны быть придолинные участ-
ки плоских водоразделов. Именно в таких ландшафтах
складываются благоприятные условия — наибольшая
водообильность, дренаж и глубина проработки мате-
риала. В центральных частях пенеплена, его флангах,
приближенных к горам, так же, как внутри аккумуля-
тивных равнин и долин, не образуются мощные коры
выветривания.
Подчеркнем, что благоприятные переходные ланд-
шафты обычно соответствуют промежуточным текто-
ническим блокам, в которых наиболее вероятна со-
хранность сформированных месторождений.
Таким образом, типичными особенностями рассма-
триваемых месторождений следует считать:
— связь их с тропическим климатом;
— приуроченность месторождений к геологическим
эпохам интенсивного выветривания и региональ-
ным поверхностям несогласия;
— положение руд в определенных вертикальных ми-
нералого-геохимических зонах кор выветривания;
— преимущественно плащеобразная форма рудных тел;
— слабая сцементированность вмещающих пород,
пористые, цементные, каркасные текстуры, колло-
морфные и тонкодисперсные структуры руд.
Помимо благоприятного климата, имеется ряд фак-
торов, обусловливающих образование месторожде- 1У О
Глава 9
ний в корах выветривания. Они включают определен-
ный состав исходных пород, синхронные выветрива-
нию особые геоморфологические и гидрогеологичес-
кие условия и проявления вулканизма.
Согласно представлениям ряда авторов (Ю. Ю. Бу-
гельский, В. П. Петров, В. И. Смирнов, И. Ф. Романо-
вич и др.), рассматриваемые месторождения можно
объединить в несколько рудных формаций: латерит-
ных и карстовых бокситов; железо-кобальт-никелевая
в серпентинизированных гипербазитах; редкометаль-
ных и редкоземельных выветрелых карбонатитов
и щелочных гранитов; золотоносных контактных
и карстовых кор выветривания; каолиновая в выветре-
лых гранитах; мартитовая в выветрелых железистых
кварцитах; окисных марганцевых руд в выветрелых
марганцевоносных метаморфических породах. Кроме
того, следует отметить месторождения ильменита,
камнесамоцветного сырья (бирюзы, малахита, хризо-
праза и др.), магнезита-капустника, талька, барита,
маршаллита и фосфоритов.
Гипергенные изменения месторождений
полезных ископаемых
Процессы гипергенеза и формирования кор вы-
ветривания могут развиваться не только по породам,
но и затрагивать уже образованные месторождения
полезных ископаемых. В обоих случаях физико-хи-
мическая суть этих процессов аналогична, однако
формы выражения несколько отличны. Обусловле-
но это составом руд, в которых часто имеются скоп-
ления весьма активных в зоне гипергенеза соедине-
ний серы, углерода, железа, меди, ванадия, мышьяка
и других элементов. В этой связи проявления кор
выветривания на месторождениях получили собст-
венное наименование — зоны окисления месторож-
дений.
В целом можно выделить два типа преобразования
месторождений в гипергенезе — морфологическое с су-
щественными вариациями формы и элементов залега-
ния рудных тел и физико-химическое с глубокими изме-
нениями минерального и качественного состава руд.
Месторождения выветривания
Морфологические изменения
Они во многом являются механическими. Таким
воздействиям подвергаются лишь месторождения,
рудные залежи которых выходят на дневную поверх-
ность. Главными факторами такого рода изменений
являются морфология поверхности, физико-механи-
ческие свойства первичных и окисленных руд и вме-
щающих пород.
Выделяется пять типичных случаев морфологичес-
кого изменения рудных тел месторождений в припо-
верхностных условиях: 1) изменение элементов зале-
гания плитообразных тел, выходящих на крутом скло-
не; 2) уменьшение мощности жил, обусловленное
растворением рудных минералов; 3) увеличение мощ-
ности рудных жил или за счет увеличения объема бо-
лее рыхлой окисленной части жил, или за счет развала
кварцево-жильного материала; 4) образование отрица-
тельных или 5) положительных форм в рельефе над
рудными залежами в зависимости от прочности руд
и вмещающих пород.
Шизико-химические изменения месторождений
Как и при выветривании, для глубокой переработ-
ки руд и развития зон окисления месторождений бла-
гоприятными являются: влажный жаркий климат, мед-
ленные поднятия, интенсивный водообмен грунтовых
вод, хорошая проницаемость рудных тел, скопления
химически и биохимически активных компонентов.
Последний фактор при прочих равных условиях опре-
деляет разнообразие таких зон. Исходя из первичного
состава руд, зоны окисления резко отличаются на
сульфидных, медных, полиметаллических, урановых,
золото-, серебро-, мышьяк-, фосфор- и ванадий-содер-
жащих месторождениях, залежах серы, каменных со-
лей, угля, битуминозных пород и др.
При этом ведущими агентами являются: образую-
щаяся за счет окисления сульфидов или серы серная
кислота; формирующаяся за счет преобразования орга-
нических веществ угольная и органические кислоты;
присутствующие в подземных водах анионы хлора
195
Глава 9
196
и фтора; развивающиеся при наличии исходных кон-
центраций ванадиевая, фосфорная и мышьяковая кис-
лоты; скопления аэробных и анаэробных бактерий
и продуцируемых ими твердых, жидких и газообразных
соединений; появление электрического потенциала
между сульфидами и окисленными образованиями
и соответствующих электрохимических реакций; появ-
ление локальных радиационных, тепловых и магнитных
полей. Сочетание этих агентов обусловливает резкие
изменения по вертикали окислительно-восстанови-
тельных, кислотно-щелочных параметров и сорбцион-
ных свойств среды, что приводит к растворению и вы-
щелачиванию одних компонентов руд и концентрации
на геохимических барьерах других.
Строение о состав зон окисления
металлических месторождений
В. И. Смирнов выделил четыре группы металличе-
ских месторождений по особенностям развития зон
окисления: неизменяющиеся и слабоизменяющиеся;
с изменениями минерального состава без выноса ме-
талла; с изменением минерального состава и выносом
металла; с накоплением металлов (табл. 9.8).
В наиболее характерном случае гипергенных пре-
образований колчеданных залежей зона окисления
разделяется на ряд вертикальных подзон (сверху
вниз): бурых железняков; баритовой сыпучки; пирито-
вой сыпучки. В зависимости от климатических усло-
вий в подзоне бурых железняков могут появляться
сульфаты, включая ярозит, а в подзоне баритовой сы-
пучки — галогениды. Такое строение соответствует
закономерной смене более окисленных и гидратизи-
рованных соединений железа (гетита, гидрогетита, ги-
дрогематита, называемых лимонитом или бурым же-
лезняком) на сульфатные и ниже сульфидные.
Считается, что окисление пирита происходит по-
следовательно с образованием промежуточных форм
и продуцированием серной кислоты: сначала разложе-
ние сульфида железа до его сульфата:
2FeS2 +7О2 +2Н2О = 2Fe2 SO4 + 2H2SO4,
Месторождения выветривания
Таблица 9.8
Группы металлических месторождений по характеру
зон окисления. (По В. И. Смирнову)
Группы ме- сторожде- ний Типичные минералы пер- вичных руд Типичные минералы окисленных руд Строение зон окис- ления
ЕНеизме- няющиеся и слабоизме- няющиеся Оксиды и гидроксиды Мп и Fe, бокситы, хромит, касситерит, вольфрамит, шеелит, киноварь, золото в кварцевых жилах. Pt и платиноиды
2. Изменяю- щиеся без выноса ме- таллов Карбонатные руды — Fe, Мп, Pb, As, Bi, Sb, ильме- нит Гидрогетит, гетит и гидрогематит (лимонит), гидроокислы Мп, англезит, церуссит, свинцовые охры, смитсонт, скородит, бис- мит, бисмутии, валентинит, сер- вантит, лейкоксен, анатаз, рутил, брукит Хорошо выраженная верхняя подзона окисления
3. С изменением состава и выносом металлов Сульфиды и арсениды Zn,Cu, Ni,Co,Mo, Au в сульфидах, настуран, коф- финит, руды эндогенных месторождений бора Смитсонит, каламин, церуссит, англезит, малахит, азурит, ку- прит, тенорит, халькозин, хризо- колла, ковеллин, шалит, урано- фан, урановые слюдки, сульфаты и карбонаты уранила, урановые черни, аннабергит, эритрин, мо- либдит Отчетливые зоны сверху вниз: желез- ной шляпы — вы- щелачивания (пи- ритовом, барито- вой, кварцевой сыпуч- ки) — вторичного сульфидного обога- щения — неизме- ненных руд
4. С изменением составам накоплением металлов, отсутствую- щих в пер- вичных рудах Сульфиды свинца Вульфенит, ванадинит, церуссит, англезит Развитая зона окис- ления с привносом молибдена и ванадия грунтовыми водами
затем окисление железа:
12FeSO4 +ЗО2 +6H2O = 4Fe(OH)3 + 4Fe2(SO4)3,
затем гидролиз сульфата Fe:
Fe2 (SO4)3 +6H2O = 2Fe(OH)3 +3H2SO4
и последующая его дегидратация:
4Fe(OH)3 =2Fe2O3*3H2O + 3H2O
Следует заметить, что гораздо быстрее разлагается
и окисляется моносульфид железа — пирротин по
I q Река
/ Зона
/ПРОСаЧИВа-
НИЯ Раэроцинр
Зона
Х\ 7 Подо обмена
Уровень грднтоПь/Х
Зона застойных 'tfojr
РУДНЫЕ
ЗОНЫ
Поверхностный Слой
Подзона
окисленных
РВУ
Подзона
выщелоченньа'
руд
Подзона (Рога-
/пых окислен-
иых руд
Зона
вторичного
обогащения
Зона
первичных
РУУ
В
Лимоны, мг/л
t to too 1000
ХИМИЗМ СРЕДЬ/
Катионы. мг/Ji
~0,2В
+0,2В
Рис. 9.9. Схема соотношения измененной части рудного тела и зон циркуляции
приповерхностных вод среди пород равной проницаемости в поперечном разрезе речной
долины с показом химической эволюции среды вторичного рудообразования.
(По В. И. Смирнову с дополнениями).
Гяава 9
Месторождения выветривания
сравнению с его дисульфидами пиритом и маркази-
том. Этот факт указывает на меньшую устойчивость
в зоне гипергенеза сульфида с более рыхлым кристал-
лохимическим строением.
При окислении руд, содержащих сульфиды меди,
отмечается более сложная зональность (рис. 9.9).
В схематическом виде она соответствует закономер-
ной смене сверху вниз окислительных условий на вос-
становительные и росту pH. Если для железа в подзо-
нах окисления имеют место только изменения его
форм, то для меди отмечаются достаточно значитель-
ные изменения содержаний. Образование закономер-
но сменяющих друг друга сверху вниз подзон выщела-
чивания, вторичных богатых окисных и вторичных бо-
гатых сульфидных руд соответствует изменениям
Eh-pH условий и формам нахождения медных соеди-
нений (рис. 9.10). Оксидные соединения меди в кислых
сульфатных и хлоридных средах хорошо растворимы,
в щелочных дают твердые фазы. Сульфиды меди и ее
закисные соединения, включая самородную медь, так-
Рис. 9.10. Диаграмма состояния различных соединений меди
в зоне гипергенеза. (По Дж. Менарду)
199
Глава I
же дают труднорастворимые формы в восстановитель-
ной среде. В зонах выщелачивания в результате окис-
ления сульфидов образуются сернокислые растворы.
Здесь медь растворяется и выщелачивается. Ниже при
нейтрализации грунтовых вод медь выпадает в твер-
дую фазу в виде вторичных окислов (куприта и тено-
рита) . Еще ниже в условиях уменьшение содержания
кислорода и соответствующего падения Eh образуют-
ся вторичные сульфиды и даже самородная медь.
Приведенный пример строения зоны окисления
имеет принципиальное значение и для других разно-
валентных элементов (серебро, уран, ванадий), физи-
ко-химические особенности которых принципиально
сходны. Им свойственны относительно подвижные
окисные формы и труднорастворимые восстанови-
тельные. Кроме того, эти элементы могут выпадать из
кислых растворов в окислительной среде в виде гидро-
окислов (например, урана — скупит и беккерелит)
и сложных солей с анионообразующими элементами
(урановых слюдок, кераргирита, ванадатов железа,
свинца, цинка, меди и урана).
При окислении золотоносных сульфидных руд мо-
гут получаться вторичные его концентрации. Если
в первичных образованиях было относительно круп-
ное золото размером более 100 мкм, то оно может гра-
витационно просаживаться и накапливаться на меха-
ническом барьере в нижней части зоны окисления. Ес-
ли же золото было тонкодисперсно распределено
в сульфидах, то при их разложении оно может перехо-
дить в коллоидные или истинные растворы и осаж-
даться на кислотно-щелочных и сорбционном барье-
рах. В этих случаях содержания золота могут возрасти
в несколько раз. Такие концентрации золота фиксиру-
ются под зоной полного окисления в кремнисто-гипсо-
вой сыпучке при окислении золотоносных колчедан-
ных руд (рис. 9.11) или на контакте алюмосиликатных
и карбонатных пород, где действует барьеры измене-
ния pH. Часто концентрации золота отмечаются в гли-
нистых образованиях кор выветривания, где действу-
ет сорбционный барьер.
При развитии зон окисления по залежам полиме-
таллических сульфидных руд, локализованных в кар-
бонатных породах, происходит разделение вторичных
Месторождения выветривания
Содержание Аи, г/т
О 2 4 6 8 10 12 14 16 18
Рис. 9.11. Изменение содержания золота в зоне окисления
колчеданных месторождений. (По В. И. Смирнову).
1 — 5 — подзоны: 1 — железной шляпы, 2 — опал-
ярозитовой породы, 3 — кремнисто-гипсовой сыпучки,
4 — пиритовой сыпучки, 5 — вторичного сульфидного
обогащения; 6 — неизмененные первичные руды.
концентраций свинца и цинка. Так, на Турланском ме-
сторождении имеют место смитсонитовые и церусси-
товые рудные тела (рис. 9.12). Дело в том, что образую-
щиеся в зоне окисления сульфаты цинка лучше раство-
римы, чем сульфаты свинца. Поэтому обогащенные
цинком растворы шире распространяются грунтовыми
водами, а при их последующей нейтрализации в карбо-
натной среде формируются стратиформные карбонат-
ные руды цинка.
В целом важно отметить, что резкие изменения со-
става грунтовых вод отмечаются вблизи их уровня.
201
Гпава 9
Рис. 9.12. Соотношение залежей вторичных свинцовых и
цинковых руд на месторождении Турлан. (По И. Князеву).
1 — церусситовая руда, 2 — смитсонитовая руда,
3 — известняки и доломиты, 4 — горные выработки,
5 — брекчии, 6 — глины, 7 — буровые скважины.
202
МЕстрррждвиия вывЕшриваиия
В процессе образования зон окисления уровень грун-
товых вод закономерно понижается, и все новые объ-
емы руд попадают в приповерхностные условия. Сле-
довательно, в реальных наблюдаемых зонах окисления
отражаются полистадийные образования. Часто мине-
ралы, характеризующие разные термодинамические
условия, находятся совместно, формируя текстуры пе-
ресечения и замещения.
ДеоОенноспш отделения неметаллических мветорожденин
По устойчивости в гипергенезе месторождения не-
металлов подразделяются на три группы: не изменяю-
щиеся, изменяющиеся слабо и существенно (табл. 9.9).
Таблица 9.9
Группы неметаллических месторождений по характе-
ру зон окисления. (По В. И. Смирнову с дополнениями).
Группа место- рождений Состав первичных полезных ископаемых Типичные гипергенные изменения
1. Практи- чески не изменяю- щиеся Алмазы, горный хрусталь, драгоценные камни, гранаты, корунд, алунит, диатомит, трепел, кварциты, пески, гра- вий Разрыхление вмещающих пород и соответствующее улучшение технологических свойств минерального сырья
2. Слабо изменяю- щиеся Пегматиты, асбест, карбонат- ные и силикатные породы, глины, облицовочные камни Обогащение гидроокислами Fe и Мп и глинистыми минералами. Ухудшение качества каолинов за счет появления пигментов, по- явление природных минеральных красителей. Ухудшение прочно- сти облицовочных камней за счет окисления сульфидов.
З.Сущсствен- но изме- няющиеся Угли, сера, каменные соли, кремнистые породы, породы, содержащие тальк, фосфори- ты или барит. Ухудшение качества углей за счет их окисления, увеличения золь- ности и разрыхления, превращения угля в сажу. Природное возго- рание угля и торфа Развитие «серной шляпы», слагаемой алуни- том, ярозитом и гипсом. Растворение солей и развитие соляного карста, а также «соляных шапок» — кепрока с вертикальными зонами: остаточных от растворения глин, расположенных ниже карбонатных пород, затем гипсов и ангидритов, в подошве кото- рых по уровню грунтовых вод (соляное зеркало) располагаются каменные соли. Появление кремнистого минерального сырья — маршаллита. Улучшение качества талькового, баритового и фос- фатного сырья за счет растворения вмещающих карбонатов.
Типичными являются гипергенные изменения на
солянокупольных месторождениях каменной соли. ___
Здесь над ними развивается так называемый кепрок, «-ИЗ
Глава 9
в котором отмечается несколько вертикальных зон
(рис. 9.13). Самая верхняя из них сложена глинистым
остатком от растворения солей небольшой в несколь-
ко метров мощностью. Ниже располагается зона
карбонатных пород с нарушенным залеганием мощно-
стью в десятки метров. В прикровельной части извест-
няков могут быть распространены битумы и неболь-
шие залежи нефти. В приподошвенной их части встре-
чаются линзы с вкрапленностью самородной серы.
Под карбонатными породами развиты ангидриты
и гипсы, непосредственно покрывающие залежь ка-
менной соли. Характерно, что нижняя граница гипсов
субгоризонтальная и отражает положение уровня
грунтовых вод, в связи с этим она получила название
«соляного зеркала».
Рис. 9.13. Разрез соляной антиклинали Хильдесхейм. Южно-
Ганноверская впадина. (По Е. Фульда).
1 — четвертичные отложения, 2 — средний пестрый
песчаник, 3 — нижний пестрый песчаник, 4 — каменная соль,
5 — красная соленосная глина, 6 — главный ангидрит и серая
соленосная глина, 7 — гипсовая шляпа, 8 — калийные соли.
204
МЕстардждЕНия выветривания
Представления и генезисе зон окисления
Вопросам физико-химии окисления рудных место-
рождений посвящены работы С. С. Смирнова,
Ф. В. Чухрова, В. Готшалк, X. Бюхлера и других, мик-
робиохимии — Л. К. Яхонтовой с соавторами. Боль-
шое значение действию электрического потенциала,
возникающему при окислении сульфидов, придают
Г. Б. Свешников, В. В. Воронин, У. Никель, Д. Росс. Ра-
диохимические реакции устанавливают П. Рамдор,
В. К. Бернантонис и др., тепловые поля Г. ГГ. Каравай-
ко и др., магнитные Г. Д. Агафонов.
Главными при этом следует считать химические ре-
акции обмена, окисления и восстановления и биохими-
ческую деятельность бактерий. Реакции обмена пред-
полагаются при образовании подзон вторичного суль-
фидного обогащения. Здесь, согласно ряду Шюрмена,
по сродству металлов к сере (Нд, Ад, Си, Bi, Cd, Pb, Zn,
Ni, Co, Fe, Мп) сульфаты металлов в левой части ряда
должны замещать металлы из сульфидов в правой его
части. Этим объясняется образование вторичных суль-
фидов меди в ходе реакции ее сульфатов с пиритом.
Окислительные реакции происходят за счет дейст-
вия растворенного в подземных водах кислорода
и формирующейся серной кислоты. В какой-то мере
должны идти и реакции окисления за счет других эле-
ментов с переменной валентностью (железа, ванадия,
урана, мышьяка и др.). Степень стойкости сульфидов
при их окислении более точно можно установить по
значению их электронного потенциала (табл. 9.10).
Как результат восстановительных реакций можно
рассматривать отмеченное выше формирование зон
вторичного сульфидного обогащения. При этом главны-
ми восстановителями могут быть растворенные в воде
двухвалентное железо, водород и сероводород. Весьма
существенное значение, вероятно, имеют микробиаль-
ные реакции. Известно, что в подземных водах широко
распространены разнообразные микроорганизмы
(табл. 9.11). Из всего их разнообразия в грунтовых и ар-
тезианских водах установлены хемосинтетики и гетеро-
трофы. Как те, так и другие могут относиться или к аэро-
бам, живущим в присутствии свободного кислорода,
или к анаэробами, обитающим в безвоздушной среде.
Гяава 9
Таблица 9.10
Электронные показатели рудных минералов для сер-
нокислых растворов. (По Л. К. Яхонтовой)
pH = 2—3 pH = 5—6
Минерал ЭП, в Минерал ЭП, в
Пирит р-типа 0,58 Кобальтин р-типа 0,50
Марказит 0,55 Марказит 0,48
Кобальтин р-типа 0,55 Пирит р-типа 0,45
Арсенопирит р-типа 0,50 Арсенопирит р-типа 0,45
Леллингит 0,45 Пирротин (гекс.) 0,43
Тетраэдрит 0,45 Тетраэдрит 0,42
Пирротин (гекс.) 0,45 Халькопирит 0,38
Арсенопирит п-типа 0,42 Молибденит 0,35
Пентландит 0,42 Пирит п-типа 0,32
Раммельсбергит 0,42 Сфалерит 0,32
Пирит п-типа 0,40 Пирротин (мон.) 0,30
Висмутин 0,40 Висмутин 0,30
Пирротин (мон.) 0,40 Пентландит 0,28
Никелин 0,40 Галенит 0,25
Халькопирит 0,40 Халькозин 0,25
Молибденит 0,38 Раммельсбергит 0,10
Сфалерит 0,35 Никелин 0,10
Галенит 0,30 Халькозин 0,25
При формировании зон окисления сульфидных руд
и месторождений неметаллических полезных ископае-
мых, содержащих соединения серы, наиболее сущест-
венны тионовые бактерии рода Thiobacllus. Так, аэроб-
ные бактерии вида Thiobacllus ferrooxidans, используя
органическое вещество, двухвалентное железо или са-
мородную серу, продуцируют сильные окислители —
сульфат-ион и трехвалентное железо. Ассоциирующие
с ними анаэробные бактерии вида Desulfovibrio desul-
furicans, поглощая сульфат-ион, углекислый газ и орга-
ническое вещество, производят сильный восстанови-
тель — сероводород. Таким образом, как окислители,
так и восстановители в подземных водах могут иметь
во многом биогенное происхождение. Интенсивными
микробиальными процессами можно объяснить про-
исхождение окислительно-восстановительных барье-
ров и формирование подзоны вторичного сульфидного
обогащения.
Классификация бактерий по характеру их обмена.
(По С. И. Кузнецову)
Таблица 9.11
Груп- па Организмы (тип обмена) Окисляемый субстрат Источник энергии Источник угле- рода Организмы
1 Фотосинтети- ки автотрофы (фотолито- трофия) Минераль- ные вещест- ва Свет СО2 Зеленые растения, Chloroba cteriaceae (зеленые серобакте- рии). Thirhodaceae (пурпурные серобактерии)
2 Хемосинте- тики авто- трофы (хемо- литотрофия) То же Реакция окисления неорганических веществ СО2 Hydrogenomonas, Thiobacillus, Nitrosomonas, Nitrobacter
3 Фотосинтети- ки гетеротро- фы (фоторга- нотрофия) Органиче- ские вещест- ва Свет СО2 и органи- ческие вещест- ва Athiorhodaceae (несерные пур- пурные бактерии)
4 Г етеротрофы (хемооргано- трофия) То же Окислительно- восстановитель- ные реакции при окислении орга- нических веществ Органические вещества Животные и большинство мик- роорганизмов, исключая водо- росли
Гяава 9
Для того чтобы бурно развивались бактерии, необ-
ходимо выполнение ряда условий:
— присутствие органического вещества, растворенного
в подземных водах, либо насыщавшего вмещающие
породы (например, углеродистые сланцы или угли);
— присутствие минералов-доноров и газов или ионов-
акцепторов электронов, в частности соединения се-
ры или углерода;
— удаление из зоны реакции токсичных компонен-
тов, например, связывание или диссипация серово-
дорода;
— небольшая минерализация растворов; известно,
что в соленых водах и рассолах могут жить лишь га-
лобактерии, для других микроорганизмов рассолы
стерильны;
— оптимальные температуры подземных вод, как ох-
лажденные, так и термальные (выше 40°С) воды не-
благоприятны для большинства микроорганизмов.
Все эти условия вполне выполнимы в жарком гу-
мидном климате, где грунтовые воды обогащены гуму-
сированным органическим веществом. Следователь-
но, в этих условиях вполне вероятно ведущее значение
микробиальных реакций при развитии полно прояв-
ленных зон окисления.
Глава 10
ВСДДВЧНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Осадочными месторождениями называют такие,
которые непосредственно связаны с процессами седи-
ментации и диагенетического преобразования осад-
ков. Они наиболее распространены по сравнению
с другими генетическими типами. Это объясняется
преобладанием в верхней части земной коры осадоч-
ных пород.
Представители данной группы имеют весьма важ-
ное экономическое значение, поскольку к ним отно-
сятся: месторождения энергетического и химического
сырья (угли, торф, горючие сланцы, сапропели, биту-
мы, газогидраты, каменные соли); металлических по-
лезных ископаемых (железо, марганец, золото, плати-
на, медь, уран, торий, редкие и рассеянные металлы);
сырья для производства удобрений (фосфориты, ка-
лийные соли, селитра, бораты); горно-индустриально-
го сырья (кварцевый песок, диатомиты, трепела, цео-
литы); стройматериалов (карбонатные породы, гипс,
кровельные сланцы, бутовый камень, глины, песок,
гравий) и камнесамоцветов (алмаз, янтарь, изумруд,
сапфир, агат, халцедон и пр.). Такой широкий спектр
полезных ископаемых определяется разнообразием
осадочных образований.
Особенности осадочных месторождений
и предпосылки нх образования
Общими признаками осадочных месторождений
являются:
— локализация в определенных фациально-палеогео-
графических зонах;
— строгая приуроченность к стратиграфическим го-
ризонтам;
209
Глава 10
-— образование в стадии седиментогенеза и диагенеза
с характерными седиментационно-обломочными,
слоистыми, конкреционными и биогенными текс-
турами руд;
— пластовая, пластово-линзовидная и полосовидно-
лентовидная форма рудных тел.
Существует много предпосылок образования оса-
дочных месторождений, которые можно сгруппиро-
вать в ряд факторов: седиментологические, физико-хи-
мические, биогенные, тектонические, историко-геоло-
гические, состав пород в обрамлении областей
аккумуляции, условия захоронения и консервации руд.
Каждая группа представляет собой обширную область
геологических наук (седиментологию, литологию, ис-
торическую геологию, палеогеографию, тектонику, ге-
охимию гипергенеза, биогеохимию и др.). В этой связи
целесообразно выделить наиболее существенные для
рудогенеза составляющие перечисленных факторов.
Среди седиментологических факторов особенное
значение имеют: климатические условия; особенности
рельефа областей аккумуляции; аэро- и гидродинами-
ческие условия осадконакопления. Физико-химичес-
кие характеристики включают: закономерности диф-
фузионного и инфильтрационного массопереноса при
низких давлениях и температурах; вариации Eh-pH
растворов; преобладание коллоидных или истинных
систем; присутствие электролитов. Биогенные факто-
ры следует рассматривать в качестве источников ве-
щества, энергии и агентов, обусловливающих органо-
минеральные растворимые комплексы и сорбционные
процессы. Важным является соотношение биогенного,
терригенного, хемогенного и вулканогенного осадко-
накопления.
Тектонические факторы определяют характер кон-
седиментационных движений, которые в свою оче-
редь детерминируют особенности рельефа и скорость
опускания блоков земной коры. Кроме того, они обу-
словливают необходимую стабильность и масштаб-
ность осадочных рудоформирующих процессов. Исто-
рико-геологические факторы предопределяют направ-
ленность осадочного процесса и закономерные связи
эволюционных и ритмичных явлений. Они во многом
Осадочные МЕсторомдвния
связаны с историей развития земной коры, отдельных
геоблоков и конкретных районов.
Состав пород в областях денудации может обусло-
вить не только геохимический спектр и вид минерально-
го сырья, но и саму возможность рудонакопления в обла-
стях аккумуляции. Особенно важно учитывать данный
фактор в рудных районах распространения эндогенных
месторождений. Подвергаясь эрозии и выветриванию,
они могут служить источником осадочных руд.
Постседиментационные условия являются важны-
ми для сохранения осадочных месторождений. Сфор-
мированные в ходе седиментации и диагенеза рудные
залежи могут в последующем либо продолжать захора-
ниваться, перекрываясь более молодыми толщами, ли-
бо выходить на дневную поверхность и разрушаться,
либо достигнуть некоторых оптимальных для поисков
и освоения глубин залегания. При этом важно оцени-
вать не только фактор глубинности, но и те физико-хи-
мические процессы, которые связаны с деятельностью
подземных вод, омывающих рудные тела.
Типы осадочных месторождений
В разных классификациях осадочных месторожде-
ний делается акцент на тот или иной фактор рудообра-
зования. Так, можно группировать месторождения по
типам континентального и морского осадконакопле-
ния. Это основано на существенных отличиях морских
и океанических обстановок, которые в полной мере
раскрыты в работах А. П. Лисицина. Согласно пред-
ставлениям Н. М. Страхова, осадочные процессы,
в том числе рудообразующие, выделяются в группы,
связанные с преобладанием тех или иных климатичес-
ких условий и явлениями вулканизма — типами лито-
генеза: гумидным, аридным, нивальным (ледовым)
и вулканогенно-осадочным.
При группировке месторождений большое внима-
ние уделяется преобразованию вещества во время раз-
личных стадий литогенеза — мобилизации в корах вы-
ветривания, седиментации, диагенезе и катагенезе
(табл. 10.1). Этим вопросам уделено большое внимание
в трудах Н. М. Страхова, Н. Б. Вассоевича, Н. В. Логви-
ненко, Дж. Гринсмита, Э. Дегенса, Дж. Мейнарда и др.
гчэ
го
Таблица 10.1
Стадии литогенеза и образование месторождений. (По Н. М. Страхову с дополнениями)
Стадии Преобладающие процессы и условия Типы месторождений
I. Седиментогенез 1. Мобилизация в коре выветривания Al, Со, Ni, TR, Au
2. Перенос и промежуточное накопле- ние Россыпи, строительный камень, грунто- вые воды
3. Седиментация в конечных водоемах стока Россыпи, торф, сапропель, рассолы, строительное сырье
II. Диагенез 1. Ранний окислительный Оолитовые окисные руды Fe и Мп, эва- пориты
2. Ранний восстановительный Сидеритовые и родохрозитовые руды Fe и Мп, сапропели
3. Поздний, конкрециеобразование Уголь, лигниты, горючие сланцы, цео- литы, фосфориты, U, TR, Y, Ge, Sc
4. Экзодиагенез U, Ge, Be, TR, Cu, Be, грунтовые воды
III. Катагенез Региональная литификация Нефть, газ, рассолы, артезианские воды, Pb, Zn, Си
Гнава 10
Осадочные месторождеш
Многие исследователи (Д. В. Наливкин, Л. Б. Ру-
хин, Л. В. Пустовалов, Д. Г. Сапожников, Г. Ф. Краше-
нинников, В. И. Попов, В. Т. Фролов, Ю. П. Казан-
ский, Д. Селли, М. Лидер, X. Рединг и др.) классифи-
цируют месторождения по типам осадочных
геологических формаций, фаций, генетических типов
отложений и обстановок седиментации (табл. 10.2).
Таблица 10.2
Древние обстановки осадконакопления и связанные
с ними месторождения полезных ископаемых.
(По Р. Селли с добавлениями).
Древние от- ложения Месторождения
Речные и пролювий Нефть, уран, медь, серебро, золото, платина, алма- зы, уголь
Эоловые Редкие месторождения газа и нефти, строительное сырье, мелкие россыпи золота
Озерные и лагунные Нефтепродуцирующие толщи, угли, торф, лигниты, битуминозные сланцы, чистые каолиновые глины, диатомит, сода, трона, галит, бишофит, гипс, желез- ные руды, мелкие россыпи, фосфориты, уран, ред- кие земли.
Ледниковые Строительное сырье, флювиогляциальные пески, мелкие россыпи, в том числе погребенные
Дельтовые Уголь, нефть, газ, торф, россыпи
Береговые бары, пересы- пи и пляжи Россыпи касситерита, рутила, ильменита, циркона, магнетита, монацита, алмазов и янтаря, нефть и газ
Карбонатные бары и рифы Нефть и газ, цементное сырье, бокситы, глауконит, желваковые фосфориты
Пелагические Железо-марганцевые конкреции, оолитовые руды железа и марганца, слоистые бариты, металлонос- ные илы, зернистые фосфориты, мел, газогидрат, диатомиты, трепела, опоки
В. И. Смирнов предложил выделить три группы
месторождений по ведущему механизму рудонакопле-
ния: механогенные, хемогенные и биогенные. В пер- Zlo
Глава 10
вую группу следует включать россыпи, месторожде-
ния строительного камня, некоторых глин и кварцево-
го песка. Во вторую — месторождения железа, марган-
ца, редких металлов, каменных солей, бора, цементно-
го сырья, цеолитов и рассолов, в третью — горючих
полезных ископаемых, сапропеля, фосфоритов, мела,
органогенных известняков и доломитов, диатомитов
и трепелов.
Механпгвнные месторождения и россыпи
Механогенные месторождения представляют со-
бой континентальные и прибрежно-морские терри-
генные породы или являются их составляющими.
По промышленной ценности они составляют ряд: рос-
сыпи, кварцевые пески и строительные материалы.
Последние наиболее широко распространены и обыч-
но сложены рыхлыми континентальными отложения-
ми четвертичного возраста: элювиальные дресвяники,
аллювиальные, флювиогляциальные, реже пролюви-
альные галечники, гравелиты и пески. Широко рас-
пространенны субаэральные и полигенные алевриты
и глины (супеси и суглинки), используемые в произ-
водстве строительных материалов. Ценным сырьем
являются озерные глины, отличающиеся особой чис-
тотой. В отличие от морей в пресных озерах нет элект-
ролитов, поэтому осаждающиеся в них глины не со-
держат гидроокислов железа и отличаются особой чи-
стотой.
Мономинеральные кварцевые пески считаются
ценным сырьем для производства стекла и световодов
и встречаются редко. Они являются конечным продук-
том переотложенных кор глубокого химического вы-
ветривания и представляют собой русловые, дельто-
вые, пляжевые или пересыпные осадки кайнозойского
и мезозойского возрастов.
Россыпные месторождения
Россыпь — это скопление рыхлого или сцементиро-
ванного обломочного материала, содержащего в виде
зерен, их обломков либо агрегатов ценные минералы.
Полезные минералы россыпей включают: Au, Pt и пла-
214
Осадочные месторождения
тиноиды, U, Th, Y, TR, V, Zr, Та, Nb, Ti, Sn, W, Be, Hg, Fe,
Cr; драгоценные и поделочные камни (алмаз, изумруд,
корунд, гранаты, топаз, турмалин, янтарь, аметист,
агат, горный хрусталь и др.); формовочные, стеколь-
ные и строительные пески.
Россыпи разрабатываются уже несколько тысяче-
летий и, по-видимому, были одними из первых генети-
ческих типов месторождений, которые использовал
человек. Поэтому к настоящему времени россыпи во
многих регионах практически отработаны. Так, в Ев-
ропе нет россыпных месторождений золота. В США
доля добычи золота из россыпей к 1990 году составля-
ла 3%, в бывшем СССР — 45%, Бразилии — 76%, Ко-
лумбии — 80%. В последние годы в России существен-
но возросла добыча россыпного золота, которая
в 1994 г. составила более 80%.
Экономическое значение россыпных месторожде-
ний весьма значительное, что обусловлено рядом при-
чин: малыми затратами при отработке поверхностных
рыхлых образований с применением высокоэффек-
тивных способов добычи и обогащения (драги, сепара-
торы и пр.); присутствием весьма ценных полезных
компонентов (алмазы, платина, золото и др.); часто
встречающимся комплексом полезных компонентов
(циркон-рутил-ильменитовые, алмазоносные золотые
и др.); наличием месторождений с возобновляемыми
запасами сырья (косовые аллювиальные и некоторые
прибрежно-морские россыпи); быстрой оборачивае-
мостью вложенных в разработку месторождений
средств. Освоение россыпей дает примерно половину
мировой добычи алмазов, ильменита, вольфрамита,
шеелита, касситерита; около 20 — 30% золота, платины
и значительный процент ряда других полезных компо-
нентов.
Месторождения россыпей обычно встречаются
группами, объединяемыми в россыпные поля и райо-
ны. В последних встречаются коренные источники
россыпей — рудопроявления и месторождения пер-
вичных руд. В таких случаях выделяют рудно-россып-
ные районы. В этой связи россыпи имеют важное про-
гнозно-поисковое значение.
Большой вклад в изучение россыпей внесли россий-
ские ученые Ю. А. Билибин, А. А. Кухаренко, И. С. Рож-
Глава 10
ков, Е. В. Шанцер, Н. Е. Кондратьев, Н. А. Шило, Г. В. Не-
стеренко, Н. Г. Бондаренко, М. А. Великанов, И. В. Фле-
ров, Н. Г. Патык-Кара, Л. 3. Быховский и другие.
Типы россыпей
Существует несколько классификаций россыпных
месторождений. В генетическом отношении наиболее
приемлема классификация, основанная на определе-
нии генетических типов отложений, с которыми свя-
заны россыпи. В классе россыпных месторождений
следует выделять два подкласса — континентальных
и прибрежно-морских (латеральных). В первый класс
включены аллювиальные, пролювиальные, элювиаль-
ные, делювиальные, ледниковые, карстовые и эоловые
типы; во второй — дельтовые, подводные аллювиаль-
ные, пляжевые, баровые, пересыпные (косовые), бере-
говых валов, подводного склона и лагунные. Помимо
природных, выделяют и техногенные россыпи.
Промышленное значение россыпей различного
происхождения разное (табл. 10.3).
По мере убывания экономической значимости рос-
сыпные месторождения укладываются в ряд генетиче-
ских типов: мелководно-морские — аллювиальные —
дельтовые — элювиальные — пролювиальные — де-
лювиальные — эоловые — озерные — гляциальные.
Наиболее крупными являются современные прибреж-
но-океанические россыпи Австралии, Индии, Брази-
лии, полуострова Флорида в США, Цейлона, стран
Юго-Восточной Азии. При мощности рудных пластов
в несколько метров они имеют протяженность до со-
тен километров. Крупными бывают и аллювиальные
россыпи. Последними богаты Якутия, северо-восток
и Приамурье России, Колумбия и Бразилия. Элюви-
альные, склоновые и карстовые россыпи распростра-
нены на Урале и Алдане в России, в ЮАР, Бразилии,
Нигерии, Индонезии, Заире и других странах.
По связи с коренными источниками выделяют рос-
сыпи ближнего (элювиальные, делювиальные, пролюви-
альные, ложковые, карстовые, некоторые аллювиаль-
ные, эоловые, озерные) и дальнего сноса — латеральные
(часть аллювиальных, дельтовые, мелководно-морские).
Различают также россыпи древние и современные,
Осадочные месторождения
Таблица 10.3
Классификация россыпей по генезису отложений
и промышленным типам. (По Будилину и др.)
По генезису По промышленным типам
Класс Тип
Элювиальные Термо-криогенный (россыпи кор физического выветривания).
Хемогенный (россыпи кор хими- ческого выветривания) Россыпи кор химического вывет- ривания по золото-кварц- сульфидному оруденению
Склоновые Делювиальный Дессрпционный (коллювиальный) Солифлюкционный
Флювиаль- ные Аллювиальный: долин низких, средних и высоких порядков Пролювиальный Аллювиальные россыпи
Озерные Озерный
Карстовые Пещерный
Ледниковые Моренный Флювиогляциальный
Эоловые Псрфляционн ы й Дефляционный
Морские Прибрежно-морские: пляжевый, подводно-берегового склона (аккумулятивный и бен но- вый), древних береговых зон на суше Прибрсжно-морские россыпи древних береговых зон на суше
Нерасчле- ненные и смешанные по происхож- дению (гетеро- генные) Элювиально-склоновый Элювиально-аллювиальный Элювиально- коллювиально- карстовый Пролювиально-аллювиальный Склоново-аллювиальный (ложко- вый) Аллювиально- карстовый Россыпи кор химического вывет- ривания Пролювиально-аллювиальные Склоново-аллювиальные А лл ювиал ьно-карстовыс
Техногенные Остаточно-целиковый Отвальный: торфовых отвалов, галеэфельных отвалов Техногенные
сформированные в голоцене. Древние россыпи обычно
представлены прочными литофицированными образо-
ваниями и имеют гораздо меньшее практическое значе-
ние, главным образом это ценные алмазные россыпи.
Среди современных россыпей выделяют приповерхно-
стные и погребенные под покровом четвертичных осад-
ков. Их соотношение определяется особенностями ре-
льефа, которые обусловлены конседиментационными
блоковыми движениями. В этой связи на примере кас-
Глаиа 10
ситеритовых россыпей Н. Г. Патык-Кара выделяет рос-
сыпи погребенного пенеплена, погребенной грабен-до-
лины и тектонического уступа. Древние россыпи могут
быть метаморфизованы. К ним, согласно представлени-
ям многих исследователей, относятся месторождения
золота, урана и других компонентов в раннепротерозой-
ских кварцевых конгломератах и кварцитах.
Важнейшими характеристиками россыпей являют-
ся их размеры, минеральный состав, содержание по-
лезных компонентов, крупность обломочного матери-
ала и количество илистых частиц, которые определяют
их промывистость. Последний параметр характеризу-
ет способность отделять минеральные зерна от глины
в водном потоке (табл. 10.4). Если примесь глинисто-
алевритового материала (илов) в россыпи составляет
более 10%, то за счет трудноразмываемых комков мно-
го ценных минералов при промывке уходит в отвал.
Таблица 10.4.
Группы песков россыпей по промывистости.
(По Н. Н. Арманд).
Группа пес- ков Выход фракции <0,1мм, % Отношение количеств глины и пес- ка К Содер- жание глины, % Число плас- тично- сти
Легкопромы- вистые 10 1:50 <1 <10 2-3
Среднепро- мывистые 10-15 1:(20-40) 1-1,5 10-15 2-7
Труднопро- мывистые 15-20 1:(8—10) <1,5 15-30 7-15
Весьма труд- нопромыви- стые 30 1:(2-4) — >30 >15
К — коэффициент промывистости, учитывающий соотношение
пластичности, содержания илистых (<0,1мм) и крупных ( + 8мм)
фракций и влажность песков.
Предпосылки образования россыпей
Для того чтобы образовалось россыпное месторож-
дение, необходимо сочетание ряда благоприятных ус-
ловий:
Осадочные местпрпжденпя
• присутствие в области питания россыпеобразую-
щих минералов;
• предварительная концентрация этих минералов;
• интенсивное разрушение источников и глубокий
эрозионный срез в областях денудации;
• тектонические устойчивые разнонаправленные
движения крупных блоков земной коры;
• наличие долгоживущих динамических ловушек по-
лезных минералов.
Россыпеобразующие минералы являются как прави-
ло высокоплотными, абразивными и химически стой-
кими. Они наиболее концентрируются в тяжелой
фракции терригенных отложений. По плотности про-
мышленно ценные минералы составляют следующий
ряд (в г/см3): золото — 15— 19, платина — 14— 19, тори-
анит — 8,0 —9,9; танталит — 6,3 —8,2, колумбит —
5,2 —8,0, касситерит — 6,8 —7,1, шеелит — 5,9 —6,2,
бадделеит — 5,5, магнетит — 5,2, монацит —5,0 —5,5,
ильменит — 4,7, циркон — 4,7, гранаты — 3,5 —4,2, то-
паз — 3,6, алмаз — 3,5, берилл — 2,7, янтарь — 1,1
(табл. 10.5).
Из таблицы видно, что эти минералы отличаются
химической устойчивостью и сильно варьируют по
удельному весу. Возможность формирования россы-
пей из тех или иных минералов определяется также их
физическими свойствами: твердостью, способностью
к истиранию, спайностью и хрупкостью, смачиваемо-
стью, гидродинамическими характеристиками. Так,
например, киноварь и барит легко истираются и из-
мельчаются, поскольку являются относительно мягки-
ми и обладают совершенной спайностью. Вольфрамит
также быстро разрушается благодаря своей совершен-
ной спайности. Шеелит, горный хрусталь, ксенотим
и апатит не могут далеко выноситься из-за своей боль-
шой хрупкости. Янтарь хорошо переносится, посколь-
ку может легко всплывать и является вязким. Несмот-
ря на свою мягкость и большой удельный вес, пластин-
чатое тонкое золото может далеко перемещаться, так
как является очень ковким и имеет хорошие гидравли-
ческие характеристики. Способность к истиранию за-
висит также от гидрофобных свойств минералов. Так
монацит, некоторые сульфиды, большинство металлов
219
Гяава 10
Таблица 10.5
Главные минералы россыпей
Минерал Плот- ность, г/куб.см Твердость по шкале Мооса Относительная дальность переноса
Осм ИСТЫЙ иридий 19-21 4,0-6,5 Средняя
Золото 15-19 2,7 Большая
Платина 14-19 4,0-6,5 Средняя
Торианит 8,0-9,9 6,5 Большая
Киноварь 8,0-8,2 2,5 Очень малая
Танталит 6,3-8,2 6,3 Средняя
Колумбит 5,2-8,0 6,0 Средняя
Вольфрамит 7,2-7,7 5,0 Малая
Касситерит 6,8-7,1 6,5 Средняя
Шеелит 5,9-6,2 4,5 Малая
Бадделеит 5,5 6,5 Большая
Торит 5,4 4,8 Большая
Монацит 5,0-5,5 5,3 Большая
Пирохлор 4,2-5,4 5,3 Малая
Магнетит 5,2 5,8 Большая
Пирит 4,9-5,2 6-6,5 Малая
Ильменит 4,7 5,5 Большая
Циркон 4.7 7,5 Большая
Ксенотим 4,5 4,5 Малая
Хромит 4,2-5,1 5,5-7,5 Большая
Барит 4,5 3 Очень малая
Рутил 4,2 6,0 Большая
220
ОсадпчныЕ месторождения
Корунд 4,0 9,0 Большая
Гранаты 3,5-4,2 6,0 Большая
Анатаз 3,9 5,5 Средняя
Топаз 3,6 8,0 Большая
Алмаз 3,5 10 Большая
Силлиманит з,з 6-7 Средняя
Апатит 3,2 5 Малая
Турмалин 2,9-3,3 7-7,5 Средняя
Горный хрусталь 2,6 7 Малая
Берилл 2,7 7,7 Средняя
Полевые шпаты 2,5-2,8 6 Большая
Янтарь 1,1 2,5 Средняя
и алмаз плохо смачиваются в воде, вследствие этого
могут быстрее других тяжелых минералов разру-
шаться.
Физические и гидравлические параметры россыпе-
образующих минералов определяют дальность их пе-
реноса — предельное расстояние их транспортировки,
при котором размеры зерен позволяют их промыш-
ленное извлечение. Этот показатель зависит также от
особенностей среды и может меняться для одного и то-
го же минерала.
По данным Н. Н. Арманд и др. в водной среде уста-
навливаются следующие расстояния для: пирохлора —
1 — 1,5 км; танталита — 5 км; вольфрамита— 1,0 —2,5 км,
колумбита — 1,5 — 2,5 км; касситерита — 3 — 6 км; золо-
та — 8—10 км; платины — 4 — 8 км; ферпосонита, эвк-
сенита и самарскита — 15 — 20 км; лопарита — 3 — 5 до
200 и более км; нефрита — 150 — 200 км; алмаза — де-
сятки—первые сотни км; ильменита, циркона, мона-
цита, рутила — сотни км. На этой основе для россыпей
ближнего сноса выделяется миграционный ряд мине- 221
Глава 10
радов: гатчеттолит — микролит — киноварь — пиро-
хлор — танталит — вольфрамит — шеелит — циртолит
(малакон) — колумбит — поликраз — касситерит — иль-
менит — самарскит — ферпосонит — лопарит — эвксе-
нит — золото — платина. Он отражает возрастающую
способность минералов накапливаться в россыпях.
Алмаз отличается исключительной твердостью и хи-
мической стойкостью. Его небольшой удельный вес,
форма и гидрофобность определяют хорошие гидравли-
ческие свойства. Благодаря этому алмаз является весьма
транспортабельным компонентом. В потоке рассеяния
от кимберлитовой трубки Мир в Якутии установлен пе-
ренос алмаза на расстояние около 700 км. Во взвешен-
ном состоянии переносятся алмазы размером до 0,5 мм,
а в составе донных наносов — до 10—12 мм.
Источниками россыпей могут быть: магматические
породы, обогащенные акцессорными минералами, на-
пример, редкометальные граниты; эндогенные рудо-
проявления и месторождения; древние осадочные по-
роды, обогащенные полезными компонентами; древ-
ние россыпи. Первые два источника называются
коренными, последние — промежуточными коллекто-
рами. Так, редкометальные граниты могут служить ко-
ренными источниками россыпей ксенотима, монаци-
та, танталита и колумбита; карбонатиты — бадделеита,
циркона и пирохлора; кварцевые жилы — горного
хрусталя; золотоносные березиты и углеродистые
комплексы — золота; массивы дифференцированных
ультраосновных и основных пород — хромита, магне-
тита, ильменита и платины; алмазоносные кимберли-
ты и лампроиты — алмазов; базальтовые покровы —
агатов; хрусталеносные пегматиты — камнесамоцвет-
ного сырья; грейзены — касситерита и вольфрамита.
В качестве коренных источников россыпей эндо-
генное оруденение может быть в виде крупных скоп-
лений — месторождений и рассредоточенным в виде
многочисленных рудопроявлений. В целом второй слу-
чай для россыпеобразования более предпочтителен.
Для алмазов и золота большое значение имеют про-
межуточные коллектора. Так, по данным В. Т. Подвы-
соцкого, А. Д. Харькива, Н. Н. Зинчука и др., промыш-
ленные концентрации алмазов в аллювиальных россы-
пях современных рек Сибирской платформы
222
Осадочные месторождения
образуются там, где водотоки дренируют как алмазо-
носные кимберлитовые тела, так и россыпи древнего
возраста.
Интенсивное разрушение коренных источников
россыпей как правило связано с предыдущими эпоха-
ми интенсивного выветривания и перерывов в осадко-
накоплении. Именно в условиях хорошо проработан-
ной коры химического выветривания происходит пер-
воначальное обогащение полезными компонентами,
вплоть до образования элювиальных россыпей. В про-
цессе выветривания благоприятно оптимальное вы-
свобождение полезных минералов. Так, например,
для касситерита важно, чтобы в процессе выветрива-
ния в первую очередь дезинтегрировались его сростки
с кварцем.
Следы эпох интенсивного выветривания отчетли-
во устанавливаются по шлихо-минералогическим
ореолам россыпеобразующих минералов в промежу-
точных осадочных коллекторах. При этом раздельное
изучение минерального состава, кристалломорфоло-
гических, электрофизических и геохимических осо-
бенностей отдельных минералов позволяет восста-
навливать степень проработки, состав исходных по-
род и руд, положение источников и пути миграции.
Например, информативен анализ распределения: Ад,
Си, Sb и Bi в золоте; Та, Nb, In, Sc, Fe, Ti и Мп в касси-
терите и вольфрамите; Hf, Sc, TR в цирконе; Nb, Sc,
Со, V и Мд в ильмените; Сг в пиропе. Классическим
примером является дипирамидальная форма кассите-
рита, характерная для его концентраций в пегматитах
и призматически короткостолбчатая, свойственная
гидротермальным.
Для образования прибрежно-морских россыпей зна-
чение имеет как глубокое химическое выветривание,
так и интенсивное механическое разрушение пород.
Глубокий эрозионный срез областей, где расположе-
ны источники россыпей, и длительность денудации
очевидно являются необходимыми для максимально
большого поступления полезных компонентов и обра-
зования крупных месторождений.
Путем палеогеоморфологических реконструкций
и восстановления вертикальной зональности корен-
ных источников в областях денудации устанавливают-
223
Глава 10
ся значительные многокилометровые глубины древ-
ней эрозии. Для россыпей ближнего сноса важным по-
казателем являются уровни денудации, прошедшие за
короткое время накопления продуктивных отложе-
ний. Для россыпей дальнего сноса, которые связаны
с многократным переотложением материала, стано-
вится актуальным определение уровней эрозии за бо-
лее длительные промежутки времени, часто охватыва-
ющие несколько веков и эпох.
Изучение уровней палеоэрозии должно включать
комплексный анализ как областей денудации, так и ак-
кумуляции. При этом важно выделять общий суммар-
ный срез, срез собственно коренных источников, срез
предшествующий и синхронный формированию рос-
сыпей (рис. 10.1).
Рис. 10.1. Развитие эрозии в рудно-россыпном районе в
условиях блоковой тектоники. (По Н. Г. Патык-Кара).
1 — граниты, 2 — гранит-порфиры поздней фазы, 3 —
контактово измененные породы, 4 — разрывные
нарушения, 5 — рудные тела россыпеобразующей
формации (коренные источники), 6 — реконструированные
геологические границы, 7 — современная дневная
поверхность, 8—9 — палеоповерхности: 8 — периода
рудообразования, 9 — в начале эрозии рудных тел, 10 —
денудационный срез: а — предшествующий сохранившимся
россыпям, б — синхронный известным россыпям
(эрозионный вырез), I — суммарный пострудный срез, II —
* срез коренных источников.
224
ВсадочиыЕ месторождения
Изучение тектонического строения и геологичес-
кой истории рудно-россыпных районов показывает их
положение в областях блоковой тектоники. В таких
районах проявлены знакопеременные движения круп-
ных блоков земной коры, которые обусловливают со-
седство блоков опускавшихся и поднимавшихся. Если
в последнем имелись источники полезных компонен-
тов, то в опущенных структурах вероятно образование
россыпи. Для областей ближнего сноса это могут быть
мелкие блоки типа касситеритовой россыпи, образо-
ванной в тектоническом уступе вблизи оловоносных
жил. Для россыпей дальнего сноса и россыпных узлов
и районов характерно соседство крупных геоблоков,
испытавших разнонаправленные движения.
Для образования россыпей важен темп конседи-
ментационных, синхронных их формированию дви-
жений. Блоковые движения определяют положение
базисов эрозии, интенсивность выветривания, слабо-
расчлененный рельеф в области денудации и динами-
ку водных потоков, при которой происходит наиболь-
шая дифференциация вещества. Кроме того, высокая
скорость опускания может обусловить формирование
погребенных россыпей.
Для абсолютного большинства россыпей гидроди-
намический фактор непосредственной концентрации
полезных минералов является ведущим. В реках вод-
ный поток имеет ламинарно-вихревой характер, что
определяет закономерное асимметричное распределе-
ние скоростей в поперечном сечении руслового пото-
ка и соответствующую приуроченность тяжелых ми-
нералов к осевой части русла и основанию аллювиаль-
ных отложений. Для аллювиальных россыпей следует
учитывать и историю развития долин, в которых лишь
на юном и зрелом этапах могут образовываться россы-
пи. В заключительный этап формирования дряхлых
долин россыпи как правило не формируются.
В прибрежно-морской зоне в результате интерфе-
ренции и рефракции волн формируются вдольберего-
вые потоки, которые обусловливают перераспределе-
ние тяжелой фракции вдоль пляжей и баров.
Для склоновых россыпей важны особенности вяз-
кого гравитационного сползания и солифлюкционные
явления. Концентрация полезных компонентов в элю-
Гяава 10
вии во многом определяется явлениями гравитацион-
ной просадки полезных тяжелых минералов.
Эоловые россыпи формируются в условиях ветро-
вых теней — аэродинамических ловушек, расположен-
ных в подветренной нижней части дюн и барханов.
Перечисленные динамические ловушки в каждом
конкретном случае существенно осложнены многими
сопутствующими явлениями (боковыми притоками
и слиянием русел, выходом местных коренных источ-
ников и вторичных коллекторов, резким изменением
формы и состава подстилающих пород и пр.).
Во всех случаях необходимо достаточно длительное
действие механических, гравитационных и гидравли-
ческих барьеров, в которых резко падает скорость пе-
ремещения обломочного материала и осаждаются по-
лезные минералы.
Аллювиальные россыпи
С аллювиальными россыпями связаны значитель-
ные объемы добычи золота, платины, олова, вольфра-
ма, алмазов и камнесамоцветного сырья. В большинст-
ве случаев они относятся к россыпям ближнего сноса
и могут быть рентабельно освоены высокоэффектив-
ным дражным способом.
Аллювиальные россыпи связаны с реками, дрени-
рующими средне- и низкогорный рельеф. Ни в высо-
когорье, ни на равнинах как правило промышленных
аллювиальных россыпей нет. Это объясняется опти-
мальными скоростями русловых потоков, располо-
женных в промежуточном отрезке продольного сече-
ния крупных речных долин. В высоких горах наиболь-
шие уклоны и скорости потоков не позволяют
накапливаться минералам россыпей в достаточном
объеме. В равнинных реках они в массовом количест-
ве не могут концентрироваться по ряду причин: уда-
ленности и перекрытости осадочными отложениями
источников; массового осаждения полезных минера-
лов в оптимальных условиях выше по долине; рассея-
ния за счет многократного переотложения и измельче-
ния; глубокого захоронения в констративной толще
аллювия.
226
Осадочные месторождения
Среди аллювиальных россыпей выделяют: долин-
ные (в днище долины), русловые, косовые, террасовые
разных уровней, приустьевых притоков, водораздель-
ные (связанные с отмершими участками долин). Они
часто ассоциируют с другими типами россыпей
(рис. 10.2).
Рис. 10.2. Схема размещения россыпных месторождений
различных видов в поперечном сечении речной долины.
(По В. И. Смирнову).
Аллювиальные россыпи, например золота, могут
быть относительно высоко- и низкопродуктивными,
что отражается в степени неоднородности распреде-
ления золота. Согласно этому среди них выделяют
россыпи насыщения и рассеяния. К первым относятся
все россыпи долин низких и средних порядков, кото-
рые приближены к коренным источникам. Для них
характерны каньоновидные и корытообразные сече-
ния долин, малая примесь илисто-глинистых фрак-
ций, высокие содержания крупного золота, выдер-
жанность оруденения. Состав микропримесей и фор-
ма золотин в таких россыпях как правило отражают
особенности золота из близлежащих коренных источ-
ников. При этом пробность золота может быть выше
(до 930 — 980). Это явление объясняется выщелачива-
нием серебра в экзогенных условиях. Россыпи рассе-
яния, образованные в условиях преобладания выноса
металла над его привносом, связаны с расширяющи-
мися долинами, являются долинными, террасовыми,
устьевых притоков, сложными склоново-аллювиаль-
ными. Для них характерно мелкое золото, весьма не-
Глава 10
равномерное, часто гнездовое его распределение, на-
личие пустых пород.
В обоих типах россыпей отмечается новообразо-
ванное золото, которое устанавливается в виде тонких
каемок вокруг крупных зерен и тонкодисперсных вы-
делений. Образование этого металла связывают с его
переносом в виде природных золото-органических,
цианидных или хлоридных комплексов и осаждением
на сорбционных и кислотно-щелочных барьерах.
В разрезе аллювиальных россыпей выделяют снизу
вверх следующие элементы: а) плотик, представляю-
щий собой коренные породы, подстилающие промыш-
ленные пески; б) пласт или пески, являющиеся собст-
венно металлоносными; в) торфа, представленные пу-
стыми песчаными отложениями; г) почвенный слой
(рис. 10.3). Эти специфические названия исторически
сложились у старателей при отработке золотых россы-
пей Урала, где покрывающие золотоносные пески об-
разования были действительно сложены торфом.
Если в разрезе аллювия имеются два и больше ме-
таллоносных пласта, тогда осадки, подстилающие верх-
ний пласт, называются ложным плотиком. Строение
плотика является важным показателем продуктивнос-
ти русловых россыпей. Чем он сложнее, тем контраст-
нее распределение полезных компонентов (рис. 10.4).
Почва
Торфа Е
Пески Е
Ложный
плотик ‘
Tbptpa I
Пески!
Коренной
плотик
Рис. 10.3. Схема строения аллювиальной россыпи в
поперечном разрезе.
228
Осадочные месторождения
Рис. 10.4. Различные ребристые плотики в аллювиальных
россыпях. (По Г. Н. Пилипенко).
Наиболее ярко это выражается в пределах эрозионных
ванн в горных реках, где могут встречаться самородки
золота.
Приуроченность россыпных минералов к нижним
частям аллювиальных отложений объясняется их свя-
зью со стрежневыми осадками русел, где отмечаются
наибольшие перепады скоростей потоков и соответст-
вующая сепарация материала по гидравлическим
свойствам. Именно в основании русел в самом начале
донной эрозии отмечаются максимальные скорости
течения, которые резко могут уменьшаться, формируя
прослои заиления в крупнообломочных русловых
осадках (рис. 10.5). Наиболее ярко эта закономерность
наблюдается в русловых россыпях, где ценные мине-
ралы заполняют промежутки в наиболее крупнообло-
мочных песчано-гравийно-галечных отложениях
и в ряде случаев могут попадать в расщелины плотика,
заполненные осадками русел.
В целом аллювиальные россыпи слагают лентовид-
ные тела, вытянутые вдоль долины. В поперечном се-
чении они могут слагать одну линзу, часто расщепляю-
щуюся ниже по речной долине. Распределение полез-
ного компонента внутри россыпи как правило
неравномерное и струйчатое.
В условиях многолетнемерзлых пород, в которых
расположено большинство россыпных районов Рос-
сии, пласты россыпей могут быть нарушены и переме-
щены в результате криогенных деформаций (жилы 220
Глава 10
Рис. 10.5. Поперечное строение аллювиальных отложений.
(ПоД. С. Кизевалыперу и А. А. Рыжовой).
1 — грубообломочные отложения стрежневой части русел,
которые могут содержать полезные компоненты россыпей;
2 — песчаные русловые отложения; 3 — глинисто-
алевритовые отложения пойм и стариц;
4 — пролювиальные и делювиальные отложения;
5 — направление смещения русел в сторону подмываемого
берега; 6 — направление вихревых потоков в оси русел в
поперечном сечении.
и линзы льда, пучения грунтов и пр.). Кроме того, мощ-
ности торфов могут быть или увеличены за счет обра-
зования льдистых слоев или уменьшены из-за термо-
карста. При оценке запасов россыпей, расположен-
ных в таких районах, необходимо подсчитывать объем
льда (коэффициент льдистости россыпей). При отра-
ботке россыпей необходимо также учитывать физико-
механические свойства рудовмещающих многолетне-
мерзлых пород.
Долинные россыпи формируются при боковой эро-
зии в местах расширения долин рек. Террасовые рос-
сыпи представляют собой оставшиеся от последую-
щей эрозии реликты долинных россыпей, сохранив-
шиеся в прибортовых частях аллювиальных долин.
Долинные и террасовые россыпи являются сложными
и могут формироваться за счет размыва и переотложе-
ния русловых россыпей, который происходит в ре-
зультате понижения базиса эрозии и усиления вреза-
ния русел в верхних частях долин. Образование таких
сложных россыпей может быть также следствием под-
нятий в верховьях рек и соответствующего резкого
увеличения твердого стока рек. Чаще всего долинные
и террасовые россыпи являются россыпями рассея-
ния, русловые — насыщения. Долинные и террасовые
россыпи как правило являются погребенными и вклю-
чают не только аллювиальные отложения.
Осадочные месторождения
Косовые россыпи образуются в результате накопле-
ния россыпных минералов в местах резкого снижения
скоростей потоков вдоль выпуклых участков меандр
и вблизи островов (рис. 10.6). Они могут располагаться
намного ниже по долине, удаляясь от русловых россы-
Рис. 10.6. Схема речных меандр и расположение в них плесов
и перекатов. (ПоД. С. Кизевалыперу, А. А. Рыжовой).
1 — плесы, 2 — перекаты, 3 — прирусловые отмели.
Стрелки указывают направления турбулентных потоков.
I—1V — поперечные профили русла, АБ — шаг
меандрирования, ВГ — амплитуда меандров.
пей. Их отличает: тонкозернистый состав; часто плас-
тинчатая форма полезных минералов, в частности, зо-
лота; приуроченность к верхним частям осадков рус-
ловых отмелей; мелкие размеры; возобновляемость
запасов, зачастую ежегодная.
Россыпи приустьевых притоков формируются
в местах резкого осложнения основной реки ее боко-
выми притоками. Такие россыпи могут быть весьма
богатыми, поскольку ценные минералы могут посту-
пать и по основному руслу, и из притока.
В верховьях долин встречаются так называемые
ложковые россыпи. Они являются сложными делюви-
альными (склоново-аллювиальными или склоново-про-
лювиальными). Они содержат слабо переработанный
водными потоками солифлюкционный и делювиаль-
ный материал. Для образования таких россыпей необ-
231
Глава 10
ходимо близкое присутствие высокопродуктивных ко-
ренных источников (рис. 10.7). Как правило ложковые
россыпи трассируют рудоконтролирующие разломы
коренных рудоносных зон. Эти россыпи отличаются
небольшими размерами, весьма неравномерным рас-
пределением полезных компонентов, присутствием
самородков.
Рис. 10.7. Струйное распределение полезного минерала
россыпей в плане ложковой россыпи (крап),
распространяющегося от коренных жильных рудных тел
(черное). (По В. И. Смирнову).
Пролювиальные россынн
Пролювиальные россыпи встречаются в предгорь-
ях аридных областей и имеют небольшое промыш-
ленное значение. Они приурочены к отложениям
блуждающих ветвящихся русел, расположенных
в срединных зонах конусов выноса (рис. 10.8). В этих
Осадочные местпрпждвния
Рис. 10.8. Схема пролювиальных отложений. По X. Редингу.
Россыпи могут формироваться в срединной части конусов
выноса.
местах происходит резкое разветвление русловых ве-
еров и скачкообразное уменьшение скоростей водо-
токов.
Среди пролювиальных россыпей, так же как и для
пролювия в целом, следует выделять собственно про-
лювиальные, связанные с подгорными шлейфами вре-
менных потоков, и аллювиально-пролювиальные, на-
копившиеся в окончаниях более длительных водото-
ков. Последние представляют собой крупные конуса
выноса типа наземных дельт, которые могут прони-
кать внутрь континентальной равнины на многие де-
сятки километров.
Пролювиальные россыпи, вероятно, были более
развиты в протерозое и раннем палеозое, когда не бы-
ло наземной растительности и соответственно не су-
ществовало закрепленных бортов долин. Поэтому
древние россыпи часто диагностируются как пролю-
виальные. В частности, многие исследователи относят
крупнейшее месторождение золота, платины, урана,
алмазов и редких металлов Витватерсранд в ЮАР, ло-
кализованное в кварцевых конгломератах раннего
протерозоя, к метаморфизованной пролювиальной
россыпи.
233
Глава ID
ПрибрЕЖНР-МОрСКНЕ россыпи
На сегодняшний день прибрежно-морские россы-
пи являются важным источником ряда металлических
и неметаллических полезных ископаемых (табл. 10.6).
В России прибрежно-морские россыпи являются
крупным источником янтаря.
Таблица 10.6
Главные компоненты прибрежно-морских россыпей
и основные районы их добычи. (По Е. А. Величко).
Минералы Главные про- мышленные компоненты Основные районы добычи
Ильменит, Рутил Ti, TiO2 Австралийский Союз, Индия, Шри-Ланка, США, (Флори- да), ЮАР, Сьерра-Леоне
Циркон Ir, иногда Hf Австралийский Союз, Индия, Шри-Ланка, США, (Флори- да), Мозамбик, ЮАР
Монацит TR, Th Индия, Бразилия, Австралий- ский Союз (попутная добы- ча), США (Флорида)
Титано- магнетит, магнетит Железная рула, Ti, V Япония, Новая Зеландия, Филиппины, Индонезия
Золото Au США (Аляска), Канада. По- путная добыча в небольших объемах во многих странах
Платина Pt США (Аляска)
Касситерит Sn Индонезия, Малайзия, Таи- ланд, Великобритания
Хромит Cr США (Орегон, Вашингтон). Добыча незначительна
Алмазы Ювелирное и промышлен- ное сырье Намибия (Юго-Запад. Афри- ка), ЮАР
Гранаты Абразивное сырье, от- дельные зер- на— ювелирные камни Индия, Шри-Ланка. Попут- ная добыча во многих стра- нах, в т.ч. европейских
Силлима- нит Огнеупорное сырье Индия. Попутная добыча во многих странах
234
Осадочные месторождения
Прибрежно-морские россыпи являются наиболее
крупными по протяженности месторождениями. Так
наиболее известные россыпи восточного побережья
Австралии (Квинсленд — Новый Южный Уэльс) про-
слежены на расстояние более 1000 км, где в полосе ши-
риной в несколько километров на поверхности и под
водой находятся плейстоцен-голоценовые титан-цир-
кониевые россыпи.
Источником многих россыпей являются горные по-
роды. Так, поставщиками ильменита, рутила, лейкоксе-
на, магнетита и титаномагнетита служили области ба-
зальтоидного и андезитового вулканизма и комплексы
ультрабазитов. Для циркона, монацита и ксенотима —
щелочные и кислые интрузивы. Гранаты, силлиманит,
кианит, ставролит были акцессориями метаморфичес-
ких пород. Однако россыпи касситерита, платины и зо-
лота почти всегда имеют близкие источники коренных
руд. Алмазные россыпи как правило также находятся
вблизи районов с коренной алмазоносностью.
Терригенный материал для прибрежно-морских рос-
сыпей может поступать в результате выноса реками и аб-
разионно-волнового размыва ледниковых отложений.
Другой их важной чертой (кроме оловоносных) является
частая возобновляемость запасов россыпей, которые мо-
гут восстановиться после отработки после нескольких
штормовых сезонов. Не менее важной особенностью яв-
ляется высокое качество руды, например, алмазов, что
обусловлено длительной сортировкой материала и их
очищением от сростков и мелких кристаллов.
Среди прибрежно-морских россыпей выделяются:
пляжевые, баровые, косовые, береговых валов, лагун,
дельт и подводного склона. Относительно уреза воды
различают россыпи поднятые над уровнем моря и под-
водные (затопленные). Последние включают россыпи
континентального происхождения. В частности, рос-
сыпи касситерита, платины и золота, полезные мине-
ралы которых не могут испытывать многократного пе-
реотложения, являются в основном затопленными ал-
лювиальными, пролювиальными и дельтовыми.
Благоприятными предпосылками формирования
рассматриваемых россыпей являются:
• присутствие мощных источников обломочного ма-
териала в виде дельт или ледниковых отложений;
Глава 10
• наличие в береговой зоне магматических и мета-
морфических пород, обогащенных россыпеобразу-
ющими минералами;
• формирование интенсивных вдольбереговых пото-
ков в прибрежной зоне шельфа, обусловленных ак-
тивной гидродинамикой, которая в свою очередь
определяется масштабной ветровой, приливно-от-
ливной и волноприбойной деятельностью;
• предшествующие современным интенсивные эпохи
формирования россыпей и вторичных коллекторов;
• оптимальный ход конседиментационных движе-
ний, который обусловливает длительный активный
лито- и гидродинамический режим и телескопиро-
вание прибрежно-морской полосы.
Первое условие выполняется в региональном мас-
штабе, когда побережья морей и океанов располагают-
ся вблизи крупных глубоко эродированных континен-
тальных блоков земной коры, например, вблизи щитов
древних платформ.
Формирование мощных потоков связано с ветровыми
нагонными и приливно-отливными течениями и волно-
прибойной деятельностью. Открытое пространство
крупных озер, морей и океанов и преобладающее на-
правление ветров являются причиной формирования
вдольбереговых потоков. Высокие приливы и глубокие
отливы обусловливают многократное возвратно-поступа-
тельное движение обломочного материала и его соответ-
ствующую сортировку. Значительное перераспределе-
ние обломочного материала происходит в волноприбой-
ной зоне. Россыпеобразующее значение названных
явлений во многом определяется морфологией берега
и дна прибрежной части бассейна. Наиболее благоприят-
ными оказываются берега с чередующимися обширны-
ми пляжами, отмелями и барами и небольшими клифами.
Влияние конседиментационных движений на рос-
сыпеобразование можно показать на примере трех ти-
пов дельт. Если в придельтовой области преобладают
слабые поднятия, то могут формироваться аллювиаль-
но-дельтовые россыпи. При последующем резком опу-
скании они могут быть затоплены и захоронены.
При интенсивных поднятиях преобладает абразия
и россыпи не формируются. Когда преобладают опус-
Осадочные месторождения
кания в зоне дельт, россыпеобразование подавлено
или не происходит, преобладают глинистые и торфя-
ные осадки. Когда тектонические движения относи-
тельно стабильны, происходит активная терригенная
седиментация и могут формироваться пересыпные,
баровые и пляжевые россыпи.
Собственно прибрежно-морские россыпи отличает:
• малая мощность, не превышающая 1 м, ширина
в несколько сотен метров и очень большая протя-
женность, достигающая десятков и даже сотен ки-
лометров;
• многоярусные кулисообразные плоско-линзовид-
ные тела песков, чередующиеся с мелководно-мор-
скими отложениями, содержащими детрит мор-
ских раковин (рис. 10.9);
• приуроченность рудных песков к верхней части ба-
ровых или пляжевых отложений;
• фациальные переходы в континентальные, часто
эоловые и лагунно-морские отложения в попереч-
ном сечении россыпи;
• хорошая сортировка и высокая степень окатаннос-
ти как правило мелкозернистого песчаного матери-
ала;
• косоволнистая мульдообразная (фестончатая) сло-
истость, указывающая на волновые течения;
• поликомпонентный состав, часто включающий ру-
тил, ильменит и циркон и очень высокие (до
60 — 80% от массы песка) их концентрации.
си
ао
во
60
60
го
о
м
ЕЕ/ ЕЗг Е-Зз ЕЯ* FWb
Рис. 10.9. Строение прибрежной россыпи. (По Ф. Щербакову
и Ю. Павлидису).
1 — мелкий песок, 2 — крупный песок и гравий, 3 — галька,
4 — ракуша и ракушечный детрит, 5 — концентрат тяжелых
минералов, 6 — средняя крупность материала (в мм). 237
Глава 10
Прочие типы россыпей
Помимо аллювиальных, прибрежно-морских
и пролювиальных россыпей, россыпи других генети-
ческих типов встречаются редко и не имеют значи-
тельного промышленного значения. Исключение, мо-
жет быть, составляют карстовые и озерные россыпи
алмазов, других драгоценных камней, в которых
встречаются скопления кристаллов высокого ювелир-
ного качества. Характерно относительно простое
строение озерной россыпи алмазов, сформированной
вблизи размытой кимберлитовой трубки (рис. 10.10).
Гидродинамические условия формирования озерных
россыпей в какой-то мере напоминают условия для
прибрежно-морских концентраций.
Карстовые россыпи являются характерными рос-
сыпями ближнего сноса. Для них характерно: поло-
жение в карстовых провалах и пещерах; близкое при-
сутствие коренных рудных источников; пространст-
венная и временная связь с корами глубокого
химического выветривания; расположение в основа-
нии карстовых отложений; примесь хорошо сортиро-
ванного песчаного материала и щебенки карбонат-
ных пород, повышенная глинистость; весьма нерав-
номерное, часто гнездовое распределение полезных
компонентов, присутствие весьма богатых участков;
Рис. 10.10. Распределение алмазов в озерной россыпи.
(По Б. И. Прокопчуку).
1 — почвенный слой; 2 — суглинки; 3 — песчанистые глины
с рассеянной галькой; 4 — пески; 5 — линзы и пропластки
бурого угля; 6 — углистая глина; 7 — галечно-гравийные
алмазоносные песчанистые глины; 8 — карбонатные
породы плотика; 9 — кора выветривания;
10 — кимберлитовая трубка.
Осадочные месторождения
небольшие размеры (мощности — первые метры,
длина и ширина — десятки метров).
Часто карстовые россыпи связаны с зонами тре-
щиноватости или контактами карбонатных и сили-
катных пород и являются линейно (разломно)-кар-
стовыми.
Экзотическими являются эоловые россыпи. Для них
характерны: очень хорошая окатанность и отполиро-
ванность песчаных зерен; приуроченность полезных
концентраций к основанию наветренных частей бар-
ханов и дюн; линзовидно-полосчатая форма в плане,
простирающаяся поперек генеральному направлению
ветров; небольшие масштабы.
Делювиальные россыпи встречаются редко и обыч-
но ассоциируют с элювиальными и пролювиальными.
Для них характерны приуроченность к плохо отсорти-
рованным крупнообломочным отложениям, нижних
частей делювия. В условиях многолетней мерзлоты
или тропиков в делювиальных россыпях чередуются
глыбово-крупнообломочные продуктивные и глинис-
тые слои. Последние формировались в виде вязко-те-
кучих потоков.
Представления о механизмах образования рвссыпеО
Механизм концентрирования россыпеобразую-
щих минералов в воздушных, речных и бассейновых
(озерных, морских) потоках представляется доста-
точно сложным и во многом неясным. Единой модели
для всех гидро- и аэродинамических условий не су-
ществует.
Известно большое число математических моделей
потоков, из которых наиболее распространены расче-
ты на основе уравнения Навье-Стокса. Важнейшим
следствием из него является пропорциональность ско-
рости движения частицы квадрату ее радиуса. Матема-
тические модели прибрежно-морской гидродинамики
достаточно глубоко разработаны на основе анализа
волновой деятельности. По сравнению с математичес-
кими более достоверные сведения получаются из фи-
зических моделей.
239
Гша 18
Водные потоки могут быть ламинарными и турбу-
лентными. В первом случае скорость и перепады дав-
ления имеют прямолинейную зависимость, во вто-
ром — неправильную близкую к экспоненциальной.
Это определяется соотношением вязкости и скорости
потока. Большая вязкость и соответственно значитель-
ное внутреннее трение в жидкости, а также высокая
скорость обусловливают турбулентное движение.
По данным седиментологов большинство природных
воздушных и водных потоков являются турбулентны-
ми. Для турбулентных потоков характерны спираль-
ные водовороты, распространяющиеся поперек ос-
новного течения. Наибольшие значения вихревых
скоростей отмечаются в нижней части спиралевидных
вихрей.
Текущая жидкость имеет напряжение сдвига
у твердых границ потока и внутри себя. Турбулентный
поток вблизи ограничивающей твердой поверхности
неоднороден. Непосредственно у дна за счет сцепле-
ния имеется более вязкий слой, на верхней границе
с которым отмечается максимум вихревых движений.
В этом слое выделяют два подслоя — нижний и верх-
ний. В нижнем отмечается почти линейное возраста-
ние скорости в зависимости от высоты, в верхнем ско-
рость пропорциональна логарифму высоты (расстоя-
ния от дна).
Толщина вязкого слоя зависит от вязкости жидкос-
ти и степени неровности поверхности дна. Если части-
цы на дне не выступают выше этого слоя, то они не дви-
гаются, и поверхность дна считается гидродинамичес-
ки гладкой. При превышении предельной толщины они
должны сдвигаться. Так, в воде нижняя граница потока
прекращает гладкое воздействие на поток у порогового
значения скорости, соответствующего троганию квар-
цевых зерен, диаметр которых больше 0,6 мм.
При определенных выступах дна появляются на-
пряжения, срывающие обломочные частицы. Скоро-
сти, при которых происходит волочение и даже подъ-
ем частиц, называются срывающими или скоростями
волочения. Оригинальные наблюдения потоков с глад-
кой поверхностью дна со специальной кинофотосъем-
кой показали, что вблизи вязкого слоя отмечается наи-
большая турбулентность, а в самом вязком слое дви-
Осадочные мвстрррждвния
жение близко к ламинарному. Отмечаются периодиче-
ские прорывы из ламинарного слоя в основной турбу-
лентный поток, которые поднимаются к свободной по-
верхности в виде водоворотов. Имеют место также пе-
риодические заходы турбулентных вихрей вниз
в вязкий слой (М. Р. Лидер).
В модельных турбулентных потоках в местах их ос-
ложнений и резких перепадов скоростей могут возни-
кать обратные общему направлению локальные вих-
ревые течения и появляются гидродинамические тени.
Такие условия возникают в местах: резкого расшире-
ния потока; вокруг сферических или цилиндрических
тел, помещенных в поток; отрицательной ступени или
небольшого нарушения поверхности дна.
Таким образом формируются локальные гидроди-
намически контрастные обстановки, в которых наибо-
лее резко изменяются скорости и направления пото-
ков (от противоположных основному движению и ну-
левых до максимальных). Именно в таких местах
должна быть наибольшая гидродинамическая диффе-
ренциация обломочного материала и соответственно
формироваться россыпи.
В реках такими ловушками могут быть: стрежне-
вые части плесов; эрозионные котловины в основании
водопадов; места раздваивания русла и их схождения
за островами; участки, расположенные ниже впадения
в основное русло боковых притоков; участки ребрис-
того плотика; локальные углубления или выступы дна.
В зоне мелководно-морского осадконакопления по-
добные ловушки появляются в местах: осложнений по-
логого дна в виде выступов коренных пород; уступов
и краевых частей бенча; смены клифов и пляжей; усту-
пов подводных террас; поперечного осложнения
вдольбереговых течений; сочленения вдольбереговых
и приливно-отливных течений; резких изгибов берего-
вой линии; сильных дельтовых течений.
Ламинарные и турбулентные потоки обусловлива-
ют три типа механизма переноса реками обломочных
частиц: перекатыванием (волочением), скачками
(сальтацией, от латинского saltare — прыжок) и во
взвеси (суспензии). Отмечаются значительные разли-
чия сальтации в воздухе и воде. В воздухе падающие
песчинки могут выбивать вверх лежащие обломки.
Глава 10
При постоянной силе ветра передвижение песчаного
материала поддерживается добавлением падающего
песка. Если оно прекращается, то останавливается
и сальтация. В воде за счет ее большей вязкости под-
прыгивания зерен от соударений не происходит.
Гидродинамические данные и закономерности рас-
пределения ценных россыпных минералов в аллювиаль-
ных россыпях нашли отражение в трех главных теоре-
тических моделях аллювиального россыпеобразования:
активного слоя Ю. А. Билибина, сальтации М. А. Вели-
канова и соударений Н. А. Шило и Н. Г. Бондаренко.
По представлениям Ю. А. Билибина перераспреде-
ление минералов происходит в так называемом актив-
ном слое русловых наносов, который целиком пере-
двигается по дну реки. Мощность слоя составляет от
дециметров до двух метров. Слой представляется гус-
той суспензией, сложенной галькой, гравием и пес-
ком. В нижней его части консистенция выше. Во время
своего движения из-за различий в удельном весе, раз-
мерах частиц и скоростей тяжелые ценные компонен-
ты постепенно опускаются к приплотиковой части ак-
тивного слоя.
Эта гипотеза отражает гравитационную сепарацию
зерен по механизму перекатывания — волочения
и применима для русловых и косовых россыпей ближ-
него сноса. В ней не учитывается турбулентность вод-
ных потоков.
В основе гипотезы М. А. Великанова положена
дифференциация зерен, которая происходит главным
образом в процессе их сальтации в придонной части
руслового потока. Чем тяжелее и крупнее зерно, тем
меньше высота сальтации и длина перемещения части-
цы. Следовательно, вдоль по течению должно происхо-
дить разделение зерен. В результате ценные тяжелые
минералы вместе с крупнообломочным материалом
остаются в придонной части и постепенно опускаются
к плотику через крупнообломочный каркас.
Данная модель не учитывает механизма перекаты-
вания, а также явлений высвобождения ценных мине-
ралов из их сростков во время транспортировки и со-
ударений.
В модели Н. А. Шило и Н. Г. Бондаренко рассматри-
вается образование аллювиальных россыпей за счет
242
Осадочные местврождения
поступающих сростков — агрегатов зерен, содержа-
щих полезные минералы (золото, платина и др.). Из ми-
неральных агрегатов в процессе транспортировки и со-
ударений тяжелые минералы высвобождаются и сразу
оседают на дно. Поскольку осадок достаточно рыхлый,
то тяжелые частицы практически не успевают пере-
двинуться вдоль по потоку и проседают к плотику.
Эта модель хорошо объясняет постепенный рост
содержания полезного компонента в долинной россы-
пи вблизи источника и плавное снижение его концен-
трации по мере удаления от него. Согласно этому
в россыпи затухает количество сростков с тяжелым
минералом. Имеется подтверждение данной модели
в экспериментах по транспортировке водным потоком
сросткового золота. Оно практически не перемеща-
лось по руслу.
В рассматриваемом механизме важно подчеркнуть,
что при дифференциации материала действуют не
просто размеры и плотность частиц, а учитывается так
называемая гидравлическая крупность зерен. Она оп-
ределяется скоростью свободного падения частицы
в статической жидкости. Экспериментальные и рас-
четные данные показывают, что для таких компонен-
тов как золото и платина гидравлическая крупность
растет при уменьшении размера зерен. Это обстоя-
тельство также объясняет слабую миграцию тяжелых
минералов и их преимущественное проседание в рых-
лой массе руслового аллювия.
В целом для расшифровки условий образования
конкретных аллювиальных россыпей полезно исполь-
зовать все имеющиеся представления о механизмах
концентрации, поскольку природные условия доста-
точно разнообразны и нестандартны.
Модели накопления полезных минералов в при-
брежно-морских россыпях предполагают участие
в массопереносе трех видов течений: взмучивающего
движения волн, вдольбереговых и приливно-отлив-
ных. Масштабность каждого из этих видов движений
различная, так же как и их значение в образовании
россыпей. Первые являются ответственными за пере-
мещение материала в волноприбойной зоне, образова-
ние валов, пляжей и сепарацию терригенных частиц
внутри этих намывных отложений, и, следовательно,
243
Глава ID
во многом определяют концентрацию и качество по-
лезных компонентов в россыпях. Вторые формируют
протяженные бары и косы и, по-видимому, являются
главной причиной образования запасов россыпей.
Известно, что волна оказывает активирующее дей-
ствие на осадок, если глубина водоема составляет ме-
нее примерно двух третей ее длины или 1,33 часть от ее
высоты. Эти места отчетливо наблюдаются в виде по-
лос забурунивания (рис. 10.11). Здесь волна опрокиды-
Рис. 10.11. Схема формирования волнового
перераспределения материала при прибрежно- морском
образовании россыпей. Н — длина волны.
вается (изламывается) и резко теряет свою энергию.
При этом намывается вал асимметричного поперечно-
го сечения. В сторону берега, где происходит наиболее
резкое падение волновой скорости, склон вала более
крутой. Из-за периодичности волновой деятельности
формируется несколько параллельных валов.
В зоне непосредственного прибоя в результате волн
формируются пляжи. На пляже частица закономерно
перемещается в сторону берега во время поступатель-
ного движения волны и скатывается вниз по пляжу во
время ее возвращения. В результате происходит сорти-
ровка материала по его гидродинамической крупности.
Следует отметить, что размеры валов и пляжей за-
висят от размеров волн, силы ветра и изменения глу-
бин во время приливов и отливов. Во время штормов
они на порядок — два больше. Именно тогда происхо-
дит массовое перемещение материала, образование
пляжей и валов. Надо отметить, что пляжи и валы
в волно-прибойной зоне питают друг друга обломоч-
ным материалом. В зависимости от размера волн, на-
правления и силы ветра вдольбереговые валы могут
передвигаться в сторону пляжа или питаться материа-
лом из пляжей.
244
Осадочные месшпрождеиия
Если волны подходят к берегу под углом, то они со-
здают вдольбереговое течение (рис. 10.12). Это проис-
ходит в результате их рефракции и интерференции.
Направлено течение в сторону острого угла между
фронтом волн и береговой линией. Наибольшие ско-
рости таких течений отмечаются вблизи внешней гра-
ницы зоны забурунивания волн. Благодаря вдольбере-
говым течениям песчаный материал переносится на
сотни километров. Интенсивность массопереноса та-
кими течениями определяется силой ветров, их на-
правлением, поскольку волны в морях имеют главным
образом ветровое происхождение.
Рис. 10.12. Схема формирования вдольбереговых течений.
По В. Васкому.
В прибрежной зоне имеют место так называемые
компенсационные течения, поперечные берегу. Они
возникают согласно накатывающимся волнам и обрат-
ному оттоку воды в сторону моря. К ним относятся так
называемые разрывные противотечения, происходя-
щие в местах сильной интерференции волн
(рис. 10.13). Они разделяют и осложняют вдольберего-
вые течения и делят прибрежную литораль на отдель-
ные циркуляционные ячейки.
Каждая разновидность течений в мелководной
прибрежной зоне вносит свою лепту в перераспреде-
ление обломочного материала, поскольку может пере-
носить частицы перекатыванием, сальтацией и во
взвеси. Их волновая природа и высокая интенсивность
определяют преимущественно песчаный состав, хоро-
шую сортировку, крупные размеры, а также возобнов-
ляемость запасов прибрежно-морских россыпей.
Глава 10
Разбивающаяся волна/$
; Подводный вал
Фронт воды при
подходе к пляжу
Придрезовая
ложбина
Береговая линия
Фронтальная зона пляжа
Береговая терраса
Рис. 10.13. Схема формирования компенсационных
прибрежных течений. (По В. Васкому).
В основе механизма образования эоловых концент-
раций тяжелых минералов лежат процессы выдувания
легкой фракции и сальтации частиц. Относительно
крупные эоловые россыпи образуются из уже частично
обогащенного полезными компонентами песчаного ма-
териала. Это либо дистальные фации пролювиальных
конусов, либо прибрежно-морские баровые и пляжевые
осадки, выведенные на поверхность. Так, широко изве-
стны алмазные россыпи в пустыне Намиб, расположен-
ные в Юго-Западной Африке, материалом для которых,
вероятно, служили прибрежно-морские отложения.
Близкие условия были при формировании крупных рос-
сыпей «гранатовых дюн», содержащих гранат, корунд,
шпинель и циркон на южном побереяще Шри-Ланки.
Поскольку ветровые потоки также являются турбу-
лентными, то наиболее контрастная смена силы ветра
246
Осадочные мвспшрождения
происходит в местах резкого изменения формы по-
верхности. Ими являются тыловые шлейфы дюн и бар-
ханов, мелкие котловины и впадины, места перехода
песчаных и каменистых участков пустынь. В открытых
пустынных пространствах далеко не всегда соблюда-
ются генеральные направления ветров, поэтому тела
эоловых россыпей редко имеют струйчатую форму.
Чаще они являются пятнистыми, линзовидными
и гнездовыми.
В целом образование ледниковых отложений не
способствует формированию россыпей. В этой связи
гляциальные россыпи образуются в результате пере-
отложения других доледниковых генетических типов
россыпей. Незначительное перераспределение россы-
пеобразующих минералов может быть во время дея-
тельности флювиогляциальных потоков.
Общими характерными чертами россыпных место-
рождений следует считать:
— приуроченность к нижним частям разрезов терри-
генных толщ и контроль поверхностями несогласия;
— локализация в местах наибольших перепадов ско-
ростей потоков (стрежневых частей русел, участ-
ков притоков, перепадов продольных профилей,
баров, пляжей и т. п.);
— локализация полезных компонентов в тяжелой
фракции шлиха;
— лентовидная и линзовидная форма рудных зале-
жей, рыхлые и слоистые текстуры руд.
Основные рудные формации россыпей: золота (бас-
сейны рек Лены, Колымы, Енисея, Приамурья, Южной
Якутии, Урала и др. в России, районы Аляски (Ном)
в США, центральной Африки, Бразилии); платины (Ко-
рякия, Урал, Кондерская в Сибири в России, Аляска
в США); алмазов (западный склон Урала и Якутия в Рос-
сии, Заир, Ангола, Южная Африка, Мозамбик, Венесу-
эла, Бразилия); ильменит-рутил-циркон-монацитовая
(Украина, побережья Индии, восточной Австралии,
Шри-Ланки, Мадагаскара, Тайваня, Бразилии, полуост-
рова Флорида в США); касситеритовая (Бразилия, Ин-
донезия, Таиланд, северная Якутия); магнетита и тита-
номагнетита (побережья Японии, о. Северный в Новой
Зеландии, Курильские о-ва в России).
247
Глава 10
Хемогенные осадочные месторождения
Рассматриваемый класс включает месторождения
эвапоритов (каменных солей), бурых железняков,
окисных и карбонатных руд марганца, железо-марган-
цевых конкреций океанического ложа, части бокси-
тов. Некоторые исследователи относят к этому типу
месторождения железистых кварцитов. Осадочные
руды марганца составляют более 90% мировых запа-
сов, железа — 20%, бокситов — 1%. Эвапоритовые ме-
сторождения включают все запасы галита, сильвини-
та, природной селитры, соды (троны), бишофита, ми-
рабилита, тенардита, гипса, ангидрита, боратов, части
цеолитов, известняков и доломитов. Эти компоненты
широко используются в химической, пищевой и стро-
ительной отраслях и сельском хозяйстве. Из рассолов,
сопровождающих эвапоритовые отложения, извлека-
ют такие ценные элементы как J, Вг, В, Rb, Cs, Sr, Li, TI.
Только из морской воды ежегодно добывается порядка
250 тыс. т магния, 100 тыс. т брома. В будущем, вероят-
но, будут добываться В, Си, V. Следует отметить
и бальнеологическое использование некоторых рассо-
лов (радоновых, сероводородных и пр.), а также отра-
ботанных соляных шахт в качестве камер со стериль-
ным воздухом для лечения больных астматическими
заболеваниями.
Среди рассматриваемых месторождений выделяет-
ся два типа — сформированные из истинных раство-
ров и из коллоидов. К первому относят месторождения
солей и рассолов, ко второму — металлов.
Особенности осадочных месторождений,
образованных из истинных растворов
Образование месторождений каменных солей свя-
зывают с процессом соленакопления в осадочных со-
леродных бассейнах — галогенезом. По гидрохимиче-
ским особенностям современного соленакопления вы-
деляют три типа галогенеза, в которых по-разному
распространены типичные минералы каменных солей
(табл. 10.7). На этой основе выделяютхлоридные, суль-
фатные и содовые соленосные толщи (формации).
Осадпчпые мвсторпждеш
В рассматриваемых минеральных парагенезисах галит
является сквозным и доминирующим во всех галоген-
ных отложениях. Сильвин также может присутство-
вать во всех ассоциациях, однако наиболее широко
распространен в хлоридной и сульфатно-хлоридной
группах.
Проблемам галогенеза и условиям образования место-
рождений каменных солей посвящены работы М. Г. Ва-
ляшко, М. А. Жаркова, А. А. Иванова, М. П. Калинко,
В. Н. Копнина, К. С. Курнакова, М. П. Фивега, Я. Я. Яр-
жемского, Я. Г. Вант-Гоффа и других исследователей.
Таблица 10.7
Распространение соляных минералов по типам
галогенеза. (По В. П. Петрову).
Груп- пы мине- ралов Минерал, группы минералов Типы галогенеза
хло- сульфатный содо-
ридный сульфатно- магниевый, сульфата о- хлоридный сульфатно- натриевый (сульфат- ный) вый
Хло- ристые Тахгидрит — CaCl2*MgCL2*12H2O Бишофит — MgCL2*6H2O Карналлит — МёСЦ>*КСЬ*6Н2О Сильвин —КС1 Галит — NaCL ++4 +44 ++++ 44+4 4 +4+ +++ +4-4 ++ +4 +
Суль- фатные Каинит — MgSO?KCL*3H2O Кизерит — MgSO4*H?O Лангбейнит — 2MgSO4*K2SO4 Полигалит — MgSO4*K2SO4**2CaSO4*2H2O Глауберит — Na2SO4* CaSO4 Лстраханит— Na2SO4*MgSO?4H2O Глазсрит — Na2SO4*3K2SO4 Мирабилит —_Na2SO4* 10Н2О Тенардит — Na2SO4 +++ ++++ ++ +++ 4 4 4 4 44 4-4 444 +44 4+4 +++ Н4 +4- 4++ 44
Содо- вые Ганскит — 2Na2CO’,*2Na2SO4 Нортупит — Na2Co3*NaCL*MgCO3 Патрон —Na2CO3*10H2O Трона - Na2CO3*NaHCO3*2H2O Нахколит — NaHCOj Шортит — Na2CO3; 2СаСО3 Гейлюссит— Na2CO3*CaCO3*51I2O Давсонит — NaAl(CO3)(OH)2 44 44 4+4 44 Г 44 +++ 4+
Глава 10
Современные районы образования эвапоритов
располагаются исключительно в аридных областях.
В некоторых местах за счет испарения грунтовых вод
могут образовываться приповерхностные селитренни-
ки, как это отмечается в предгорных пустынях Чили
и Перу. В других за счет интенсивного испарения
грунтовых вод и мелких озер накапливаются доломи-
ты, гипсы и галит, как это отмечается в пустынях На-
мибии, Сомали, Западной Австралии и Средней Азии
или прибрежной равнины Персидского залива (себхе).
В озерах, содержащих вулканогенный материал, могут
образоваться месторождения соды, бора и цеолитов
(западная часть Северной Америки, Малая Азия).
В третьих случаях осаждение солей наблюдается
в морских бассейнах, также расположенных в пусты-
нях и полупустынях (Мертвое море). Следует иметь в
виду, что формирование эвапоритов может происхо-
дить как в приэкваториальных пустынных регионах,
так и в районах локальной аридизации в других клима-
тических поясах.
Среди солеродных бассейнов выделяют четыре
типа: осолоненных озер, небольших заливов и лагун;
крупных морских заливов или мелководных изомет-
ричных или глубоководных линейных; эпиконтинен-
тальных морей; крупных внутриконтинентальных
морей (предполагаются лишь аналоги пермского воз-
раста).
В эвапоритовых разрезах выделяют собственно соля-
ные, соленосные и вмещающие их осадочные породы.
Они группируются в породные ассоциации и соленос-
ные формации. Соленосные породы чаще всего ассоци-
ируют с хемогенными карбонатными и терригенными
песчано-глинистыми красноцветными отложениями
(рис. 10.14), реже включают биогенные и вулканогенные
образования. Как правило разрез галогенной формации
представляет собой регрессивную серию отложений.
Она включает снизу вверх: морские терригенно-глинис-
тые отложения — известняки — доломиты — сульфа-
ты — галит — калийные соли — магниевые соли — по-
кровные сульфаты — терригенные красноцветные от-
ложения.
В мире известно более ста галогенных осадочных
формаций. Наиболее распространены галитсодержа-
Осадочные мвсторпждвння
пологое соляная
побережье < илоеая .
-----——’Г-низина-Т----------солевая яма
। с । “°Ре
краевая себха----------
СТАДИЯ 2
СТАДИЯ 1
Рис. 10.14. Схема соотношения позднепермских соленосных
и ассоциирующих с ними толщ в формации Нижний Клир-
Форк. (По X. Редингу).
щие, менее — калийно-магниевые, всего три форма-
ции — содовые. Такое соотношение объясняется боль-
шим распространением сульфатных галитсодержа-
щих осадков, в которых галит и небольшие количества
сильвина фиксируют начальные стадии испаритель-
ной концентрации по сравнению с хлоридными ка-
лийно-магниевыми. Малочисленность содовых фор-
маций, вероятно, определяется редким сочетанием
континентального осадконакопления в озерах, содер-
жащих вулканогенный материал. Экзотическими яв-
ляются упомянутые выше современные азотистые со-
ли — калийные селитренники. Для образования этих
эфемерных в геологическом смысле солей необходи-
мо уникальное сочетание предгорных впадин и интен-
сивного испарения в очагах разгрузки обогащенных
воздухом грунтовых вод.
Характерны фациальные переходы соленосных от-
ложений, с одной стороны, в морские карбонатные,
а с другой — в глинистые континентальные. Отложе-
Глава 10
ния, вмещающие залежи гипса, галита и сильвинита
представлены красноцветными породами. В послед-
них имеются признаки, указывающие на их образова-
ние в аридном климате (первичная красноцветность,
присутствие карбонатных конкреций, каличе, отсутст-
вие или угнетенность фауны, остатки флоры и др.).
Толщи, содержащие ассоциации содового галогенеза,
концентрации бора и цеолиты располагаются исклю-
чительно в сероцветных комплексах.
Как современный, так и реконструированный
древний рельеф областей соленакопления отличается
выровненностью и отсутствием долин. Это предопре-
деляет возможность длительной хемогенной седимен-
тации из насыщенных и пересыщенных водных рас-
творов. Появление в зоне осадконакопления большого
количества терригенного глинистого материала подав-
ляет образование эвапоритов. Аридные условия и вы-
сокая соленость определяют стерилизацию водоемов
и резко подавленное развитие биогенных осадков.
Солеобразование отмечено во всех геологических
периодах, начиная с раннего докембрия и до совре-
менной эпохи (табл. 10.8). Однако наиболее крупные
скопления каменных солей сопровождают эпохи за-
вершения крупных геотектонических циклов — бай-
кальского (кембрий), каледонского (силур—ранний
девон); герцинского (поздняя пермь), киммерийского
(поздняя юра-ранний мел), альпийского (миоцен).
М. К. Калинко отмечает наибольшую интенсивность
галогенеза в пермском, юрском и четвертичном пери-
одах. М. А. Жарков отмечает эволюцию эвапоритовых
формаций, которая выражается в увеличении их раз-
нообразия от гипсовых в протерозое, гипсовых и хло-
ридных в раннем палеозое, до гипсовых, хлоридных
и различных по составу калийно-сульфатных, натрие-
во-сульфатных и хлоридно-карбонатных в кайнозое.
Солеродные бассейны располагаются в депресси-
ях, чаще платформенных, а также в их краевых проги-
бах (Приуральском, Прикарпатском и др.) или меж-
горных впадинах, рифтогенных зонах (Днепрово-До-
нецкая впадина и пр.) (рис. 10.15). Калийные соли
встречаются исключительно в платформенных струк-
турах, натровые и магниевые не имеют такого ограни-
чения. Депрессионные зоны соленакопления должны
252
Осадочные мвстпрпждения
Таблица 10.8
Геохронологическое положение некоторых соленосных
бассейнов
Регион Пример бассейна Период, эпоха
Прнкаспий, Закавказье, Восток Средней Азии, Испания, Португалия, Франция, Гер- мания, Польша, Румыния, Турция, Северная Африка, Пакистан, Северная Америка. Прикарпат- ский Неогеновый
Средняя Азия, Франция, Англия, Северная Африка, Северная и Южная Америка Среднеази- атский Поздняя юра — ранний мел
Соликамский в Предуралье (Восточно- Европейский) Прикаспийский, Цехштейно- вый (Центрально-Европейский Донбасский, Северо-Американский Соликам- ский Пермский
Донбасский, Минусинский на юге Сибири, Припятский, Североамериканский Припятский Девонский
Восточная Сибирь Восточно- Сибирский Кембрийский
Рис. 10.15. Главнейшие солеродные бассейны мира.
(По В. И. Синякову).
1 — платформы. 2 — границы платформ.
253
Глава ID
быть отгорожены от открытых морских бассейнов
и включать промежуточные бассейны. В континен-
тальных условиях они должны быть конечными водо-
емами стока.
Седиментация эвапоритов происходила в условиях
однонаправленных и сравнительно интенсивных опу-
сканий крупных блоков земной коры. При этом за счет
выровненного рельефа осадконакопление не компен-
сировалось поступлением обильного терригенного ма-
териала. Важно подчеркнуть, что скорость накопления
солей превышала скорость накопления подстилающих
и перекрывающих известковых и алеврито-глинистых
осадков более чем на порядок. По данным М. П. фиве-
га и А. А. Иванова 500-метровая толща каменной соли
могла накопиться за 24 000 — 35 000 лет, то есть со ско-
ростью 16 — 28 см за 1000 лет. В целом эти значения со-
ответствуют скоростям седиментации во впадинах,
удаленных от источников обломочного материала.
Солеродные бассейны существенно различаются
своими размерами (от первых тысяч до миллионов кв.
км). Залежи каменной соли занимают различные час-
ти от площадей бассейнов, составляя от 6 до 70%. Мес-
торождения калийных солей всегда располагаются
внутри галитовых бассейнов, занимая от 5% (Рейнский
грабен) до 24% (Предкарпатский прогиб) и даже 40%
(Верхнекамское месторождение). Наиболее крупными
солеродными бассейнами были кембрийские Восточ-
но-Сибирский и Ирано-Пакистанский и пермские
Восточно-Европейский и Западно-Европейский.
Пласты каменных солей характеризуются внутрен-
ним ритмичным строением. Как правило, в основании
ритмов залегают гипс-ангидритовые слои, выше пере-
ходящие в галитовые, сменяющиеся карналлитом.
Мощность и строение разрезов увеличиваются в сто-
рону центральных частей бассейнов галогенеза
(рис. 10.16). Соленосные формации могут слагать тол-
щи мощностью до 700 и более метров. Калийные соли
занимают часть от галитовых толщ и встречаются либо
в виде маломощных (0,5 — 1,5 м) прослоев и линз, либо
одного или многих мощных (до 25 м) пластов.
Типичны текстуры ленточной слоистости, которые
интерпретируются в качестве сезонных или годовых
слойков. Часто встречаются текстуры оползания, об-
Осадочные месторождения
(в)
Разрез шельфа мелководной впадины
с»)
Разрез окраины бассейна
Тонкослоистые сульфаты
и шевронный (елочковидный)
игцп-дгалит в депрессиях
у£\Эвапориты себхи
Ангидрит себхи
Слоистый
селенит
ппттлп
ПТППТПТ1
Пластический
гипс
(в)
Разрез глубокой
впадины
Соли калия
Тонкослоистый
галит
Тонкослоистый
гипс
Тонкослоистые
карбонаты и
отложения
застойного
бассейна
Елочковидный
галит
Тонкослоистый гипс
i&a.,.
Лагунные осадки
эвксинного типа
Субазрапьные отложения себхи
[^.<^4 и покрытых рассолом низин
Рис. 10.16. Схематические внемасштабные разрезы толщ
разных частей эвапоритовых бассейнов. (По А. С. Кендаллу).
рушения и брекчий растворения, свидетельствующие
о сложных диагенетических и постседиментационных
процессах растворения и выщелачивания соленосных
отложений.
Характерными особенностями эвапоритовых мес-
торождений являются проявления галотектоники —
вязко-пластических деформаций солей и соленосных
глинистых пачек. Особенно ярко это выражается
в древних месторождениях, где мощные залежи соли
перекрыты вышележащими толщами. Для соляных за-
лежей достаточно иметь мощность более 300 м, чтобы
начались пластические деформации в основании та-
ких пачек. Каменные соли и насыщенные водой глины
можно рассматривать в качестве особых неньютонов-
ских вязких жидкостей. Для последних характерно
уменьшение вязкости при увеличении внешнего дав-
Гнавa 10
ления и последующее ее восстановление после снятия
напряжений.
В этой связи залежь каменной соли при получении
определенного литостатического или тектонического
давления начинает двигаться в зону с меньшими на-
пряжениями и формировать весьма причудливые
сложные складки нагнетания. Там, где мощность вы-
шележащих отложений небольшая (либо из-за замед-
ленного осадконакопления, либо по причине постсе-
диментационной эрозии), а также из-за вертикальных
или горизонтальных блоковых движений соль начина-
ет двигаться, часто выдавливается вверх, поднимает
и прорывает вышележащую толщу. Так формируются
соляные купола и диапиры (рис. 10.17). В этой связи
месторождения каменных солей отрабатываются с со-
хранением больших целиков (до 50%) запасов.
Существует четыре типа галогенных месторожде-
ний: 1) современные рассолы озер и морей бассейнов
(рапа), представляющие собой поверхностные скопле-
ния гидроминерального сырья; 2) рассолы подземных
вод (подземное гидроминеральное сырье); 3) соли со-
временной садки; 4) древние соли.
ЕЯ*
Рис. 10.17. Складчатость нагнетания в ядре диапирового
соляного купола. Ядро сложено породами пермского
возраста. (По А. Бенцу).
1 — соль, 2 — глина, 3 — известняки, 4 — ангидрит,
5 — битум.
256
Осадочные МЕСпшрпждения
Месторождения рассолов. В современных морских
водах растворено 35 г/кг солей, из них 99,9% слагают 7
солей: галит NaCl — 77,7%, бишофит МдС12 — 10,9%,
эпсомит MgSO4-7H2O — 3,7%, ангидрит CaSO4 — 3,6%,
сумма (K2SO4 — арканит + кальцит СаСО3 + бораты,
броматы) — 3%. В рассолах современных солеродных
бассейнов суммарные концентрации солей достигают
250 — 300 г/кг при примерном сохранении приведен-
ных пропорций компонентов.
Современная концентрация солей в растворах про-
исходит в соленых озерах и морских заливах во всех
засушливых районах мира. Наиболее крупными мес-
торождениями современных поверхностных рассолов
являются — Большое Соленое озеро в США, Мертвое
море на Ближнем Востоке, Прикаспийский залив Ка-
ра-Богаз-Гол в Казахстане и Приазовский Сивашский
залив в степном Крыму. Все они до недавнего времени
были наиболее значительными неисчерпаемыми (во-
зобновляемыми) экологически чистыми источниками
гидроминерального сырья.
В настоящее время первые два продолжают исправ-
но действовать, а последние, к сожалению, теряют свои
гидрохимические качества из-за неудачных инженер-
но-технических сооружений. В восьмидесятые годы за-
лив Кара-Богаз-Гол был отделен от Каспийского моря
искусственной дамбой. Из-за этого в него перестали по-
ступать необходимые объемы соленой воды и форми-
рование рассолов нарушилось. Сейчас дамба частично
разрушена и природный гидрохимический режим вос-
станавливается. Образование рассолов в Сиваше пре-
кратилось по причине поступления в него больших объ-
емов пресных вод, которые дренировались из прове-
денного в Степном Крыму оросительного канала.
В подземных рассолах общая концентрация солей
(минерализация) колеблется от 35 г/л до 600 г/л.
и более. Практически все районы распространения
рассолов совпадают с залежами каменных солей.
В этой связи выделяются подсолевые, надсолевые
и внутрисолевые рассолы, отличающиеся по соотно-
шению концентраций натрия, кальция, магния, хлора
и сульфат-иона и микрокомпонентов. Подсолевые
и внутрисолевые рассолы рассматриваются в качестве
седиментогенных древних захороненных и метамор-
257
Глава 10
физованных вод. Надсолевые рассолы могут иметь ме-
теорное происхождение и в таком случае называются
рассолами выщелачивания.
Концентрация полезных компонентов в подземных
рассолах может происходить во время накопления ка-
менных солей и позднее в результате обменных реак-
ций в системе «рассол-порода». Подземные рассолы
встречаются как правило в нижних частях крупных
артезианских бассейнов и редко приближаются
к дневной поверхности. Они сопровождают залежи
нефти и газа. При отработке последних выкачиваемые
рассолы занимают огромные площади и представляют
определенную экологическую угрозу. Выкачиваемые
природные рассолы подобно техногенным рассоль-
ным промышленным стокам требуют своего захороне-
ния в специальные подземные полигоны.
Многие исследователи (Е. А. Басков, А. Браун,
Г. А. Голева, Д. И. Горжевский, Д. И. Павлов, Г. Леней,
и др.) считают рассолы артезианских бассейнов ответ-
ственными за образование ряда металлических место-
рождений (железо, марганец, полиметаллы, медь,
стронций и пр.). Этот вопрос более подробно рассмот-
рен при описании эксфильтрационных подземновод-
ных (катагенетических) месторождений.
Месторождения солей. Солеродные бассейны могут
быть изолированными или связанными с морями с нор-
мальной соленостью. Среди современных бассейнов со-
ленакопления X. Рединг выделяет три разновидности:
1. прибрежные равнины типа себхи (засолоненная
равнина на юге Персидского залива) и внутрикон-
тинентальные озера (Баскунчак, восточная часть
Балхаша, техногенно осолоненный Арал и др.)
с субаэральным осадконакоплением;
2. замкнутые морские заливы и лагуны, в которых
происходит отложение в условиях от мелководных
(Кара-Богаз, Сиваш) до глубоководных (Бокано-де-
Вирилла в Южной Америке) с глубиной до несколь-
ких сотен метров;
3. глубокие бассейны внутри соленых морских вод
(Мертвое море).
В первом случае в образовании соли помимо выпа-
ривания воды внутри мелких озер большая роль отво-
Рсадочныв месторождения
дится высаливающему действию грунтовых вод.
По составу рассолов М. Г. Валяшко выделяет три раз-
новидности соленосных озер: хлоридные, сульфатные
и содовые. Источниками солей для первых двух разно-
видностей являются озерные воды аридных областей.
В таких случаях озера являются конечными бассейна-
ми стока пустынных равнин. Для формирования содо-
вых озер важное значение придают выщелачиванию
натрия из вмещающих вулканических и интрузивных
пород. Древние аналоги таких озерных отложений ши-
роко распространены во многих толщах, выполняю-
щих межгорные впадины. Обычно это мелкие место-
рождения. Однако встречаются и крупные, как напри-
мер, месторождения троны во впадине Грин-Ривер на
западе США.
Морские осолоняющиеся заливы могут быть мел-
кими типа лиманов Черного моря и крупными, как Ка-
ра-Богаз-Гол. Определяющее значение в их образова-
нии имеют периодически поступающие в них морские
воды и сезонные режимы выпадения осадков и испа-
рения. Соленосные отложения, связанные с крупны-
ми заливами, представляют большой промышленный
интерес. В качестве древних аналогов таких бассейнов
рассматриваются Рейнский грабен и Приднестров-
ский прогиб (палеоген-неоген) и Днепрово-Донецкая
впадина (пермь).
Наибольшими масштабами обладают крупные глу-
боководные морские бассейны. В них солеобразова-
ние происходит на больших площадях и глубинах
в сотни метров. Древними аналогами солеродных бас-
сейнов краевых частей эпиконтинентальных морей
являются громадные в сотни тысяч квадратных кило-
метров кембрийские Ирано-Пакистанский и Ангаро-
Ленский (Восточно-Сибирский) бассейны и миоцено-
вые эвапориты, распространенные под дном Среди-
земного моря. Для мелководных и глубоководных
условий солеобразования предполагаются различные
породные ассоциации и мощности отложений.
Пермские соленосные бассейны Центрально-Евро-
пейский (Цехштейновый) и Верхнекамский относятся
к внутриконтинентальным морским, не имеющим со-
временных аналогов. В России в Верхнекамском бас-
сейне интенсивно осваивается крупнейшее Соликам-
Гяава 10
ское месторождение (рис. 10.18). Предполагается, что
соленые воды в них накапливались после морских
трансгрессий в результате концентрации в подготови-
тельных водоемах. Они представляли собой крупные
водоемы, заполнявшие интенсивно опускавшиеся бес-
сточные котловины.
Рис. 10.18. Соликамское месторождение солей
(По В. И. Грязнову, Е. И. Семину). Схема распространения
основных горизонтов нижнепермской галогенной формации
Чардыно-Соликамского Приуралья Соликамского
месторождения солей (а): 1 — калийные соли, 2 — каменная
соль (галит), 3 — соленосная толща бассейна р. Вишерка,
4 — глинисто-ангидритовая толща, 5 — глинистые
отложения, 6 — девонские и каменноугольные отложения.
Разрез Верхнепечорского соленосного бассейна р. Вишерка
(б) — четвертичные отложения, 2 — карбонатно-песчано-
глинистые отложения казанского яруса верхней перми,
3—6 — отложения кунгурского яруса, нижней перми:
3 — алевролиты, 4 — каменная соль (галитит), 5 — калийные
соли, 6 — глинисто-ангидритовая толща, 7 — глинисто-
карбонатные породы артинского яруса нижней перми.
Осадочные месторождения
М. П. Фивег и А. Л. Яншин считают, что мощные
толщи галита накапливались в условиях обширных
и глубоких бассейнов, а сильвинита — в мелководных.
При этом важна последовательная концентрация со-
лей в промежуточных бассейнах и соответствующий
перевод засолоненных вод из мелководных зон в глу-
боководные. По мнению С. В. Тихомирова, для соле-
родных бассейнов раннекембрийского периода харак-
терно образование в условиях резкой осолоненности
мирового океана за счет уменьшения парникового эф-
фекта, поскольку в рифее большая часть углекислого
газа вышла из атмосферы, осадившись в мощных кар-
бонатных толщах.
Представления ofi образовании солей
О механизме образования каменных солей сущест-
вует несколько гипотез. По одной из них (Я. Г. Вант-
Гофф, К. С. Курнаков и др.) соли образуются из мор-
ских вод путем их естественного солнечного испарения.
По Я. Г. Вант-Гоффу предполагается следующая после-
довательность солеобразования: кальцит 4- доломит ->
гипс —> галит + гипс —> галит + ангидрит —> галит + по-
лигалит —> астраханит + эпсомит —> сульфаты калия
и магния -> каинит —> карналлит -> бишофит. К. С. Кур-
наков предложил более простой ряд: гипс (CaSO4-2H2O)
-» галит (NaCl) -» эпсомит (MgSO47H2O) -> гексагидрит
(MgSO4-6H2O) -> карналлит (КС1МдС126Н2О) бишо-
фит (МдС12-6Н2О) бораты.
В экспериментах по выпариванию воды указанная
последовательность сохранялась при постепенном
увеличении плотности рассола (рис. 10.19). Однако
в природных эвапоритах относительно повышена доля
гипса и понижена — сульфатов натрия и магния.
Обеднение магнием сопровождается осаждением до-
ломита и глинистых минералов. Эти отличия можно
объяснить явлениями взаимодействия рассолов
и твердой фазы и участия глинистых веществ в обра-
зовании осадков.
Помимо указанных несоответствий механизмом
простого выпаривания никак нельзя объяснить фор-
мирование многосотнеметровых залежей каменных
2G1
Глава ID
Компоненты .
морской] S
воды й
Соли О
8
8
0.12
1,271
27Д'
0,09
2,25
0,74
335
СаСОд
CaSOA!
NaCf ;
NaBr :
MjSOv
ксГ:
Meet, о
0.01
35л
Бора
-ТЫ <
2 с
Плотность I л
рассола I ,и
Эвапорито-
вые зоны|
Кристаллизация солей при
выпаривании морской воды
*оды
1.1 1.2
Гипс-ангид- Галито-
| ритовая | ,вая
Кальцит
Гипс;
полигалит
Галит
Эпсомит,
- каинит,—
сильвин
Карналлит
Бишофит
~Борат
магния
1J
Бишофитовая
Сильвиновая
Карналлитовая
S
8
Рис. 10.19. Изменение объема образующегося рассола, его
плотности и типа осаждающихся солей при выпаривании
морской воды. (По М. Г. Валяшко).
солей. Ведь из морской воды мощностью 10 км можно
выпарить солевой слой мощностью лишь 140 м.
Последнее противоречие удовлетворительно объяс-
няется, исходя из гипотезы баров, выдвинутой А. Оксе-
ниусом. По его представлениям соли накапливаются в за-
мкнутом водоеме, отделенном от открытого бассейна
подводным или надводным барьером (баром). За счет ин-
тенсивного испарения в жарком климате уровень воды
в заливе резко понижается, в результате чего из открыто-
го бассейна поступают дополнительные объемы морской
воды. Привнос растворенных солей при постоянном объ-
еме воды в заливе обусловливает последовательную их
концентрацию и выпадение из пересыщенных рассолов.
Согласно этой гипотезе при отделении залива от
моря соленакопление происходит в четыре стадии:
1. кристаллизация из морской воды карбонатов, а при
пятикратном увеличении солености — гипса;
262
Осадочные месторождения
2. осаждение галита с примесью гипса при 11-крат-
ном концентрировании; при увеличении концент-
рации в 22 раза формируется маточный раствор
с солями калия и магния;
3. при периодическом смешении маточного раствора
с морской водой осаждаются слойки ангидрита;
4. при полном отделении лагуны от моря и 60-кратном
увеличении концентрации выпадают легкораство-
римые соли калия и магния.
Для сохранения образованной залежи она должна
быть перекрыта бронирующим чехлом глинистых от-
ложений. Указанная последовательность может быть
прервана на любой стадии, что удовлетворительно
объясняет наличие разных месторождений эвапори-
тов: гипса, галита, калийных.
М. Г. Валяшко развил эти представления, разделив
солеродные бассейны на два типа — рапного озера
и «сухого» озера (табл. 10.9). В первом из них существу-
ет рапа — густой раствор с плотностью до 1,3 г/куб. см,
в ассоциации с которым последовательно накаплива-
ются карбонат, гипс, галит и сильвинит. Во втором ти-
пе («сухое» озеро) преобладает твердая масса солей,
в межзерновом пространстве которых имеется маточ-
ный рассол с плотностью 1,3 — 1,4 г/куб. см. Кристал-
лизация калийных и магниевых солей из маточного
рассола в «сухом озере» может происходить лишь в ус-
ловиях его накопления в прогибах и его испарения
с открытой поверхности.
Таблица 10.9
Последовательность отложения солей из морской во-
ды при испарении. (По М. Г. Валяшко).
Объем воды 1000 900 800 400 300 200
Плотность воды 1,0 1,1 1,2 1,3 1,4
Тин бассейна Рапного озера «Сухого» озера
Осадки по зонам Карбо- натая Гипсы и ангидриты Гали- товая Сильви- нитовая Карна- литовая Бишофитовая Боратовая
Состав СаСО5 CaSO< NaCI КС1 KCl*MgCl2 MgCl2,K, Mg, в
А. А. Иванов и другие исследователи критикуют
такой механизм образования калийных месторожде-
Глава 10
ний. В частности, считаются нереальными многосот-
неметровые погружения бассейнов, необходимые для
накопления больших объемов межкристальной рапы.
Кроме того, в основе физико-химической модели по-
ложены статические условия. Если рассчитать пара-
метры для динамической модели, то получается, что
солеродный бассейн всегда должен оставаться рап-
ным озером.
Для масштабного калийно-магниевого соленакоп-
ления В. Н. Копнин предложил механизм длительного
круговорота в системе «рапа — рассолы испарения —
межкристальные рассолы — рапа». По его данным не-
обходим дренаж и возврат в рапу больших объемов
межкристальных рассолов во время продолжительно-
го диагенеза.
В. И. Седлецкий, А. А. Байков и Н. И. Копнин допу-
скают эндогенное поступление галоидов на дно рифто-
вых солеродных бассейнов из мантии. Последние от-
личаются присутствием в соленосных толщах вулка-
ногенного материала и высокими концентрациями Fe,
Мп, Zn, Си, Ад, Аи; трехчленным строением разрезов
(континентальные — эвапоритовые — морские отло-
жения).
М. П. Фивег и А. Л. Яншин считают, что мощные
толщи галита накапливались в условиях обширных
и глубоких бассейнов, а сильвинита — в мелководных.
При этом важна последовательная концентрация со-
лей в промежуточных бассейнах и соответствующий
перевод засолоненных вод из мелководных зон в глу-
боководные.
Модели образования месторождений соды и бора
учитывают сложное выщелачивание натрия и бора
из туфогенно-осадочных, вулканических или интру-
зивных пород, расположенных в палеоозерных со-
леродных бассейнах. Здесь также предполагается
действие испарительного механизма и сложного
массообмена в условиях диагенеза и катагенеза
между породой и седиментогенными поровыми рас-
творами.
Таким образом, накопление солей может происхо-
дить двумя путями: 1) в результате последовательного
уменьшения площади солеродного бассейна; 2) путем
концентрирования в межзерновой жидкой фазе в раз-
Осадочные месторождения
резе ранее сформированных эвапоритов. Наиболее
распространен первый механизм, который обусловли-
вает формирование месторождений гипса, галита
и небольших по мощности калийных пластов. Второй
механизм встречается редко, но обусловливает мощ-
ный калийный или содовый рудогенез.
В целом характерными чертами месторождений со-
лей являются:
— связь с аридными климатическими зонами (за ис-
ключением соды) и выровненным рельефом;
— локализация в соленосных преимущественно хе-
могенно-осадочных толщах и связь с первично
красноцветными тонкообломочными отложени-
ями;
— отчетливый стратиграфический контроль рудных
залежей;
— хроностратиграфическая неравномерность рас-
пределения запасов солей, наличие эпох солевого
осадконакопления;
— расположение месторождений в крупных депрес-
сионных зонах, отличавшихся интенсивным не-
компенсированным опусканием и высокой скоро-
стью накопления каменных солей;
— пластовая, иногда штоковидная форма рудных тел
с большой мощностью соленосных толщ, достигаю-
щей 700 — 800 м и площадью распространения, со-
ставляющей от 5 —6 тыс. кв. км до п 100 тыс. кв. км
и более 1 млн. кв. км;
— характерные тонколистоватые текстуры руд, часто
нарушенные оползневыми деформациями, присут-
ствие текстур растворения;
— частые проявления соляной тектоники, обуслов-
ленной способностью каменных солей к вязкому
течению;
— обязательное присутствие в разрезах перекрываю-
щих соли бронирующих глинистых толщ.
Выделяются четыре рудные формации эвапорито-
вых хемогенных осадочных месторождений: 1) гипс-
ангидрит-галитовая; 2) галит-карналлитовая с солями
магния; 3) содовая; 4) современных и древних рассолов
с концентрациями бора, иода, брома, щелочных и ще-
лочно-земельных металлов.
265
Глава 10
Месторождения, образованные из коллоидных растворов
Месторождения этого типа являются главным по-
ставщиком промышленных руд марганца (Чиатури,
Никополь, Болыпе-Токмакское в СНГ, Моанда в Габо-
не, объекты добычи в Марокко, ЮАР). Они представ-
ляются важным источником промышленных оолито-
вых (бурожелезняковых) руд железа (месторождения
Керченское, Аятское, Колпашевское в СНГ, Лотаринг-
ского бассейна в Германии, Клинтон в США, п-ва Нью-
фаундленд в Канаде и др.). К этому типу относятся
перспективные по своим огромным ресурсам железо-
марганцевые конкреции дна мирового океана. Замет-
ную роль играют относящиеся к этому типу осадочные
бокситовые месторождения (Северо-Уральского бок-
ситорудного района, Венгрии, Югославии, Ямайки
и Гаити).
В рассматриваемый класс отнесены осадочные ме-
сторождения железа, марганца и алюминия. Среди
месторождений железа и марганца выделяется три
разновидности: оолитовых руд; железо-марганцевых
конкреций; железистых и марганцевых кварцитов.
Происхождение последних многие исследователи
связывают с вулканогенно-осадочным и метаморфи-
ческим процессами.
Общие черты месторождвний
Выделяются вулканогенные и кремнистые, карбо-
натно-глинистые, черносланцевые, тонкообломочные
и угленосные ассоциации рудоносных геологических
формаций, соответствующие гумидным условиям
осадконакопления и проявлениям синхронного вулка-
низма. Среди них намечаются формационные ряды: а)
кремнисто-железистые и осадочно-эффузивные же-
лезорудные; б) кремнисто-марганцевые; в) боксито-
носные карбонатные (включая рифовые) — угленос-
ные; г) марганцевоносные кремнистые — чернослан-
цевые; д) оолитовых железных руд — терригенные —
карбонатные — черносланцевые; е) терригенные —
конкреционные и оолитовые марганцевые руды -—
карбонатно-глинистые.
Осадочные месторождения
Месторождения располагаются в отложениях, ко-
торые накапливались в мелководных озерах, заливах,
бухтах, лагунах и на океаническом дне с неактивным
гидродинамическим режимом. Характерна ассоциа-
ция руд с мелководными глинистыми, мелкозернисты-
ми песчаными, кремнистыми, туфогенными и карбо-
натными породами, слагающие трансгрессивно-рег-
рессивные серии. Наиболее крупные месторождения
бурых железняков и окисных марганцевых руд зани-
мают обширные мульды в платформенном чехле, как,
например, Камыш-Бурунская структура Керченского
железорудного месторождения (рис. 10.20).
Наличие скоплений углеродистого органического
вещества в черных сланцах или утлях отражает отно-
сительную опресненность бассейнов, что обусловле-
но значительным поступлением растворов из рек,
ручьев и грунтовых вод. Концентрации органическо-
го вещества, скопления органического детрита, при-
сутствие сероцветных терригенных формаций
и пространственная связь с корами выветривания
отражают тропические климатические условия ру-
донакопления.
В целом Н. М. Страховым отмечено закономерное
распределение концентраций алюминия, железа
и марганца в направлении от континента к морским
обстановкам. Эта зональность объясняется различной
подвижностью коллоидных частиц соответствующих
металлов в опресненных и соленых растворах. Послед-
ние, являясь электролитами, обусловливают коагуля-
цию коллоидов и осаждение руд. Этот ряд отражает
распространение ореолов алюминия, марганца и же-
леза от их источника — латеритных кор выветрива-
ния. Соединения алюминия могут мигрировать на не-
большие расстояния до нескольких километров. Боль-
шей устойчивостью обладают закисные формы
железа, максимально устойчивы коллоидные частицы
марганца.
В каждом конкретном рудоносном бассейне кон-
центрации алюминия, железа и марганца подчиняют-
ся определенным геохимическим условиям, которые
в свою очередь обусловлены различными обстановка-
ми осадконакопления. Осаждение железа и марганца
происходит на щелочном, карбонатном, окисном или
Глава 10
Рис. 10.20. Схематическая геологическая карта южной
части Керченского бассейна. (ПоМ. Скобникову).
1 — пески пересыпей, кос, террас; 2 — глины песчанистые и
пески; 3 — бурые железняки; 4 — ракушечники глинистые,
известняки; 5 — известняки детритусовые, глины; 6 —
известняки мшанковые; 7—13 — глины; 7 — трепеловидные,
8 — зеленовато-серые, 9 — оливково-зеленые, 10 —
слоистые с прослоями мергелей, И — с мергелями,
известняками детритусовыми, 12 — с прослоями
строматолитовых известняков, 13 — майкопские.
сульфидном барьерах. Пространственное положение
этих барьеров в основном определяется глубиной
268 и удаленностью осадконакопления от берега. Выпаде-
Осадочные мествррждвния
ние из растворов гидратов окиси алюминия не зависит
от окислительно-восстановительных условий и опре-
деляется двумя главными обстоятельствами: увеличе-
нием щелочности среды при росте pH от от 5 до 9; вы-
носом свободного кремнезема. В противном случае
алюминий связывается в каолините. В этой связи не
случайна приуроченность бокситов к карбонатным
породам, практически лишенным кремнезема и обыч-
но дающим щелочную реакцию среды в гумидных ус-
ловиях.
Для железа наблюдается следующая зональность
руд по мере удаления от береговой линии: окисные
(коричневые); окисные и гидросиликатные (табач-
ные); окисные с сидеритом и анкеритом и гидроокис-
лами марганца (икряные); сидеритовые; пирит-марка-
зитовые концентрации. Похожие изменения выявле-
ны для марганцевых руд: пиролюзит-псиломелановые
(МпО2 и МпО2пН2О); манганитовые МпО(ОН); родо-
хрозитовые МпСО3 (рис. 10.21). Эта модель хорошо со-
гласуется с наблюдаемыми фациально-геохимически-
ми типами марганцевых руд Никопольского место-
рождения (рис. 10.22). Для руд марганца чаще, чем для
железа, характерны переходы в осадки с сероводород-
ным заражением.
Распределение запасов осадочных бокситов, руд
железа и марганца весьма неравномерное по страти-
графическим интервалам, что указывает на существо-
вание крупных металлогенических эпох. Н. М. Стра-
хов выделил семь главных металлогенических эпох:
Рис. 10.21. Минералого-геохимическая зональность
осадочных марганцевых месторождений.
269
Гнзва 10
Рис. 10.22. Схема распространения различных типов
марганцевых руд Никопольского месторождения.
(По В. И. Грязнову и М. Ф. Нососкову).
1 — площади окисных руд; 2 — окисные и карбонатные
руды; 3 — карбонатные руды.
докембрийскую, кембрийскую, ордовикскую, силу-
рийскую, каменноугольную, юрскую и кайнозой-
скую, которые в целом связаны с периодами выравни-
вания и образования интенсивных кор выветривания
(табл. 10.10). Интересно отметить совпадение рудных
эпох для разных металлов. Все рудные эпохи в целом
связаны с периодами выравнивания и образования
интенсивных кор выветривания. Наиболее отчетливо
это наблюдается для осадочных месторождений алю-
миния, которые приурочены к закарстованным по-
верхностям и представлены красноцветными переот-
ложенными латеритными и сероцветными слоистыми
осадочными бокситами, расположенными внутри
карбонатных разрезов.
Для железа главными металлогеническими эпоха-
ми считаются докембрийская (протерозойская) и юр-
ская, которые включают громадные по запасам (десят-
ки млрд т) рудные провинции. Н. М. Страхов отметил
эволюцию генетических типов осадочных железных
руд. Для докембрийской эпохи характерны железис-
270 тые кварциты, накапливавшиеся вдали от морских по-
Осадочные месторождения
Таблица 10.10
Металлогенические эпохи для осадочных руд железа,
марганца и алюминия.
(По Н. М. Страхову с добавлениями).
Эпохи Примеры районов и месторождений
Железа Марганца Алюминия
Кайнозой- ская: чет- вертичная плиоцен, палеоген Пелагические конкреции Гвинея, Гаити, Ямайка
Керченское Чиатури, Никополь, Франция, Италия
Юрская Зауралье, Англия, Испания, Кавказ, Германия, Франция, Люксембург, районы Русской и Сибирской платформ Северная Америка, Испания, Италия Венгрия, Югославия, Франция, Турция, Греция, Северный Казахстан, Тур- гай, Арканзас в США, Ин- дия, Австралия
Каменно- угольная Центральный Казахстан, Урал, Англия, Испания Атасу, Успенское и др. в Казахстане, Девоншир в Англии Средняя Азия
Силурий- ская Аппалачи Мелкие месторождения
Ордовик- ская Тюрингия, Чехословакия, Франция, Англия Бельгия, Англия США, Казахстан
Кембрий- ская Енисейский кряж, Казахстан, КНДР, Англия, Аппалачи Кузнецкий Алатау, мелкие месторожде- ния в Казахстане, Англии, Франции, Южной Африке
Докем- брийская Джеспилиты Индии, Западной и Южной Африки. Кривой Рог, Курская магнитная аномалия. Оленегорское в Карелии, Ми- нас Жераис в Бразилии, СЗ Австралии Калахари в Южной Африке, Бразилия, Китай, гондиты Ин- дии, Мазульское в Западной Сибири Боксоиское в Восточном Саяне
бережий. Для палеозойских эпох рудоотложение ти-
пично в литоральной зоне. Начиная с позднего палео-
зоя, появляются и все более широко распространяют-
ся озерно-болотные руды.
Для марганца помимо крупных докембрийской,
раннепалеозойских и каменноугольной эпох выделя-
ется уникальная олигоценовая эпоха, к которой отно-
сится крупнейшее в мире месторождение Украины
(Никопольское), содержащие 75% мировых запасов
этого металла, и Грузии (Чиатурское). Для докембрий-
Глава 10
ских месторождений характерны преимущественно
силикатные марганцевые руды, для палеозойских —
оксидные и карбонатные, для олигоцена — гидроок-
сидные.
Для месторождений осадочных бокситов важней-
шими эпохами являются: девонская, включающая
Уральские месторождения; карбоновая с месторожде-
ниями Средней Азии; мезозойская и палеогеновая,
к которой приурочены месторождения Средиземно-
морской провинции, и плиоцен-четвертичная, содер-
жащая месторождения на коралловых островах Ямай-
ки и Гаити.
Пластовая форма рудных тел и согласное их залега-
ние в осадочных толщах прямо указывают на седимен-
тационно-диагенетическое происхождение руд. Ха-
рактерно тонкое переслаивание собственно рудных
слоев и прослоев ракушников, глин или песков, содер-
жащих полезные компоненты в примесных концент-
рациях. Мощности рудных тел бурых железняков
и оксидно-марганцевых руд составляют метры — де-
сятки метров, протяженность — многие километры.
Отмечается внутренняя линзовидная неоднородность
пластовых рудных залежей.
В месторождениях бокситов как правило встреча-
ются рудные тела неправильной формы, часто гнездо-
вые, которые подстилают рудные пласты. Это объяс-
няется приуроченностью переотложенных бокситов
к закарстованной поверхности известняков. Осадоч-
ные бокситы часто ассоциируют с собственно карсто-
выми остаточными месторождениями. Рудоносные
зоны прослеживаются вдоль поверхностей несогла-
сия на десятки километров. В типичных разрезах бок-
ситы в нижней части рудных тел имеют красный цвет
за счет гидроокислов железа и бобовую текстуру.
Верхние части рудных тел сложены зеленовато-серы-
ми и пестроцветными массивными и слоистыми бок-
ситами.
Для руд характерны оолитовые, конкреционные,
бобовые, микрослоистые, кластогенные и биогенные
текстуры, примесь глинистого и песчаного терриген-
ного материала. Для докембрийских месторождений
типичны слоисто-полосчатые и плойчатые текстуры
руд. В месторождениях бурых железняков железис-
272
Осадочные месторождения
тые хлориты (шамозит и др.) и гидроокислы железа
(гетит, гидрогетит) считаются первичными седимента-
ционными, образованными в подвижной водной сре-
де. Они слагают оолиты и их цемент. Сидерит в рудах
поздний диагенетический. В оолитовых железных ру-
дах встречаются глауконит, фосфаты и карбонаты.
Для руд Керченского месторождения глауконит не ха-
рактерен, отмечаются повышенные концентрации
марганца, фосфора, мышьяка, ванадия и никеля.
Конкреции железа и марганца встречаются в со-
временных озерно-болотных отложениях и на дне мо-
рей и океанов. Первые в железный век служили са-
мым доступным источником выплавки железа. Вторые
рассматриваются в качестве перспективного сырья
XXI века. Следует подчеркнуть, что помимо основных
компонентов, в конкрециях имеются высокие концен-
трации попутных кобальта, никеля, меди, цинка
и свинца (табл. 10.11). Интересен факт современного
роста пелагических конкреций. Подсчитано, что за год
их накапливается порядка 10 млн т.
Таблица 10.11
Содержание рассеянных элементов
в конкрециях железа и марганца.
(По Дж. Мейнарду)
Типы конкре- ций Содержание, г/т
Со Ni Си Zn Pb
Пелагические 5000 5000 500 500 1000
Прибрежные 50 50 50 50 50
Пресноводные 200 200 600 1600 500
Современные железо-марганцевые конкреции дна
Мирового океана прослежены до глубины 6 км и при
дециметровых мощностях занимают огромные площа-
ди и соответствующие запасы, которых человечеству
может хватить на несколько столетий. На плато Кли-
пертон в центре Тихого океана проведено эксперимен-
тальное крупнообъемное опробование. Диаметр кон-
Глава 10
креций — от первых см до многих дециметров, концен-
трации металлов в них достигают: Fe — 25 — 27%, Мп —
более 20%, Со — первые %, Си — 1,5%. Отмечаются так-
же высокие концентрации Ni, V, Mo, Ti и др. За счет
этого получается весьма ценное сырье для непосредст-
венного получения легированных сплавов.
Представления о рцдообразованои
В качестве источников полезных компонентов рас-
сматриваются латеритные коры выветривания и гидро-
термальные вулканические эксгаляции. Для пелагичес-
ких конкреций помимо названных допускают подвод-
ные базальты, которые в результате взаимодействия
с морской водой выделяют железо и марганец.
Возможность выноса больших объемов алюминия,
марганца и железа из кор глубокого химического вы-
ветривания доказывается:
— присутствием остаточных месторождений бокси-
тов, бурых железняков и скоплений гидроокислов
марганца;
— общей геохимической зональностью распределе-
ния этих трех металлов;
— временной связью оруденения с эпохами выравни-
вания и проявлениями жаркого гумидного климата.
Следует иметь в виду различное количество метал-
лов, содержащихся в определенных типах горных по-
род, среди которых алюминием, например, наиболее
богаты щелочные породы, базальты и глинисто-слан-
цевые толщи.
Наличие вулканического источника подтверждается:
— существованием в зонах океанического спрединга
глубоководных «черных» и «белых курильщиков»,
в результате деятельности которых в океан выно-
сятся значительные объемы сульфидов железа;
— повышенными содержаниями марганца (до
0,3 —0,5 мг/л) в глубинных сероводородных восхо-
дящих водах;
— пространственной и временной ассоциацией желе-
зо-марганцевых руд с глубоководными вулканоген-
ными и кремнистыми отложениями;
274
Осадочные месторождения
— наличием вулканического пепла, при разложении
которого могли формироваться бокситы на рифах
Ямайки и Гаити.
На примере формирования океанических железо-
марганцевых конкреций оба источника рассматрива-
ются в качестве одинаково значимых.
Основными путями миграции металлов рассматри-
ваемой триады являются: подводные вулканические
гидротермы и сопровождающие их океанические
и глубинные морские течения; стоки малых и больших
рек; грунтовые и артезианские подземные воды.
Для накопления руд железа и повышенных концен-
траций марганца в пресноводных водоемах и карсто-
вых бокситов большое значение, вероятно, имели грун-
товые воды. Для формирования осадочных бокситов,
оолитовых руд марганца и железа в условиях литорали
определяющее значение имели речные выносы.
Для руд железа и марганца, ассоциирующих с глубоко-
водными вулканогенными и карбонатно-кремнистыми
отложениями, и пелагических конкреций первосте-
пенными следует считать океанические течения.
Полезные компоненты мигрировали в виде механи-
ческих взвесей, истинных и коллоидных растворов. В по-
верхностных водотоках преобладали коллоидные
растворы. Согласно представлениям большинства иссле-
дователей (С. М. Малявкина, Г. И. Бушинского, Ю. К. Го-
рецкого, В. А. Тенякова, В. Занса, Д. Бардоши), бокситы
переносились в карстовые понижения преимуществен-
но механическим путем из размывающихся латеритных
кор выветривания. В этой связи они удалены от кор вы-
ветривания не далее нескольких (до 10) км. В дальней-
шем внутри карстовых глинисто-латеритных образова-
ний кремнезем выщелачивался, а глинистые минералы
преобразовывались в гидроокислы алюминия (гиббсит,
гидраргилит, бемит, диаспор). При более поздней ин-
грессии моря происходило механическое и в меньшей
мере хемогенное накопление бокситов. Для некоторых
карстовых месторождений бокситов и бокситов, распо-
ложенных на коралловых рифах, удаленных от кор выве-
тривания, высказывается точка зрения об их образова-
нии в результате латеритизации вулканического пепла
(А. С. Калугин, Д. Годен и др.).
275
Гяавз 10
В подводных вулканических гидротермах, грунтовых
и глубоких артезианских водах железо и марганец могли
переноситься в виде хлоридов и органо-минеральных
комплексов. Вблизи океанических «курильщиков» желе-
зо распространялось в виде «дымов» — суспензий пир-
ротина и пирита. Допускается перенос соединений алю-
миния кислыми вулканогенными гидротермальными
растворами. В осадочные бассейны марганцевоносные
растворы могли поступать: преимущественно с суши
в виде речных суспензионных выносов (А. Г. Бетехтин,
В. И. Грязнов и др.) и затем перераспределяться в осадке;
привноситься глубинными сероводородными водами из
батиальных частей морей и океанов (Д. Г. Сапожников);
поступать из вулканических эксгаляций (Г. С. Дзоценид-
зе и др.). Предполагается привнос марганца и железа
восходящими напорными водами артезианских бассей-
нов (Д. И. Павлов, Д. И. Горжевский и др.).
В большинстве случаев наиболее важными форма-
ми переноса металлов, по-видимому, были коллоидные
растворы. Напомним, что устойчивыми положительно
заряженными коллоидными частицами являются гид-
роокислы железа и алюминия. Окислы марганца так-
же как кремнезем, гумусовые и глинистые частицы
и сульфиды образуют отрицательно заряженные кол-
лоидные частицы. В соответствии с этим коллоидные
растворы алюминия и железа менее устойчивы в при-
сутствии отрицательно заряженных частиц гумусо-
вых веществ и кремнезема. Коллоиды окислов марган-
ца при наличии органических веществ не могут коагу-
лировать и находятся в растворе. Этим объясняется
отсутствие в марганцевых рудах скоплений органиче-
ского вещества.
Причинами концентрации являлись разнообраз-
ные геохимические барьеры. В их числе наиболее рас-
пространенным, по-видимому, был электролитный.
В результате его действия происходила коагуляция
коллоидов, устойчивых в пресных непроводящих рас-
творах, при их поступлении в морскую соленую воду.
В образовании оолитовых руд железа Е. ,Ф. Шнюков
отводит значительную роль подвижной гидродинами-
ческой среде водоема. В результате многократных тур-
булентных движений сгустки коагулянтов формиро-
вали концентрические структуры вокруг вращающих-
Осадочные месторождения
ся частиц кварца, глин, обломков раковин и самих оо-
литов.
Следует отметить, что осаждавшиеся коллоидные
частицы обладали большой сорбционной поверхнос-
тью. Это обусловливало накопление в конкреционных
образованиях ряда ценных попутных компонентов
(Со, Ni, Zn, Pb, Си, As, V, Li, Ge). Для бокситов харак-
терны аномальные концентрации V, Сг, Си, Zn, Sn, В,
Р, Zr, Sc, Ga и других элементов.
Вторым по значимости следует считать окисли-
тельный барьер, на котором осаждалась основная
масса оксидных руд железа и марганца. При образо-
вании родохрозитовых и сидеритовых руд существо-
вал щелочной карбонатный барьер. Для железа важ-
ное значение имели силикатный и сероводородный
барьеры.
Важно подчеркнуть, что осаждение окисных и кар-
бонатных соединений марганца по сравнению с желе-
зом должно было происходить в значительно более
щелочных средах. Это обстоятельство вместе с проти-
воположным знаком заряда коллоидов обусловило
большую миграционную способность марганца.
Существенными для осаждения железа и марганца,
вероятно, были микробиологические барьеры. Катио-
ны этих металлов способны легко изменять свое ва-
лентное состояние и поэтому активно участвуют
в окислительно-восстановительных реакциях. Это
обусловливает широкое использование этих элемен-
тов бактериями — хемотрофами и участие железа
и марганца в биологических реакциях (кроветворная
деятельность, рост растений и пр.). В этой связи суще-
ствуют точки зрения об осаждении этих металлов в ре-
зультате интенсивного роста биомассы использующих
их микроорганизмов (Б. В. Перфильев, А. М. Обут).
По мнению А. М. Обута, формирование уникальных
месторождений этого металла на юге Русской плат-
формы объясняется интенсивным развитием в олиго-
цене марганцевой микрофлоры.
Следует иметь в виду, что качественные и минера-
лого-геохимические характеристики руд рассматрива-
емых осадочных месторождений железа, марганца
и алюминия сформировались в результате сложных
процессов на стадиях седиментогенеза, диагенеза, ка-
277
Глава ID
тагенеза и гипергенных преобразований. Самыми важ-
ными считаются стадии седиментогенеза и диагенеза.
Рассматриваемые месторождения имеют следую-
щие характерные особенности:
— ассоциация месторождений с сероцветными тер-
ригенными, туфогенно-осадочными, черносланце-
выми и угленосными формациями гумидных кли-
матических зон, выполняющими озерные, морские
и океанические впадины;
— фациально-геохимическая и минеральная зональ-
ность оруденения относительно береговой линии;
стратиграфический контроль оруденения, наличие
металлогенических эпох, в которых сосредоточены
наибольшие мировые запасы железа, марганца
и алюминия;
— пластовая форма рудных тел, оолитовые, конкре-
ционные и микрослоистые текстуры руд.
Выделяются рудные формации хемогенно-колло-
идных осадочных месторождений: 1) бурых железня-
ков с оолитовыми шамозит-гетит-гидрогетитовыми
и сидеритовыми рудами; 2) псиломелан-пиролюзито-
вая с родохрозитом; 3) железо-марганцевых конкре-
ций дна Мирового океана; 4) бокситовая (диаспор-бе-
митовая) в угленосных и известняковых толщах; 5) хе-
могенных известняков и доломитов.
В рассматриваемую группу ряд исследователей отно-
сят углеродистые сланцы, фосфориты и угли, битуми-
нозные известняки, отличающиеся повышенными кон-
центрациями урана, редких земель, меди, полиметаллов,
платины, германия и других компонентов. Поскольку
такие рудоносные породы отличаются биогенными
скоплениями углерода и фосфора и часто связаны с дея-
тельностью подземных вод, то они рассмотрены ниже
в соответствующих разделах.
Бипхимичвские месторождения
К биохимическим относятся месторождения фос-
форитов, кремнистых, карбонатных пород, сапропеля,
торфа, лигнита, каменного угля и горючих сланцев.
Они имеют большое экономическое значение, т. к. яв-
278
Осадочные месторождения
ляются важнейшими энергетическими источниками,
обеспечивают сырьем химическую промышленность
и производство фосфорных удобрений. Кроме того,
биохимические процессы представляются важными
при образовании некоторых осадочных месторожде-
ний урана, редких земель, иттрия, скандия, меди, сере-
бра, полиметаллов, платиноидов и ванадия.
Для образования месторождений этого типа опре-
деляющее значение имеют климатические, ландшафт-
ные и историко-геологические факторы.
Месторождения фдсфоритов
Фосфоритами называются породы с экзогенными
концентрациями скрыто- или микрокристаллического
апатита. Нижний предел таких концентраций состав-
ляет 5—12%, верхний — 35% Р2О5. Г- И. Бушинский
предложил считать фосфоритами породы с содержа-
нием пятиокиси фосфора более 5%, породы, содержа-
щие Р2О5 от 0,5 до 5%, — фосфатсодержащими.
А. С. Михайлов предлагает нижний предел принимать
в 12% Р2О5. фосфориты могут формироваться в корах
выветривания, рассмотренных выше, и осадочным пу-
тем. В мировом балансе фосфатного сырья осадочные
фосфориты составляют около 80%.
Изучению вещественного состава руд и условий фо-
сфоритообразования посвящена обширная литература
(фундаментальные труды Г. Н. Батурина, Г. И. Бушин-
ского, Б. М. Гиммельфарба, Э. А Еганова, А. В. Казако-
ва, Н. И. Красильниковой, Е. В. Орловой, А. И. Смирно-
ва, А С. Соколова, Н. С. Шатского, Дж. Лукаса и др.).
По особенностям состава выделяют три типа оса-
дочных фосфоритовых месторождений: желваковые,
ракушечные и зернистые. Последние включают мик-
розернистые и собственно зернистые разности.
Общие особенности месторождений
Характерными чертами геологического строения
рассматриваемых месторождений являются:
— приуроченность к континентальным осадкам, отло-
жениям древних шельфов и внутриконтиненталь-
ных морей, отличавшихся высокой биопродуктив-
ностью и проявлениями глубинных течений;
279
Глава 10
— ассоциация фосфоритов с кремнисто-карбонатны-
ми, карбонатными, сероцветным терригенными пес-
чано-глинистыми и черносланцевыми формациями;
— наличие эпох фосфатонакопления, главными из ко-
торых являются венд-кембрийская, пермская
и мел-палеогеновая;
— связь оруденения с депрессионными зонами, ос-
ложненными конседиментационными поднятиями
и впадинами;
— пластовая форма рудных залежей; седиментацион-
но-обломочные, конкреционные, зернистые, сло-
истые и биогенные текстуры руд;
— повышенные концентрации ряда элементов (уран,
стронций, редкие земли, фтор и др.).
Перечисленные особенности имеют свое выраже-
ние для каждого их выделенных типов месторождений
(табл. 10.12).
В мире известно более 20 крупных фосфорито-
носных бассейнов с запасами пятиокиси фосфора
более 100 млн т., которые располагаются в пределах
шести фосфоритовых провинций (рис. 10.23). Харак-
Таблица 10.12
Закономерности локализации фосфоритовых место-
рождений разных типов. (По А. С. Михайлову).
Закономер- пости Типы месторождений
Зернистые Желваковые Ракушечные
Стратигра- фические Рифей — нижний кем- брий, реже пермь, мел Мел — палеоген Ордовик
Палеотек- тонические Склоны конседиментационных поднятий и впадин
Литолого- формаци- онные Кремнисто- карбонатные или тер- ригенно-кремнисто- карбонатные Терригенные или кар- бонатно-терригенные Терригенные песчаные
Палеогео- графи- ческие Широкие шельфы глу- биной до 250 м арид- ных зон Мелководные эпикон- тинентальные гумидных и переходных зон
Элементы в повышен- ных содер- жаниях U; V; Мп; Ba; Sr; TR U; TR; Sr; Мп U; TR; Sr
Примеры месторож- дений Каратау в Казахстане, Фосфория в США, Хубсугульский бассейн в Монголии Егорьевское в Подмос- ковье, Вятско-Камское в России, Чилисайское в Казахстане Тоолсе и Маар- ду в Эстонии, Кингисеппское в России
280
Осадочные месторождения
Рис. 10.23. Фосфоритоносные провинции мира.
(По В. И. Синякову).
Месторождения фосфоритов: 1 — микрозернистых,
2 — зернистых, 3 — желваковых.
Провинции: I — Скалистых гор; II — Восточно-
Американской береговой равнины; III — Аравийско-
Африканская; IV — Русской платформы; V— Азиатская;
VI — Австралийская.
терно положение этих провинций вблизи современ-
ных или древних краевых частей континентов. Это
связано с мелководно-морским осадконакоплением,
отличающимся высокой биологической продуктив-
ностью и привносом растворенных соединений фос-
фора с континентов или донными океаническими те-
чениями.
А. В. Ильин на примере сеноманских желваковых
фосфоритов Русской платформы и сенон-палеогено-
вых зернистых фосфоритов Африкано-Аравийской
провинции выделяет соответственно внутриконтинен-
тальные и окраинно-континентальные бассейны фос-
фатонакопления (табл. 10.13).
В обоих типах бассейнов области фосфатонакопле-
ния протягивались параллельно береговой линии.
Предложенное двойное деление соответствует выде-
ляемым ранее Г. И. Бушинским, Е. В. Орловой конкре-
Глава 10
Таблица 10.13
Особенности фосфоритовых месторождений, сфор-
мированных во внутриконтинентальных и окраинно-
континентальных бассейнах.
(По А. В. Ильину, упрощено).
Особенности Фосфориты внутриконти- нентальных бассейнов Фосфориты окраин- но-континентальных бассейнов
Содержание P2Os (%) 10-18 20-30
Продуктивность на месторождениях, т/кв. м ДО 4 до 250
Связи с палеоокеа- ном отдаленные непосредственные
Ассоциация с форма- циями: карбонатными и кремнистыми; черносланцевыми запрещена отсутствует весьма характерна весьма характерна
Источник фосфора местный резерв Мирового океана
Механизм доставки фосфора привнес реками апвеллинг
ционным (желваковым) и пластовым, либо, по А. В. Ка-
закову, платформенным и геосинклинальным типам
фосфоритовых месторождений.
Фосфориты могут накапливаться и в континенталь-
ных условиях. В этих случаях они представлены: обра-
зованиями кор выветривания; аллювиальными скоп-
лениями фосфатизированных остатков ископаемых
позвоночных; концентрациями экскрементов летучих
мышей и птиц (гуано). В последнем случае они пред-
ставляют собой возобновляемые источники высокока-
чественных фосфатных удобрений.
Формирование фосфоритов определяется ланд-
шафтными условиями. Так, для желваковых фосфори-
тов характерна локализация в понижениях дна мелко-
водных частей бассейнов. Зернистые фосфориты ло-
кализуются в краевых частях широкого мелководного
(глубины до 250 м) шельфа в зонах влияния восходя-
щих глубинных океанических течений. Ракушечные
фосфориты формируются в местах массового разви-
тия, отмирания и захоронения ископаемых моллюсков
или рыб. Последние представляются мелководными
282
Осадочные месторождения
лагунами (иловыми впадинами) с сероводородным за-
ражением. Гуано накапливается в пещерах и на остро-
вах птичьих базаров. Скопления фосфатизированных
костей позвоночных находятся в долинах рек в райо-
нах массового развития и захоронения животных.
Фосфор входит в состав белков, органических кис-
лот, липидов, костной ткани и других органических со-
единений. Он слагает протоплазму фитопланктона, хо-
рошо усваивается животными и накапливается в рако-
винах плеченогих моллюсков и костной ткани
позвоночных. В этой связи закономерно, что во всех
случаях современного и древнего фосфатонакопления
устанавливается активное участие биоса. Это очевид-
но для ракушечных и континентальных фосфоритов.
В желваковых фосфоритах установлены онколиты,
микрофоссилии и копролиты. Микробиальное проис-
хождение зернистых фосфоритов установлено рабо-
тами российских палеонтологов. Их рассматривают
в качестве нитчатых и трубочных образований циано-
бактерий.
Фосфориты и вмещающие их фосфатоносные тол-
щи встречаются в разрезах как платформенного чех-
ла, так и складчатых областей. На платформах они свя-
заны: с кварцевыми песками и песчаниками, обога-
щенными фосфатизированными остатками брахиопод
(ракушечниковые фосфориты ордовика северо-запа-
да Русской платформы); песчано-глинистыми содер-
жащими глауконит отложениями (желваковые фосфо-
риты юры и мела центральных частей Русской плат-
формы); глинистыми горизонтами, обогащенными
детритом ископаемых рыб и органическим веществом
(олигоценовые ракушечные фосфориты восточного
Прикаспия). Во всех разрезах фосфатоносные толщи
ассоциируют с сероцветными терригенными форма-
циями.
В геосинклинальных толщах встречаются лишь
зернистые фосфориты, которые залегают в основании
трансгрессивных карбонатных толщ. Они ассоцииру-
ют с карбонатными, углисто-глинистыми и кремнис-
тыми породами. Характерны фациальные переходы
фосфатоносных отложений в сторону берега в терри-
генные отложения, в сторону открытого моря — в чер-
носланцевые и кремнистые.
283
Глава 10
Для фосфоритовых месторождений характерна
связь с определенными геологическими эпохами
и эволюционная смена типов фосфоритов. Более 80%
фосфоритовых руд сосредоточено в отложениях трех
эпох: венд-кембрийской, пермской и поздний мел-па-
леогеновой. Существенные запасы отмечаются в нео-
геновых и ордовикских толщах.
Эволюция фосфатонакопления выражается в сме-
не в геологическом времени микрозернистых фосфо-
ритов зернистыми, затем ракушниковыми и, наконец,
желваковыми, что установлено Н. А. Красильниковой
и А. Л. Яншиным.
Следует отметить две палеотектонические особен-
ности, обусловливающие формирование руд. Во-пер-
вых, необходимо проявление конседиментационных
осложнений таких бассейнов в виде пологих поднятий
и впадин. Именно во впадинах происходит преимуще-
ственная седиментация фосфатов, интенсивно пере-
мываемых на палеоподнятиях. Во-вторых, необходим
определенный режим конседиментационных опуска-
ний. Это должны быть стабильные замедленные дви-
жения, во время которых биогенная седиментация не
нарушается терригенной или хемогенной.
Залежи фосфоритов имеют пластовую и пластооб-
разную форму и значительую площадь. Так область
зернистых фосфоритов западно-казахстанской Кара-
тауской провинции протягивается на 100 км при ши-
рине 40 — 50 км. Фосфоритовые тела этих месторожде-
ний имеют крутое падение, протягиваются на многие
километры и включают различные сорта и минераль-
ные типы (рис. 10.24). Залежи желваковых и ракушни-
ковых фосфоритов имеют мощности от дециметров до
первых метров и прослеживаются на первые километ-
ры. Они залегают полого и отрабатываются неглубо-
кими карьерами.
Фосфатное вещество встречается в виде желваков,
галек, мелких зерен, оолитов, слойков, конкрецион-
ных, цементных и органогенных образований, рас-
пространенных внутри песчано-глинистых и карбо-
натных пород. Для желваковых фосфоритов типична
ассоциация с сидеритом, глауконитом и гидроокисла-
ми железа. В ракушечных и зернистых фосфоритах
характерны скопления тонкодисперсного органичес-
284
Осадочные месторождения
Рис. 10.24. Схема размещения типов руд на
месторождениях Джанатас и Кокджон района хр. Каратау.
(По А. М. Тушиной).
1—3 — фосфатные руды: 1 — богатые
(а — низкомагнезиальные, б — магнезиальные,
в — высокомагнезиальные); 2 — рядовые; 3 — бедные;
4 — фосфатно-кремнистые руды; 5 — кремнистые руды;
6 — доломиты; 7 — песчаники, алевролиты.
кого вещества до первых процентов органического уг-
лерода.
Микрозернистые фосфориты представлены ооли-
тово-микрозернистыми и афанитовыми образования-
ми и трудно обогащаются. Зернистые фосфориты ча-
сто несут примесь глинистого материала и пирита
и обычно легко обогатимы. Ракушняковые фосфори-
ты ордовикского возраста могут иметь примесь квар-
ца, глинистых частиц и редких элементов и также хо-
рошо обогащаются. Желваковые фосфориты обога-
щены окислами железа, имеют примеси кварца, глин
и полезного компонента — глауконита и трудно обо-
гатимы. Желваковые руды можно использовать для
удобрения кислых почв в измельченном виде без обо-
гащения.
Все фосфориты характеризуются повышенными
концентрациями радиоактивных, редких и рассеян-
ных элементов: U, Th, Y, TR, Sc, V, Mo, Sr, Ba, Cr, F. Ха-
рактерна положительная корреляция содержания ура-
на и фосфора, по которой можно проводить поиски
и оценивать ресурсы обоих компонентов. Закономер-
Глава 10
но соотношение содержаний U:Th>l. Повышенные
концентрации элементов-примесей в фосфоритах
обусловлены большой сорбционной емкостью мелко-
зернистого апатита и благоприятными кристаллохи-
мическими особенностями апатита, связанными с ши-
рокими возможностями изоморфного замещения ио-
нами редких металлов двухвалентного кальция.
Следует иметь в виду двойное значение микропри-
месей. С одной стороны, они могут быть полезными
компонентами и извлекаться, как это делалось в При-
каспии на редкометально-урановом ракушечном мес-
торождении, в глинах, обогащенных детритом ископа-
емых рыб, или из пермских фосфоритов американско-
го бассейна Фосфория, где извлекался уран. С другой
стороны, повышенные количества тяжелых токсич-
ных и радиоактивных металлов в фосфатных удобре-
ниях могут иметь вредное экологическое воздействие.
Представления о механизмах фосфатонакопления
Главными генетическими вопросами в геологии
фосфоритов, по мнению А. С. Соколова, являются: ис-
точники фосфора в бассейнах осадконакопления; ме-
ханизм осаждения и концентрации фосфоритов; при-
чины глобальных эпох и эволюции фосфоритогенеза.
Фосфор в моря и океаны может поступать в резуль-
тате сноса с континентов и вместе с продуктами вулка-
низма. По данным Г. Н. Батурина, Ж. Люка и других,
в современных бассейнах седиментации основным ис-
точником фосфора является континентальный сток.
Судя по малым его концентрациям в подводных гидро-
термах (от следов до 60 мкг/л), вулканогенно-гидро-
термальное поступление этого компонента второсте-
пенное. Также незначительна поставка фосфора из
вулканических пород основного состава, экспониро-
ванных на дне современных водоемов. Однако
А. Л. Яншин допускает значительные поставки эндо-
генного фосфора в воды древних бассейнов.
Выносимый с континентов фосфор поступает глав-
ным образом в виде минеральных взвесей, в меньшей
мере в виде органических веществ и растворенной
форме. Вымывается этот элемент в основном из оса-
дочных пород. Предполагается, что и в древние эпохи
основным поставщиком фосфора служили осадочные,
Осадочные месторождения
а не интрузивные или вулканические породы, по-
скольку они, так же как и ныне, занимали более двух
третей поверхности Земли.
О механизме переноса фосфора в морских водо-
емах имеется две точки зрения. По первой из них на
подводные окраины континентов фосфор выносят
глубинные восходящие океанические течения
(рис. 10.25). Эта гипотеза была обоснована А. В. Каза-
Рис. 10.25. Схема фосфоритообразования в зоне шельфа по
хемогенной модели А. В. Казакова.
1 — морские воды, обогащенные СО2 и Р2О5; 2 — осадки
глинисто-известковистой фации; 3 — осадки
фосфоритовой фации.
ковым, который считал, что обогащенный фосфором
планктон, попадая на глубины от 300 до 1000— 1500 м,
интенсивно растворяется, из-за чего происходит кон-
центрация фосфора (до 300 и более мг/куб. м). Такие
холодные глубинные океанические воды обогащены
растворенной углекислотой и в результате конвектив-
ных циркумокеанических течений поднимаются
к краям континентов. Здесь благодаря прогреву, сни-
жению давления и соответствующему удалению из
растворов углекислого газа происходит выпадение
кальцита и апатита.
Глава 10
Согласно второй точке зрения, в шельфовые зоны
фосфатонакопления фосфор попадает в результате
прибрежного апвеллинга, который представляет со-
бой восходящие течения, вовлекающие подповерхно-
стные (до 200 — 250 м) воды. Такие течения формиру-
ются благодаря действию вертикального и горизон-
тального водообмена на шельфе в субтропических
широтах примерно в 100 км от берега.
Основной механизм извлечения фосфора из рас-
творов представляется биогенным. Он, по существу,
двухстадийный. Сначала происходит биоассимиляция
фосфора микроорганизмами планктона, а также не-
ктонной и бентосной фауной, затем — биоседимента-
ция. Подчиненное значение имеет сорбция и соосаж-
дение фосфора совместно с гидротермальными или
терригенными гидроокислами железа. Кристаллиза-
ция фосфатов кальция происходит в диагенезе путем
осаждения из поровых вод. Здесь также большая роль
отводится деятельности микроорганизмов, в частнос-
ти цианобактерий. Химическому осаждению фосфа-
тов способствует более щелочная реакция среды.
Раньше считалось, что зернистые фосфориты име-
ют преимущественно хемогенное происхождение,
а желваковые и ракушняковые — биогенное. Работа-
ми последних лет обосновано также микробиальное
происхождение зернистых фосфоритов. При изуче-
нии микронных выделений микрозернистых фосфо-
ритов венда, кембрия и перми не оказалось ни одного
зерна, которое не имело бы признаков микробиаль-
ного происхождения. В древних толщах распростра-
нены фосфатные образования сообществ цианобак-
терий и онколито-строматолитовые фосфориты,
в пермских — спонголиты. Наибольшее биогенное
осаждение фосфатов происходило в мелководных ус-
лових зоны сублиторали. Следует иметь в виду, что
интенсивное накопление фосфатов цианобактерия-
ми происходит при его относительной концентрации
(выше 18 мг/л) и постоянном привносе донными те-
чениями.
Одной из причин глобальных эпох фосфоритообра-
зования считают эндогенное поступление фосфора из
мантии во время интенсивного рифтогенеза. Тогда
глубинные расколы могли достигать примантийных
РсадочныЕ месторождения
зон, активизировали щелочно-базальтоидный магма-
тизм и фосфорсодержащие эманации в зонах спре-
динга. В качестве косвенного доказательства этого
А. С. Соколов и А. А. Фролов рассматривают совпаде-
ние эпох интенсивного фосфоритообразования и фор-
мирования апатитовых месторождений в интрузив-
ных массивах щелочных пород.
Осадочные месторождения горючих нопезных ископаемых
Важнейшими типами биогенных осадочных место-
рождений являются месторождения твердых горючих
полезных ископаемых — торфа, лигнитов, бурых и ка-
менных углей и горючих сланцев. Все они представля-
ют собой в той или иной степени литофицированные
концентрации собственно углеродистого органическо-
го вещества. Главным образом они сложены остатками
низших и высших растений и микроорганизмов. Поми-
мо углеродистого вещества в составе рассматриваемых
осадочных образований принимают участие карбонат-
ный, сульфидный, сульфатный, кремнистый и терри-
генный материал.
Геологии торфа, ископаемых углей и горючих сланцев
посвящена обширная учебная литература (работы
М. В. Голицина, И. В. Высоцкого, Г. А. Иванова, А. К. Мат-
веева, К. В. Миронова, А. В. Предовского, В. В. Семенови-
ча, П. И. Степанова, В. Ф. Череповского и др.). В этой связи
ниже приведены лишь основные сведения.
Месторождения сапропеля, торфа и угля
Ископаемые угли представляют собой литофици-
рованные торф и сапропель. Общими чертами торфя-
ных и угольных месторождений являются:
— приуроченность к отложениям заболоченных ланд-
шафтов, распространенных в межгорных озерных
котловинах, долинах равнинных рек и их пологих
водоразделах, придельтовых и прибрежно-морских
равнинах;
— ассоциация с терригенно-карбонатными и серо-
цветными песчано-глинистыми формациями, обра-
зование которых происходило в гумидном климате
в различных геотектонических обстановках;
289
Глава 10
— неравномерность распределения запасов в геоло-
гическом времени, наличие эпох угленакопления,
главными из которых являются каменноугольная,
пермская и мел-палеогеновая;
— связь месторождений с депрессионными зонами,
отличающимися оптимальным для торфонакопле-
ния и утлеобразования режимом стабильных кон-
седиментационных опусканий;
— закономерное положение угольных пластов внутри
осадочных ритмов, сложенных угленосными тер-
ригенными или терригенно-карбонатными отложе-
ниями;
— различная степень литофикации и углефикации
скоплений органического вещества, согласующая-
ся с изменениями состава и калорийности топлива
и способности углей к коксованию;
— повышенные скопления ряда элементов (германий,
бериллий, уран, молибден, ванадий, редкие земли
и др.), концентрация которых в ряде случаев обу-
словливает формирование комплексных металл-
угольных и металл-торфяных месторождений.
Крупные площади современного торфообразова-
ния располагаются в обширных равнинах в пределах
древних и молодых платформ в областях гумидного
климата. Ближе к полярным областям преобладают
верховые болота, которые постепенно на юг сменяют-
ся низинными. Мощность торфяного слоя может до-
стигать 50 см и более. Торфяные залежи формируются
в условиях анаэробного окисления и высокой увлаж-
ненности почв.
В начале в низинных таежных болотах определя-
ющее влияние имеют высокостоящие грунтовые во-
ды. В этих условиях торф формируется за счет травя-
нистых осоково-злаковых и лиственных древесных
растений. Затем лиственные деревья сменяются бо-
лотной сосной и кустарниковыми (багульник, под-
бел, вереск и пр.). В заключительной стадии преобла-
дают сфагновые мхи. Грунтовая вода омывает лишь
нижние части торфяных пластов и не оказывает вли-
яния на образование торфа, торфообразование оп-
ределяется поверхностными водами. В таких услови-
ях формируются торфяные залежи верховых болот.
Осадочные месторождения
Месторождения сапропеля представляют собой
скопления обогащенного биохимически активным
органическим веществом глинистого ила озер гумид-
ных климатических зон. Сапропель является хоро-
шим органическим удобрением. Кроме того, во мно-
гих случаях сапропель представляет собой лечебную
грязь.
Первичное органическое вещество углей может
быть гумусовым (остатки высших растений) и сапро-
пелевым (остатки низших растений и простейших
животных, главным образом отмершего планктона).
Гумусовое вещество может быть автохтонным, нако-
пившимся на месте роста, и аллохтонным, представ-
ленным переотложенными остатками растений.
По мере преобразования и углефикации различия
между сапропелевым и гумусовым веществом теря-
ются. Тем не менее, согласно Ю. А. Жемчужникову,
Г. А. Иванову и другим исследователям в большинстве
случаев можно выделить гумусовые (гумулиты), са-
пропелевые (сапропелиты) и переходные разности уг-
лей (табл. 10.14).
Угольные месторождения подразделяются не толь-
ко по генетическому типу первичного органического
вещества, но и по преимущественному накоплению
в континентальных озерно-болотных обстановках
(лимнические угли) или прибрежно-морских условиях
(паралические угли). Для первых характерна ассоциа-
ция углей и угленосных терригенных континенталь-
ных отложений, для вторых — ассоциация утлей с уг-
леносными карбонатными и песчано-глинистыми при-
брежно-морскими отложениями.
Угленосные формации подразделяют на платфор-
менные, геосинклинальные и промежуточные. Пер-
вые залегают в чехле древних и молодых платформ.
Они включают месторождения Подмосковного, Кан-
ско-Ачинского, Тунгусского, Иркутского и других
угольных бассейнов. Для них характерны: относитель-
но небольшая мощность угленосных толщ, достигаю-
щая первых сотен метров в чехле древних платформ
и первых тысяч метров в молодых платформах; не-
большое количество угольных пластов, редко превы-
шающее два-три (до 10 — 20); встречающаяся очень
большая мощность угольных пластов, превышающая
Глава 10
Таблица 10.14
Генетическая группировка углей. (По Г. А. Иванову).
Группа углей
Особен- ности Гумулиты Сапропелиты
Гумиты Липто- биолиты Гумито- сапропелиты Чистые сапропе- литы
Исход- ный ма- териал Высшие растения — дере- вья и др. Низшие растения — водоросли и др-
Остатки, сохра- нившиеся в угле Раститель- ные ткани, основная масса, спо- ры, кутику- ла, смола Кутикула, смола, споры Остатки водо- рослей и сме- шанная ос- новная масса, растительные ткани, споры, кутикула Преимуществен- но продукты пре- вращения жир- ных водорослей
Среда отложе- ния и накопле- ния Низменное застойное Относитель- но сухое Торфяное проточное Болото застойное с открытым во- доемом Обводненное Озеро (открытый водоем в болоте) пресное или со- леное; лагуна
Микро- организ- мы Анаэробные Анаэробные и аэробные Анаэробные Анаэробные
Количе- ство ки- слорода Недостаточ- ное Сначала из- быточное и постоянный приток ки- слорода Недостаточ- ное или отсут- ствует Отсутствует
Процессы превра- щения Г елифика- ция, иногда битуминиза- ция Фюзениза- ция и элю- виация Битуминиза- ция или гели- фикация Битуминизация
Фации Обводнен- ных топяных болот «Сухих» и проточных болот Застойных открытых водоемов (озер), зарастающих озер, озерных заливов, бухт, морских лагун
сто метров, как, например, в Канско-Ачинском бассей-
не; почти горизонтальное залегание пластов и практи-
чески отсутствие их нарушенности и слабый метамор-
физм углей.
Геосинклинальные угленосные толщи также широ-
ко распространены и представлены в Донецком, Куз-
нецком, Карагандинском, Печорском и других бассей-
нах. Примером такого типа формаций может служить
пермская продуктивная толща Кузбасса.
Осадочные месторождения Ц
Их отличительными чертами являются: значитель-
ная мощность угленосных толщ, достигающая десят-
ков километров; большое число угольных пластов, как
правило превышающее несколько десятков; неболь-
шая мощность пластов (не более нескольких метров)
и их протяженность на десятки километров; интенсив-
ная складчатость и нарушенность разломами продук-
тивных горизонтов, что усложняет горно-геологичес-
кие условия отработки месторождений; широкое рас-
пространение паралических углей и высокая степень
их метаморфизма.
Промежуточные угленосные формации встречают-
ся в посторогенных прогибах, испытавших полуплат-
форменный тектонический режим. Они распростра-
нены в Экибастузском, Улугхемском, Минусинском,
Буреинском, Челябинском и других бассейнах. При-
мер Экибастузского угольного бассейна приведен на
рис. 10.26. Для таких формаций характерны: средняя
мощность угленосных толщ, обычно не превышающая
нескольких километров; небольшое количество уголь-
ных пластов; сильно варьирующая мощность углей;
незначительная нарушенность слоев, выраженная
в брахискладках; невысокая степень метаморфизма
углей.
Угольные месторождения располагаются внутри
крупных депрессий — угольных бассейнов, охватыва-
ющих платформенный чехол или переходные области
между платформами и складчатыми поясами. Характе-
ристика типичных промышленных угольных бассей-
нов приведена в таблице 10.15.
Месторождения известны в разновозрастных тол-
щах, начиная с силурийского периода. С позднего па-
леозоя наземная растительность начинает интенсивно
охватывать континенты. Это связывают с резким уве-
личением площади континентов в конце раннего пале-
озоя. Характерно, что геосинклинальные угленосные
формации преобладают в палеозое, а платформен-
ные — в кайнозое.
П. И. Степанов выделил три главные эпохи утлеоб-
разования, которые охватывали: позднюю карбон-
раннюю пермь, позднюю юру-ранний мел и поздний
мел-миоцен. А. К. Матвеев установил относительно
равномерное распределение мировых запасов углей Zdd
Глава ID
Рис. 10.26. Схема Экибастузского угольного бассейна.
(По В. Ф. Череповскому).
1 — доугленосные породы; 2 — угленосные отложения
нижнего карбона; 3 — основной угольный горизонт. Марки
углей: СС — слабоспекающиеся (из-за высокой зольности);
Ж — жирные; К — коксовые; Г — газовый.
по основным эпохам угленакопления (каменноуголь-
ной, пермской, юрской, меловой и кайнозойской). Че-
редование эпох накопления углей и безутольных свя-
зывается с неравномерностью глобальных изменений
климата. В целом биологическая продуктивность су-
ши, главным образом связанная с накоплением расти-
тельности, по сравнению с накоплением органическо-
го вещества в морях и океанах, начиная с раннего па-
леозоя, увеличилась в несколько раз.
Угленосные толщи отличаются ритмичным строе-
нием. В них чередуются более или менее угленасы-
щенные пачки (продуктивные и безугольные свиты).
Угольные пласты занимают закономерное положение
в более мелких ритмах. Для паралических толщ строе-
ние пачки трехчленное: песчаники в основании, угли
294
Таблица 10.15
Промышленные типы угольных бассейнов. (По В. Ф. Череповскому, сокращено).
Показатели Каменноугольные бассейны Буроугольные бассейны
Многопластовые
С пластами малой и сред- ней мощности для подземной разработки С пластами разной мощно- сти для подзем- ной и открытой разработки Малопластовые с мощными пластами для открытой раз- работки С пластами малой и средней мощности для подземной разработки С мощными пластами для от- крытой разработки
Типы Донецкий Кузнецкий Экибастузский Подмосковный Канско-Ачинский
Геотектони- ческие типы Переходные Платформен- ный и переход- ный Платформенный
Тектониче- ское строение Сложное и простое Простое
Мощность угленосной толщи, км до 15 до 9 до 2 до 0,5 до 1
Число рабо- чих пластов до 60 до 130 ДО 10 до 5 ДО 10
ел
ГЧЗ
са
сзэ
Единичная мощность рабочих пла- стов, м 0,6-2,5 1-20 10-95 1-5 2-100
Строение пластов Простое Простое, слож- ное Сложное Сложное Простое и сложное
Примеры, бассейны СНГ Донецкий, Кизеловский, Львовско- Волынский Кузнецкий, Карагандин- ский, Печор- ский, Таймыр- ский, Буреин- ский Экибастузский, Шубаркуль- ский, Тунгус- ский Подмосковный Канско- Ачинский, Тургайский, Южно- Уральский, Челябинский, Ангрен
Примеры зарубежных бассейнов Рурский, Тум- берленд, Шан- си, Аппалачс- кий, Синди Верхнесилезский, Остравско- Карвинский, Джария, Пен- сильванский, Юнита, Альберта, Боуэн, Витбак Фусинь, Фу- шунь Марицкий, Венгер- ский Тюринго- Саксонский, Нижнерейн- ский, Белхатув, Латроб-Велли, Форт-Юнион, Хат-Крик
Глава 10
Осадочные мвсшорвждвния
в средней части и глинисто-карбонатная кровля.
Для лимнических отложений выделяется четыре эле-
мента: внизу песчаники, затем угли, выше глины и але-
вролиты, в кровле — вновь песчаники. Трансгрессив-
но-регрессивное ритмичное строение угленосных
толщ объясняется неравномерными конседиментаци-
онными движениями, которые обусловливали измене-
ние палеоландшафтов.
Согласно В. Кукалу, скорость седиментационного
опускания заболоченных участков достаточно высо-
кая и оценивается в 200 — 250 см за 1000 лет. При оцен-
ке скорости собственно утлеобразования необходимо
иметь в виду, что при преобразовании высокопористо-
го и неуплотненного торфа в лигниты и в дальнейшем
в каменные угли происходит значительное уплотнение
(более чем в 10 раз). В этой связи скорость опускания
в моменты собственно утлеобразования была видимо
существенно меньше и оптимальной для углефикации.
Если такого замедления прогибания участков земной
коры не было, то успевали формироваться лишь мало-
мощные линзочки углей, которые встречаются гораз-
до чаще.
Уплотнение торфяников, их обезвоживание .₽ вос-
становительных условиях, сопровождаемое сложны-
ми биохимическими превращениями, обусловливают
их преобразование в лигниты и бурые угли. В резуль-
тате метаморфизма последних формируются камен-
ные угли и антрациты. В этой схеме, предложенной
И. А. Амосовым, соответственно выделяется три ста-
дии утлеобразования: торфяная, буроугольная и ка-
менноугольная. По мере преобразования в органичес-
ком веществе увеличиваются плотность, степень поли-
меризации, отражательная способность, процентное
количество углерода относительно водорода и азота,
калорийность угольного топлива. Соответственно вы-
деляют ряд по степени углефикации: сапропель или
торф — лигнит — бурый уголь — каменный уголь —
антрацит — графит.
Уплотнение и литификация в подводных восстано-
вительных условиях сапропелевого органического ве-
щества, сложенного главным образом жирами, белка-
ми и в меньшей мере клетчаткой, приводит к его биту-
минизации и образованию сапропелевых углей
Глава 10
(богхедов) и сапропелевых сланцев (керогеновых или
горючих сланцев). Кероген представляет собой микро-
зернистое органическое вещество, которое может
встречаться в концентрированном и рассеянном виде.
Дальнейший метаморфизм горючих сланцев может
привести к формированию графитистых сланцев.
По мере роста углефикации (метаморфизма углей)
в углях увеличивается содержание углерода и тепло-
творная способность, уменьшается содержание кисло-
рода, азота, летучих компонентов и влажность. В этом
процессе органическое вещество теряет подвижные
продукты (вода, углекислый газ, метан, сероводород
и др.), что и обусловливает карбонизацию органическо-
го вещества. Соответственно уменьшается количество
собственно седиментогенного органического вещества.
Органическое вещество как сапропелевого, так и гу-
мусового типов может быть не только седиментацион-
но-первичным, но и переотложенным (вторичным). По-
следние разновидности также могут испытывать ряд
метаморфических преобразований (табл. 10.16).
Таблица 10.16
, Типы органических веществ по степени
их литификации и метаморфизма.
(По В. А. Успенскому и В. Ф. Пенькову).
Первичные Вторичные
Гумусовые Сапропелевые Гумусовые Сапропелевые
Древесина, раститель- ные остат- ки, торфы, каменные угли, гра- фитистые сланцы, графиты Сапропелевые илы, сапропеполиты, сапропелевые сланцы (керогено- вые, протонафте- новые, протоас- фальтовые), богхе- ды, метаморфиче- ские сапропелито- вые сланцы, графи- тоносные сланцы Переотложен- ная древесина, растительные остатки и смолы, пере- отложенные угли, углеро- дистые слан- цы, гумино- вые кислоты и гуматы Переотложен- ные сапропели- товые образова- ния. Нефти, мальты, киры, озокериты, асфальтиты, кериты, шунги- ты, графиты, элькериты
Торф, бурые и каменные угли обычно неоднородны
по составу. В них выделяются органическая и мине-
298 ральная части. Химический состав первой включает ут-
Осадочные месторождения
леводороды, соединения азота, кислорода, серы и фос-
фора. По мере роста углефикации в углях увеличивает-
ся содержание углерода и теплотворная способность,
уменьшается содержание кислорода, азота, летучих
компонентов и влажность (табл. 10.17). По мере роста
углефикации и метаморфизма также варьируют техно-
логические параметры углей.
Таблица 10.17
Технические характеристики углей.
(По В. И. Смирнову).
Группы углей Органический состав Летучие компоненты (V%) Влага (W.%) Теплотворность (тыс. ккал на кг)
С Н O+N
Бурые 60-78 5 17-30 40-60 15-30 3,5-7,5
Каменные 75-92 3-6 3-17 10-42 4-15 7,0-9,0
Антрациты 92-97 1-3 1-3 <10 <5 8,0-8,4
Потеря в этом процессе органическим веществом
отмеченных выше подвижных компонентов, включа-
ющих воду и газы, собственно обусловливает карбо-
низацию органического вещества. Соответственно
уменьшается количество собственно седиментогенно-
го органического вещества (табл. 10.18). В связи с газо-
отделением в угленосных бассейнах имеются значи-
тельные запасы метана, которые в России оценены
М. В. Голициным и др.
Таблица 10.18
Соотношения органического вещества (ОВ) и органи-
ческого углерода (Сорг) в зависимости от степени уг-
лефикации. (По Я. Э. Юдовичу и М. П. Кертису).
Стадия угле- фикации Остаток ОВ по отношению к торфяной стадии Содержание С^. в ОВ, % Потери Сорг. в % Copi, к тор- фяной стадии.
Торфяная 1,00 60 0.0
Буроугольная 0,71 67 20,7
Каменноуголь- ная 0,50 75 37,5
Антрацитовая 0,41 90 38,5
Графитовая 0,36 100 40,0
299
Гнава 10
Соответственно изменениям химического состава
углей по мере роста углефикации и метаморфизма ва-
рьируют технологические параметры углей. В зависи-
мости от них выделяют определенные марки углей
(табл. 10.19). В целом, чем больше степень углефика-
ции, тем лучше технологические параметры углей.
В углях принято различать их ингредиенты — мато-
вые (фюзен и дюрен) и блестящие (витрен и кларен)
структурные элементы. Под микроскопом в органичес-
кой части углей можно наблюдать элементы растений
(кутикулы, кутинит, споры, липоиды, лигнино-целлю-
лозные остатки и пр.) и аморфное (гелифицированное)
вещество. По мере роста степени углефикации стира-
ются признаки первичных структур растительных
тканей.
В составе энергетических углей выделяют балласт-
ную (негорючую) и горючую массу. Негорючая масса
состоит из влаги и золы. Горючая включает сумму ле-
тучих компонентов, кокс и серу. Последняя разделяет-
ся на органическую, сульфидную и сульфатную. Важ-
ным техническим показателем углей является их спе-
каемость, представляющая собой способность при
нагревании переходить в пластическую массу, кото-
рая при остывании затвердевает в прочный кокс. Ми-
неральная часть углей состоит из песчано-глинистой
примеси алюмосиликатов, карбонатов, сульфидов,
сульфатов и оксидов. Количество минеральной приме-
си в углях определяет их зольность.
С зольной частью углей связаны основные концен-
трации элементов-примесей. По данным В. И. Данче-
ва, В. Р. Клера, Н. П. Стрелянова, Я. Э. Юдовича и дру-
гих исследователей в углях в промышленно значимых
концентрациях могут накапливаться U, Mo, Be, Ge, Ga,
Re, Sc. Высокие концентрации отмечаются для Zn, Cd,
As, Cu, Ni, Co, Zr, Y, TR, Th, TI и других элементов.
Многие литофильные элементы (U, Th, Zr, Ge) связаны
с зольной частью углей, халькофильные элементы (Си,
Со, Ni, Cd и др.) концентрируются в сульфидах, такие
элементы как Mo, Be, Ga, Sc непосредственно скапли-
ваются в органическом веществе. В целом отмечается
прямая корреляция содержания микропримесей
с зольностью и обратная — со степенью метаморфиз-
ма углей.
Таблица 10.19
Показатели химического состава и технологических свойств ископаемых углей.
(По П. П. Тимофееву).
Группа углей Марка Элементный состав Технический анализ
Содер- жание углерода С,% Содер- жание водорода Н,% Выход летучих V,% Теплота сго- рания Q, Дж/кг Влажность рабочего топлива W для бурых углей (%) и тол- щина пластического слоя Y (в мм) для каменных углей
Бурые В1 <76 5,5-6,5 42 28980-30908 W>40
В2 W30-40
ВЗ W<30
Камен- ные Д 76-86 5,6-6,4 37 30908-33600 Y<6
Г 76-89 4,8-5,3 35 33180-34225 Y6-25
ж 84-90 4,5-6,0 27-35 34252-36249 Y>21
к 87-91 4,4-5,6 18-37 35280-36240 Y>14
т 90-95 2,7-4,0 9-7 30660-36750 —
ОС 89-94 4,1-5,2 14-22 35700-36750 Y 6-13 (и менее)
Антра- циты ПА 92-93 <9
А1-А6 93-98 1,2-2,7 <9 36750-35280 —
Гпава 10
Механизм концентрации микропримесей в углях
во многом не выяснен. Обосновываются: сорбцион-
ные процессы на органическом веществе; соосажде-
ние с сульфидами железа; действие окислительно-вос-
становительных и кислотно-щелочных барьеров. Есть
основания считать рудные концентрации в углях ре-
зультатом их взаимодействия с поверхностными
и подземными водами на стадиях экзодиагенеза и ка-
тагенеза.
Месторождения горючих сланцев
Горючими сланцами считают карбонатные, крем-
нистые или глинистые породы, содержащие органиче-
ское вещество в количестве 15 — 40%. Они являются
низкокалорийным топливом и ценным химическим
сырьем. В настоящее время разработка таких место-
рождений ведется главным образом в Китае, России
и Эстонии, в небольших объемах — в США, Германии,
Швеции, Бразилии и Израиле. Горючие сланцы могут
быть гумусовыми, сапропелевыми и смешанными.
Промышленное значение имеют лишь сапропелевые
сланцы. Горючие сланцы многими исследователями
рассматриваются в качестве нефтематеринских толщ.
Типичными геологическими чертами месторожде-
ний горючих сланцев являются:
— связь с массовым накоплением остатков планктона
или водорослей;
— ассоциация с глинистыми, кремнистыми, карбо-
натными и фосфатоносными осадочными форма-
циями;
— неравномерность распределения во времени, нали-
чие геологических эпох сланцеобразования;
— связь с замедленными конседиментационными
опусканиями, обусловившими оптимальные скоро-
сти накопления органического вещества;
— повышенные концентрации ряда элементов-при-
месей (V, Mo, U, Re, Ge и др.).
Органическое вещество горючих сланцев имеет
седиментационную природу и в отличие от углей и уг-
леносных пород оно накапливалось на дне озерных
и морских бассейнов. Для его накопления в таких
больших концентрациях необходимо выполнение ря-
Осадочные месшврождения
да условий: 1) высокая биопродуктивность водоема;
2) восстановительные условия диагенеза, которые
обусловливают захоронение осаждающегося органи-
ческого вещества и его фоссилизацию (выведение из
биологического круговорота); 3) подавленность хемо-
генной и терригенной седиментации; 4) значитель-
ные объемы таких седименто-диагенетических об-
становок.
Высокая биопродуктивность водоемов главным об-
разом отражается в интенсивном развитии бентосных
и планктонных микроорганизмов и водорослей. В со-
временных условиях она отмечается в крупных озер-
ных водоемах и шельфовой зоне хорошо прогревае-
мых и освещаемых эпиконтинентальных морей, в мел-
ководных проливах, в придельтовых зонах привноса
органического вещества с суши или поступления фос-
фора и азота в районах апвеллинга. Однако для отми-
рания больших количеств планктона или водорослей,
необходимо было контрастное вырождение древних
экосистем за счет поступления токсичных веществ,
высокой радиоактивности, как считает С. Г. Неручев,
или резкой смены солености вод.
В обычных морских эпиконтинентальных бассей-
нах отмирающий планктон, остатки бентосной фауны
и флоры подвергаются интенсивному окислению и би-
охимической переработке бентосной и нектонной фа-
уной и микроорганизмами и поступают в биологичес-
ки круговорот. Лишь при наличии восстановительной
среды, подавляющей окислительные и биологические
процессы, сапропелевое органическое вещество мо-
жет выводиться в осадочную толщу. Такие условия ча-
сто фиксируются сероводородным заражением
и встречаются в глубоких частях озерных котловин,
застойноводных лагунах, фьордовых зонах и глубоких
частях бассейнов черноморского типа, в которые по-
ступает значительное количество абиогенного серово-
дорода.
Н. М. Страхов впервые отметил, что препятствуют
накоплению рассматриваемых пород условия повы-
шенной терригенной седиментации. Обстановки, где
в бассейны стока поступает минимальное количество
терригенного материала, соотвествуют озерным ко-
нечным водоемам стока равнинных континентальных
303
Гпава 10
областей. По данным В. Т. Фролова, в морских бассей-
нах они встречаются на подводных равнинах, где пре-
имущественно биогенные углеродистые осадки явля-
ются мангровыми, подводно-луговыми, лагунными, за-
падинно-шельфовыми и пелагическими. В этой связи
дельтовые зоны являются неблагоприятными для на-
копления горючих сланцев. Развитие активного хемо-
генного осадконакопления, происходящего в условиях
повышенной солености и соответствующей стерили-
зации водоемов, также неблагоприятно для интенсив-
ного бионакопления.
Удаленность от областей терригенной седимента-
ции предопределяет ассоциацию горючих сланцев
с карбонатными и глинистыми породами. Присутст-
вие кремнистых пород, обогащенных керогеном, мо-
жет указывать на отмеченные выше условия резкого
подавления экосистем за счет влияния вулканизма.
Повышенная фосфатоносность пород, ассоциирую-
щих с горючими сланцами, вполне объяснима с пози-
ций биогенного фосфоритообразования, которое так-
же является продуктом развитых морских экосистем.
Месторождения горючих сланцев известны в раз-
новозрастных толщах, начиная с раннего палеозоя.
Возможно, они формировались и в протерозое, однако
не могли сохраниться из-за метаморфизма и катагене-
за. Известно, что при нагревании более чем до 150°С
они теряют сапропелевую составляющую. По данным
В. Ф. Череповского, основное количество горючих
сланцев образовалось в кайнозое (55%) и палеозое
(36%), в меньшей мере — в мезозое (9%). А. К. Матвеев
и Е. И. Стефанова выделяют шесть эпох накопления
горючих сланцев: кембрийскую, ордовик-силурий-
скую, позднедевонско-раннекаменнутольную, перм-
скую, юрскую и палеогеновую.
Неравномерность распределения горючих сланцев
в геологическом времени А. Б. Ронов объясняет перио-
дическими колебаниями общей массы организмов, на-
селявших Землю, и соответствующими глобальными
изменениями климата. Н. Г. Неручев связывает эпохи
накопления горючих сланцев и других пород, обога-
щенных сапропелевым органическим веществом (чер-
ных сланцев), с моментами рифтогенеза и поступле-
ния в морские и океанические воды эндогенного ура-
304
Осадочные месторождения
на, обусловившего мутагенные явления и высокую ми-
кробиальную деятельность.
Горючие сланцы слагают пласты в первые метры
мощности. Они могли накапливаться в геосинклиналь-
ном, орогенном и платформенном геотектонических
режимах и являются составными частями сланценос-
ных бассейнов. Наибольшее промышленное значение
имеют сланцы озерного происхождения пермских
орогенных бассейнов Грин-Ривер (США) и Фушунь
(Китай) и морских толщ платформенного чехла юрско-
го Волжского (Россия) и ордовикского Прибалтийско-
го (Россия и Эстония) бассейнов. Характерны субго-
ризонтальное залегание рудовмещающих толщ и их
незначительные вторичные изменения.
Одним из важных условий образования горючих
сланцев считается замедленное осадконакопление
сланценосных бассейнов. При замедленном опуска-
нии длительность диагенеза увеличивается, что обу-
словливает возможность преобразования осаждающе-
гося органического вещества. Напомним, что для угле-
образования отмечались такие же тенденции
замедленных конседиментационных отрицательных
движений. Разница состоит в экзодиагенетических
и собственно диагенетических условиях фоссилиза-
ции органического вещества.
Органическое вещество (ОВ) горючих сланцев (ке-
роген), так же как и рассеянное ОВ осадочных пород,
включает битумоиды, гуминовые и сапропелевые кис-
лоты и нерастворимое ОВ. Битумоиды извлекаются
мягкими органическими растворителями (хлорофор-
мом, бензолом, эфиром, легким бензином и т. п.), гу-
миновые и сапропелевые кислоты — щелочными вод-
ными растворами. Кероген тесно связан с минераль-
ным скелетом породы и выделяется только после
обработки ее плавиковой и соляной кислотами. Он
представлен сложными высокомолекулярными соеди-
нениями.
Горючие сланцы отличаются аномальными концент-
рациями ряда сидерофильных, халькофильных и лито-
фильных элементов. По данным Р. В. Гецевой, Н. П. Ер-
молаева, В. Р. Клера, В. Ф. Ненаховой, Е. М. Поплавко,
В. Н. Холодова, Я. Э. Юдовича и других исследователей,
в горючих сланцах характерно накопление ряда эле-
305
Глава 10
ментов (в порядке убывания концентраций): Re, Mo, U,
Se, Те, V, Ni, Ag, Си, Cd, Bi, TI, Pb, Zn, TR.
Максимальные концентрации в собственно органи-
ческом веществе отмечаются для Re, Те, Se, U, Mo, Cd,
Bi, Ag, V, Ni, минимальные — для Со, Sn, Ge и Ga. Отме-
чается некоторая геохимическая специализация различ-
ных сланценосных районов. Так, например, ванадием
обогащены горючие сланцы Прибалтийского бассейна,
ураном — пермские сланцы Швеции (месторождение
Нерке), эоценовые сланцы Амударьинского и Кызыл-
кумского бассейнов — рением, бассейна Грин-Ривер —
германием, сланцы Волжского бассейна — молибденом.
Предполагается, что Bi, Cd, Те, Ag, Т1, Си и Pd на-
капливаются в сопровождающих горючие сланцы хло-
ридных комплексах, a Re, Ni, V, Мо и Se в элементо-ор-
ганических комплексах. Последняя геохимическая ас-
социация рассматривается в качестве органофильных
элементов нефтей. Уран в горючих сланцах накапли-
вался в результате действия восстановительного
и сорбционного барьеров.
Седиментационно-диагенетические концентрации
метанное к черным сланцах
Черные сланцы представляют собой темные пели-
томорфные, сланцеватые осадочные породы, обога-
щенные седиментогенным органическим веществом.
Они могут быть глинистыми, карбонатно-глинистыми
и глинисто-кремнистыми. По своим особенностям они
близки горючим сланцам, но содержат меньшее коли-
чество органического вещества (от 1 до 10— 15 % Сорг).
К черным сланцам относятся: шунгиты (протерозой-
ские углеродисто-кремнистые породы Карелии); кем-
брийские фации кольма Швеции; диктионемовые
и граптолитовые сланцы раннего палеозоя Европы; до-
маникиты (углеродистые кремнисто-глинисто-карбо-
натные породы позднего девона Предуралья); бажено-
виты (углеродистые аргиллиты поздней юры Западной
Сибири); менилитовые сланцы (аргиллиты эоцена
Средней Азии); эвксинские фации (антропогеновые
глины центральной части Черного моря) и многие дру-
гие углеродистые осадочные породы.
306
Осадочные месшпрождеиия
В целом геологические особенности и условия об-
разования черных сланцев весьма близки рассмотрен-
ным выше горючим сланцам. Их отличает:
— широкое, часто региональное распространение
в пределах складчатых и платформенных областей;
— более широкий временной диапазон распростране-
ния, включающий протерозойскую эпоху накопле-
ния;
— большее распространение связанных с черными
сланцами кремнистых пород;
— большая степень метаморфизма пород и органиче-
ского вещества;
— большая степень тектонической нарушенности
черносланцевых толщ.
Некоторые элементы в черных сланцах концентриру-
ются в промышленных масштабах (медистые сланцы
Центральной Европы, ураноносные сланцы Чаттануга
в США, селен-серебро-ванадиевые сланцы и углеродис-
тые доломиты рифейской формации Душанто на севере
Китая и молибден-никелевые с платиноидами слойки
черных сланцев протерозоя южного Китая и др.). Одна-
ко в большинстве случаев черносланцевые толщи рас-
сматриваются в качестве крупных источников полезных
компонентов и благоприятной рудовмещающей среды.
Геохимическая специализация черных сланцев
также близка к рассмотренным выше особенностям
горючих сланцев. Вместе с тем в черных сланцах сле-
дует отметить более широкий спектр концентрирую-
щихся элементов, некоторые из которых иногда со-
ставляют промышленные месторождения.
Скопления органического вещества обусловлива-
ют биохимические процессы, имеющие важное значе-
ние для рудообразования:
— непосредственное осаждение живыми организмами
биофильных элементов: углерода в растительных
тканях; фосфора в скелетных организмах и циано-
бактериях; кремния в радиоляриях и губках; вана-
дия в голотуриях; серы и железа в бактериях и пр.;
— считается, что содержание микроэлементов возра-
стает в ряду: морские растения и животные — от-
дельные их органы — клеточные структуры — мо-
лекулярные соединения;
307
Гпава 10
— создание геохимических барьеров, благоприятных
для осаждения многих рудных компонентов: окисли-
тельного за счет сульфат-иона в результате деятель-
ности сульфат-продуцирующих бактерий и углекис-
лого газа, выделяющегося при дыхании растений;
восстановительного за счет водородо- и метанообра-
зующих бактерий; сероводородного за счет десуль-
фурирующих бактерий; кислого, создаваемого орга-
ническими и биогенной угольной кислотами; сорб-
ционного, обусловленного высокой сорбционной
емкостью слабометаморфизованного гумусового
и сапропелевого органического вещества;
— выщелачивание, растворение и перераспредение
многих металлов и металлоидов в виде органичес-
ких комплексных соединений (гуматов, фульватов,
хелатов и др.).
Необходимо иметь в виду природные ограничения
активной жизнедеятельности:
— высокие (в целом более 80°С) и низкие (отрица-
тельные) температуры, останавливающие жизнеде-
ятельность;
— высокая (рассолы) и очень низкая (ультрапресные
воды) минерализация растворов, оказывающие
стерилизующее действие;
— отсутствие свободного или связанного кислорода
и концентраций разновалентных элементов как
энергетических источников для микробиальной де-
ятельности;
— отсутствие повышенных концентраций органичес-
кого вещества (Сорг < 0,3%), необходимого для пи-
тания организмов;
— отсутствие ферментов — катализаторов биохими-
ческих реакций;
— присутствие ингибиторов микробиальных процес-
сов (сероводорода, ионов меди, бора, серебра, вы-
сокой радиоактивности и пр.).
С. Г. Неручев и другие исследователи связывают
геохимические аномалии в черносланцевых толщах
с эпохами интенсивного эндогенного эксгаляционного
поступления металлов на дно морей и озер и зараже-
ния ими поверхностных вод.
Осадочные местпрпжденоя
По мнению ряда исследователей, типичным приме-
ром рудных скоплений, связанных с черносланцевой
толщей, являются медно-полиметаллические сульфат-
но-сульфидные руды в пермских отложениях цех-
штейна Центральной Европы (месторождение Ман-
сфельд в Германии, Пред судетское в Польше). Они от-
носятся к типу медистых сланцев и представлены
мергельно-глинистым рудным пластом мощностью ме-
нее одного метра. Он залегает на красноцветных тер-
ригенных породах и покрывается эвапоритовой тол-
щей. Полезными компонентами являются Си, Pb, Zn,
Ag и платиноиды. Рудные тела пластовые и в основном
залегают внутри пласта углеродистых сланцев, захва-
тывая подстилающие и покрывающие породы
(рис. 10.27). По палеогеографическим реконструкциям
устанавливается приуроченность оруденения к фаци-
ям лагун и глубоководным типа эвксинских прогибам.
Считается, что оруденение формировалось в седимен-
то-диагенезе и катагенезе.
Примером рудных скоплений в современных и ан-
тропогеновых аналогах черных сланцев могут служить
концентрации урана и сопуствующих металлов в эвк-
синских фациях Черного моря. По данным В. М. Гав-
шина и др., в сапропелевом веществе этих отложений
отмечены аномально-высокие концентрации Mo, U, V,
Си, Zn, Ni, As, Sb, Se и Ag, поступавших из морской во-
Ангидриты
Верра
Доломиты
Известняки
цехш тейпа
Медистые
сланцы
Песчаники
Рис. 10.27. Несогласное распределение рудной
минерализации в медистых сланцах цехштейна.
(По Менарду).
309
Глава 10
ды. В. И. Данчев приводит сведения о том, что в совре-
менных илах турецкого сектора Черного моря на глу-
бинах 1000 — 2000 м в клетках зеленых и бурых водо-
рослей сосредоточено более 6 млн т урана, а его содер-
жание в 10 тыс. раз больше, чем в морской воде.
Месторождения карбонатных и кремнистых пород
Месторождения биогенных известняков и доломи-
тов являются ценным цементным сырьем, поскольку
отличаются весьма однородным минеральным соста-
вом. Кроме того, они используются в качестве строи-
тельного и облицовочного камня, минеральных доба-
вок и удобрений в сельском хозяйстве.
Среди биогенных карбонатных пород выделяют-
ся: строматолитовые и онколитовые известняки и до-
ломиты; органогенно-детритовые, органогенные
цельнораковинные (ракушечники) и органогенно-
обломочные известняки; мел; переходные породы
(глинистые или доломитистые хемогенно-биогенные
известняки); нелитифицированные скопления рако-
вин («ракуша»).
Биогенные карбонатные породы накапливались
в условиях хорошо прогреваемых мелководных морей,
коралловых атоллов, брахиоподовых и устричных ба-
нок. Соленость морских вод должна была быть нор-
мальной, а гидрофизические условия благоприятными
для массового развития скелетных планктоногенных
и бентосных организмов.
Месторождения биогенных кремнистых пород
представляют собой опал-кристобалитовые силикат-
ные осадочные образования. К ним относятся: диато-
миты, сложенные остатками панцирей диатомовых во-
дорослей; трепела, состоящие из мельчайших глобу-
лей опала и халцедона с остатками радиолярий, спикул
губок и фораминифер; опоки, включающие аморфные
массы кремнезема в смеси со скелетами диатомей, ра-
диолярий и губок; спонголиты, радиоляриты и силико-
флагелляты; диатомитовые илы. Перечисленные крем-
нистые породы обладают высокими сорбционными,
фильтрационными, звуко- и теплоизоляционными, ка-
талитическими свойствами, химической стойкостью
310
Осадочные месторождения
и абразивностью и являются ценным горноиндустри-
альным сырьем.
Опал-кристобалитовые породы ассоциируют с вул-
каногенными образованиями мезозой-кайнозойского
возраста. По мнению И. В. Хворовой, С. В. Максимо-
вой, Т. А. Авакяна и других, кремнезем для биопродук-
ции поступал из вулканического пепла, кремнесодер-
жащих гидротерм или выщелачивался из вулканичес-
ких пород. Бассейны с кремнестроящими организмами
отличались опресненностью.
Обстановки современного биогенного кремнена-
копления часто совпадают с накоплением органичес-
кого вещества и располагаются: 1) в мелководно-мор-
ских заливах с проявлением активного вулканизма;
2) в краевых частях океанов, окраинных морях и прес-
новодных озерах, окаймляющих северный полюс диа-
томово-глинистого кремненакопления; 3) зонах апвел-
линга.
Глава 11
ЭПИГЕНЕТИЧЕСКИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Месторождения этой группы сформированы пото-
ками грунтовых и артезианских подземных вод и угле-
водородных флюидов и низкотемпературных гидро-
термальных растворов различного происхождения.
Они включают месторождения нефти, газа, подзем-
ных вод, полиметаллов, целестина, меди, урана, вана-
дия, стронция, рения, селена, скандия, редких земель,
серы и других полезных ископаемых.
Эти месторождения имеют определяющее эконо-
мическое значение в энергетике и водоснабжении.
Помимо этого, более половины мировых запасов свин-
ца и около 40% цинка связывают именно с такими ме-
сторождениями. Сюда же относятся месторождения
урана, составляющие порядка 50% мировых запасов.
Причем уран и сопровождающие его редкие и рассе-
янные элементы в большинстве случаев могут быть до-
быты дешевым способом подземного выщелачивания.
Поскольку рассматриваемые месторождения со-
провождаются вторичным минералообразованием,
то их часто называют эпигенетическими.
ВВщое черты зпивенетичесхих месторождений
В рассматриваемую группу включены три типа ме-
сторождений:
1) экзодиагенетические, связанные с деятельностью
грунтовых вод;
2) инфильтрационные, сформированные в результате
движения нисходящих потоков метеорных артези-
анских вод;
3) эксфильтрационные, образованные восходящими
потоками седиментационных вод артезианских
бассейнов.
312
ЗнигЕнетнческие местпрпждения
Часто эпигенетическое рудообразование происхо-
дит на фоне ранних седиментационно-диагенетичес-
ких концентраций полезных компонентов.
Встречаются месторождения, где рудные скопле-
ния сформированы грунтовыми и артезианскими во-
дами. В таких случаях следует говорить о полистадий-
ных и полигенных месторождениях полезных ископа-
емых. Эпигенетические месторождения могут быть
древними и формироваться в современную эпоху.
Ведущее значение в их образовании имела дея-
тельность подземных вод различных генетических ти-
пов и гидродинамических режимов. Напомним, что по
происхождению выделяются магматогенные, мета-
морфогенные, седиментогенные и инфильтрогенные
подземные воды. Существует понятие ювенильных
подземных вод, которое трактуется по-разному. Юве-
нильными считают или перворожденные подземные
воды Земли, или подземные воды, генерируемые ман-
тией. По второму значению такие воды трудно диа-
гностируются, поскольку они очевидно должны были
ассимилироваться глубинными и промежуточными
магматическими очагами и стать, по существу, магма-
тогенными.
Широко распространено понятие метеорных (ме-
теогенных) подземных вод. Оно включает все подзем-
ные воды, связанные с поверхностными водами
и атмосферными явлениями. В данном случае они рас-
сматриваются в качестве инфильтрогенных (инфильт-
рационных) вод, которые образуются за счет непо-
средственного проникновения поверхностных вод
в земную кору.
Седиментогенные подземные воды формируются
путем мобилизации вод из захороняющихся осадоч-
ных отложений. Близко к ним понятие формационных
вод. Однако оно менее генетически определенное,
поскольку подразумевает все воды геологических
формаций. Согласно имеющимся представлениям, се-
диментогенные (седиментационные, древние захоро-
ненные или литогенные) воды активизируются в эли-
зионном гидродинамическом режиме осадочно-по-
родных бассейнов, когда в условиях опускания
участков земной коры за счет роста литостатического
давления происходит высвобождение захороненных
Гяава 11
седиментационных вод из уплотняющихся осадочных
отложений.
При изменении тектонических опусканий на под-
нятия седиментационные воды вытесняются из водо-
носных горизонтов метеорными. Это происходит при
преобладании гидростатического давления над лито-
статическим. Таким образом складывается гидрогео-
логический цикл артезианских бассейнов.
По определению, метаморфогенные и магматоген-
ные подземные воды генетически связаны с соответст-
вующими процессами. Первые генерируются в ре-
зультате различных типов метаморфизма, и прежде
всего при региональном метаморфизме, когда высво-
бождается прочно связанная и химически связанная
вода. Магматогенные воды продуцируются в результа-
те конденсации диссоциированных компонентов из
остывающих магматических расплавов. При этом рас-
плавы могли вмещать помимо ювенильных также
и другие генетические типы вод. Так, в глубинных оча-
гах вполне вероятен подток метаморфогенных вод,
в мезо- и гипабиссальных очагах — седиментогенных.
В приповерхностных зонах допускается ассимиляция
расплавами и метеорных вод.
В образовании эпигенетических месторождений
главным образом принимают участие инфильтроген-
ные и формационные воды. Иногда в зону рудообразо-
вания могут поступать другие генетические типы вод.
В таких случаях образуются смешанные генетические
типы месторождений — гидротермально-осадочные
и полигонные.
По гидродинамическому режиму выделяются два
типа подземных вод — грунтовые и артезианские.
Грунтовые воды являются безнапорными, их распрост-
ранение определяется ландшафтно-климатическими
условиями, составом и строением приповерхностных,
в основном рыхлых континентальных образований.
Артезианские воды имеют напор и распространены
в глубоких горизонтах земной коры, которые перекры-
ты регионально выдержанными водоупорными обра-
зованиями. Их расположение, напоры и состав опреде-
ляются строением и составом разрезов верхних частей
земной коры, тектоническими и региональными геоло-
го-геоморфологическими условиями.
ЗпигенЕтнчвскпЕ местпрождения
Основные гидрогеологические особенности совре-
менных эпигенетических месторождений приведены
в таблице 11.1.
Таблица 11.1
Главные гидрогеологические черты современных эпи-
генетических месторождений
Tunbt месторо- ждений Генетические типы вод Гидрод инамиче- ские условия Примеры рудных образований
Экзодиагенети- ческие Метеорные Грунтовые аллю- виальных долин Ураноносные калькреты, Иил- лирри (Австралия)
Инфильтрацион- ные Метеорные Инфильтрацион- ный режим арте- зианских бассей- нов Редкометально- урановые (ролло- вые) залежи в зо- нах выклинивания внутрипластового окисления (шт. Вайоминг в США, Чу-Сарысуйский и Сырдарьинский районы в Казахста- не, Кызылкумская провинция в Узбе- кистане)
Эксфильтраци- онные Седименто- генные Элизионный ре- жим артезиан- ских бассейнов Стронций- литиевые рассолы солеродных толщ
Месторождения, связанные с грантовыми водами
С деятельностью грунтовых вод связывают образо-
вание месторождений меди, редких земель, урана, ле-
гированных железных руд, марганца, бокситов, каоли-
на, магнезита, талька, малахита, бирюзы, хризопраза
и других полезных ископаемых. Важное значение
грунтовые воды имеют при формировании зон окис-
ления сульфидных месторождений, где, как показано
выше, могут образоваться руды меди, кобальта, нике-
ля, урана, ванадия и благородных металлов. Особое
значение имеют пресные грунтовые воды, широко ис-
пользуемые в качестве источников хозяйственно-пи-
тьевого водоснабжения.
315
Глава 11
Рудообразование, связанное с деятельностью
грунтовых вод, подробно рассмотрено на примерах
урановых и некоторых медных месторождений
в работах Е. А. Головина, Г. В. Грушевого, А. И. Гер-
манова, Г. А. Голевой, Ю. В. Богданова, В. И. Данче-
ва, В. Е. Кудрявцева, А. К. Лисицина, А. М. Лурье,
Л. Ф. Наркелюна, А. И. Перельмана, Н. П. Стреля-
нова, В. Н. Тютина, Е. М. Шмариовича и других ис-
следователей.
Во многих учебниках данные месторождения рас-
сматриваются как переотложенные и включены
в группу месторождений кор выветривания.
Среди современных бассейнов грунтовых вод вы-
деляется два типа, связанные с рыхлыми преимуще-
ственно континентальными накоплениями и приуро-
ченные к зонам трещиноватости кристаллических
пород. Аналогично следует выделять и палеобассей-
ны грунтовых вод. В первом типе, согласно Г. Я. Бог-
данову, следует выделять грунтовые воды междуре-
чий, речных долин, конусов выноса, озерных и мор-
ских дельт. С позиций рудообразования важно
отметить большие бассейны грунтовых вод, приуро-
ченные к крупным аллювиальным долинам, нормаль-
ным и сухим (наземным) дельтам и угленосным впа-
динам.
Во втором типе грунтовых вод намечается два под-
типа. Первый из них приурочен к синклинальным
структурам, сложенным стратифицированными ком-
плексами трещиноватых осадочно-метаморфических
или вулканических пород. Здесь водоносные комплек-
сы охватывают субсогласные зоны межпластовой тре-
щиноватости. Среди них важное значение имеют ком-
плексы металлоносных черносланцевых толщ. Второй
подтип связан с участками интенсивной трещиновато-
сти, расположенными внутри массивов геохимически
специализированных магматических или метаморфи-
ческих пород. Здесь проницаемыми оказываются уча-
стки преимущественно крутопадающих тектоничес-
ких трещин.
Важные черты современных бассейнов грунтовых
вод, в которых формируются урановые руды, приведе-
ны в таблице 11.2.
316
ЗпигЕнетическне месторождения
Таблица 11.2
Особенности современных бассейнов грунтовых вод,
содержащих урановорудные залежи
Тип бассей- на грунто- вых вод Водоносные образования Тип геохи- мического барьера Примеры ме- сторождений
Субнапор- ный тре- щинных вод Секущие и межпластовые зоны разломов в раннепалео- зойской толще металлонос- ных сланцев Нейтрали- зации и восстано- вительный Уран- ванадиевые (слюдковые)
Речных долин Русловые пески и песча- ники на кон- такте с тор- фом Сорбцион- ный и вос- станови- тельный Урановые руды в верховых торфяниках
Речных долин и пересы- хающих озер сухих саванн и полупус- тынь Карбонатные русловые образования (калькреты) Нейтрали- зации и испари- тельный Ванадий- урановые ме- сторождения в калькретах
Имеется ряд геологических признаков рудообразо-
вания в древних системах грунтовых вод.
1. Стратиформное субсогласное с напластованием
залегание рудоносных зон. Изменения между углами
падения рудных залежей и вмещающих их пластов со-
ставляют не более одного-трех градусов, что хорошо по-
казано для медистых сланцев Центральной Европы (см.
рис. 10.27). Последние, по представлениям А. М. Лурье,
формировались в рассредоточенных очагах разгрузки
древних глеевых меденосных грунтовых вод, выходив-
ших на дно лагун с сероводородным заражением.
Типичной является линзовидная в разрезе, изомет-
ричная и полосовидная в плане форма рудных тел
317
Глава 11
и сопровождающих их геохимических ореолов, не-
большие мощности рудных интервалов, не превыша-
ющие первых дециметров. В разрезах аллювиально-
пролювиальных отложений такие тела располагают-
ся: в прослоях заиления внутри сероцветных
косослоистых песчаников; в основаниях русловых се-
роцветных гравийно-песчаных горизонтов на границе
с подстилающими красноцветными отложениями;
в верхней части сероцветных пород, обогащенных уг-
лефицированными растительными остатками на кон-
такте с красноцветными русловыми песчаниками;
в слойках сероцветных песчаников внутри слоев
красноцветных алевритистых аргиллитов. В разрезах
лагунно-морских углеродистых пачек рудные интер-
валы охватывают их нижние слои, расположенные на
контакте с подстилающими красноцветными отложе-
ниями.
2. Приуроченность оруденения к стратиграфичес-
ким уровням крупных перерывов в осадконакопле-
нии. Чаще всего оруденелыми оказываются отложе-
ния, накапливавшиеся в континентальных условиях во
время преобладающих крупных региональных пере-
рывов. Рудоносные уровни приурочены к эрозионным
поверхностям. Уплощенные рудные линзы часто лока-
лизуются в виде кулис вблизи серии субпараллельных
ступенеобразных поверхностей размыва. Именно
к поверхностям размыва в средних и верхних частях
таких отложений приурочены рудоносные зоны. Ти-
пичным примером такого рода оруденения является
урановое месторождение Хэппи-Джек, локализован-
ное в палеорусловых отложениях триасовой форма-
ции Чинли на плато Колорадо в США (рис. 11.1). Близ-
кое положение имеют лентовидные рудные тела руд
крупных месторождений рудного района Г ранте (пла-
то Колорадо в США), локализованные в юрских русло-
вых песчаниках (рис. 11.2).
Во время региональных перерывов формировались
разновозрастные ураноносные аллювиально-пролю-
виальные толщи: девонские и карбоновые в Минусин-
ской и Тувинской впадинах юга Сибири; пермские
в Венгрии, Болгарии и Югославии; триасовые и юр-
ские на плато Колорадо в США, четвертичные в Запад-
ной Австралии и Судане.
Эпигепешические месторождения
Рис. 11.1. Схема строения руслового канала (руслового
вреза) месторождения урана Хэппи-Джек. (По Дж. Риджу).
1 — конгломераты, 2 — аргиллиты, 3 — песчаники,
4 — алевролиты, 5 — окремненные участки, 6 — руда-
м
150-
0.
Площадь
Амброзия-Лейк
Вулканический покрое
Пауы -Тейлор
L,— (формация_______J
I Морисон не обнажается)!
ЮВ
Площадь
Норт -Лагуна
Основание песчаников Дакота
Песчаники Дкекпайл
"Свита Боаши-Бейсин-
120-
"Свые з*1'
90-
60-
30-
I йУрановые
10.5 км
Песчаники Блафф
’Свита Рёкапчер— -
Рис. 11.2. Геологический разрез по линии Амброзия-Лейк —
Норт-Лагуна урановорудного района Грантс на плато
Колорадо в США. (По Дж. Райту).
3. Стратиграфическое положение оруденелых го-
ризонтов в основании регрессивно построенных толщ.
Историко-геологическая интерпретация этого заклю-
чается в связи рудного процесса с началом региональ-
ных палеоподнятий. Это время наиболее активного во-
дообмена в бассейнах древних грунтовых вод, следо-
вательно, наибольших масштабов массопереноса
полезных компонентов. Примером может служить ре-
грессивно-построенная раннепротерозойская рудов-
319
Глава 11
мещающая сакуканская подсвита Удоканского место-
рождения медистых песчаников.
4. Фациально-формационный контроль орудене-
ния, выраженный в приуроченности рудных зон к ме-
стам резких литологических переходов. Так, напри-
мер, участки смены аллювиально-пролювиальных от-
ложений озерными представляли собой очаги
разгрузки древних грунтовых вод, расположенных
в палеодолинах наземных дельт. В них, так же как
и в современных аридных областях, вероятно, проис-
ходила смена притоко-инфильтрационно-испаритель-
ного режима на испарительно-инфильтрационно-под-
порный.
Здесь же действовал и восстановительный барьер,
связанный с углефицированными остатками расте-
ний. Фациальный контроль фронтальными частями
наземных дельт характерен для урановых месторож-
дений девонских межгорных впадин Минусинского
и Тувинского прогибов и Северного Казахстана.
В этой связи следует отметить, что в современных на-
земных дельтах содержатся значительные запасы
грунтовых вод. А краевые их фланги включают очаги
разгрузки субнапорных грунтовых вод.
Контрастная фациально-литологическая обстанов-
ка является рудоконтролирующей для месторождений
медистых песчаников и сланцев. Так, по данным
Р. Н. Володина и др., для уникального по запасам Удо-
канского месторождения меди характерна приурочен-
ность богатых и выдержанных руд в отложениях под-
водно-дельтовых выносов, сочетающихся с лагунны-
ми, в приближенной к суше лагунно-дельтовой
фациальной зоне. Контрастная фациальная обстанов-
ка дельтовых и баровых зон отмечена И. П. Дружини-
ным для рудовмещающих каменноугольных отложе-
ний медистых песчаников Джезказганского мес-
торождения. А. М. Лурье отмечает для медного
оруденения мансфельдского типа локализацию руд-
ных пластов в местах контакта глинистых отложений,
обогащенных органическим веществом, и подстилаю-
щих красноцветных песчаных пород.
5. Связь рудообразования с эпохами аридизации
климата. Она устанавливается в приуроченности оруде-
нения к красноцветным и пестроцветным терригенным
Зпигенепютескпе месторождения
и гипс-доломитовым эвапоритовым формациям конти-
нентального и прибрежно-морского происхождения.
В аридных условиях в поверхностных и грунтовых во-
дах за счет испарения накапливаются в повышенных
концентрациях такие элементы как уран, молибден, ва-
надий, медь, полиметаллы. Мигрируя с потоками грун-
товых вод к участкам действия эвапорационных или
других барьеров, растворенные компоненты могли вы-
саживаться и формировать рудные тела.
6. Присутствие экзодиагенетических минераль-
ных новообразований в палеопроницаемых породах,
с которыми связаны рудные концентрации. В случае
с урановыми скоплениями такими новообразования-
ми являются зоны осветления в красноцветных или ге-
матитизации в сероцветных песчаниках. Экзодиагене-
тический характер гематитизации в песчаниках уста-
навливается по каемкам покраснения вокруг катунов
зеленых аргиллитов, пересечениям пятнами гематити-
зации косой слойчатости, структурам срастания гема-
тита и урановых минералов в цементе песчаников,
приуроченностью рудных концентраций к послойным
выделениям глинистого и органического вещества.
Рудообразование в современных и древних бассей-
нах грунтовых вод обычно отличается небольшими
масштабами. Это связано с двумя ограничивающими
факторами — малыми размерами геохимических ба-
рьеров и коротким временем действия грунтовых вод.
В геологическом смысле грунтовые воды являются
эфемерными образованиями. Однако при благоприят-
ном сочетании ряда геологических условий грунтовые
воды могут формировать промышленные месторожде-
ния различных полезных ископаемых. Главными фак-
торами такого рудообразования являются:
1) наличие крупных источников полезных компонен-
тов в области питания грунтовых вод;
2) развитие жаркого гумидного климата в предруд-
ный этап, с которым связано интенсивное химиче-
ское выветривание геохимически специализиро-
ванных кристаллических пород и соответствующее
поступление больших масс полезных компонентов
в грунтовые воды, и аридизации во время рудооб-
разования, обусловливавшей распространение
контрастных ландшафтно-геохимических условий;
321
Глава 11
3) медленные положительные конседиментационные
движения крупных стабильных блоков земной ко-
ры, определявших постоянное понижение уровня
грунтовых вод, соответствующее наращивание
объемов поступления полезных компонентов из зо-
ны выветривания и длительное действие геохими-
ческих барьеров;
4) значительный объем грунтовых вод;
5) большая протяженность и высокая контрастность
фациально-геохимических барьерных условий.
Первые три фактора определяются геологически-
ми условиями, существовавшими в области питания
грунтовых вод. Они обусловлены выведением в зону
древнего гипергенеза пород, обогащенных полезными
компонентами. Последние должны входить в группу
растворимых в экзогенных условиях элементов —
очень сильных и сильных мигрантов. К таковым отно-
сятся накапливающиеся в зоне деятельности грунто-
вых вод U, V, Se, Mo, Zn. В редких случаях встречают-
ся экзодиагенетические концентрации средних и сла-
бых мигрантов — Си, Ra, Ge и Be.
Наиболее яркими представителями геохимически
специализированных пород являются углеродистые
сланцы, содержание урана и ванадия в которых часто
в среднем превышает 100 кларков. Нередко встреча-
ются и лейкократовые граниты с фоновыми содержа-
ниями урана около 100 г/т. Важно отметить, что в этих
породах большая часть урана и, вероятно, других ком-
понентов находится в свободной для выщелачивания
природными растворами форме. В качестве источни-
ков полезных компонентов многие исследователи рас-
сматривают мощные толщи красноцветных и вулкано-
генных пород, часто обогащенные ураном, медью
и другими металлами.
Благоприятная для рудообразования смена во вре-
мени гумидных условий аридными предопределяет:
высвобождение больших масс полезных компонентов
из пород-источников; распространение контрастных
ландшафтов, имеющих геохимические барьеры (на-
пример, захороненных торфяников и углей в сухих
степях); испарительную концентрацию ряда элемен-
тов в поверхностных и грунтовых водах.
ЭпигенЕтвчЕскцЕ мвстврождвния
Благоприятные тектонические предпосылки реали-
зуются в таких геоблоках как щиты древних плат-
форм, срединные массивы и блоки ранней консолида-
ции складчатых областей. Именно в таких участках
земной коры, испытавших замедленные поднятия,
расположены крупные экзодиагенетические место-
рождения урана, меди и других компонентов.
Последние три фактора экзодиагенетического ру-
дообразования часто совмещаются в очагах разгрузки
бассейнов грунтовых вод. Сами бассейны должны
быть крупными и представлять аллювиальные долины,
наземные дельты, стратифицированные синклинор-
ные структуры и трещиноватые массивы. Соответст-
венно значительные размеры имеют очаги их разгруз-
ки и обстановки с геохимическими барьерами.
Для стратиформных руд меди А. М. Лурье выделяет
ряд рудоносных фаций, с которыми связаны различ-
ные по масштабу рудные объекты (табл. 11.3). Они от-
ражают соответствующие размеры рудоформирую-
щих бассейнов грунтовых вод.
Таблица 11.3
Типы рудоносных фаций и месторождений медистых
песчаников и сланцев. (По А. М. Лурье с дополнениями).
Фации Масштаб месторо- ждений и бассейнов грунтовых вод Примеры рудных объектов
Морские Крупные Мансфельд (Германия), Лю- бин-Серошовице (Польша)
Подводно- дельтовые Крупные и средние Сарыоба, Джезказган (Казах- стан), Удокан (Россия)
Сухих дельт Крупные Джезказган
Русел рек Очень мелкие и сред- ние Западное Зауралье (Россия), Донбасс (Украина)
Типа себхи Очень мелкие Рудопроявления в девоне Ми- нусинской впадины (Россия)
В пределах перечисленных бассейнов наибольшая
геохимическая контрастность отмечается:
а) в краевых частях угольных и торфяных залежей на
контакте с русловыми песчаниками и песками,
323
Глава 11
в участках совместного действия окислительно-
восстановительных, кислотно-щелочных и сорбци-
онных барьеров;
б) во фронтальных зонах окончания дельт и выклини-
вания веерно-русловых отложений в озерные на-
земных дельт с резкими изменениями Eh грунто-
вых вод;
в) приустьевых местах окончания пересыхающих ру-
сел аридных зон, где наиболее интенсивно испаре-
ние;
г) смены окислительных на восстановительные глее-
вые и сероводородные условия в вертикальном раз-
резе грунтовых вод, дренирующих трещиноватые
окисляющиеся черносланцевые сульфидоносные
или содержащие пирротин гранитоидные породы.
Примером рассматриваемых рудных объектов мо-
гут служить ураноносные торфяники, расположенные
в местах непосредственного контакта с ними русло-
вых песков. Здесь грунтовые воды в песках имеют
окислительные по урану, селену и ванадию свойства,
а в местах их контакта с торфом — восстановитель-
ные. Здесь же имеют место резкое повышение кислот-
ности и высокая сорбционная среда. Благодаря совме-
стному действию таких барьеров, в торфяниках вмес-
те с ураном накапливаются селен, ванадий, бериллий,
титан, хром и другие элементы. Подобные геохимиче-
ски барьерные условия имеют место во фронтальных
участках крупных конусов выноса — наземных дельт.
Примером совместного действия испарительного
и нейтрализационного геохимических барьеров явля-
ются концентрации урана в виде калиевых ванадатов
уранила (карнотита) в калькретах сухой долины Йил-
лири, расположенной в Западно-Австралийской полу-
пустыне. Примером рудообразования в зонах окисле-
ния трещиноватых пиритоносных черных сланцев мо-
гут быть стратифицированные рудные залежи
с уранил-ванадатной и уранил-фосфатной минерали-
зацией. Они связаны с плиоцен-четвертичными под-
нятиями и зонами грунтового окисления, распростра-
ненными по пластово-трещинным проницаемым гори-
зонтам раннепротерозойских черных сланцев.
В результате кислотно-щелочных изменений в них
324
ЭпигецЕтические месторождения
происходят реакции нейтрализации растворенных
сульфатов уранила с ванадатами и фосфатами и фор-
мируются урановые слюдки.
Примером рудолокализации в песчаниках крупной
дельты могут служить медные рудные тела Удоканского
месторождения, локализованные в раннепротерозой-
ской молассоидной толще (рис. 11.3). Здесь согласные
с вмещающими осадочными горизонтами рудные тела
повторяют размещение рукавов подводной части дель-
ты и располагаются в заливно-лагунных отложениях.
Рис. 11.3. Геологическая карта и разрез Удоканского
месторождения меди. (По Р. Н. Володину и др.)
1—6 — раннепротерозойские отложения: 1 — песчано-
аргиллито-алевролитовые отложения намингинской свиты;
2—5 — алевролито-песчаниковые отложения верхнесакуканской
подсвиты: 2 — надрудная толща, 3 — рудоносная толща,
4 — горизонт медистых песчаников (а) и рудные тела медистых
песчаников (б); 5 — подрудная толща; 6 — песчаниковые
отложения среднесакуканской подсвиты; 7—8 — дайки:
7 — габбро-диабазов, 8 — лампрофиров и кварцевых порфиров,
9 — разрывные нарушения; /0 — рудоносные
стратиграфические уровни (цифры в кружках); 11 — элементы
залегания пород: нормальное (а), опрокинутое (б).
325
Глава 11
Таким образом, для экзодиагенетических место-
рождений характерно:
— субсогласное с напластованием залегание рудонос-
ных зон;
— локализация оруденения в стратиграфических
уровнях крупных скрытых перерывов в осадкона-
коплении;
— позиция оруденелых горизонтов в основании рег-
рессивно построенных толщ;
— контрастная фациально-литологическая обстанов-
ка оруденения;
— связь рудообразования с эпохами аридизации;
— приуроченность руд к палеопроницаемым породам.
К экзодиагенетическим следует относить следую-
щие рудные формации: медистых сланцев; медистых
песчаников палеорусел пестроцветных толщ; урано-
вых и битумно-урановых в палеорусловых песчаниках
пестроцветных толщ; урановых и ванадий-урановых
в зонах окисления черносланцевых комплексов; ура-
новых в зонах окисления гранитоидов, обогащенных
пирротином; ванадий-урановых в калькретах; метал-
лоносных углей и торфяников.
Месторождения в артвзианских бассейнах
В артезианских бассейнах, распространенных в оса-
дочном чехле древних и особенно молодых платформ,
выявлены многочисленные месторождения нефти и га-
за, подземных вод, металлоносных рассолов, урана, ред-
ких и рассеянных элементов. С этими водами многие
исследователи связывают образование стратиформных
месторождений свинца, цинка, меди, стронция, вана-
дия, серы и других полезных ископаемых.
Среди рудоносных бассейнов следует выделять два
крайних типа. В первом из них нисходящее движение
подземных вод происходит из-за гидростатического дав-
ления (рис. 11.4). Во втором имеет место восходящее дви-
жение напорных вод отжимающихся из осадочных от-
ложений при преобладании литостатического давления
(рис. 11.5). В некоторых бассейнах в разных горизонтах
существуют оба типа гидродинамических обстановок.
326
ЭпигепетичЕскив месторождения
Рис. 11.4. Схема строения артезианского бассейна
инфильтрационного типа. (По А. М. Овчинникову),
а — область питания и создания напора; б — область
распространения напора и падения гидростатического
давления; в — область разгрузки; 1 — водоносные породы,
2 — водоупорные породы, 3 — пьезометрический уровень;
4 — уровень грунтовых вод; HtuH2 — пьезометрические
напоры в первом и втором сечениях; т — мощность
артезианского водоносного горизонта (стрелками показано
направление движения вод).
F—Н
Рис. 11.5. Схема строения артезианского бассейна
элизионного типа. (По А. А. Карцеву с дополнениями).
а, б, в, т, Hj, Н? стрелки, 1 и 2 — то же, что и на рис. 11.14,
3 — воды бассейна, 4 — пьезометрическая кривая
327
Глава 11
Соответственно ведущей гидродинамической об-
становке следует выделить два класса месторождений.
В первый входят комплексные редкометально-урано-
вые месторождения, локализованные в зонах выкли-
нивания внутрипластового окисления. Они представ-
ляют собой важный геолого-промышленный тип, по-
скольку обладают большими запасами относительно
дешевого сырья, добываемого эффективным спосо-
бом подземного выщелачивания. Образование основ-
ной массы таких руд связывают с нисходящими пото-
ками напорных подземных вод инфильтрационных ар-
тезианских бассейнов. Время рудообразования
оценивается в сотни тысяч — десятки миллионов лет.
Рудная минерализация формировалась в мелу, палео-
гене и неогене.
Второй класс включает месторождения стронция,
ванадия, меди, полиметаллов, серы, нефти и газо-гид-
роминерального сырья, связанные с элизионным ре-
жимом. Геологические условия локализации и вопро-
сы генезиса руд для этих месторождений по сравне-
нию с рудными объектами первого типа изучены не
так полно.
Месторождения, сформированные в древних арте-
зианских системах, могут иметь очень крупные мас-
штабы. Известны рудные провинции с уникальными
по запасам инфильтрационными уран-редкометаль-
ными месторождениями в Средней Азии (Кызыл-Кум-
екая и Аму-Дарьинская) и в штате Вайоминг, США.
В них протяженность рудоконтролирующей зоны вы-
клинивания внутрипластового окисления составляет
сотни километров. Не менее крупными оказываются
месторождения, которые связывают с элизионными
бассейнами. Так, к ним относят Джезказганское уни-
кальное по запасам месторождение меди, крупнейшие
месторождения свинца и цинка Верхнемиссисипской
долины и хребта Каратау.
Инфильтрационные мветорождвния
Такие месторождения объединяют в группы с раз-
личными синонимическими названиями — эпигенети-
ческие, экзогенно-эпигенетические, гидрогенные, пе-
328
Эпигеиетические мвсторождеиия
счаникового типа, инфильтрационные, ролловые, свя-
занные с зонами пластового окисления и пр. В науч-
ной и учебной литературе достаточно подробно рас-
смотрены разнообразные предпосылки их образова-
ния и закономерности рудолокализации (работы
К. Г. Бровина, А. И. Германова, Р. И. Гольдштейна,
Е. А. Головина, В. Г. Грушевого, А. М. Данилевич,
М. Ф. Каширцевой, Я. М. Кислякова, А. К. Лисицина,
М. Ф. Максимовой, Г. А. Машковцева, Б. И. Наталь-
ченко, А. И. Перельмана, И. Г. Печенкина, С. Д. Расу-
ловой, Д. Робертсона, А. А. Смирнова, Д. Финча,
Е. М. Шмариовича, Г. М. Шора, В. Н. Щеточкина
и многих других). Механизм рудообразования хорошо
смоделирован, что позволяет проводить количествен-
ное прогнозирование таких месторождений.
Для них характерны следующие особенности:
1) расположение в областях аридного климата; 2) нали-
чие рудоконтролирующих зон внутрипластового окис-
ления; 3) приуроченность к проницаемым водоносным
горизонтам песков и песчаников, реже пористых кар-
бонатных пород, расположенных внутри глинистых во-
доупоров; 4) наличие рудоконтролирующей окисли-
тельно-восстановительной минералого-геохимической
и гидрогеохимической зональности; 5) локализация
в местах скоплений сингенетического органического
вещества или наложенных вторичных восстановителей
(водорода, сероводорода, битумов и др.); 6) пространст-
венная связь с валами, флексурами или внутренними
поднятиями, осложняющими крылья пологих синкли-
налей артезианских бассейнов; 7) ролловая форма руд-
ных тел, выраженная в серповидных в поперечном се-
чении и лентовидных в плане рудных залежах.
С аридным климатом связаны два положительных
фактора рудообразования. Во-первых, создание окис-
лительной обстановки в глубоких горизонтах артези-
анских бассейнов, и во-вторых, повышение концент-
раций ряда элементов (U, V, Mo, Se) в подземных во-
дах. В аридных и семиаридных ландшафтах (пустыни,
сухие степи и саванны) отсутствует сплошной почвен-
но-растительный покров. Кислород не расходуется на
его формирование и насыщает грунтовые воды. По-
следние в областях питания артезианских бассейнов
непосредственно питают нисходящие потоки напор-
Глава 11
ных вод и соответственно обогащают их кислородом
в концентрациях 0,0п — п г/л.
В пустынных областях происходит интенсивное
выпаривание, с которым связаны концентрации ряда
элементов. Кроме того, в кислородсодержащих под-
земных водах могут накапливаться металлы, которые
в окислительных формах дают хорошо растворимые
комплексы. К таким компонентам относятся соедине-
ния шестивалентного урана (уранил-иона), окисных
форм ванадия, селена и молибдена.
Нисходящие потоки кислородных подземных вод
содержат угольную кислоту (сумма СО2 = 0,00п моль/кг
Н2О), сульфат-ион (0,On моль/кг Н2О), относятся к прес-
ным и слабоминерализованным, имеют близнейтраль-
ные и слабощелочные pH (6,7 —8,5) и положительные
значения Eh (около +0,2 В). Имеющиеся в водах сво-
бодный кислород и сульфат-ион предопределяют их вы-
сокие окислительные свойства. Поэтому нисходящие
потоки таких вод формируют зоны пластового окисле-
ния (ЗПО). Они распространяются от областей питания
артезианских бассейнов по падению водоносных ком-
плексов на десятки и даже сотни километров, проникая
на глубину до 700 м. По мере проникновения кислород
расходуется, а подземные воды перераспределяют руд-
ные компоненты.
Образование ЗПО предопределяется региональны-
ми тектоническими и гидрогеологическими факторами.
Артезианские бассейны, содержащие такие зоны, рас-
полагаются в областях умеренной тектонической акти-
визации платформ, которые обусловливали высокие ги-
дростатические напоры в их краевых частях. Амплиту-
ды межблоковых движений составляют 300— 1500 м.
Это определяет постоянное превышение гидростатиче-
ского напора над литостатическим и возможность фор-
мирования инфильтрационных потоков. Если переме-
щения блоков в областях питания составляют более по-
лутора километров, то формируются весьма высокие
напоры, которые не позволяют полно развиваться зо-
нам выклинивания пластового окисления. Если ампли-
туды составляют первые сотни метров, то формируется
преимущественно эксфильтрационный режим.
Районы распространения рудоконтролирующих
ЗПО охватывают различные депрессионные структуры
Зпигиеиичеише месторождения
земной коры. Е. М. Шмариович выделил три типа рудо-
носных артезианских бассейнов, содержащих ЗПО:
крупных синеклиз, грабен-синклиналей и палеодолин,
в которых последовательно уменьшаются масштабы ме-
сторождений. С учетом такого подхода Г. А. Машковце-
вым с соавторами выделены три геолого-промышленные
типа инфильтрационных уран-полиэлементных место-
рождений: наиболее крупные в синеклизах и грабен-
синклиналях; средние по запасам в наложенных впади-
нах; мелкие в эрозионных палеодолинах (табл. 11.4).
Таблица 11.4
Характеристики инфильтрационных уран-редкоме-
тальных месторождений. (По Г. А. Машковцеву и др.
с упрощениями).
Типы месторо- ждений Активизирован- ных молодых платформ (в синеклизах и грабен- синклиналях) Эпиплатформенных орогенов (в нало- женных впадинах) Слабодиффе- ренцированных сводовых под- нятий (в эрози- онных палеодо- линах)
Площади струк- тур, кв. км П100000—П10000 nlOO—пЮ п10—п
Масштабы ме- сторождений Крупные и очень крупные Средние Средние и мел- кие
Параметры ру- долокализую- щих ЗПО:
а) площади, кв. км 1000л—10п Юп п—0,п
б)протяженность фронтов выкли- нивания, км; 100n— Юп Юп—п п
в) протяжен- ность месторож- дений, км lOOn—Юп Юп—п п
Примеры место- рождений Инкай, Канджу- ган, Карамурун в Чу-Сарысуйской и Учкудук, Су- гралы и Букинай в Кызылкумской провинциях Кольджат, Нижне- илийское, Турака- вакское в Киргизии, Имское в Бурятии, Харатовское в Мон- голии, Майлису в Узбекистане Далматовское в Зауралье, Семи- збай в Казах- стане, Хиагда в Забайкалье
331
СлЭ
СлЭ
гчэ
Рис. 11.6. Зоны
окисления и связь с
ними уранового
оруденения. (По
Е. М. Шмариовичу,
упрощено).
Отношение
вертикального и
горизонтального
масштабов 1:100.
1 — породы
фундамента;
2 — галька и
гравий; 3 — песок;
4 — алевролит;
5 — глина;
6 — первично
сероцветные
породы с
углистыми
остатками;
7 — первично
красноцветные породы; 8 — разломы; 9 — зоны трещиноватости; 10 — уровень грунтовых вод;
11—12 — направление движения подземных вод: 11 — кислородных ураноносных, 12 — бескислородных, не
содержащих уран; 13—16 — зоны окисления: 13 — поверхностного, 14 — грунтового пластово-порового,
15 — порового пластового (ЗПО), 16 — трещинного; 17 — урановое оруденение.
Гяавз 11
Эпигенетические месторождения
Зоны пластового окисления чаще всего распростра-
няются от краевых поднятий, сложенных водообиль-
ными кристаллическими породами, охватывают значи-
тельные площади и сопровождаются поверхностным,
грунтовым и трещинным окислением (рис. 11.6). В ред-
ких случаях ЗПО могут распространяться от внутрен-
них поднятий, сложенных первично красноцветными
толщами или поступать по глубоким разломным зонам
дренирования.
В большинстве рудных районов в областях питания
артезианских бассейнов характерно присутствие ис-
точников рудного вещества в виде специализирован-
ных геологических формаций (металлоносных углеро-
дистых сланцев, массивов лейкогранитов, ареалов
кислых эффузивов и др.). Вместе с тем рудообразова-
ние может происходить и без наличия таких геохими-
чески специализированных образований в областях
питания.
Локализация ЗПО в водоносных горизонтах обус-
ловлена гидрогеологическими условиями и очевидна
для современных зон. Древние ЗПО устанавливаются
по фактам пересечения окислительных минеральных
новообразований фациально-литологических границ,
отчетливой стратифицированности, локализации
в палеопроницаемых породах (песчаниках, доломити-
зированных и кавернозных известняках) и удлинен-
но-языкообразной форме. Как правило, в разрезе ар-
тезианского бассейна отмечается несколько ярусов
ЗПО, разделенных не окисленными глинистыми водо-
упорами.
Коэффициенты фильтрации современных гори-
зонтов с ЗПО в большинстве случаев колеблются от 0,5
до 15 м/сут. При прочих равных условиях более про-
дуктивными оказываются рыхлые гравийные пески.
Для образования рудоформирующих ЗПО должна
быть оптимальной скорость фильтрации, которая оп-
ределяется пьезометрическим уклоном, составляю-
щим 0,0001—0,01. Последний представляет собой от-
ношение перепадов высот в области питания и раз-
грузки бассейна к расстоянию между ними.
Промышленные месторождения располагаются
в контрастных по проницаемости разрезах терриген-
ных и карбонатно-терригенных континентальных, дель-
333
Гпава 11
товых и прибрежно-морских осадочных толщ, испытав-
ших лишь слабую литификацию начального катагенеза.
В противном случае поры осадочных коллекторов вы-
полняются карбонатными, глинистыми и другими мине-
ралами, и породы становятся непроницаемыми. Это
объясняет подавляющее распространение инфильтра-
ционных месторождений именно в рыхлых толщах ме-
зойзойского и кайнозойского возрастов. Рудовмещаю-
щими оказываются гравийно-песчаные отложения
крупных рек, дельт и баров, расположенные внутри во-
доупорных глинистых озерных и мелководно-морских
образований.
Уран-редкометальное оруденение локализуется на
окончании ЗПО. Рудные тела составляют части опре-
деленных зонально-построенных минералого-геохи-
мических и гидрогеохимических эпигенетических
зон. Основу таких зон составляют изменения окисли-
тельно-восстановительного потенциала вмещающей
среды, которое обусловлено расходованием раство-
ренного кислорода нисходящих пластовых вод на
окисление восстановленных компонентов. При этом
закономерно изменяются кислотно-щелочные свойст-
ва среды, минеральный состав новообразований, гео-
химические особенности пород и омывающих их вод.
По направлению от незатронутых окислением вос-
становленных пород выделяется ряд минералого-гео-
химических зон (рис. 11.7). В основу данной зонально-
сти положены изменения валентного состояния двух
важнейших компонентов — железа и урана. По перво-
му отчетливо устанавливаются цвет пород и общие ге-
охимические условия минералообразования, по вто-
рому — условия рудоконцентрации. Устанавливаются
следующие зоны: нулевая безрудная эпигенетически
неокисленных пород; 1) рудная (уранового накопле-
ния), включающая подзоны: 1а) ореола повышенных
концентраций урана; 16) убогих и бедных («серых»)
урановых руд; 1в) рядовых и богатых («черных») ура-
новых руд; 1г) разрушающихся урановых руд или
«пробега» (опережающего оксиления и выноса урана
почти без окисления железосодержащих компонен-
тов); 2) пластового окисления (тыловая) с подзонами:
2а) частичного окисления; 26) неполного окисления;
2в) полного окисления.
Эпигенетические месторождения
Рис. 11.7. Схема изменения величин Eh и pH
литогидрогеохимической среды в профиле пластовой
рудоконтролирующей окислительной зональности.
(По М. Ф. Максимовой, Е. М. Шмариовичу).
а — изменение Eh в породах с сингенетическими
восстановителями (микробиологически активным
органическим веществом), б — то же с абиогенными
эпигенетическими восстановителями. Подзоны:
О — эпигенетически неокисленных безрудных пород;
1а — ореола рассеяния урана, 16 — бедных урановых руд,
1в — рядовых и богатых урановых руд,
2а — разрушающихся руд (выщелачивания урана),
26 — частичного окисления, 2в — неполного окисления,
2г — полного окисления.
В зависимости от типа восстановителей отмечается
различный характер изменения Eh среды. Если окисле-
нию подвергаются осадочные породы восстановитель-
ных геохимических фаций, то на границе выклинивания
ЗПО образуется микробиальный сероводород и водо-
род. Они служат восстановителями урана и сопутствую-
щих элементов. В зоне оруденения отмечается сниже-
335
Гпава 11
ние Eh. В случае окисления вторичных восстановителей
(углеводородов, абиогенного сероводорода) отмечается
резкое понижение окислительно-восстановительного
потенциала. Согласно указанной минералого-геохими-
ческой зональности, изменяются минеральный состав,
концентрации ряда элементов в поровых водах и твер-
дой фазе, радиохимические, микробиальные и газогид-
рогеохимические особенности среды. Понижение кис-
лотности в зоне оруденения имеет место при развитии
ЗПО в породах, содержащих примесь пирита при мень-
ших концентрациях карбонатов. В этих условиях, как
и при формировании зон окисления сульфидных руд,
образуется серная кислота, которая при практическом
отсутствии нейтрализаторов (прежде всего кальцита)
обусловливает понижение pH. В кислых средах могут
выщелачиваться, а в щелочных осаждаться скандий, ит-
трий и редкие земли.
Изменения концентрации селена и урана в подзем-
ных водах и твердой фазе указывают на их локальное
растворение и переотложение. Селен осаждается
в менее восстановительных условиях в зоне отсутст-
вия урановых руд. Аналогично ведут себя и другие раз-
новалентные элементы (ванадий, молибден, рений).
Концентрации элементов могут быть как в оксид-
ных, так и в восстановленных формах. По данным
М. Ф. Максимовой, Е. М. Шмариовича и др., в совокуп-
ности изменения Eh и pH среды по направлению филь-
трации на выклинивании ЗПО создают ряд вложенных
друг в друга и перекрывающихся концентрационных
ореолов: самородный Se + U+V (уранилванадаты) —
U + V (высоковалентные оксиды) — Se (селени-
ды) + Sc+Y+лантаноиды — Re + U+V (низковалент-
ные оксиды) + Sc 4-Y4-лантаноиды — Re + Mo — Мо.
Некоторый рост концентраций в зоне оруденения
железа и сульфидной серы объясняется новообразо-
ваниями пирита. Последний является минералогиче-
ским фиксатором интенсивных микробиальных
процессов, обусловленных жизнедеятельностью аэ-
робных железоокисляющих и анаэробных сульфатре-
дуцирующих бактерий.
Согласно вариациям Eh, изменяется минеральный
состав выделенных зон. Находящиеся в зоне неизмен-
ных пород минералы, содержащие в своем составе за-
Эпигенетические месторождения
кисное железо (пирит, сидерит, анкерит, глауконит,
хлорит, биотит), углистое органическое вещество
и сульфидную серу, в зоне окисления разлагаются.
На их месте формируются гетит и гидрогетит, создаю-
щие за счет окисного железа желтую и коричнево-
красную окраску пород. В зоне оруденения осаждают-
ся новообразования в виде самородного селена, урано-
вых окислов (урановые черни, настуран), коффинита,
пирита, молибденита, минералов ванадия и др. В не-
больших концентрациях могут осаждаться оксидные
соединения ванадия и урана и селениды.
Закономерны радиохимические изменения в рас-
сматриваемой зональности. Существенное накопле-
ние радия в зоне окисления обусловлено появлением
здесь концентраций сульфат-иона. Радий, являясь про-
дуктом радиоактивного распада урана, накапливается
в виде труднорастворимых сульфатов (радио барита)
в зоне выноса урана. Низкие концентрации радия
в подзоне богатых урановых руд и некоторый рост его
содержаний в подзоне убогих руд указывают на пере-
отложение урана. Разделение изотопов тория-230
и урана-238 связано с разной растворимостью их со-
единений в окислительно-восстановительных услови-
ях. Соответственно указанным вариациям изменяют-
ся радиационные дефекты в обломочных зернах квар-
ца в рудовмещающих песчаниках и гамма-активность
рудоносных образований.
Необходимым условием рудообразования является
присутствие в неокисленных породах восстановите-
лей. Е. М. Шмариович выделяет три разновидности
восстановительных агентов:
1) седиментно-диагенетическое углистое органичес-
кое вещество;
2) вторичные битумы или находящиеся в порах вос-
становительные газы (сероводород, водород), внед-
рившиеся во вмещающую среду до ЗПО;
3) восходящие восстановительные термальные рас-
творы, непосредственно взаимодействующие
с ЗПО.
Первая разновидность наиболее распространена.
В этом случае рудные концентрации прямо зависят от
скоплений аутигенного органического вещества. Про-
Таблица 11.5
Характеристика геохимических типов осадочных пород.
(По Е. М. Шмариовичу и Г. В. Грушевому)
Геохимический тип пород Характеристика
Угольный (чер- ноцветный) Черный и темно-серый цвет Сорг.>1%, преобладание сульфидного Fe, аутигенные пирит, марказит, мельниковит
Детритовый (сероцветный) Серый и темно-серый цвет, обогащение растительными остатками, Сорг.— 0,1-1%, часто преобладание сульфидного Fe в виде пирита, марказита и мельниковита
Хлорит- сидеритовый Голубовато- и зеленовато-серый цвет, Сорг.0,0п—о,п%, преобладает растворимое закис- ное Fe, аутигенные сидерит, анкерит и хлорит
Карбонатный Светло-серый и серый цвет, заметно количество растворенного закисного Fe, Сорг — 0,0п%, количество аутигенных кальцита, сидерита и доломита от 0,5 до 30-40 и более %
Глауконитовый Зеленовато-серый цвет, пирит и углистое вещество отсутствуют, преобладает раство- ренное окисное Fe
Пестроцветный Чередование розовато-красного и серого цвета, Сор, — 0,0п—0,00п%, преобладание окисных над закисными формами Fe
Красноцветный Розовый, сиреневый и кирпично-красный цвет, Сорг.— 0,00п%, преобладает окисное растворенное Fe, аутигенные гидрогематит и гидрогетит.
Безжелезистый Белесый цвет, содержание Fe низкое (< 0,2%), отсутствуют аутигенные минералы Fe и органическое вещество
Глава 11
3nuzEUEmu4BCKUB месторождения
странственное расположение рудных залежей и их
форма определяются линией выклинивания ЗПО и се-
диментационным распределением органического ве-
щества. При этом руд ©образование может быть только
при наличии определенных угольных или детритовых
геохимических типов осадочных пород (табл. 11.5).
В других геохимических условиях не хватает органи-
ческого вещества для достаточного микробиального
продуцирования сильных восстановителей — серово-
дорода и водорода.
Геохимические контрастные условия второй раз-
новидности определяются поступлением восстанови-
тельных абиогенных газов по зонам разломов.
При этом образуются сложные по форме рудные тела,
локализованные на контакте ЗПО и крутопадающих
зон трещиноватости. Проявления газов устанавлива-
ются по их присутствию при дроблении пропитанных
кислотой пород и интенсивной наложенной пиритиза-
ции первично красноцветных отложений.
На месторождениях третьей разновидности, сфор-
мированных на контакте ЗПО с восходящими восста-
новительными растворами, отмечаются наиболее бо-
гатые и контрастные руды. Здесь встречаются слож-
ные по форме, часто столбообразные, рудные тела,
которые контролируются малоамплитудными консе-
диментационными разломами (рис. 11.8). Рудные ассо-
циации имеют признаки воздействия термальных вос-
становительных растворов на окисленные породы
(«руды восстановления»). Отмечается стадийность
термального восстановительного эпигенеза: ранняя
аргиллизация и окремнение и поздние сульфидно-кар-
бонатные новообразования.
Особой разновидностью оруденения являются руд-
ные тела, сформированные на контакте зон окисления
и ранних («первичных») урановых руд. Ярким приме-
ром являются так называемые послесбросовые рудные
залежи месторождения Амброзия-Лейк (рис. 11.9).
Здесь сложные по форме залежи локализованы на кон-
такте вторично окисленных и осветленных юрских пе-
счаников. Как считают американские геологи, «пер-
вичное» битумно-урановое оруденение сформировано
при коагуляции урано-гуматов, мигрировавших древ-
ними грунтовыми водами.
339
Гпава 11
Рис. 11.8. Геологический разрез по приразломным «рудам
восстановления» в отложениях альб-сеномана и гранитах
фундамента. (По М. Ф. Максимовой и Е. М. Шмариовичу).
1 — водоупорные глинистые породы, 2 — водонепроницаемые
песчаные породы с гравием и галькой, 3 — граниты
фундамента, 4 — Пластова- и трещинно-окисленные
породы, 5 — пиритизированные породы, 6 — урановое
оруденение, 7 — разломы, 8 — буровые скважины.
Для локализации инфильтрационного оруденения
считается благоприятным наличие локальных анти-
клинальных структур, осложняющих артезианские
бассейны. Ими являются пологие куполовидные анти-
клинали, валы и флексуры, сопровождаемые малоамп-
литудными зонами трещиноватости. В таких структу-
рах могут располагаться скопления вторичных восста-
новителей (сероводорода, водорода, углеводородов)
и соответственно создаваться локальная контрастная
геохимическая среда. Кроме того, в них формируются
промежуточные очаги разгрузки напорных вод, что
обусловливает привнес рудного вещества (рис. 11.10).
Для большинства рассматриваемых месторожде-
ний весьма характерной является форма рудных тел.
Эпоевнешические месторождения
Секта Рекапчер
Рис. 11.9. Строение до- и послесбросовых рудных тел в
разрезе битумно-уранового месторождения Амброзия-Лейк.
(По М. М. Ройбер). 1 —пластовые (досбросовые) рудные тела,
2 — рудный столб (послесбросовый), 3—5 — породы свиты
Уэстуотер-Канвон: 3—4 — песчаники (3 — окисленные, 4 —
неокисленные сероцветные), 5 — аргиллиты, 6 — зона трещин.
Рис. 11.10. Примеры рудоконтролирующей роли очагов разгруз-
ки подземных вод (По Б. И. Натальченко, Р. Я. Гольдштейн).
А — открытый очаг разгрузки в антиклинали; Б — скрытый
очаг разгрузки в структуре разлом-флексура; В — открытый
очаг разгрузки в краевой части артезианского бассейна элизи-
онноготипа; 1 — почвенно-растительный слой; 2 — водонос-
ные песчаники; 3 — водоупорные глинистые толщи; 4 — водо-
упорные карбонатные породы; 5 — направление движения
окислительных вод; 6 — направление движения восстанови-
тельных вод; 7 — зоны выклинивания пластового окисления;
8 — ролловые урановые рудные тела; 9 — источники; 10 — оча-
ги площадной разгрузки подземных вод.
341
Глава 11
Рис. 11.11. Языкообразная форма зон пластового окисления
и прихотливая морфология уранового оруденения в плане.
(ПоМ. Ф. Максимовой и Е. М. Шмариовичу):
а — обусловленная литолого-фациальными особенностями
среды (языкообразная форма песчаных фаций);
б — обусловленная распределением сингенетических
восстановителей (углистое органическое вещество);
в — обусловленная распределением эпигенетических
восстановителей (дисульфиды железа и др.) во вмещающих
песках. 1 — песчаные породы; 2 — глинистые породы;
3 — углистый детрит; 4 — проявление интенсивной
эпигенетической пиритизации; 5 — зоны пластового
окисления; 6 — урановое оруденение (мешковые части
роллов); 7 — разломы; 8 — направления движения
пластовых вод.
В плане это сложные лентообразные залежи, а в разре-
зе — роллы (рис. 11.11). В последних выделяют нижнее
и верхнее крылья и мешковуто часть, расположенную
в наиболее проницаемой, обычно центральной части
рудо вмещающего горизонта. Часто роллы слагают
многоярусные рудоносные и сложные зоны
(рис. 11.12).
Классическая форма симметричных роллов харак-
терна для ЗПО, формирующей оруденение в пласте
с эпигенетическими восстановителями. Здесь при от-
носительно равномерном распределении восстанови-
342
Эпигвовточвскив месторождения
П%П4 [7715 Е2 6 RgT] 7 И 8
Рис. 11.12. Формы роллов: а — простого строения;
б — сдвоенный; в — с-образный; г — разорванный;
д — многоярусный. 1 — водопроницаемые пески и
песчаники; 2 — водоупорные глины и алевролиты;
3 — окисленные породы; 4 — урановые руды; 5 — ореол
повышенных концентраций урана; 6 — крылья ролла;
7 — мешковая (головная) часть ролла; 8 — направление
фильтрации кислородосодержащих вод.
телей наибольшие концентрации располагаются в не-
посредственном контакте рудной зоны и зоны окисле-
ния. По падению пласта за Мешковой частью распрост-
раняется так называемый хвост ролла с повышенными
постепенно убывающими концентрациями полезных
компонентов.
В случае син-диагенетических углистых восстано-
вителей формируются неправильные по форме ролло-
343
Глава 11
подобные и линзовидные тела. Богатые руды здесь
пространственно тяготеют к контакту зоны окисления
с участками, максимально обогащенными органичес-
ким веществом. Если имеют место приразломные га-
зообразные восстановители, то получаются столбооб-
разные, трубообразные, неправильно-линзовидные
и обратно-ролловые тела. Здесь максимальные кон-
центрации полезных компонентов тяготеют к местам
контактов ЗПО и разломов.
В целом морфология рудных тел определяется: рас-
пределением проницаемости и скорости фильтрации;
размещением восстановителей; условиями сохраннос-
ти или разрушения роллов. При разведке и оконтури-
вании рудных тел существенное влияние на форму
рудных тел оказывают заданные кондиции. В частнос-
ти, если предполагается разработка месторождения
способом подземного выщелачивания, то в контур
рудных тел не включаются интервалы, в которых кон-
центрации полезных компонентов находятся в непро-
ницаемых породах.
Большинство инфильтрационных месторожде-
ний образовано в новейший плиоцен-антропогено-
вый этап. Многие из них продолжают формировать-
ся и ныне. Фронт выклинивания ЗПО и все эпигене-
тические зоны медленно передвигаются согласно
движению подземных вод. Существуют и древние
законсервированные ролловые месторождения. Од-
нако промышленного значения оруденение зон па-
леозойского и раннемезозойского возраста невели-
ко. Это связано с подвижностью рудных концентра-
ций и легкой возможностью их разубоживания
и уничтожения нисходящими потоками окислитель-
ных вод.
Ресурсы инфильтрационных руд (Р) достаточно на-
дежно оцениваются. Они находятся в прямой зависи-
мости от: первоначального содержания полезных ком-
понентов в подземных водах (Сисх); протяженности
линии выклинивания ЗПО (1); мощности рудовмещаю-
щего водоносного пласта (h); скорости фильтрации
(V), равной произведению коэффициента фильтрации
(Кф) на пьезометрический уклон (I); времени форми-
рования ЗПО (t); контрастности восстановительного
барьера, устанавливаемой как 1 — Сисх /С кон.
ЭпигЕнетическиЕ месторождения
Согласно Е. М. Шмариовичу, общая формула име-
ет вид
Р=(Сисх. -Скон ) Кф -11Ь1
Фильтрационные способности и скорость фильтра-
ции колеблются в пределах одного порядка. Мощности
рудовмещающих горизонтов изменяются также незна-
чительно — от первых метров до 15 —20 м. Судя по из-
менениям Ehr контрастность барьера колеблется также
в пределах порядка (от +0,2 до —0,2 В). Незначительно
(от десятых долей до нескольких мг/л) могут колебать-
ся содержания урана в исходных растворах. Следова-
тельно, крупные масштабы оруденения можно связать
лишь с двумя параметрами, изменения которых могут
охватывать несколько порядков. Это протяженность
линии выклинивания зон, составляющая от сотен мет-
ров до сотен километров, и время рудообразования, ко-
торое по ряду данных оценивается от десятков и сотен
тысяч до первых десятков миллионов лет.
Рассмотренные инфильтрационные месторожде-
ния объединяются в одну рудную формацию эпигене-
тических редкометально-урановых руд. Она включает
три субформации: урановые и уран-редкометальные
(селен-ванадий-рений-редкоземельно-урановые) в пе-
счаниках чехла активизированных молодых плат-
форм; уран-угольные в лимнических бассейнах меж-
горных впадин; урановые в эрозионных палеодолинах.
ЗкЕфилыпраципнные месторождения
В эту группу объединяются стратиформные руд-
ные объекты, генетическая природа которых дискус-
сионна. В литературе их называют анагенные, страти-
формные, элизионные, гидрогенно-эксфильтрацион-
ные и экзогенно-гидротермальные. К данному классу
отнесены месторождения стратиформных руд меди,
свинца, цинка, урана, ванадия, железа, стронция, ба-
рия, серы, нефти, газа, бальнеологических вод, йодо-
бромных и редкометальных рассолов.
Проблемам нефтегазовой геологии посвящена ог-
ромная научная и учебная литература (работы А. М. Ак-
рамходжаева, И. О. Брода, Н. Б. Вассоевича, И. В. Вы-
345
Глава 11
соцкого, И. М. Губкина, А. А. Карцева, А. Э. Конторови-
ча, Д. В. Несмеянова, С. Г. Неручева, В. В. Семеновича,
В. Ф. Симоненко, В. А. Соколова, А. А. Трофимука,
Д. Вельте, Д. Рассела, К. Салле, В. Тиссо, Дж. Ханта
и др.). В этой связи ниже приведены лишь основные све-
дения. Вопросам происхождения рудных месторожде-
ний такого типа посвящены труды Е. А. Баскова,
И. Ф. Габлиной, Г. А. Голевой, Д. И. Горжевского,
А. И. Донца, А. А. Карцева, Я. М. Кислякова, А. М. Лу-
рье, В. Т. Лукьяновой, Г. А. Машковцева, Дж. Мейнарда,
И. С. Оношко, Д. И. Павлова, В. Ф. Пенькова, В. В. По-
пова, Н. С. Скрипченко, С. С. Смирнова, В. А. Шумлян-
ского, В. Н. Щеточкина, В. Н. Холодова и др. Рудообра-
зование связывается с деятельностью восходящих фор-
мационных вод элизионных артезианских систем.
Для рассматриваемых объектов характерны следу-
ющие особенности:
1) расположение внутри крупных отрицательных
структур земной коры, выполненных мощными
(более километра) толщами осадочных пород;
2) присутствие в полных разрезах продуктивных бас-
сейнов пачек эвапоритов;
3) наличие в разрезах геохимически специализиро-
ванных осадочных формаций (металлоносных би-
туминозных глин, красноцветных терригенных
толщ, вулканогенно-осадочных пород и др.);
4) локализация руд в пористых горизонтах песчаников
и карбонатных пород, расположенных внутри глинис-
тых или эвапоритовых водонепроницаемых и экрани-
рующих (для углеводородов и подземных вод) толщ;
5) наличие ореолов вторичных минеральных образо-
ваний, отражающих развитие окислительно-вос-
становительных и кислотно-щелочных геохимичес-
ких реакций;
6) расположение в локальных антиклиналях, осевых
зонах флексур, инверсионных поднятиях, местах
эрозионно-стратиграфических несогласий, кото-
рые могли служить очагами разгрузки и ловушками
восходящих нефтегазоносных флюидов или рудо-
носных растворов;
7) линзовидно-пластовая и в меньшей мере сложная
жильно-столбообразная форма рудных тел и зале-
жей углеводородов.
346
ЭпигенвтичвскиЕ мвсторождвпия
Крупные депрессионные зоны земной коры, в ко-
торых накапливались мощные комплексы осадочных
пород, принято называть осадочно-породными бассей-
нами. Они имеют различное геотектоническое поло-
жение и представляют собой: синеклизы чехла древ-
них и молодых платформ; краевые и межгорные про-
гибы; впадины шельфа. Площади таких бассейнов
составляют десятки и сотни тысяч квадратных киломе-
тров. В мире известны многие сотни таких бассейнов,
в которых распространены месторождения подзем-
ных вод, углеводородов и руд.
По данным Д. В. Несмеянова из примерно 600 оса-
дочных бассейнов на поверхности Земли в 400 обнару-
жены проявления нефти и газа, из них в 160 найдены
около 50 000 промышленных месторождений углево-
дородов. Выделяются следующие разновидности неф-
тегазоносных бассейнов:
— внутриплатформенные прогибы (Волго-Уральский,
Днепрово-Донецкий и др.);
— прогибы краевых частей платформ (Северо-Кас-
пийской, Западно-Сибирской и др.);
— впадины древних глыбовых гор (Ферганская, Тад-
жикская и др.);
— предгорные и внутренние впадины альпийских гор-
ных сооружений (Средний и Южный Каспий, Азово-
Кубанский, Предкарпатский, Сахалинский и др.);
— эпиконтинентальные шельфы (Балтийский, Мек-
сиканский и др.).
В платформенных прогибах преимущественно рас-
пространены палеозойские нефтегазовые толщи, в крае-
вых прогибах — мезозойские, во впадинах альпийских
горных сооружений и на шельфе — палеоген-неогено-
вые. Месторождения нефти и газа неравномерно рас-
пределены в пределах крупных континентов и укладыва-
ются в крупные провинции, области и районы. Отмеча-
ется связь газонефтяных месторождений с крупными
депрессионными и в том числе глубинными рифтоген-
ными структурами. По данным В. Б. Перфильева, 80%
мировых запасов нефти и газа сосредоточено в рифто-
генных осадочных бассейнах континентов, континен-
тального шельфа и материкового склона. В пределах СНГ
выделено около 50 нефтегазовых провинций (рис. 11.13).
Глава 11
348
Рис. 11.13. 1—2 — нефтегазоносные провинции (1 — нефть > 50%, 2 — газ >50 % );
3 — существенно нефтеносные провинции и области (нефть — 90%); 4 — провин-
ции и области потенциально перспективные на нефть и газ (требующие дополни-
тельного изучения); 5 — номера провинций и возраст доминирующего нефтегазо-
носного стратиграфического комплекса; 6 — уникальные месторождения: а — неф-
ти, б —нефти и газа, в — газа; 7 — границы внутри провинций. Нефтегазоносные
провинции: I — Баренцевоморская (Баренцово-Карская); II — Тимано-Печорская;
III — Волго-Уральская; IV— Прикаспийская; V — Северо-Кавказская; VI — Западно-
Сибирская; VII — Евразийская абиссальная; VIII — Енисейско-Анабарская; IX — Лено-
Тунгусская; X — Лено-Вилюйская; XI — Амеразийская батиальная; XII — Восточно-Арк-
тическая; XIII — Охотская; XIV— Притихоокеанская. Уникальные месторождения
(цифры на схеме): 1 — Ледовое; 2 — Штокмановское; 3 — Ярегское; 4 — Ромашкинское;
5 — Оренбургское; 6 — Астраханское; 7 — Русановское; 8 — Ленинградское; 9 —
Малыгинское; 10 — Харасавейское; 11 — Бованенковское; 12 — Крузенштернское;
13 — Красноленинское; 14 — Южно-Тамбейское; 15 — Ямбургское; 16 — Медвежье;
17 — Уренгойское; 18 — Заполярное; 19 — Янсовейское; 20 — Сутарминское; 21 —
Лянторское; 22 — Самотлорское.
Гпава 11
Рис. 11.14. Гидрогеологическая схема формирования стра-
тиформных сульфидных месторождений (на примере Цент-
рального Казахстана). (По Д. И. Горжевскому и др.).
1 — породы фундамента, 2 — водопроницаемые терриген-
ные отложения (песчаники, конгломераты), 3 — водоупор-
ные глинистые сланцы, алевролиты, аргиллиты, 4 — изве-
стняки и доломиты, 5 — эпигенетические доломиты,
6 — соленосные водоупорные отложения, 7 — баритовые
руды, 8 — свинцово-цинковые руды, 9 — медистые песчани-
ки, 10 — нефтегазовые залежи, 11 —разломы, 12 — направ-
ления движения слабоминерализованных азотно-кислород-
ных гидрокарбонатных сульфатных и сероводородно-гидро-
сульфидных вод, 13 — направления движения
углеводородных рудообразующих рассолов подсолевых гори-
зонтов палеозоя. Гидрогеологические этажи: I — надсоле-
вой, II — межсолевой, III — нижний подсолевой.
Во многих осадочно-породных бассейнах имеется
пространственная связь стратиформных рудных мес-
торождений со скоплениями углеводородного сырья.
Стратиформные рудные месторождения располагают-
ся в краевых частях нефтегазовых бассейнов или
в примыкающих к ним депрессиях. Иллюстрацией мо-
жет служить соотношение нефтегазовых залежей
и руд барита, меди, свинца и цинка в позднепалеозой-
ском бассейне Центрального Казахстана (рис. 11.14).
Большие литостатические давления обусловливают
образование седиментогенных (формационных) под-
ЗпигенетичвскиЕ месторождения
земных вод. Высвобождение седиментогенных вод
происходит в условиях катагенеза осадочных пород.
Мобилизованная вода поступает из глинистых сущест-
венно уплотняющихся отложений в соприкасающиеся
с ними пористые породы, обладающие жестким карка-
сом — песчаники или пористые карбонатные породы.
В мобилизованных (возрожденных) водах первона-
чальный состав иловых растворов, насыщавших осад-
ки, существенно изменяется. В этой связи некоторые
исследователи предлагают выделять собственно седи-
ментационные (талассогенные) и возрожденные (ли-
тогенные) воды. Длительность деятельности элизион-
ных систем оценивается в десятки миллионов лет.
В зоне начального катагенеза из насыщенных водой
глин высвобождается рыхлосвязанная вода. По различ-
ным оценкам из уплотняющихся глин, погруженных на
глубину 500 м, отжимается до 80% подземных вод.
При глубоком катагенезе поступает прочно связанная
и дегидратационная вода. Последняя мобилизуется
в результате дегидратации глинистых минералов (пе-
рехода монтмориллонита в гидрослюду, модификации
гидрослюд, замещения гидрослюд хлоритом). Н. Б. Вас-
соевич, Е. В. Пиннекер, В. Н. Холодов и др. считают,
что зона диагенеза охватывает мощность до 300 м ниже
дна водоема, катагенеза — до 5000 — 6000 м.
В зонах интенсивного катагенеза на глубинах более
двух километров из рассеянного органического веще-
ства и глин помимо водных растворов генерируются
разнообразные газы (углекислый, водород, сероводо-
род, углеводороды) и кремнезем (рис. 11.15). Если в раз-
резах имеют место горючие сланцы и породы, обога-
щенные седиментогенным органическим веществом
в количестве С более одного процента, то при их ка-
тагенезе на глубинах от 1,5 — 2,5 до 3 — 6 км, согласно
представлениям многих геологов, генерируется снача-
ла микронефть (молекулярные соединения, продуци-
рующиеся при преобразовании керогена), а затем
нефть и газ. Такие отложения называют нефтемате-
ринскими. Они могут быть представлены различными
породами (в порядке уменьшения распространеннос-
ти): глинистыми, алеврито-глинистыми, песчано-гли-
нистыми, карбонатными, туфогенно-осадочными, пес-
чаными, кремнисто-глинистыми.
351
Гнава 11
40 60
Преобразо-
вание ТРОВ
в ZflUHaX fiafsw/naii rxzo w w Й
02550 75 100% 100 ВО 60 40 20 О 20 40 60 ВО 100% 0 10 20% О 50 75%6jg-e.
80 700 720 740 760 780 Т С о4.
^ss3S®L«>
Распределение
Открытая пористость в глинах IЕ15 « Я? 2
Рис. 11.15. Схема преобразования пород и органического ве-
щества в катагенезе. (По Н. В. Холодову).
Наиболее оптимальными для генерации нефти счи-
таются отмеченные выше глубины с температурами
в интервале 50— 180°С, газа — 220 —250°С. Интересно
отметить, что основные запасы углеводородного сырья
также сосредоточены в верхней части зоны катагенеза
на глубинах 1,5 —3,0 км. Сапропелевое органическое
вещество генерирует в среднем в 2 — 2,5 раза больше
углеводородов, преимущественно жидких, чем гумусо-
вое, продуцирующее больше газов.
Материалы В. Т. Лукьяновой, А. А. Махнача, В. Н. Хо-
лодова и др. показывают, что степень интенсивности
катагенеза осадочных пород зависит от ряда причин:
мощности вышележащих толщ и глубины их погруже-
ния; интенсивности тектонического давления; геохи-
мической и физико-механической неоднородности
разрезов; неоднородности регионального теплового
352
ЗппгенипичЕскне месторождения
поля земной коры. Можно выделить следующие усло-
вия, оптимальные для формирования объемных неф-
тегазовых флюидов в зоне катагенеза:
— присутствие первичных скоплений органического
вещества — нефтематеринских глинистых или кар-
бонатных толщ;
— интенсивное прогибание блоков земной коры и на-
копление мощных, более 1,5 —2,5 км, осадочных толщ;
— частое чередование коллекторов и глинистых по-
род, что по мнению Б. А. Соколова способствовало
интенсивной миграции микронефти; если однород-
ная нефтематеринская толща имеет мощность бо-
лее 50 м, то высвобождение углеводородов будет
интенсивно лишь в ее верхней и нижней частях;
— развитие траппов и зон разломов глубокого зало-
жения, которые способствуют интенсивному по-
ступлению эндогенного тепла;
— наличие мощных эвапоритовых экранов, которые
могли играть роль своеобразных охладителей и сохра-
нять оптимальную температуру для нефтесинтеза.
Среди факторов, которые способствуют генерации
улеводородов из захороненного органического веще-
ства осадочных толщ в условиях катагенеза, выделяют:
— указанные выше оптимальные интервалы температур;
— давление, несколько превышающее литостатичес-
кое, соответствующее отмеченным выше мощнос-
тям осадочных толщ;
— деятельность микроорганизмов, играющих роль
биокатализаторов;
— присутствие природных катализаторов в виде гли-
нистых алюмосиликатов;
— высвобождающаяся внутренняя энергия преобра-
зующегося органического вещества;
— геологическая длительность процесса;
— повышенная радиоактивность, значение которой экс-
периментально установлено для генерации метана.
Как правило седиментационные воды являются ми-
нерализованными, поскольку захоронению подверга-
ются главным образом морские отложения. В современ-
ных нефтегазоносных бассейнах выделяют два типа
формационных вод: щелочные слабо минерализован-
353
Гнава 11
ные воды и слабые рассолы (до 50 — 80 г/л) натриевого
типа, характерные для морских толщ, накапливавшихся
в условиях с нормальной соленостью; кислые крепкие
рассолы (250 — 600 г/л) кальциевого типа, сопровождаю-
щие залежи эвапоритов. Оба типа подземных вод содер-
жат повышенные концентрации различных газов и ме-
таллов и могут быть термальными. Температуры их
в платформенных областях достигают 150 — 200°С.
Минерализованные воды и рассолы являются хо-
рошими растворителями для многих элементов (желе-
за, марганца, никеля, меди, свинца, цинка, стронция,
лития, цезия, золота, серебра и др.). Эксперименталь-
но доказано выщелачивание хлоридными рассолами
из глин халькофильных элементов (табл. 11.6).
Таблица 11.6
Экспериментальные данные по выщелачиванию тя-
желых металлов рассолами из глин и морских осадков.
(По Д. Я. Горжевскому и др.).
Исходный экстраги- рующий раствор Концен- трация, г/л Твердая фаза, содер- жание в ней металлов (мг/кг, Ж: Те) Содержание в отжатом поровом растворе, мг/кг
РЬ Zn Си
Na Cl 250 Иллитовый морской осадок (Каспий) 1,2/4,0 1,7/9,4 1,0/3,0
150 РЬ=13; Zn=154; 0,3/0,4 0,4/2,5 0,6/1,0
50 Си = 33 Ж:Тв= 1:5 0,1/0,2 0,2/0,4 0,3/0,5
NaCl Кембрийская морская глина (Эстония) 0,4/1,7 1,4/3,2 1,0/1,4
СаС12 250 Pb= 13;Zn = 82 1,3/3,8 1,4/3,2 1,0/1,4
КС1 Си = 36 Ж:Тв= 1:5 0,5/3,4 1,3/2,7 1,8/2,4
Примечание: в числителе — при Т = 20°С, в знаменателе — при
Т= 80 °C.; Ж:Т — отношение жидкой и твердой фаз.
Полученные высокие значения концентраций
(п — Юп мг/л) растворенных металлов указывают на ве-
роятность формирования рудогенерирующих растворов
в результате взаимодействия хлоридных рассолов с поро-
дами, имеющими повышенные и фоновые содержания
ЭпигенЕшическиЕ месторождения
многих рудных компонентов (Fe, Мп, Ni, V, Sr, Li, Rb, Cs,
W, Mo, Си, Pb, Zn, Cd, Au, Ag, Hg и др.).
Интересно отметить, что металлоносные хлорид-
ные термальные рассолы, встреченные на глубинах
3 — 5 км в артезианских бассейнах, по составу близки
гидротермальным растворам современных вулканиче-
ских областей.
В случае накопления больших масс монтмориллони-
товых глин в аридных условиях и в окислительной конти-
нентальной обстановке, высвобождавшиеся растворы
могли быть окислительными (по ряду элементов, в част-
ности меди), пресными и гидрокарбонатными. Такие во-
ды должны были опреснять минерализованные захоро-
ненные воды, что способствовало растворению и пере-
носу ряда микроэлементов (J, В, Вт, F, As, U, Sb, и Hg).
В зонах глубокого катагенеза и газонефтеобразова-
ния могли формироваться рассолы, обогащенные ме-
талл-органическими соединениями. Так например, изве-
стны хорошо растворимые уран- и золото-гуминовые
комплексы, металл-хелатные, углеводородно-газортут-
ные и другие соединения. В местах интенсивного окисле-
ния, перепада pH, снижения давления и температуры
они могут распадаться и формировать битумно-металли-
ческое оруденение. Широко известны урано-битумные
руды, ванадиеносные битумы, золотосодержащее керо-
геноподобное органическое вещество. В битумах отме-
чены концентрации U, Mo, V, Сг, Hg, Se, Pb, As, Cu, Ni,
TR, крупные скопления галенита, сфалерита, марказита
и киновари. Для ряда ураноносных битумов В. Ф. Пень-
ков обосновывает их происхождение из единой эмульси-
онной флюидной системы гидротермального типа.
Предполагают, что высвобождающаяся поровая во-
да могла быть агрессивной по отношению к генериру-
ющейся микронефти. Последняя в виде особых вод-
ных растворов или растворе в сжатом газе перемеща-
лась к кровле и подошве нефтематеринской толщи,
а затем — ив пористые нефтегазовые резервуары.
Таким образом, в элизионных артезианских бас-
сейнах могут формироваться разнообразные геохими-
ческие типы термальных газо-водных растворов, обо-
гащенных различными полезными компонентами.
Миграция таких растворов по пластовым и трещин-
ным проницаемым образованиям может обусловить
355
Глава 11
образование различных месторождений. Наиболее ти-
пичными считаются полиметаллические месторожде-
ния в карбонатных породах.
В практике геологических работ породы с высокой
проницаемостью называют коллекторами. Часто про-
ницаемость таких пород предполагается в моменты ру-
дообразования. В последующие периоды поры заполня-
ются рудными и сопутствующими минералами и поро-
да может потерять свои фильтрационные способности.
По происхождению выделяется четыре типа филь-
трационных неоднородностей пород: 1) литолого-фа-
циальный; 2) палеогипергенно-денудационный; 3) ли-
тофикационный; 4) тектонический. Как правило в гео-
логических телах проявлены разные неоднородности
с преобладанием какой-то одной. Наиболее широко
распространен первый тип.
В упрощенном варианте среди коллекторов нефти,
газа и подземных вод выделяется три группы: пластово-
поровые, трещинно-пластовые и трещинные. Наиболее
распространены образования первой группы, представ-
ленные песками и песчаниками аллювиального, дельто-
вого и барового происхождения а также органогенными
известняками и доломитами, включая рифовые породы.
Трещинно-пластовые коллектора представлены карсто-
ванными, доломитизированными и трещиноватыми из-
вестняками. В редких случаях трещинные коллектора
могут быть кливажированными сильно литифицирован-
ными осадочными породами, кремнистыми аргиллитами
и глинами и даже кристаллическими магматическими
породами (гранитами, эффузивами). Указанные прони-
цаемые образования могут вмещать не только газо-флю-
идные скопления углеводородов, но и рудные залежи.
В большинстве случаев пористость пород является
первичной и обусловлена их седиментационно-диаге-
нетическими (литолого-фациальными) условиями. На-
пример, это очевидно для рифовых фаций известня-
ков, образованных коралловыми атоллами, или хоро-
шо сортированных баровых, русловых или дельтовых
песчаников. В ряде случаев имеет место вторичная по-
ристость, связанная с условиями выщелачивания уп-
лотненных непроницаемых пород. Примерами такой
пористости могут служить зоны карстования карбо-
натных пород (палеогипергенно-денудационные) или
356
Зпигвнвтичвскив месторождения
доломитизированные (литофикационные) известня-
ки. Установлено, что при вторичной доломитизации
известняков пористость пород увеличивается до 11%.
Примером локализации полиметаллических руд
в линзах пористых рифовых и вторичных доломитов мо-
жет служить месторождение рудного района Пайн-
Пойнт в Канаде (рис. 11.16). Здесь рудовмещающими яв-
ляются кавернозные и высокопористые доломиты жи-
ветского возраста. Предполагается, что в них поступали
хлоридные металлоносные растворы по крутопадающим
зонам разломов из нижележащей эвапоритовой толщи.
Явления растворения и выщелачивания пород в от-
дельных горизонтах осадочно-породных бассейнов,
так же как ореолы вторичного минералообразования,
свидетельствуют о деятельности подземных вод. В рас-
сматриваемых гидродинамических системах восходя-
щие потоки подземных вод могут быть агрессивными
по отношению к вмещающим их проницаемым поро-
дам. В этой связи во вмещающих породах часто встре-
чаются отчетливые ореолы эпигенетических образо-
ваний: доломитизации, битумопроявлений, осветле-
И 7 рм]9 {*^12
Рис. 11.16. Геологический разрез рудного поля свинцово-цин-
ковых месторождений Пайн-Пойнт (Канада). (По Г. Скалу).
1 — эвапориты (гипс, ангидрит); 2 — сланцы; 3 — извест-
няки; 4 — битуминозные известняки; 5 — тонкозернистые
диагенетические доломиты рифового комплекса; 6 — крис-
таллические кавернозные эпигенетические доломиты
(Прексвилл); 7 — доломиты; 8 — доломитистые сланцы;
9 — тела свинцово-цинковых руд; 10 — поверхность несо-
гласного залегания; 11 — зоны повышенной трещиноватос-
ти; 12 — направление движения рудоносных рассолов.
Глава 11
ния, гидрослюдизации, пиритизации, огипсования,
хлоритизации, окварцевания и др. Они отражают из-
менения кислотно-щелочных и окислительно-восста-
новительных условий. Характерны низкие температу-
ры вторичного минералообразования.
По минеральному составу эпигенетических образо-
ваний можно реконструировать первичный геохимичес-
кий тип функционировавших подземных вод (табл. 11.7).
Перечисленные минеральные ассоциации могут
образоваться в результате проникновения эксфильт-
рационных (элизионных) потоков в реакционные сре-
ды, представленные двумя типами образований: 1) по-
родами, содержащими активно взаимодействующие
с подземными водами минералы, органическое веще-
ство и поровые растворы; 2) подземными напорными
водами отличного геохимического состава.
Примером рудообразования первого типа может
служить кристаллизация вторичного целестина при
взаимодействии хлоридных стронциеносных рассолов
с гипсоносными трещиноватыми доломитами.
Здесь вероятна реакция замещения:
SrCl2 + CaSO4 —> SrSO4 + СаС12
(раствор) (твердая фаза) (твердая фаза) (раствор)
Похожий механизм предполагается для образования
самородной серы. В этом случае богатые сероводородом
воды, встречая на своем пути гипсоносную карбонат-
ную породу, в результате сложных биохимических про-
цессов могут образовать залежи самородной серы.
Примером рудообразования по второму механизму
могут служить реакции образования галенит-сфалери-
товых или медно-сульфидных руд, сформированных
в результате взаимодействия рудоносных хлоридных
рассолов и сероводородных вод. Современное рудооб-
разование такого рода известно на полуострове Челекен
в Восточном Прикаспии. Здесь на месторождении иодо-
бромных вод, локализованных в неогеновой красно-
цветной терригенной толще, в эксплуатационных сква-
жинах происходит взаимодействие нижних металло-
носных хлоридных рассолов с расположенными выше
сероводородсодержащими подземными водами. В ре-
зультате отлагаются разнообразные сульфиды. Метал-
ЗпигенЕтичвские месторождения
Таблица 11.7.
Реконструкция состава древних подземных вод по ми-
неральным новообразованиям.
(По Е.А. Баскову, А. К. Лисицину, А. А. Махначу,
В. Т. Лукьяновой с добавлениями и упрощениями).
Эпигенетические новообра- зования Вероятный состав подзем- ных вод
«Железные шляпы», обеле- ние, новообразованные суль- фаты, фосфаты, арсенаты и карбонаты Fe, Zn, Си и РЬ Сильнокислые с pH <3, окис- лительные сульфатные воды, местами с высокими содер- жаниями тяжелых металлов
Карстовые пустоты, кальци- товые жилы, кальцитовый цемент песчаников Жесткие окислительные близнейтральные гидрокар- бонатные воды
Оглеение пород и почв, развитие сидерита, вивиани- та, железистых гидрослюд, пестрая и сизая окраска пород Слабоминерализованные, слабокислые, бескислород- ные с метаном и углекислым газом гидрокарбонатные воды с повышенным содер- жанием Fe и Мп
Каолин по биотиту, лейкок- сен и регенерационный кварц Кислые сульфатно- гидрокарбонатные кальцие- во-магниевые
Гипс, целестин, галит, би- тумы, регенерационные полевые шпаты, кварц, тур- малин Кислые сульфатно- хлоридные бескислородные с углеводородами
Хлорит-каолин-цеолитовая ассоциация Нейтральные хлоридные и гидрокарбонатно-натровые
Новообразования карбона- тов по гипсу, пиритизация Минерализованные, бески- слородные, хлоридные, сульфатные с метаном, азо- том и сероводородом
Кальцитизация, отложения серы, новообразования це- лестина, барита, флюорита Соленые и рассольные, суль- фатно-хлоридные воды с метаном и сероводородом
Доломитизация известняков Щелочные хлоридные рассо- лы, обогащенные Mg
Монтомориллонит в ассо- циации с пиритом,лейкок- сеном и анатазом Слабощелочные сульфатно- кальциево-магниевые
359
Глава 11
лоносные рассолы помимо высоких концентраций J и Вг
обогащены В, Sr, Pb, Си, Zn, Cd и Т1. Предполагается, что
они поступали по трещинным коллекторам из нижних
подсолевых горизонтов, а сероводород — из вышележа-
щих нефтегазоносных образований (рис. 11.17).
Другим примером является модель образования
сульфидных руд Джезказганского месторождения ме-
дистых песчаников (рис. 11.18). Здесь предполагается
рудообразование на контакте восходящих сульфатно-
хлоридных минерализованных вод, переносивших
медь и сопутствующие компоненты (молибден, рений,
Рис. 11.17. Гидрогеологическая схема формирования метал-
лоносных рассолов Челекенской водонапорной системы.
(ПоД. И. Горжевскому и др.).
Зоны вод: 1 — грунтовых слабосоленых (2—10 г/л); 2 — глу-
боких термальных соленых (20—45 г/л) щелочного хлоридно-
гидрокарбонатного типа с повышенным содержанием руд-
ных элементов; 3 — термальных высоконапорных кислых
металлоносных рассолов (220—280 г/л) углеводородного на-
триево-кольциевого типа; 4 — прогнозируемая зона подсо-
левых крепких высокотермальных, углеводородных, кальцие-
во-натриевых металлоносных рассолов (280—400 г/л) мезо-
зойского этажа; 5 — глинистая водоупорная толща;
6 — соленосная водоупорная толща; 7 — эксплуатируемые
нефтяные залежи; 8 — прогнозируемые нефтяные залежи;
9 — зоны водовыводящих разломов; 10 — направление дви-
жения металлоносных рассолов.
Рис. 11.18. Схема форми-
рования Джезказганского
месторождения.
(По И. Ф. Габлиной).
1 — красноцветные аргил-
литы, алевролиты;
2 — красноцветные песча-
ники, конгломераты;
3 — сероцветные песча-
ники, конгломераты;
4 — рассеянная вкраплен-
ность сульфидов меди;
5 — рассеянная вкраплен-
ность пирита; 6 — серые
аргиллиты, алевролиты;
1 — известняки, 8 — руд-
ные залежи; 9 — направле-
ние движения меденосных
растворов; 10 — пути ми-
грации углеводородов;
И — уровни последова-
тельного смещения зоны
взаимодействия окислительной и восстановительной обстановок, соответствующие периодам устойчи-
вого гидродинамического режима напорных вод; 12 — стратиграфические границы (а — достоверные,
б — предполагаемые). Plgd — нижнепермские отложения (жиделисайская свита); C2—3dg — продуктивная
(джезказганская) толща среднего-верхнего карбона; С1п — нижнекарбоновые отложения (намюрский ярус).
Глава 11
Рис. 11.19. Положение месторождений медистых песчани-
ков Джезказганского района и их рудная минеральная зо-
нальность. (По У. А. Асаналиеву и др.).
1 — песчано-карбонатные породы визе и намюра;
2 — отложения таскудукской свиты; 3 — серые рудоносные
песчаники раймундовского горизонта (слойД—3); 4 — бурые
и красновато-бурые безрудные песчаники раймундовского
горизонта; 5—6 — границы изменения окраски песчаников:
5 — установленные, 6 — предполагаемые; 7 — рудные зале-
жи; 8 — выход на поверхность лежачего бока песчаников
раймундовского горизонта; 9 — границы рудных минераль-
ных зон; 10 — направления падения пород; I—II1 — рудные
минеральные зоны: I — с преобладанием халькопирита и га-
ленита, на отдельных участках — пирит; II — существен-
но борнитовых руд, местами галенитовых; III — преоблада-
ния халькозина.
серебро, свинец и цинк) по проницаемым горизонтам
песчаников, и сероводородсодержащих вод.
Для рассматриваемых месторождений характерна ло-
кализация в различных геологических структурах, ослож-
няющих осадочно-породные бассейны. Среди них выделя-
ется два типа — структурные и аструктурные. Наиболее
характерны структуры антиклинального типа (краевые ча-
сти синеклиз, брахиантиклинали, участки периклиналей,
валы и флексуры). Аструктурные рудоконтролирующие
Эпигенетические месторождения
условия связаны с присутствием проницаемых пород сре-
ди флюидоупоров. Часто оба типа рудолокализующих гео-
логических обстановок совмещаются в пространстве.
Примерами первого типа могут служить месторожде-
ния медистых песчаников в периклинали и флексурных
изгибах крыльев Кенгирской антиклинали, осложняю-
щей Джезказганский позднепалеозойский прогиб
(рис. 11.19). В антиклинальных структурах локализованы
пластовые тела полиметаллических руд в фаменских до-
ломитах рудного поля Миргалимсайского месторожде-
ния в хребте Большой Каратау (Казахстан) (рис. 11.20).
Рис. 11.20. Схематическая геологическая карта и разрез
Миргалимсайского поля. (По У. А. Асаналиеву и др.).
1 — мезозой-кайнозойские отложения; 2 — нижнекаменно-
угольные отложения (полосчатый, второй и первый переме-
жающиеся, искристый, базальный горизонты); 3 — (рамен-
ские отложения (верхний ленточный, верхний комковатый,
плитчатый, средний комковатый горизонты); 4 — второй
ленточный (рудный горизонт); 5—6 — горизонты фамен-
ских отложений: 5 — ячеистый, нижний ленточный, ниж-
ний комковатый, доломитовый, переходный горизонты,
6 — аргиллитовый; 7 — разрывные нарушения.
Глава 11
Для этого типа характерно сочетание антиклиналь-
ных структур с разломными. Имеют место различные
разрывные нарушения: относительно крупные круто-
падающие сбросо-сдвиговые с амплитудами смещения
в десятки метров; зоны мелкой трещиноватости, свя-
занные с межпластовыми нарушениями и замковыми
частями складок. Характерно конседиментационное
проявление разломов, а также их скрытый затухаю-
щий к поверхности характер.
Второй тип определяется наличием зон эрозионно-
стратиграфических несогласий и литологических ло-
вушек — участков распространения проницаемых ге-
ологических тел внутри экранирующих толщ. Приме-
рами такого рудоконтроля могут быть отмеченные
выше месторождения Канады и галенит-сфалерито-
вые рудные тела рудного района Миссури (США), ло-
кализованные в зонах древнего карста. В последнем
отмечается корреляция вертикального размаха оруде-
нения с числом перерывов в осадконакоплении и соот-
ветствующем интенсивном развитии палеокарста.
Подобные геологические структуры в нефтегазовых
районах контролируют положение залежей углеводо-
родов и получили названия структурных и литологиче-
ских ловушек (рис. 11.21). Среди них наиболее часто
встречаются антиклинальные ловушки. Они относи-
тельно легко выявляются с применением геофизичес-
ких методов поисков (наиболее информативен анализ
сейсмических и гравитационных полей). Литологичес-
кие ловушки являются локальными и могут быть досто-
верно обнаружены только по результатам бурения.
Как структурные, так и литологические обстановки
локализации месторождений представляют собой ло-
кальные очаги разгрузки элизионных артезианских
бассейнов. В ряде современных газонефтяных райо-
нов такие очаги разгрузки устанавливаются по геотер-
мальным и гидрогеохимическим аномалиям, проявле-
ниям грязевого вулканизма и аномально-высоким Пла-
стовым давлениям.
Для формирования таких зон сверхвысокого внут-
рипластового давления необходимо сочетание ряда ус-
ловий:
— большая мощности вышележащих толщ, которые
обусловливают высокие литостатические нагрузки;
3G4
Эпигенетические месториждения
— явления разуплотнения водо-нефтесодержащих
пород, которое может происходить в результате:
перехода монтмориллонита в гидрослюду; генери-
рования газов; термического расширения пород,
обусловленного экзотермическими реакциями
преобразования органического вещества;
— явления газо- и гидроразрывов пластов;
— проявления тектонических подвижек в виде инвер-
сионных поднятий, бокового давления, сейсмичес-
ких ударов и пр.;
— поступления вод и углеводородов из глубин по раз-
ломам.
Для древних элизионных артезианских бассейнов
указанные обстановки устанавливаются с трудом.
В частности, В. А. Алексеевым для полиметаллических
руд в доломитах Ачисайского месторождения (хребет
Большой Каратау) отмечается связь сложных по фор-
ме рудных тел с проявлениями раннекаменноугольно-
го грязевого вулканизма и диапиризма.
Морфология рудных залежей рассматриваемых
месторождений соответствует отмеченным выше
структурам локализации и типам проницаемых обра-
зований. Наиболее широко распространены пласто-
вые и линзовидные тела, приуроченные к пластово-по-
ровым проницаемым горизонтам в пределах антикли-
нальных ловушек. Секущие жильные и сложные,
часто столбообразные рудные тела встречаются реже
и располагаются в зонах трещиноватости и дробления
пород, а также в органогенных или закарстованных
карбонатных породах.
Перечисленные условия локализации стратиформ-
ных руд и залежей нефти и газа не всегда реализуются
в промышленных масштабах. Для образования круп-
ных месторождений рассматриваемого типа необхо-
димо сочетание большого числа благоприятных пред-
посылок эндогенного и экзогенного характера. Как
правило на таких объектах имеются признаки поли-
генного происхождения оруденения.
В этой связи вопросы генезиса рассматриваемых
месторождений в большой мере дискуссионны. Мно-
гие исследователи связывают их образование с глу-
бинными мантийными источниками металлов, раство-
3G5
Глава 11
366
Эпигепетпчвские мвсторождвпия
Рис. 11.21. Геологические структуры газонефтя-
ных месторождений. (В. И. Смирнов по материа-
лам И. О. Брода).
Пластовые: 1 — сводовые залежи (А — грязевой
вулкан); 2 — тектонически экранированные зале-
жи; 3 — стратиграфически экранированные зале-
жи; 4 — литологически экранированные залежи.
Массивные: 5 — залежи структурного выступа;
6 — залежи рифовых выступов; 7 — залежь эрози-
онного выступа; 8 — литологически ограниченные
залежи.
3G7
Глава 11
ров и углеводородов. Другие отдают предпочтение
осадочно-миграционной гипотезе.
Так, по поводу генезиса нефти существует более
100 гипотез. В них предлагаются разные варианты
двух источников углеводородов — неорганических
и органических. В первом случае допускается глубин-
ное хемогенное происхождение, как, например, пред-
лагал Д. И. Менделеев, получая метан по реакции кар-
бидов железа с водой. Согласно второму постулату
допускаются изложенные выше представления о гене-
рации углеводородов из первично захороненного ор-
ганического вещества осадочных нефтематеринских
или нефтепроизводящих толщ.
Органическое происхождение нефти и газа бази-
руется на следующих данных:
— в органическом веществе осадочных пород и со-
временных осадков всегда присутствуют сходные
по химическому составу с нефтью битумоиды;
— в битумоидах и нефтях помимо составляющих их
углерода, водорода, азота, кислорода и серы имеют-
ся повышенные концентрации рудных элементов
(V, Ni, Fe, Zn), а также восстановленные компонен-
ты (масла) и окисленные смолисто-асфальтеновые
вещества;
— близкий изотопный состав углерода и серы нефтей
и рассеянного органического вещества осадочных
пород;
— по данным газо-жидкостной хроматографии, масс-
спектрометрии и других прецизионных методов
изучения молекулярного состава вещества уста-
новлено, что все нефти содержат аналоги биомоле-
кулярных соединений, которые обнаружены в жи-
вой природе и встречены в торфах, углях, горючих
сланцах и битумоидах, извлеченных из осадков
и осадочных пород; такие образования получили
название хемофоссилий;
— наличие нефтяных залежей в изолированных кол-
лекторах, заключенных внутри мощных глинистых
толщ и не имеющих пересекающих зон разломов
или иных каналов поступления нефти извне.
Гипотезы о неорганическом происхождении нефти
и газа аргументируются следующими материалами:
368
ЗпигепетичЕские меппирождення
— экспериментами по химическому синтезу нефти
и углеводородных газов;
— присутствием в космических телах водорода, угле-
рода, азота и небольшого количества метана, ради-
калов СН и CN, простейших углеводородов, амино-
кислот;
— теоретическими разработками возможного нефте-
и газосинтеза в магмах и мантии.
Следует отметить, что подавляющая часть исследо-
вателей поддерживает миграционно-осадочную гипо-
тезу органического происхождения нефти и углеводо-
родных газов. Однако при прогнозе участков земной
коры, перспективных на такие месторождения, необ-
ходимо сбалансированно учитывать отмеченные выше
эндогенные и экзогенные факторы.
Причинами миграции рудоносных растворов и уг-
леводородных флюидов от мест их генерации могут
быть перепады либо литостатического, либо гидроста-
тического давления. Литостатическое давление может
резко изменяться в результате: инверсионных анти-
клинальных движений и соответствующей эрозии вы-
шележащих толщ; формирования мощных толщ вул-
канических покровов (траппов); резкого роста отме-
ченного выше внутрипластового порового давления за
счет фазовых переходов в осадочных толщах и флюи-
доразрывов; поступления эндогенных флюидов. Гид-
ростатическое давление определяется тектонически-
ми явлениями. Среди них необходимо отметить: вер-
тикальные перемещения блоков кристаллического
фундамента осадочно-породных бассейнов; резкие
увеличения горизонтальных напряжений, обусловлен-
ные движениями литосферных плит; зоны мощного
динамометаморфизма.
Скорость перемещения металлоносных растворов
и нефти в осадочных толщах сопоставима и оценива-
ется от сотых долей см до первых сантиметров в год.
Помимо перепада напоров она определяется проница-
емостью пород и вязкостью жидкостей. Расчетная ско-
рость перемещения газов в сотни раз превышает ско-
рость движения пластовой воды.
При анализе динамики образования рудных место-
рождений и залежей нефти и газа в элизионных систе-
Глава 11
мах следует учитывать не только процессы фильтра-
ции, но и диффузионный массообмен. Дальность пере-
мещения рудоносных растворов от мест их образова-
ния к местам накопления полезных компонентов весь-
ма трудно определить. Для углеводородов существуют
такие оценки, которые составляют от десятков — пер-
вых сотен метров до 250 км.
Среди рудных формаций и типов месторождений,
связанных с элизионными артезианскими бассейна-
ми, следует выделять: 1) стратиформные полиметалли-
ческие в карбонатных породах; 2) медистых песчани-
ков в терригенных красноцветных формациях; 3) би-
тумно-урановые в карбонатных и терригенных
породах; 4) битумно-ванадиевые в терригенных тол-
щах; 5) стратиформные целестиновые и баритовые
в гипс-карбонатных породах; 6) самородной серы
в гипс-карбонатных породах; 7) нефтегазовые в раз-
личных коллекторах и ловушках; 8) иодо-бромных
и металлоносных рассолов.
МЕТАМОРШ DEEHH АЯ СЕРИЯ
Глава 12
МЕТАМОРФИЗОВАННЫЕ
И МЕТАМОРФОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
К метаморфогенным месторождениям относятся
такие, которые непосредственно сформированы в ре-
зультате метаморфических процессов (метаморфиче-
ские) или изменены под влиянием метаморфизма (ме-
таморфизованные). Они включают месторождения
железа в железистых кварцитах, марганца в гондитах,
золота, урана, титана, меди и полиметаллов, алмазов,
горного хрусталя, графита, кварцитов, яшм, граната,
флогопита, керамического сырья, корунда, высокогли-
ноземистого сырья (андалузита, силлиманита, киани-
та), родусит-асбеста, наждака, кровельных сланцев,
шунгита, мрамора, нефрита, лазурита и др.
Общие оспОвнндсти месторождений
Характерными чертами метаморфогенных место-
рождений являются:
• пространственная и временная связь оруденения
с метаморфическими образованиями, среди кото-
рых наиболее распространены архей-протерозой-
ские комплексы;
• согласное залегание уплощенных рудных тел и ме-
таморфических пород, часто образующих единые
складчатые формы;
• особенности минерального состава руд и вмещаю-
щих их пород, указывающие на одинаковые термо-
динамические условия их образования и признаки
изохимических реакций;
• текстуры и структуры руд, свойственные метамор-
фическим породам (гнейсовые, сланцевые, граноб-
ластовые и пр.).
371
Глава 12
Тесная связь рассматриваемых месторождений
с метаморфическими образованиями заключается в по-
ложении оруденения в зонах контактового, динамичес-
кого, ударного или регионального метаморфизма.
Наиболее распространены месторождения, связан-
ные с региональным метаморфизмом. Обусловлено это
тем, что регионально-метаморфические комплексы ох-
ватывают огромные объемы земной коры, слагающие
фундаменты древних платформ и ядра срединных мас-
сивов. Эти метаморфиты отражают архейские и проте-
розойские этапы развития земной коры, отличавшиеся
особыми условиями. Земная кора на ранних этапах сво-
его развития только зарождалась, происходили актив-
нейшие тектоно-магматические процессы дифферен-
циации вещества, формирования океанов и атмосферы.
В наблюдаемых сегодня комплексах регионально-ме-
таморфических пород выделяются ассоциации, отража-
ющие различные термодинамические условия — фации
(ступени) метаморфизма. Оказалось, что различные типы
месторождений отчетливо ассоциируют с определенны-
ми фациями регионального метаморфизма (табл. 12.1).
Таблица 12.1.
Соотношение месторождения фациям метаморфизма
Фации мета- морфизма Месторождение Промышлен- ное значение
Зеленых сланцев Магнетит-гематитовые кварциты, колчедан- ные, металлоносные конгломераты, золото- кварц-сульфидные с мышьяком и ртутью, наждака, графита Главное
Глаукофановая Силикатные руды мар- ганца и цинка Небольшое
Амфиболитовая Гематитовые кварциты, свинца, цинка и меди, кианита, диаспора, андалузита, корунда, графита, флогопита, апатита Важное
Гранулитовая Амфибол-пироксен- магнетитовые кварциты, граната, рутила, керами- ческих пегматитов Важное
Эклогитовая Алмаза, рутила Небольшое
Метаморфизованные в мвтаморфогенные мвстврвждвнвя
Рис. 12.1. Золото-кварцевые жилы в складках волочения мес-
торождения Поркьюпайн в Канаде. (По Е. М. Некрасову).
1 — сланцеватость, 2 — разрывы, 3 — граница минерализо-
ванной зоны, 4 — рудные жилы: а — в кливажных зонах,
б — в зонах приразломного смятия.
На единство условий рудо- и породообразования
метаморфических месторождений указывает форма
рудных залежей. Поскольку кристаллизация полезных
компонентов происходила при значительном давле-
нии, то рудные тела имеют сплюснутую форму (упло-
щенные линзы, пласто-плитообразные, жильные). Ти-
пичны складчатые деформации рудных тел, слагаю-
щих единые ансамбли с вмещающими породами, как,
например, золото-кварцевые жилы в складках волоче-
ния месторождения Поркьюпайн в Канаде (рис. 12.1).
Следует подчеркнуть согласно-складчатое залегание
не только рудных тел, но рудоносных зон и продуктив-
ных пачек метаморфических толщ (железистых квар-
цитов, кианитовых сланцев, графитистых пород и др.).
Это хорошо иллюстрируется на разрезах районов же-
лезорудных месторождений (рис. 12.2).
Весьма характерным для месторождений являются
минеральные ассоциации, указывающие на протека- 373
Глава 12
374
Рис. 12.2. Геологический разрез по Криворожской сверхглубо-
кой скважине. (По Л. С. Галецкому и др.).
1—3 — археи: 1 — метабазиты, 2 — железистые кварциты, 3 — плагиограни-
тоиды и плагиомигматиты; 4—14 — нижний протерозой, 4—10 — криворож-
ская серия (фация зеленых сланцев: аркозы, филлиты, 6 — хлорит-талыковые и
карбонат-тальковые сланцы), 7,8 — саксаганская свита (7 — железистые
кварциты и силикатные сланцы, 8 — железные руды), 9,10 — гданцевская сви-
та (9 — железистые кварциты, магнетитовые руды, 10 — мраморы, сланцы
кварц-биотитовые, углисто-биотитовые, метаалевролиты), 11, 12 — ингуло-
ингулецкая серия, эпидот-амфиболитовая фация — зеленореченская свита,
11 — кварциты, кварцито-песчаники с андалузитом и ставролитом, залегаю-
щие на древней метаморфизованной коре выветривания архейских плагиогра-
нитоидов, метабазиты, амфибол-полевоитат-биотитовые кристаллические
сланцы, 12 — высокоглиноземистые двуслюдяные с гранатом сланцы, тальк-
амфиболовые породы, 13 — артемовская свита — железистые кварциты и си-
ликатные сланцы, 14 — родионовская свита — мраморы, кварц-полевошпат-
биотитовые, графит-биотитовые сланцы с прослоями железистых кварци-
тов, 15 — средний протерозой: галеевская свита, метаконгломераты,
метапесчаники, метапелиты, метаалевролиты, 16 — региональная шарьяж-
ная зона, 17 — разрывные нарушения, 18 — границы стратиграфического не-
согласия, 19 — фактический разрез сверхглубокой скважины, 20 — разведочные
скважины.
Метаморфизованные и метампрфпгвнныв месторождения
ние изохимических реакций. Имеются многочислен-
ные примеры таких преобразований, включающих по-
лезную минерализацию: халцедон — кварц, лейкок-
сен — рутил, лимонит — магнетит — мартит — гема-
тит, гидрослюда — мусковит, бемит — диаспор —
дистен, пиролюзит — браунит — гаусманит, вюрт-
цит — сфалерит, марказит — крупнозернистый пирит,
известняк — мрамор, уголь — графит и др. Важно от-
метить, что такие признаки имеют место не только для
руд, но и для породообразующих минералов.
Повышенные давления и температуры рудообразо-
вания, диффузионно-метасоматических явлений реа-
лизованы в соответствующих текстурах и структурах
метаморфических руд. Для них характерны гнейсовая,
сланцевая, плойчатая, полосчатая, очковая, лучистая
текстуры и гранобластовая, порфиробластовая, лепи-
добластовая, чешуйчатая, роговиковая, пластинчатая,
листоватая, волокнистая, сноповидная структуры.
Типы МЕсторпждвний
Существуют два основания классификации рассмат-
риваемых месторождений — по типам метаморфизма,
участвующим в рудообразовании, и по особенностям ру-
догенеза. При первом под ходе выделяют месторождения,
связанные с региональным, контактовым, ударным и ди-
намометаморфизмом. При втором — три типа: метамор-
фические, образование которых обусловлено исключи-
тельно процессами метаморфизма; метаморфизованные,
полезные ископаемые которых существовали до мета-
морфизма и были преобразованы; метаморфогенно-гид-
ротермальные, которые образовались за счет генерации
соответствующих термальных рудоносных растворов.
Месторождения, связанные с регионально-мета-
морфическими образованиями, отличаются большим
разнообразием (рис. 12.3). Ведущими особенностями
их локализации являются:
— приуроченность к породам тех или других фаций
метаморфизма;
— положение рудных узлов и полей в структурах грани-
то-гнейсовых куполов, ядер гранитизации, зеленока-
менных поясов и протогеосинклинальных прогибов;
375
Гпава 12
Рис. 12.3. Структурно-петрологическая карта Катугин-
ского месторождения, составленная К. В. Прохоровым с
использованием материалов Ю. В. Быкова и М. И. Толухо-
нова (постметаморфические разрывные нарушения не
показаны).
1 — биотитовые и биотит-амфиболовые гнейсы и кристал-
лические сланцы, 2 — мигматиты, гранитизированные
гнейсы и кристаллические сланцы, 3 — граниты, 4 — гнейсы
пегматитов и аплитов, 5 — слабо (а) и интенсивно (б) рас-
сланцованные породы, 6—9 — метасоматиты: 6 — биоти-
товые, 7 — биотит-амфиболовые, 8 — амфиболовые,
9 — эгирин-амфиболовые (эгириновые метасоматиты из-за
малой мощности не показаны), 10 — контур гранитного те-
ла, 11 — границы метасоматических зон, 12 — элементы
залегания сланцеватости.
376
Мешампрфнзрванные н мвшаморфпгенные месторпжденвя
— локализация рудоносных зон в соскладчатых раз-
ломах, участках их перегибов и пересечений;
— участие в рудоконтроле пород, обладающих раз-
личными физико-механическими свойствами, на-
пример, приуроченность золото-кварцевых жил
к телам хрупких кварцевых порфиров, располо-
женных в относительно вязких порфиритах;
— присутствие четких околорудных ореолов метасо-
матитов.
Месторождения, связанные с контактовым мета-
морфизмом, по существу близки к скарновым образо-
ваниям. Классическим примером может служить Ку-
рейское месторождение графита, образованное в ре-
зультате воздействия остывающей мезозойской
трапповой интрузии на юрские угли (рис. 12.4).
kid* F~vl*
Рис. 12.4. Схематический геологический разрез Курейского
месторождения графитов. (По В. И. Смирнову).
1 — песчаники верхнего карбона, 2 — сланцы и кварциты,
3 — графитовые сланцы, 4 — графит, образовавшийся по
пласту угля, 5 — карбонатные породы, 6 — диабазовые пор-
фириты.
Импактитовые метаморфические месторождения
весьма ограничены. К такого рода образованиям отно-
сят полудрагоценные влтавиты (молдавиты), представ-
ляющие собой остеклованные продукты ударно-
взрывных явлений, а также гексагональные алмазы —
лонсдейлиты. Промышленное значение этих образо-
ваний незначительное, однако импактные явления
следует учитывать при изучении рудовмещающих
структур месторождений других генетических типов.
Глава 12
Месторождения, связанные с проявлениями дина-
мометаморфизма, имеют более важное значение, по-
скольку к ним относят крупные золоторудные объек-
ты, например, месторождения Карлин в США и Ба-
кырчик в Казахстане, алмазов (Кумдыкольское
в Казахстане) и камнесамоцветного сырья (нефрита,
чароита, лазурита и др.). Для них характерны:
— локализация месторождений и рудных полей
в крупных зонах смятия и надвигов, протягиваю-
щихся на десятки километров;
— локализация рудоносных зон в наиболее интенсив-
но деформированных участках разломов;
— присутствие в рудных районах мощных сложно-
смятых осадочных толщ и метаморфических слан-
цев, содержащих черносланцевые углеродистые
формации;
— сложная пластово-линзовидная форма рудных тел,
границы которых определяются исключительно по
данным опробования;
— невыраженность околорудных метасоматических
изменений.
К метаморфизованным относят многочисленные
месторождения железистых кварцитов (джеспили-
тов), протерозойских металлоносных конгломератов,
колчеданных, медно-полиметаллических, силикатных
марганцевых и апатитовых руд. Рудные скопления бы-
ли образованы до метаморфизма в результате различ-
ных процессов седиментации, гидротермальных, вул-
канических или магматических.
Архейские и протерозойские толщи амфиболитов
и метаморфических сланцев, включающие пачки же-
лезистых кварцитов, распространены в пределах щи-
тов всех древних платформ мира. Во многих регионах
они включают уникальные по запасам железорудные
месторождения (Минас-Жейрас в Бразилии, Курская
магнитная аномалия и Оленегорское в России, Криво-
рожский бассейн на Украине, Хамерсли в Австралии
и пр.). Многие исследователи считают концентрации
железа первично осадочными или гидротермально-
осадочными, которые позднее были метаморфизова-
ны. На ряде месторождений проявлены наложенные
процессы метасоматоза и гипергенеза, обусловившие
378
Метаморфизованные и мвтамдрфогЕнные месторождения
привнос полезных компонентов (U, Au, Sc, V, Al)
и улучшение качества железных руд.
Ярким примером метаморфизованных месторож-
дений служит уникальное по запасам месторождение
золота, платиноидов, урана, редких земель и железно-
го колчедана Витватерсранд в ЮАР. Здесь лентовид-
ные в плане и пластово-линзовидные в разрезе рудные
тела (рифы) приурочены к пластам кварцевых конгло-
мератов, ритмично чередующихся с кварцитами и уг-
леродистыми сланцами раннепротерозойской толщи.
Последняя слагает многокилометровые разрезы эпи-
кратонных впадин. Поскольку полезная минерализа-
ция связана с минералами тяжелой фракции (магнети-
том, монацитом, цирконом и пр.), а рудные тела имеют
литолого-стратиграфическую приуроченность (вытя-
нуты вдоль палеорусловых каналов, расположены
в основании трансгрессивных серий), то месторожде-
ние представляется в качестве регионально метамор-
физованной древней россыпи. Однако есть основания
предполагать биоседиментационные концентрации
золота (в скоплениях древних цианобактерий), а так-
же гидротермальное происхождение рудной минера-
лизации.
К метаморфизованным относят также крупное ме-
сторождение сульфидно-полиметаллических руд Бро-
кен-Хилл в Австралии, локализованное в архейских
гнейсах и амфиболитах (рис. 12.5). Считается, что пла-
стовые рудные тела богатых руд образовались вулка-
ногенно-осадочным путем. К этому типу, по мнению
А. А. Маракушева, следует относить и упомянутое
Кумдыкольское месторождение технических алмазов,
локализованное в эклогит-гнейсовом комплексе Кок-
четавского срединного массива (Казахстан).
К метаморфическим относят месторождения,
для которых типичны минеральные парагенезисы руд-
ных и породообразующих минералов и постепенные
контакты рудных залежей. Важной предпосылкой об-
разования таких месторождений является наличие
ранних повышенных концентраций полезных компо-
нентов (углеродистых отложений для месторождений
графита, глинистых пород с высокими концентрация-
ми алюминия для кианитовых сланцев, бокситов для
корунда и наждака, диопсида для флогопита и др.).
379
Глава 12
ЕаЗ» □? ЕПз ES4 Е35 ЕЗб 07 КЯ8 NSS
ЕЭЮ E^ll (=S]]Z E=7JJJ [~SJft Йй)15 Щ16 [2317 [318
Рис. 12.5. Геологический разрез через южную часть рудного
района Брокен-Хилл. (ПоД. Лейнг и др.).
1 — пелитовые силлиманитовые гнейсы, 2 — псаммитовые
силлиманитовые гнейсы, 3 — гранитогнейсы, 4 — гранитог-
нейсы Потоси, 5 — амфиболиты, 6 — слоистая железоруд-
ная формация, 7 — подошва рудоносного горизонта, 8 — цин-
ковые руды, 9 — свинцовые руды, 10 — сдвиговые зоны,
11—12 разломы, согласные осевым плоскостям складок:
11 — первой стадии и 12 — второй стадии,
13 — положение кристаллизационной сланцеватости,
14 — положение полосчатости, 15 — синформная складка
Хангинг-Волл, 16 — антиформная складка Брокен-Хилл,
17 — градационная слоистость, 18 — буровые скважины;
а — зона сдвига Глоуб-Воксхолл.
К метаморфогенно-гидротермальным относят мес-
торождения золота, горного хрусталя, урана, располо-
женные в метаморфических комплексах. Предполага-
ют, что рудоформирующие гидротермальные системы
образуются на этапах регрессивного метаморфизма
и перераспределяют полезные компоненты, заимство-
ванные из вмещающих метаморфических пород.
Для оруденения не устанавливается пространственная
связь с определенными магматическими комплекса-
ми. В образовании руд таких месторождений предпо-
380 лагается ведущая роль углекисло-водных гидротерм.
Метаморфизованные и метаморфргенные месторождения
Представления об условиях метаморфогенного
рудообразования
Изучение минеральных парагенезисов, эксперимен-
тальные и расчетные данные позволили оценить термо-
динамические параметры образования месторождений
на разных ступенях регионального метаморфизма. Так
образование руд Fe, Ап и U происходило при 250 — 550°С
и давлениях 300 — 700 МПа (на глубинах 5 — 28 км). Руды
марганца и цинка, вероятно, формировались в узких
пределах температур (500 — 600°С) и широких колеба-
ниях давлений (500— 1700 МПа), что соответствует глу-
бинам от 15 до 45 км. Руды железа, цветных металлов,
титана, графита, высокоглиноземистых пород, грана-
тов, алмаза, вероятно, образовались в условиях широко-
го диапазона температур (600 — 950°С) при высоких дав-
лениях (600—1400 МПа) на глубинах более 25 км.
Слюдоносные и керамические пегматиты могли гене-
рироваться в результате ультраметаморфизма при час-
тичном переплавлении вещества. Жилы с горным хрус-
талем могли формироваться в условиях диафтореза при
низких термобарических параметрах.
Высокие температуры метаморфогенного рудооб-
разования обусловлены: большими значениями гео-
термического градиента; явлениями радиоактивного
распада урана и тория, повышенные концентрации ко-
торых часто фиксируются в гнейсах и гранитах; разо-
гревом пород за счет трения в региональных зонах
смятия; экзотермическими реакциями преобразова-
ния органического вещества в стрессовых зонах. Вы-
сокобарические условия определяются литостатичес-
ким и тектоническим давлением.
Достаточно убедительно выглядят метаморфоген-
ные источники рудоносных флюидов (вода, углекисло-
та, углеводороды, водород, хлор, сера, металлы). Поми-
мо имеющихся геолого-минералогических данных су-
ществование такого рода флюида было подтверждено
прямыми наблюдениями в Кольской сверхглубокой
скважине. Здесь на глубине более 10 км встречены
хлоридно-натровые углеводородные термальные рас-
солы с повышенными концентрациями Li, Sr, Ni, Со,
Zn, Си, Sn и Mo.
381
Глава 12
Для того чтобы сформировались метаморфогенные
месторождения, необходимы следующие условия:
— первичное дометаморфическое обогащение полез-
ными компонентами пород; устанавливаются повы-
шенные концентрации урана, золота, железа, мар-
ганца, фосфора, полиметаллов, меди и др.;
— диффузионный вынос вещества, включая пород-
ные и рудные элементы, из зон ультраметаморфиз-
ма и гранулитов и их перераспределение в зеленос-
ланцевых и амфиболитовых фациях в условиях
термостатирования.
Среди рудных формаций метаморфогенных место-
рождений следует выделять: 1) железистых кварцитов
(КМА в России, Кривой Рог в Украине, Минас Жераис
в Бразилии и др.); 2) металлоносных протерозойских
кварцевых конгломератов (Витватерсранд в ЮАР, Жа-
кобина в Бразилии, Блайнд Ривер в Канаде); 3) золото-
рудную в сложно смятых углеродисто-сланцевых тол-
щах (Карлин в США, Бакырчик в Казахстане); 2) свин-
цово-цинковую в парасланцевых и парагнейсовых
комплексах (Брокен-Хилл в Австралии); 3) метамор-
физованных колчеданных руд (Урал, Рудный Алтай в
России, Скандинавские каледониды); 4) графитистых
гнейсов и графитизированных углей (месторождения
Украины, Курейское в России); 5) высокоглиноземис-
того сырья (силлиманит, андалузит) (Карелия, Россия);
6) керамических и слюдоносных пегматитов и облицо-
вочного камня (Карелия, Алданский район в России);
7) наждака (Кузнецкий Алатау, Россия); 8) камнесамо-
цветного сырья (рубин, сапфир, нефрит, чароит, гра-
наты и пр.) (Памир, Забайкалье, Китай, Бирма и др.);
9) горного хрусталя в кварцито-сланцевых толщах
(альпийских жилах) (Полярный Урал, Алдан, Россия);
10) шунгитов (Карелия, Россия).
13
ОСОБЕННОСТИ КРУПНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Среди месторождений полезных ископаемых каж-
дого вида минерального сырья выделяются такие объ-
екты, которые обладают крупными и даже уникальны-
ми запасами. Они имеют важное экономическое зна-
чение, поскольку определяют мировую добычу
минерального сырья. К ним относятся такие извест-
ные месторождения-гиганты: золота и других метал-
лов района Витватерсранд в ЮАР, меди, никеля и пла-
тиноидов Норильска (Россия) и Садбери (Канада),
меди, золота и урана Олимпик-Дам (Австралия). При-
меры крупнейших месторождений, рудных полей
и бассейнов России и мира приведены в таблице 13.1.
Согласно исследованиям В. А. Арсеньева, М. М. Кон-
станинова, Л. Н. Овчинникова, А. А. Сидорова, И. Н. Том-
сона, А. А. Смыслова и др., данные природные феномены
обладают и рядом отличительных свойств:
— руд ные районы, включающие крупные и уникальные
по запасам месторождения (КУМ) располагаются
в крупных депрессионных структурах земной коры
(зеленокаменных поясах, осевых или краевых частях
рифтов, крупных осадочно-породных бассейнах);
— месторождения локализованы в узлах длительной
эндогенной активности, что выражается в наличии
многофазных интрузий, пересечении линейных
и радиально-кольцевых разломов глубокого зало-
жения, присутствии больших объемов эндогенных
брекчий и участия в рудообразовании материала
земной коры и мантии;
— оруденение сопровождается большими объемами
различно метасоматически измененных вмещающих
пород, что указывает на связь КУМ с масштабной де-
ятельностью глубинных флюидов и подземных вод;
383
Таблица 13.1
Примеры крупнейших месторождений, рудных полей
и бассейнов мира и России. (По П. П. Ясковскому).
Полез- ное иско- паемое Месторождения мира Месторождения России
Название (страна) Единица измерения Мас- штаб запасов Название Мас- штаб запасов
Уголь Ордосский бассейн (Китай) млрд т 100,0 Канско- Ачинский бассейн 80,2
Газ Катар-Норд (Катар) трлн м‘ 9,5 Уренгой- ское 10,0
Нефть Гхавар (Саудовская Аравия) млрд т ПЛ Самотлор 4,0
Калий- ные соли Бассейн Саскачеван (Канада) млрдт К2О 17,0 Верхне- камский бассейн 18,3
Фосфа- ты (апа- титы) Палабора (ЮАР) млн т р205 221,0 Хибин- ская группа 800,0
Железо Серра-дус- Каражас (Бразилия) млнт 44,0 Михай- ловское 14,7
Медь Эль- Теньенте (Чили) млнт 44,0 Удокан 19,3
Уран Олимпик- Дэм (Авст- ралия) тыс. т 360,0 Стрел ь- цовская группа 300,0
Золото Район Вит- ватерсранд (ЮАР) т 73 000 Сухой Лог 1029
— КУМ в объеме недр находятся внутри геохимичес-
ких и геофизических аномалий различного ранга;
— для руд характерна комплексность и полистадий-
ность, во многих случаях устанавливаются различ-
ные брекчиевые текстуры руд;
— форма рудных тел, как правило, сложная, залега-
ние их многоярусное;
— по происхождению рассматриваемые объекты отно-
сятся к полигенным и полихронным образованиям,
которые начали свое формирование в докембрии.
384
ОсрДммсшп крупных мвсгопрржденпй
Примерами рудоносных депрессионных структур,
включающих КУМ, являются древние архейские зеле-
нокаменные пояса, распространенные в ядрах фунда-
мента древних платформ (кратонах). Так, в породах ар-
хейского блока Йилгарн в западной Австралии нахо-
дятся крупнейшие месторождения золота Калгурли,
никеля Камбалда и сопровождающие их объекты.
В рифтовых зонах континентов локализованы КУМ
хрома, платины, железа, марганца, меди, никеля, алма-
зов в кимберлитах, редких металлов в карбонатитах.
Например, на Бразильском щите тела кимберлитов
и карбонатитов локализованы в рифте Сан-Францис-
ко (рис. 13.1). В расположенных над рифтовыми зона-
1
2
. • 3
Рис. 13.1 Позиция массивов щелочно-ультрабазит-
карбонатитовых комплексов и кимберлитов в Бразилии.
(По С. В. Белову и А. А. Фролову, 1998).
1 — рифты; 2 — кимберлиты; 3 — массивы щелочно-
улътрабазит-карбонатитовых комплексов
385
Глава 13
ми фундамента осадочных бассейнах Западной Сиби-
ри локализованы гигантские месторождения нефти
и газа. По данным А. А. Константиновского, в краевых
частях крупных наложенных впадин раннепротеро-
зойского возраста в кварцевых конгломератах локали-
зованы крупнейшие месторождения золота, урана
и алмазов Южной Африки, Канады и Бразилии. Ба-
зальные горизонты наложенных впадин рифейского
возраста контролируют позицию крупных месторож-
дений урана провинции Атабаска в Канаде и района
Рам-Джангл в северной Австралии.
Приуроченность КУМ к проявлениям многофазно-
го магматизма и узлам пересечения глубинных разло-
мов отражает связь рудообразования с глубинными
источниками вещества и энергии. Согласно Ф. А. Лет-
никову, И. Б. Недумову, В. И. Смирнову и др., много-
фазные интрузии отражают конфокальность магмати-
ческих очагов и участие сквозькоровых мантийных
флюидов в формировании месторождений. На многих
месторождениях такого типа устанавливается связь
руд с эндогенными брекчиями. Последние могут иметь
космоударное происхождение, как это предполагается
для рудного района медно-никелевых месторождений
Садбери (Канада), или глубинное взрывное происхож-
дение, как это устанавлено налместорождениях алма-
зоносных кимберлитов, редкометальных карбонати-
тов и других объектах. Участие в процессах рудоге-
неза мантийного вещества наряду с коровым
подтверждается по анализу изотопов углерода, серы
и стронция, соотношению редких земель.
Ореолы метасоматически измененных пород, со-
провождающие рудоносные зоны месторождений —
гигантов, имеют мощности в сотни метров и протяги-
ваются на километры. Они также отличаются боль-
шим разнообразием и полистадийностью. Примерами
могут служит ореолы аргиллизитов вокруг рудных тел
крупных месторождений урана Стрельцовского руд-
ного узла в российском Забайкалье или зоны гемати-
тизации в цементе брекчий уран-золото-медном мес-
торождении Олимпик-Дам, расположенном под чех-
лом рифейских отложений на юге Австралии
(рис. 13.2). Рудоносные ореолы метасоматически изме-
ненных пород и магматических брекчий интерпрети-
Особенности крупных месторождений
+ 1 " к * 2 3 4^ 4 О’ 5
Рис 13.2. План уран-медно-золоторудного месторождения
Олимпик-Дам (южная Австралия) (Бойцов и др., 1999).
1 — архейские граниты; 2 — гранитная брекчия;
3—5 рудоносные брекчии: 3 — гранит- и гематит-
содержащие; 4 — гематит-кварцевые;
5 — вулканокластические эксплозивные.
руются в качестве проявлений очагов разгрузки ман-
тийных и коровых флюидов и напорных палеогидроге-
ологических систем.
КУМ находятся в центральных частях аномалий ге-
охимических и геофизических полей разных иерархи-
ческих уровней. Другими словами имеет место теле-
скопирование аномалий разного ранга. Аномалии ран-
га рудных районов выделяются в провинциях. Внутри
этих аномалий находятся аномалии рудных узлов,
а в них — рудных полей. Внутри последних локализо-
ваны месторождения. Это явление, отмеченное в рабо-
тах А. Б. Каждана, В. А. Арсеньева, В. И. Пахомова,
А. Н. Рокова и др., отражает фрактальность естествен-
ных систем, а также связь крупномасштабного рудо-
образования с геологическими процессами, преобра-
зующими верхнюю мантию и породы земной коры.
Гигантские месторождения отличаются не только
своими аномально большими запасами, но и разнооб-
Глава 13
разием полезных компонентов. На многих таких объ-
ектах установлено более 100 рудных минералов. Ярким
примером в этом смысле надо считать крупные колче-
данные полиметаллические месторождения Рудного
Алтая (Казахстан и Россия), из руд которых помимо
свинца и цинка извлекается еще 25 полезных компо-
нентов. Генетический анализ руд рассматриваемых
объектов показывает, что они формировались в дли-
тельные периоды, охватывающие сотни миллионов
лет. При этом во многих случаях рудоподготовитель-
ные и собственно рудные стадии начинались в докемб-
рийские эпохи развития Земли, а в последующие этапы
фанерозоя происходило преобразование руд и допол-
нительное концентрирование полезных компонентов.
В результате таких полихронных процессов имеет
место сложная форма рудных тел. Часто КУМ сложены
комбинацией штокверковых, линзовидно-плитообраз-
ных и жильных рудных залежей, что отражает слож-
ный генезис руд. В разрезе рудные тела как правило
располагаются на нескольких уровнях. Имеет место
два случая распределения запасов на рассматриваемых
объектах по вертикальному разрезу: двух-, реже трех-
уровневое и азональное с устойчивым распределением
рудных ассоциаций. Латеральная (горизонтальная) зо-
нальность распределения оруденения выражена отчет-
ливо и сопряжена с крупными геохимическими орео-
лами рудных и сопутствующих элементов.
Отмеченные особенности КУМ предопределены
тем, что они образованы в течение различных эндо-
генных и экзогенных процессов. Такой полигенный
характер крупных месторождений наиболее ярко вы-
ражен на примерах так называемых месторождений
типа несогласия. Это скрытые урановые, золото- и ни-
кель-урановые объекты, которые контролируются
предрифейской поверхностью несогласия, как, на-
пример, месторождение Сигар-Лейк в Канаде
(рис. 13.3). Несогласия распространены в провинциях
северной Австралии и Канады. По ряду геологичес-
ких, минералого-геохимических и изотопных данных
установлено, что они образовались в результате дея-
тельности гидротермальных систем и инфильтрации
грунтовых вод, связанных с древними корами вывет-
ривания.
388
ОсобЕнносшн крупных месторождений
I
а
7
20 м •
/
Рис. 13.3. Схематический геологический разрез
месторождения Сигар Лэйк (Bruneton, 1986).
1 — 2 — породы архейского и раннепротерозойского фундамента:
1 — тонкозернистые сланцы и метапелиты (а} и известковистые
гнейсы (б); 2 — очковые метапелиты, обогащенные углеродистым
веществом; 3 — осадочные породы рифея — базальные залегающие на
породах фундамента с резким несогласием и разбитые вместе с ними
разломами, включающие конгломераты (а} и пестроцветные
терригенные отложения разных пачек (В, С, D) (б);
4 — четвертичные ледниковые отложения; 5 — урановорудные
залежи — основная субсогласная, контролирующаяся поверхностью
рифейского несогласия и мелкие крутопадающие жильные рудные
тела, располагающиеся вдоль разломов; 6 — верхняя граница наиболее
интенсивно тектонически нарушенных пород (а) и верхняя граница
аргилл изированных пород (б).
Глава 14
ТЕХНОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Бурное развитие промышленности и городского на-
селения в XX веке привело к накоплению огромного
количества промышленных и бытовых отходов. Чело-
веческая деятельность стала сопоставимой с природ-
ными процессами массообмена. Первостепенное зна-
чение в этом имеют горнодобывающие и горнообога-
тительные отрасли. На одну тонну металла приходится
от 1000 до 5000 т вскрышных пород, от 30 до 100 т хвос-
тов обогащения и от одной до 8 т шлака. Затем по объе-
му техногенных выбросов в окружающую среду стоят
энергетика, металлургия, химическая, включая нефте-
химическую, стекольная и другие отрасли хозяйствен-
ной деятельности. Ежегодно на поверхность Земли до-
ставляется более 3000 млрд т горной массы и сжигается
более 3 млрд т нефти и газа и еще больше угля. Отхода-
ми производств являются минеральные агрегаты, про-
мышленные стоки и газы. Среди них часто присутству-
ют ядовитые и вредные химические вещества.
Промышленные отходы могут представлять собой
техногенное минеральное сырье и соответственно сла-
гать техногенные месторождения полезных ископае-
мых. Социальное и экономическое значение таких
объектов определяется двумя факторами: необходи-
мостью утилизации промышленных отходов и снятия
негативного их воздействия на окружающую среду;
возможностью замены дорогостоящего природного
сырья более дешевым техногенным. В последние годы
первый фактор приобрел особое общественное звуча-
ние в связи с обострением и глобализацией экологиче-
ских проблем. В России техногенные отходы являются
весомым резервом минерального сырья. В настоящее
время, по данным В. В. Чайникова, в стране для произ-
водства строительных материалов используется до 3%
годового выхода вскрышных и вмещающих пород,
390
Техногенные месторождения
до 15% отходов обогащения, более 90% доменных шла-
ков, до 35% шлаков сталеплавильного цикла.
Общепринятой классификации техногенных мес-
торождений не существует, хотя такие попытки имеют
место. Более разработана классификация техногенных
минеральных образований, которые получаются в про-
цессе горного производства (работы Л. А. Барского,
Л. Ф. Наркелюна, М. Е. Певзнера). С учетом этих пред-
ставлений и данных по отходам других производств
можно предложить следующую группировку отходов,
содержащих техногенное сырье (табл. 14.1).
В предлагаемой группировке выделяются: типы исход-
ных образований соответствующих отраслей хозяйствен-
ной деятельности; разновидности отходов, отличающиеся
составом; виды техногенного сырья, скопления которого
могут оказаться техногенными месторождениями.
Как видно из таблицы, техногенные полезные ис-
копаемые отличаются значительным разнообразием.
Соответственно имеют своеобразие и их месторожде-
ния. Вместе с тем надо отметить ряд общих черт техно-
генных объектов:
— они несут негативное воздействие на окружаю-
щую среду, занимая сельскохозяйственные и дру-
гие полезные земли и выделяя вредные вещества;
— во многих отношениях (измельчение, повышенные
концентрации тех или иных компонентов, рыхлый
или растворенный состав) они представляют собой
подготовленное минеральное сырье;
— в правовом и налоговом отношении переработка тех-
ногенного сырья более выгодна, чем природного, по-
скольку утилизация отходов и очистка окружающей
среды поощряется государственными органами;
— для большинства видов этого сырья имеются техно-
логии его переработки, конкретные производст-
венные предприятия и инфраструктура, поскольку
месторождения находятся в урбанизированных
территориях; в некоторых случаях в процессе до-
бычи и обогащения руд можно заранее формиро-
вать техногенные месторождения;
— в ряде случаев можно обеспечивать замкнутые
циклы переработки отходов, например энергетиче-
ское обеспечение животноводства на биогазовых
установках, работающих на его отходах.
391
Глава 14
Таблица 14.1
Типы техногенных полезных ископаемых
Отрасли Типы отхо- дов Полезные компоненты (виды техногенного сырья)
Горнодо- бывающая и газонеф- тедобыча Отвалы вскрыш- ных пород Строительный бутовый камень и пески Строительный камень для до- рожного покрытия Наполнители бетона Карбонатные и гипсовые поро- ды — цементное сырье Мел как сорбент и отбелива- тель Трепела и опоки как сорбенты и сырье для термолита Стеновые материалы (раку- шечники, туфы, алевритистые и глинистые породы для прес- сованных стеновых материа- лов) Глины (керамические, огне- упорные, кирпичные, для буро- вых растворов, тугоплавкие для формовочных материалов, для производства керамзита и минеральных красок) Облицовочные, поделочные и коллекционные камни Глауконитовые пески как ка- лийные удобрения Мелиоранты — карбонатные и цеолитоносные породы Закладка горных выработок Золотосодержащие пески в зумпфах обогащения песчано- гравийных смесей
Твхнвгенные МЕсторождеыня
Отвалы минерали- зованных пород и забалансо- вых руд Гидрометаллургическое произ- водство (геотехнологическое извлечение) благородных, цветных, редких и радиоактив- ных металлов, прежде всего золота, серебра, меди и урана
Эфеля Кварцевые и полевошпатовые строительные и формовочные пески, глины кирпичные, мате- риал для прессованных строи- тельных материалов
Целико- вые и тех- ногенные россыпи. Отходы добычи россыпей Полезные компоненты россы- пей Строительное сырье, поделоч- ные камни
Попутные подземные воды Стронций, литий, рубидий, цезий и другие компоненты соленых вод и рассолов Пресные подземные воды для хозяйственного и питьевого водоснабжения
393
Глава 14
Горно- обогати- тельная Горнохи- мическая Отходы обогаще- ния, шла- мы, хво- сты Наполнители бетонов и вяжу- щие материалы для цементной промышленности Сырье для производства кир- пича, керамической плитки и огнеупорной керамики Материал для дорожного по- крытия, наполнители асфальта и дорожной краски Минераловата, керамзит, пено- стекло, марблитовое стекло Пирит-марказитовые конкре- ции (отходы углеобогащения) для производства серной ки- слоты и как коллекционные камни Глауконит-содержащие породы (отходы обогащения фосфори- тов) — калийные удобрения Отходы углеобогащения — удобрения, золошлаки — мик- роудобрения. Строительные материалы из отходов торфяного производ- ства Закладка горных выработок Промышленные стоки, содер- жащие редкие и рассеянные элементы
Металло- носные хвосты Сырье для пиро- и гидрометал- лургии благородных и редких металлов
394
ТвхногенныЕ месторождения
Энергетика Золы- уноса и шлаки, включая продукты их магнит- ного обо- гащения Вяжущие материалы для це- ментной промышленности Аглопорит (искусственный пористый заполнитель легкого бетона) Кирпичное производство Производство шлакоблоков Стеновые прессованные мате- риалы Шлаковата и шлаковая пемза Коагулянты (вещества, соби- рающие дисперсные фазы в жидкостях) Пропанты (минеральная основа повышения нефтеотдачи) Белитовые шламы Сырье для производства глино- зема и синтетических цеолитов Гидро- и пирометаллургиче- ское производство цветных и редких металлов Закладка горных выработок
Дымы Производство гипса из серни- стых газов
Тепло от вод охлаж- дения АЭС и радиоак- тивных отходов Возможна утилизация тепла в виде малых тепловых источни- ков
395
Глава 14
Металлур- гия Шлаки Дорожные покрытия и шлако- блоки Золотосодержащие шлаки от переработки некоторых сульфидных руд Бальнеологические шлаки и микроудобрения Закладка горных выработок
Дымы Производство серной кислоты, улавливание рения и других рассеянных элементов
Машино- строение Гальвани- ческие стоки Стружка и шлаки Никель, медь, цинк, свинец, кадмий и благородные металлы Металлургическое сырье
Химиче- ская Шламы и промстоки Источники цветных металлов, ванадия и серебра
Резинотех- нические отходы Дорожные покрытия Белая сажа как техногенный сорбент кремнезема
Отходы целлюлоз- но- бумажных комбина- тов Сырье (скоп) для строительных и теплоизоляционных материа- лов Сырье для энергетических ус- тановок на биогазе Сырье для производства кор- мовых биодобавок и удобрений
Стекольная Шлаки Дорожные строительные мате- риалы
396
Техногенные месторождения
Сельское хозяйство Органиче- ские ОТХО- ДЫ Основа для производства энер- гии на биогазовых установках Азотные удобрения и компо- ненты искусственных почв
Деревооб- рабатываю- щая Опилки, стружка и пр. Стеновые и теплоизоляцион- ные материалы Сырье для химической про- мышленности
Комму- нальное хозяйство Твердые и жидкие бытовые отходы Стройматериалы из зол и шла- ков мусоросжигающих заводов Источники биогазовых энерге- тических установок Удобрения (после очистки от тяжелых металлов)
Для того, чтобы скопления отходов, содержащих по-
лезные компоненты, оценить в качестве техногенных
месторождений, необходимо провести их геолого-эко-
номическую оценку. Она должна включать: проведе-
ние представительного опробования, анализов качест-
ва сырья, включая определение концентраций компо-
нентов, минерального и технологического состава;
оконтуривание и подсчет запасов руд; экономические
расчеты рентабельности их освоения. В большинстве
случаев эффективное освоение вторичных минераль-
ных ресурсов получается в условиях дополнительных
минеральных потоков к действующим горным, хими-
ческим или металлургическим производствам. В каж-
дом конкретном случае необходимо оценивать инвес-
тиции в освоение техногенных месторождений.
Глава 15
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Основы существующих в настоящее время класси-
фикаций рудоносных структур были заложены
В. М. Крейтером, который использовал в качестве ве-
дущего признака морфологический тип геологической
структуры, вмещающий или контролирующий лока-
лизацию рудного вещества. В соответствии с этим
принципом выделено пять типов структур месторож-
дений: 1) складчатые, 2) разрывные с перемещением,
3) трещинные, 4) кливажные микротрещинные,
5) трубчатые и более сложные.
Подобный подход с рядом вариаций, связанных
с большей детализацией и выделением дополнительных
типов и подтипов, характерен для большинства предло-
женных в последующие годы общих классификаций.
Так, в систематике Ф. И. Вольфсона и П. Д. Яковлева
(1975, 1985) дополнительно выделено пять типов: 1) ос-
ложненные разрывными нарушениями контакты ин-
трузивных массивов, 2) расслоенные интрузии, 3) коль-
цевые многофазовые интрузии, 4) вулканические со-
оружения, 5) трубки взрыва. Как мы видим,
морфологический признак дополнен элементами ин-
трузивной и вулканической тектоники.
Таким образом, наметилась отчетливая тенденция
«привязать» структурную типизацию к промышлен-
но-генетической классификации рудных месторожде-
ний. Дальнейшее развитие этот принцип получил в ра-
боте Г. Ф. Яковлева (1982), который выделил три серии
структур рудных полей и месторождений: тектоноген-
ную, тектоно-магматогенную и тектоно-экзогенную.
Геоиогическив структуры МЕсторождвниО шезных искоиавмых ]
Наиболее полная классификация экзогенных
структур применительно ко всем сериям месторожде-
ний полезных ископаемых разработана Г. Ф. Яковле-
вым. Он выделил среди них три класса: континенталь-
ный, шельфовый и тектоно-экзогенный, в каждом из
которых намечены типы и подтипы. В. И. Старости-
ным эта классификация была дополнена и приобрела
следующий вид:
I. Континентальные структуры.
1. Эрозионные (поверхности выравнивания, выступы
фундамента).
2. Гидрографические (долинные, русловые, дельто-
вые).
3. Экзогенные трещинные структуры.
4. Карстовые.
5. Экзогенно-эндогенные.
И. Морские структуры.
1. Прибрежно-морские (подводного склона, баровые,
рифовые, банковые, лагунные, аллювиальных ко-
нусов выноса).
2. Гравитационные (оползневые).
3. Конседиментационные депрессии, поднятия и раз-
ломы.
III. Гидравлические структуры.
1. Континентальные осадочные бассейны артезиан-
ского типа.
2. Гидравлические брекчиевые зоны.
3. Гидравлические купола.
Приведенная классификация отражает только
часть из выявленных к настоящему времени типов эк-
зогенных структур. Кроме того, на месторождениях
часто встречается сложное сочетание как собственно
экзогенных, так и экзогенно-тектонических и нало-
женных на них более поздних метаморфических
структур. Параллельно с разработкой общих класси-
фикаций создаются обширные и разнообразные част-
ные классификации, объектами анализа которых яв-
ляются не только различные семейства, классы, типы
и виды минерального сырья, но и отдельные морфоло-
399
Пива 15
гические типы структурных форм. Так, существуют
систематики структур гидротермальных, штокверко-
вых, кольцевых, стратиформных, медно-порфировых
и других типов месторождений.
Несмотря на большое разнообразие классифика-
ций, все они в качестве ведущего признака при типи-
зации структур используют обобщенный современ-
ный облик рудного объекта, т. е. в основу их поло-
жен все тот же морфологический признак.
Недостаточность такого подхода обнаруживается
при исследовании метаморфизованных месторожде-
ний, к которым относится много рудных объектов.
Например, к какому типу или классу отнести струк-
туры колчеданных месторождений Урала, Рудного
Алтая, Скандинавских каледонид и других провин-
ций? Первоначально они образовались в разнооб-
разных геотектонических позициях и характеризо-
вались широким спектром первичных рудоносных
структур. В последующем процессы регионального
метаморфизма не только существенно изменили их
структуры, но и привели к ремобилизации и переот-
ложению рудного вещества в новых структурных об-
становках. Итак, на одном и том же объекте мы име-
ем рудные тела стратиформного типа и локализован-
ные в складчатых и разрывных нарушениях. Эти
месторождения можно отнести и к пластовым,
и к складчатым, и к разрывным со смещением. Все
зависит от взглядов исследователя.
В связи с этим представляется целесообразным до-
полнить характеристику рудных объектов геодинами-
ческой систематикой структур месторождений.
Для этих целей целесообразно использовать в качест-
ве классификационных признаков не один или два,
а все основные параметры, кардинально влияющие на
особенности исследуемых геологических структур.
Анализ материалов по разнообразным промышленно-
генетическим семействам, типам и классам месторож-
дений показал, что таких параметров шесть: петрофи-
зические свойства среды, термодинамические условия
структурообразования, полихронность палеотектони-
ческих обстановок, механизмы деформирования,
структурные парагенезисы и региональная геотекто-
ническая позиция.
400
Геологические структуры месторождений полезных ископаемых
Основные петрофизические типы сред
структдропОразования’
Понятие «Среда структурообразования» включает
физические и механические свойства горных пород
и тесно с ними связанные деформационные характери-
стики, которые в значительной мере без превышения
порога ползучести ведут себя как пластично-вязкие ве-
щества и испытывают значительные по масштабам пла-
стические деформации. Температура и всестороннее
давление сокращают предел упругих деформаций
и благоприятствуют пластическому течению материа-
ла, нивелируя первичную контрастность в физико-ме-
ханических свойствах различных типов горных пород.
Несмотря на то, что основная масса горных пород
в приповерхностной зоне земной коры относится к уп-
ругим хрупким образованиям, в реальных геодинамиче-
ских обстановках они разделяются на петрофизические
и геомеханические комплексы, группы и подгруппы,
различающиеся интенсивностью трещинообразования,
способностью образовывать брекчии и милониты, ис-
пытывать синтектоническую перекристаллизацию
и пластическую деформацию. Каких-либо определен-
ных числовых параметров, характеризующих отмечен-
ные выше тектонические преобразования твердых тел,
не существует. Однако, если всесторонне описать упру-
го-прочностные, петроплотностные и фильтрационные
свойства горных пород, то по этим характеристикам
можно ориентировочно предсказать деформационное
поведение этих образований в различных обстановках
и при разных геодинамических режимах. Учитывая дан-
ные ограничения, авторы выделили три основных пет-
рофизических типа среды структурообразования: упру-
гий, упругопластичный и упруговязкий.
К первому отнесены породы, характеризующиеся
пониженной способностью к пластическим деформа-
циям и обладающие относительно высокой вязкостью.
По классификации М. В. Гзовского, это комплексы III
категории вязкости. Полевые признаки подобных об-
разований: грубая слоистость, слабое развитие склад-
чатых форм, повышенные макро- и микро-трещинова-
тость, широкое распространение брекчиевых струк- 4U1
Глава 15
тур, линзовидно-блоковый тип складчатости. По соста-
ву среди пород этого типа выделяются массивные
кварциты, грубослоистые туфы кислого состава, гра-
нитоиды, лавовые и субвулканические фации дацит-
риолитового состава. В ряде случаев к подобному типу
относятся доломиты, скарноиды, роговики и др.
Важным свойством типично упругих пород являет-
ся низкое значение коэффициента Пуассона
(0 = 0,01—0,2). В целом это весьма хрупкие образова-
ния. До предела упругости они ведут себя как идеаль-
но упругие тела, подчиняясь закону Гука. При даль-
нейшем повышении напряжений они практически
сразу же разрушаются, испытывая очень небольшую
по величине пластическую деформацию. В зависимос-
ти от пористости, текстурно-структурных особеннос-
тей и состава породы данного типа разделяются на
многочисленные группы и подгруппы, различающиеся
упругопрочностными фильтрационными характерис-
тиками. Наиболее крайними из них являются:
1) пористые (10 — 20%), малопрочные (40—100 МПа),
с низкой твердостью (70—100 НВ), плотностью
1,5 — 2.4 г/см3, упругими модулями G = (1,5 — 2,5) 104 МПа,
Е = (3 — 4)-104 МПа и температурами Дебая 50— 150К об-
разования;
2) малопористые (0,5—3%), относительно прочные
(200 — 250 МПа), твердые (300 — 350 НВ) и упругие
(G = 4.0104 МПа, Е = (8— 10) 104 МПа) породы.
Для первой группы характерны максимально высо-
кие значения комплексного петрофизического коэф-
фициента (3 — 5), а для второй — пониженные (0,5— 1).
Упругопластичный тип характеризуется значитель-
ными пластическими деформациями, пониженной
вязкостью и невысокими упругопрочностными свой-
ствами. М. В. Гзовский относил эти породы к образо-
ваниям I и II категорий, вязкость которых изменяется
от 2 1 о151О—0,0233x1 до 3 1019 10-°,0233Ti Па с. По составу
среди них выделяются тонкослоистые флишоидные
терригенно-карбонатные толщи, эвапоритовые серии,
серицитовые, хлоритовые и серпентинитовые сланцы,
пачки глинисто-алевролитовых пород и тонкослоис-
тых туффитов. Для образований данного типа харак-
терны высокие значения коэффициента Пуассона
Геологические структуры месторождений полезный ископаемых |
(0,30 — 0,45), широкое развитие дисгармоничной
складчатости, проявлений диапиризма и большие ве-
личины деформаций. В целом породы характеризуют-
ся низкими значениями Кпк= (0,0 —0,5), 0 = 50 — 250 К,
Тв = 50 —200 НВ, В.сж = 50—150 МПа и Е = (3-7) 104
МПа. Как правило, это породы с пониженной плотнос-
тью (1,5 —2,8 г/см3) и пористостью (0,5 —5,0%).
К третьему, упруговязкому типу относятся наибо-
лее вязкие, жесткие, плотные и малопористые образо-
вания. Они характеризуются максимально высокими
среди коровых комплексов значениями упругопроч-
ностных параметров: G = (3 —5,5)10МПа; Е = (6 — 12)
104 МПа, 0=350-500 К, Тв = 250-450НВ,
Ксж= 150 — 300 МПа, Кпк = 0,0 — ( — 5,0). Эти породы
имеют большие значения предела упругости, а при
значительных по величине и длительных по времени
воздействия напряжениях испытывают пластические
деформации. Порог ползучести данных образований
достаточно высок и составляет первые десятки мегапа-
скалей. По составу это массивные габбро-диабазы, пе-
ридотиты, метаморфогенные образования амфиболи-
товой и гранулитовой фации (гранито-гнейсы, амфи-
болиты, кристаллические сланцы, эклогиты и др.).
Гепдпнамические условпя струкшурооОразования
Геодинамические условия структурообраэования
представлены тремя основными зонами: эпизоной, ме-
зозоной, катазоной. Эпизона охватывает приповерх-
ностные участки земной коры, и в ее пределах преоб-
ладают низкие температуры (до 100— 150°С) и давле-
ния (единицы либо десятки мегапаскалей). Породы
слабо метаморфизованы. Кроме образований, возник-
ших в данных условиях, в эпизоне развиты породы
первично магматического, осадочного или гидротер-
мального происхождения, преобразованные в глубин-
ных зонах и затем тектоническими процессами выве-
денные на поверхность. Они ведут себя обычно как
жесткие компетентные образования. В эпизоне основ-
ным способом переноса рудного вещества является
циркуляция в разной степени минерализованных под-
земных и поровых вод. Этот процесс полностью кон-
403
Глава 15
тролируется внешними динамическими факторами:
перепадами гидростатического давления, силами тя-
жести, сейсмоакустическими, вибрамиграционными
эффектами и др.
Мезозона характеризуется исключительным разно-
образием и контрастностью термодинамических усло-
вий, особенно в пределах мобильных поясов. В целом
в мезозоне преобладают низкие и средние температуры
(100 —400°С) и умеренные давления (более 100 МПа);
формируются зеленосланцевая и глаукофановая фа-
ции метаморфизма. Различают участки, расположен-
ные в областях спокойной глыбово-блоковой складча-
тости и приуроченные к линейным мобильным по-
ясам. Первым присущи достаточно стабильные
термодинамические условия, соответствующие сред-
ним параметрам мезозоны. В мобильных поясах эти
параметры варьируют в широких пределах, достигая
экстремальных значений (400 — 600°С, 104МПа).
Тектонические процессы, сопровождавшие зеле-
носланцевый метаморфизм, являлись одним из веду-
щих факторов ремобилизации непромышленного ору-
денения в больших объемах пород и концентрации его
в благоприятных по тектонофизическим условиям
структурах. В результате возникли генетически разно-
образные рудные месторождения — от стратиформ-
ных до жильных. Их образование невозможно без тек-
тонической переработки огромных масс горных пород.
Развитие трещиноватости, кливажа, микрокатаклаза
способствовало освобождению рудных компонентов
из пород и минералов (рис. 15.1).
Сочетание полей напряжения, являющихся свое-
образными катализаторами геохимических, гидротер-
мально-метасоматических и других рудоконцентриру-
ющих процессов с повышенными геотермическими
градиентами, существовавшими в земной коре, спо-
собствовало миграции элементов без циркуляции рас-
творов. Их перемещения осуществлялись под воздей-
ствием термогравитационных и динамических эффек-
тов. Скорость и масштабы процесса в значительной
степени определялись структурой порового простран-
ства и проницаемостью.
В катазоне преобладают высокие температуры (более
404 400 °C) и давления (больше 200, обычно 500— 1500 МПа),
Гволвгнчвсквв структуры мвсщпрпждвний полезных ископаемых
Рис. 15.1. Локализация стратифицированного
золотокварцевого оруденения по трещинам отслоения в
гетерогенной толще под литопластическим экраном
глинистых пород. (По А. В. Кокину и Н. Гандриянову).
1 — глинистые сланцы, 2 — алевролиты, 3 — песчаники,
4 — золото-кварцевые жилы, 5 — направление движения
растворов обусловливается градиентом давления флюида.
развиваются амфиболитовая и гранулитовая фации ме-
таморфизма, и ведущим механизмом деформирования
является пластическое течение (рис. 15.2). Перенос руд-
ного вещества осуществлялся тремя способами: пласти-
ческим течением, диффузией и гидротермальным рас-
твором. Рудоконтролирующая роль глубинных разло-
мов в катазоне заключается в приуроченности к ним
высокотемпературных калиевых и калиево-натриевых
405
Глава 15
Рис. 15.2. Схематические погоризошпиые планы Таежного
месторождения (вверху 1000 м, внизу— 750 м).
(По Н. Н. Перцеву и А. Л. Кулаковскому).
1 — биотит-амфиболовые и амфиболовые гнейсы, амфиболиты и
мигматиты по ним, 2 — пироксеновые и роговообманково-пироксеновые
кристаллические сланцы, 3 — богатые кварцем кордиерит- и/или
силлиманитсодержащие метасоматические породы, 4 — доломитовые
мраморы, 5 — силикатно-карбонатные и карбонатно-силикатный меланж,
6 — частое чередование богатых кварцем метасоматических пород, зон
силикатно-карбонатного меланжа и скарнированных кристаллических
сланцев, 7 — скарны и скарнированные гнейсы и кристаллические сланцы,
пластовые тела серпентинитов и оливинитов, 8 — вкрапленность
магнетита в скарнах, 9 — вкрапленность магнетита в серпентинитах,
10 — рядовые оливин (серпентин) — магнетитовые руды, 11 — рядовые
диопсид (амфибол) — магнетитовые руды, 12 — богатые магнетитовые
руды с оливином и/или клиногумитом, иногда людвигитом.
406
Гепппгические структуры месторождений полезных ископаемых |М
метасоматитов с бериллиевым, ниобиевым, танталовым
оруденением, некоторых редкометальных пегматитов,
а также магнезиально-скаполитовых месторождений
магнетита и флогопита, мусковитовых и керамических
пегматитов. Крупные рудоносные разломы в образова-
ниях амфиболитовой фации характеризуются длитель-
ным унаследованным полигонным и полихронным раз-
витием.
В истории формирования структур месторождений
большинства видов полезных ископаемых выделяется
несколько палеотектонических обстановок. На ран-
нем этапе рудоконтролирующие структуры могли об-
разовываться в условиях эпизоны, в локальных де-
прессиях, приуроченных к морским или конти-
нентальным рифтам. Это один этап, один тип
палеотектонической обстановки. Затем на месте риф-
товой структуры развился мобильный пояс, породы
претерпели зеленосланцевый метаморфизм, рудное
вещество частично было переотложено в новые склад-
чатые и разрывные структуры. Эта второй этап, вто-
рой тип обстановки. Могут быть и последующие тре-
тий, четвертый и т. д. Обычно в интенсивно метамор-
физованных докембрийских формациях выделяется
не меньше четырех таких этапов.
Учитывая разные механизмы и этапы рудообразо-
вания, выделяются моногенные и полигонные (поли-
хронные) месторождения.
Механизмы деформирования
Ведущими механизмами деформирования, про-
явившимися на рудных полях и месторождениях, яв-
ляются: горизонтальное сдвигание, ротационный, по-
перечное сжатие, продольное сжатие, поперечное
изгибание, пологое надвигание, гравитационное
скольжение и взрывной.
Горизонтальное сдвигание сопровождается воз-
никновением эшелонированных систем нарушения,
характеризующихся сложной, как правило S-образ-
ной формой кулисных разрывов. Важно отметить, что
в условиях общего регионального сжатия в начальные
стадии формирования эшелонов существовала обета- 4U/
Гпава 15
новка растяжения, и возникающие кулисные отрывы
часто служили местами локализации рудных и дайко-
вых тел, являлись высокопроницаемыми зонами
и в ряде случаев контролировали направление движе-
ния гидротермального потока. Помимо одиночных ли-
нейных эшелонов отмечаются их сопряженные систе-
мы. Сдвиг редко бывает представлен одной плоско-
стью разрыва. Чаще это серии субпараллельных
малоамплитудных разрывов.
На участках, сложенных упругопластичными поро-
дами, вблизи зоны сдвига (под углом 45°) и непосредст-
венно в ее пределах формируются сложные, изогнутые,
флексурообразные складки и зонки плойчатости, ос-
ложненные мелкими сколовыми нарушениями. Важ-
ной и почти универсальной характеристикой сдвигов
зон являются складки с крутопадающими шарнирами.
В упругохрупких породах формирование зоны
сдвига начинается с возникновения кулисных систем
сколов с последующим превращением их в раздвиги
и появлением второй, третьей и других генераций раз-
рывных нарушений. В результате в зоне образуются
ограниченные раздвигами блоки ромбовидной, S-об-
разной, реже прямоугольной и треугольной форм.
Механизм ротационного сдвига широко проявился
в земной коре. В региональном плане основополагаю-
щими работами, посвященными этой проблеме, яви-
лись исследования китайского геолога Ли Сыгуана,
проведенные в 1950— 1960 гг. В них впервые выделены
и описаны вихревые структуры на примере складчато-
разрывных систем Северо-Западного Китая.
В последние годы все большее значение исследова-
тели придают ротационному механизму формирова-
ния рудоконтролирующих и рудовмещающих струк-
тур для обширного спектра эндогенных и экзогенных
месторождений полезных ископаемых (рис. 15.3).
Плоское поле напряжений вихревой структуры
описано Янь Эньдэ. Для него характерна кольцевая
форма проекции максимальных скалывающих напря-
жений (ттах). Главные нормальные напряжения
(и максимальные, и минимальные) представлены вин-
тообразной системой осей Ор и о3.
Установлено, что крупные вихревые структуры
контролируют распространение рудных зон, а более
408
ГвологичвскоЕ структуры мвсторождений полезный ископаемых
Рис. 15.3. Структурная схема рудного поля Молугоув
провинции Шэньси. (По Чжао Чжитяо).
1 — гранодиорит-порфиры, 2 — скарны, 3 — мраморы,
4 — залежи железных руд, 5—8 — геохимические аномалии:
5 — железа, 6 — молибдена, 7 — цинка, 8 — меди, 9 — ядро
вихревой структуры, 10 — центр конвергенции, 11 —
координатная система структуры, 12 — структурные оси,
13 — ось синклинали, 14 — основные интрузивные массивы
и их номера.
Глава 15
мелкие — рудные поля и месторождения и даже руд-
ные тела. Гидротермальные месторождения обычно
приурочены к плоскостям (зонам) и боковым пластам
вращения. Руды локализуются либо непосредственно
в плоскостях (зонах) вращения, либо в оперяющих
трещинах низшего порядка. Плоскости (зоны) враще-
ния в этом случае представлены разрывными наруше-
ниями, складками и дугообразными телами магматиче-
ских пород. Наиболее распространенными являются
рудоконтролирующие метелкообразные структуры
разрывного подтипа.
Пологое надвигание и гравитационное скольже-
ние способствовали созданию надвиговых структур
и зачастую определяли направление флюидных рудо-
носных потоков в гидротермальных системах и про-
странственное положение участков и зон разгрузки,
где и происходило формирование промышленных за-
лежей.
Несмотря на важность выделения и всестороннего
изучения этого типа структурных образований,
во многих случаях их игнорируют или относят к струк-
турам иного класса. Подобное положение связано
с тем, что небольшие участки земной коры, к которым
приурочены исследуемые рудные объекты, не позво-
ляют достаточно достоверно выделить совпадающие
со слоистостью надвиги. Основным деформирующим
фактором при их образовании является объемная сила
тяжести. Начальным моментом для возникновения
и развития надвиговой системы является нарушение
гравитационного равновесия в отдельных участках
земной коры, которое может быть вызвано различны-
ми факторами (денудацией, неравномерным подъе-
мом блоков, образованием пологих купольных подня-
тий и др.).
Плоскость надвига как правило приурочена к плас-
ту (или пачке) упрутопластичных пород с повышенной
пористостью и достаточно высоким поровым давлени-
ем. В кровле и подошве надвига располагаются упруго-
вязкие породы. Особую разновидность надвиговых
образований составляют пологие оползни, оли-
стостромы и турбидитовые потоки, широко развитые
на вулканогенно-осадочных и осадочных синдиагене-
тических рудных полях и месторождениях. К сопутст-
410
Гврлргичвскив структуры мЕстиррждвний полезных ископаемых 1
вующим и оперяющим крупные надвиги структурам
относятся системы секущих сбросов, чешуйчатых на-
двигов, складки волочения, встречные надвиги и под-
двиги.
Поперечное изгибание происходит под воздейст-
вием сил, направленных перпендикулярно удлинени-
ям геологических тел. Чаще всего подобные деформа-
ции происходят при вертикальных перемещениях от-
дельных блоков или при внедрении вязких магм
в верхние горизонты земной коры. Возникающие при
этом структуры называют складками поперечного из-
гиба, или штамповыми.
Установлены жесткий и мягкий типы штампов.
Жесткий наиболее широко распространен в верхних
частях земной коры и представлен разнообразными
по конфигурации тектоническими блоками, испыты-
вающими вертикальные перемещения. Мягкий штамп
относится к пластичным и жидким образованиям, вне-
дряющимся в твердые геологические среды. Различие
между ними заключается в распределении направле-
ний деформирующих усилий. В первом случае они
ориентированы преимущественно вертикально, а во
втором — веерообразно над куполовидными выступа-
ми внедряющихся пластично-жидких масс.
Выделяются ранняя и поздняя стадии в формирова-
нии подобных структур. Для первой характерно поле
напряжений, при котором минимальные главные на-
пряжения ориентированы веерообразно снизу вверх
от штампа, а максимальные перпендикулярны послед-
ним и осевой плоскости складки. Промежуточное на-
пряжение направлено горизонтально вдоль складча-
той структуры. Типичным парагенезисом здесь явля-
ются системы продольных, ветвящихся к верхним
горизонтам взбросов и осепродольных центральных
сбросов. На поздней стадии происходит инверсия тек-
тонического режима. В поперечном разрезе растяги-
вающие усилия располагаются в форме вертикального
веера и направлены сверху вниз, а сжимающие субго-
ризонтальны: промежуточные напряжения действу-
ют, как и в прямой модели, вдоль простирания склад-
ки. Подобный режим способствует развитию вдоль
обоих флангов структуры клиновидных блоков, вы-
клинивающихся с глубиной. 411
Глава 15
При механизме поперечного сжатия наибольшие
сжимающие внешние силы направлены поперек сло-
истости пород. В пространстве ориентировка сжимаю-
щих усилий может изменяться от вертикальной до го-
ризонтальной. Наибольшие растягивающие и проме-
жуточные напряжения действуют вдоль слоистости.
Типичные структуры, формирующиеся в подобной об-
становке, — будинаж, послойный кливаж и попереч-
ные к слоистости системы отрывов.
Наиболее отчетливо этот тип механизма деформи-
рования проявился в слоистых толщах, состоящих из
переслаивающихся контрастных по физико-механи-
ческим свойствам прослоев пород. В пластичных сре-
дах как правило развиваются микроскладки нагнета-
ния и послойный кливаж, а слои и линзы упрутовязких
пород расчленяются на отдельные блоки, которые
в конце процесса деформирования превращаются
в будины различных размеров.
Продольное сжатие относится к одному из важней-
ших и широко распространенных механизмов дефор-
мирования земной коры. Для него характерно воздей-
ствие внешнего сжимающего усилия вдоль слоистости
пород. В зависимости от физико-механических свойств
и реологических характеристик слоистых комплексов,
а также продолжительности и интенсивности процес-
сов деформирования различают два вида механизмов:
продольное расплющивание и продольное изгибание.
На рудных полях и месторождениях складки про-
дольного изгибания с полостями отслаивания в их
шарнирах часто являются локализаторами орудене-
ния от гидротермального до скарнового и пегматито-
вого. Тектонические поля напряжений, существовав-
шие во время деформирования, контролировали миг-
рацию ряда рудных и нерудных компонентов
в породах и способствовали концентрации последних
во внешних выпуклых частях складок и их выносу из
пород нижних вогнутых частей этих структур. Возни-
кающие на крыльях складок пологие зоны сколов так-
же служили концентраторами элементов, мигрировав-
ших в покровном пространстве пород в составе флю-
идной фазы.
Взрывной механизм объединяет всю гамму де-
формационных процессов, протекающих в горных
Геологические структуры месторождений полезный ископаемых
породах под воздействием больших напряжений
в высокоскоростном режиме. Причиной их могут
быть либо газопаровые прорывы, либо гидравличес-
кие эффекты в тектонически напряженных участ-
ках. Разрушение хрупких пород в первом случае осу-
ществляется путем развития сквозных трещин со
звуковой рэлеевской скоростью. Почти мгновенно
происходит дезинтеграция массива на отдельные об-
ломки. Более высокие напряжения вызывают воз-
никновение более мелких трещин, длина которых
тем больше, чем продолжительнее фазы динамичес-
ких перегрузок.
Гидравлическая тектоника исследует формы, про-
странственное положение и происхождение структур-
ных элементов, объединяющих пластические и хруп-
кие деформации, возникающие под действием на гор-
ные породы жидкости, газа, магматического расплава
или их смесей. Она оказывает существенное влияние
на перераспределение первичного рудного вещества.
Это выражается в реализации благоприятного сочета-
ния тектонофизических и гидродинамических явле-
ний, приведших на ранних стадиях к возникновению
магистральных трещин гидроразрывов и флюидных
камер, а на поздних — к формированию в этих каме-
рах поли стадийных рудных тел. Данные структуры ча-
сто выполняли роль концентраторов позднего эпиге-
нетического оруденения (рис. 15.4).
Рудоносные структурные парагенезисы представ-
ляют собой совокупность складчатых и разрывных на-
рушений различных типов и масштабов, сформиро-
вавшихся в результате воздействия на породы и руды
одного и того же тектонического режима, существо-
вавшего в течение определенного временного интер-
вала. Различные аспекты этого понятия разрабатыва-
вали М. В. Гзовский, Е. И. Паталаха, В. В. Белоусов,
В. Д. Парфенов и др.
Структурные парагенезисы являются основным
источником информации о последовательности и ме-
ханизмах формирования месторождений полезных
ископаемых. Они разделяются на три категории: меха-
нические, исторические и региональные. Кроме того,
выделяются парагенезисы: дорудные, синрудные, по-
струдные, ранних, средних и поздних этапов.
413
Глава 15
Рис. 15.4. Морфология и внутреннее строение барит-
полиметаллических тел гидравлического происхождения,
а — «кометообразное» выделение, б — «грибообразные»
тела; 1—2 — маслянская свита: 1 — слоистые алевролиты,
2 — массивные силициты, 3 — порфириты, 4 —
актинолит-тремолит-хлоритовые породы с редкой
вкрапленностью пирита, 5 — кварц-баритовые прожилки,
6—10 — руды: 6—7 — барит-полиметаллические, 6 —
массивные, 7 — прожилково-вкрапленные в виде шлейфа,
8 — цинково-свинцовые и медно-цинковые, 9 — медно-
колчеданные, 10 — серно-колчеданные.
Региональная палеотектоничеекая позиция опреде-
ляется приуроченностью месторождений: 1) к локаль-
ным впадинам и депрессиям, 2) к рудно-магматичес-
ким и вулканогенно-рудным центрам.
В областях пассивных континентальных окраин,
во впадинах краевых вулканических поясов, в интра-
кратонных палеобассейнах в периоды тектонических
режимов растяжения синхронно с формированием
грабен-синклиналей, брахиформных мульд и авлако-
генов образовались многочисленные классы и группы
месторождений полиметаллических, благородноме-
таллических и радиоактивных руд. Наиболее значи-
тельные среди них -— Мак-Артур-Ривер, Маунт-Айза,
Салливан, Миссисипской долины, Наван, Раммель-
сберг, Жайремское, Каратауское, Малин и др.
414 (рис. 15.5).
Гвопогичвскив структуры месторождений нопезных исконаемых Ц
}-р |^г|5 | | |? |/|в I|~-~рс
Рис. 15.5. Продольный (а) и поперечный (б) разрезы через
месторождение Малин.
1 — верхнеюрские известняки, 2 — батские карбонатные
породы, 3 — геттангские тонкослоистые известняки,
4 — триасовые сланцы и песчаники, 5 — кембрийские
доломиты, 6 — конгломераты, 7—10 — руды:
7 — карстовые, 8 — жильные (в секущих трещинах),
9 — вкрапленные и сплошные в плоскости несогласия,
10 — стратиформные сплошные и вкрапленные.
Их объединяют многие общие черты строения и ус-
ловий образования: 1) доминирующая роль осадочных
процессов в создании первичных рудных концентра-
ций и образовании основного каркаса начальной
структуры рудных районов, полей и месторождений:
2) длительное в условиях устойчивых палеотектониче-
ских полей напряжений развитие структуры; 3) трех-
этапное формирование структуры месторождений.
В ранний этап в условиях растяжения действовали ме-
ханизмы поперечного изгибания, горизонтального
растяжения и формировались блоковые структуры,
куполовидные поднятия, конические и линейные сис-
темы рудоподводящих сколов, отрывов и раздвигов.
Во второй этап в одних случаях унаследования разви-
415
Глава 15
вался механизм поперечного изгибания, происходили
подъем блоков, образование горстов, брахиформных
поднятий, внедрение магм и формирование лакколи-
топодобных экструзивных, субвулканических и ин-
трузивных тел. В других геологических ситуациях,
в краевых замах мобильных вулканических поясов
второй этап характеризовался обстановкой сжатия.
Это приводило к возникновению сложных складок
продольного изгиба, надвигов, взбросов и сдвигов.
Третий этап протекает в обстановке приповерхност-
ных взбросо-сбросо-сдвиговых формаций. Для него
характерны хрупкий характер разрушения пород, от-
сутствие гидротермальных проявлений и небольшие
перемещения по разрывам.
Региональная позиция рудных объектов определя-
ется также их приуроченностью к рудно-магматичес-
ким или вулканогенно-рудным центрам. К ним отнесе-
ны долгоживущие участки магматической и металло-
генической активности. Это звенья рудоносных
прерывистых вулканогенных поясов или зон, сложен-
ных последовательно дифференцированными или
контрастными вулканогенными формациями. Разви-
тие таких центров определяется мозаично-блоковым
строением земной коры, обусловленным системой фи-
зических неоднородностей на границе коры и мантии.
Вулканогенно-рудные центры связаны с перифериче-
скими магматическими очагами, располагающимися
на глубине от 2 до 7 км, которые в свою очередь магма-
тическими колоннами соединяются с первичными
магмогенерирующими очагами, находящимися на глу-
бинах 20 — 50 км в зоне разуплотнения.
На поверхности телескопические системы текто-
но-магматических структур центрального типа пред-
ставлены вулкано-тектоническими депрессиями
и кальдерами и другими типами структур. Возникаю-
щие над периферическими очагами крупные вулкани-
ческие центры располагаются друг от друга на рассто-
янии нескольких десятков километров. На примере
колчеданоносных провинций Урала, Северного Кавка-
за и Алтая видно, что общая мощность земной коры
этих провинций различна, существенно влияет на их
металлогеническую специализацию и колеблется от 38
до 60 км. Положение границы Конрада, разделяющей
Геологические структуры мвстирождений полезных искипаемых |
гранитный и базальтовый слои, в локальных подняти-
ях находится на глубинах 5—12 км на Южном Урале
и 8 — 12 км на Рудном Алтае. Это существенно влияет
на типы рудоносных вулканогенных формаций и оп-
ределяет медно-цинково-колчеданный профиль Юж-
но-Уральской провинции и полиметаллическо-колче-
данный Рудного Алтая.
Глобальная геотектоническая обстановка опреде-
ляет особенности магматизма, осадконакопления и ме-
таллогении. Она контролирует положение и минераге-
нический профиль рудных провинций и районов.
В структуре земной коры главными типами геотекто-
нических обстановок являются, активные и пассивные
окраины континентов, зоны Беньофа, срединно-океа-
нические рифты, островные дуги, глубоководные же-
лоба, орогенные области и пояса, области тектоно-маг-
матической активизации, краевые и внутриплатфор-
менные бассейны и линеаменты.
Гводонамочвская систематика рудоносных структур
В масштабе рудных полей, районов и месторожде-
ний можно выделить две серии геодинамических ре-
жимов, формировавших структуры месторождений
полезных ископаемых. Одна связана с вертикальной
ориентировкой сжимающих усилий (вертикальные пе-
ремещения) и вторая — со сдвиговыми деформациями
(горизонтальное положение вектора сжимающих уси-
лий). Каждая серия по петрофизическим параметрам
среды, способу приложения тектонических сил и меха-
низмам деформирования разделяется на классы.
Первая серия характеризуется взбросовыми и сбро-
совыми типами полей напряжений и состоит из клас-
сов: блокового магматического внедрения, гравитаци-
онного расслоения, диапирового, рифтогенного
и взрывного.
В региональном плане первая серия геодинамичес-
ких режимов в целом проявляется в областях лате-
рального растяжения, а вторая — сжатия. Однако в ло-
кальном плане для каждого геодинамического класса
характерны частая смена интенсивностей и ориенти-
ровок осей главных нормальных напряжений и воз-
417
Глава 15
никновение на отдельных стадиях и в определенных
участках геологических структур обстановок не толь-
ко относительного, но и абсолютного растяжения.
Именно эти участки наиболее благоприятны для рудо-
образования.
Блоковый штамповый класс режимов является наи-
более распространенным в природе. С ним связано
развитие разнообразных брахиформных складчатых
структур и сопряженных с ними трещинных систем.
В качестве примера можно отметить детально изу-
ченное и разбуренное Лениногорское рудное поле,
сложенное пологозалегающими вулканогенно-осадоч-
ными породами среднего девона. В его пределах выде-
лена серия брахиформных куполовидных структур.
Здесь в тесной ассоциации с вулканическими процес-
сами происходили клавишные перемещения блоков
фундамента и формировались в куполах рудные ко-
лонны, которые обычно состоят из верхней части, где
располагаются сплошные и густо вкрапленные страти-
фицированные залежи, и нижней, представленной ро-
ями жил.
Для данного типа рудных образований характерны:
палеотектонические поля напряжений с вертикально
направленными сжимающими усилиями и горизон-
тальными растягивающими; широкое распростране-
ние систем даек и рудных жил; четкая вертикальная
структурная зональность, отсутствие протяженных
и мощных зон предрудного и внутрирудного дробле-
ния и рассланцевания; петроструктурный тип анизот-
ропии физических свойств; большее распространение
эпигенетических гидротермальных руд по сравнению
с вулканогенно-осадочными.
Класс магматического внедрения в отличие от бло-
кового характеризуется механизмом поперечного из-
гибания, связанного с воздействием мягкого, пластич-
ного штампа. С этим классом связаны многочисленные
типы кольцевых структур, сложные полистадийные
месторождения гранитоидных плутонов, монцонито-
вых штоков, вулканокупольных образований и субвул-
канических тел. Обычно при формировании структур
месторождений, прежде всего штокверкового типа,
проявляются оба класса режимов: сначала действу-
ют механизмы магматического внедрения (мягкий
418
ГеоипгпчвскпЕ структуры месторождений приезпых ископаемых |
штамп), а затем, в наиболее продуктивный рудный
этап — вертикальных блоковых перемещений (жест-
кий штамп).
Близкая модель рудоносной структуры установле-
на для жильно-штокверковой молибден-вольфрамо-
вой минерализации, ассоциирующей с одним из купо-
ловидных выступов Караобинского гранитного масси-
ва (рис. 15.6). Здесь в первый этап до затвердевания
расплава максимальное растяжение существовало
Рис. 15.6. Палеотектонические поля напряжений начального
(I) и заключительного (II) этапов внедрения купола
Караобинского гранитного интрузива.
(По С. В. Белову и др.).
Схемы распределения абсолютных значений главных
напряжений: а — нормальных минимальных,
б — касательных максимальных, в — размещение областей
растяжения и сжатия, г — ориентировка осей главных
нормальных напряжений; 1—4 — поля возрастающих
абсолютных значений напряжений, 5 — изолинии
значений напряжений (10 МПа), 6 — области сжатия,
7 — области растяжения, 8 — траектории главных
нормальных напряжений, 9 — внедряющийся гранитный
купол, 10 — положение линии современного эрозионного
среза.
Глава 15
преимущественно в апикальной зоне. Возникшие кру-
топадающие трещины отрыва вместили дайки грани-
тов и некоторые жилы. Во второй этап, когда сформи-
ровалась внешняя твердая корка в гранитном выступе,
последний действовал на вмещающие породы как же-
сткий штамп. В результате возникло высокоградиент-
ное поле напряжений; область сжатия заняла всю
верхнюю часть кровли, а растяжение было локализо-
вано в нижней части по периферии купола. Рудовме-
щающие сколовые трещины образовались под воздей-
ствием максимальных напряжений. Отмечается чет-
кая корреляционная связь между величиной oMin
и количеством прожилковой массы.
Класс гравитационного расслоения является веду-
щим при формировании месторождений, связанных
с расслоенными основными, ультраосновными и ще-
лочными интрузивами.
Диапировый режим формирования рудоносных
структур исследован недостаточно, хотя в последние
годы появляется все больше сведений о связях диапи-
ров с оруденением. Прежде всего любые проявления
диапиризма активизируют гидротермальную систему,
формируют рудоподводящие и рудолокализующие
трещинные и складчатые структуры. Наиболее иссле-
довано влияние на развитие гидротермальных систем
соляных диапиров. С последними пространственно
и генетически тесно связаны многочисленные свинцо-
во-цинковые месторождения Южной Европы и Се-
верной Африки. Они локализованы в структурах, об-
рамляющих диапиры триасовых эвапоритов в мело-
вые и юрские терригенно-карбонатные отложения
(рис. 15.7).
В целом диапиризм развивается по механизму по-
перечного изгибания. Специфика его заключается
в том, что на заключительной стадии происходит про-
рыв малоплотного и пластичного материала в верхние
горизонты земной коры. Синхронно с деформацион-
ными процессами формируется и функционирует гид-
ротермальная система. Ее продуктами являются:
1) жильные месторождения в трещинных структурах,
обрамляющих диапиры и располагающихся в их эндо-
контактовых зонах; 2) гидротермально-карстовые об-
разования в эвапоритовых выступах; 3) стратифици-
ГЕОппгичЕскив структуры месторождений полезных ископаемых ДН
Рис. 15.7. Последовательные стадии формирования
диапиров и ассоциирующие с ними рудные месторождения
(a-к) (По В. И. Пертулесо и др.).
1 — соленосные отложения, 2 — породы фронтальной зоны
диапирового купола, 3 — рифовые образования. Рудные
месторождения (буквы в кружках): S — в трещинных
структурах, С — в полостях, F — в осадочных породах
(стратиформный тип).
421
Глава 15
рованные залежи, образованные флюидами, изливав-
шимися на морское дно; 4) стратиформные руды в пла-
стах проницаемых пород, примыкающих к бортам ди-
апиров.
Рифтогенный класс режимов связан с разномас-
штабными расколами земной коры. Наиболее изучен-
ными и важными с позиции металлогении являются
рифтовые системы областей тектоно-магматической
активизации, срединно-океанических хребтов и крае-
вых вулканических поясов.
Структуры рудных полей этого класса формирова-
лись при унаследованных сохранявшихся в течение
основных этапов горизонтально ориентированных
растягивающих усилий. В ранние стадии палеотекто-
нические поля напряжений в локальных участках
рифтов характеризовались круто ориентированным
положением осей минимальных нормальных напря-
жений и радиальным в горизонтальной плоскости
осей максимальных напряжений.
В это время возникли изометричные горсты и круп-
ные вулканические сооружения; активно развивалась
сеть конседиментационных крутопадающих, сопря-
женных, диагональных по отношению к простиранию
трога разломов. Получили широкое распространение
системы субвулканических даек. В вулканических
трогах отмечается двух- или трехэтапное развитие
вулканизма. Каждый из них начинался с накопления
базальтов в условиях растяжения и завершился обра-
зованием более кислых пород в обстановке латераль-
ного сжатия.
В средние стадии обстановка горизонтального рас-
тяжения последовательно сменялась полями напряже-
ний, характерными для зон осепродольного сжатия
и областей поперечного изгибания с круто и веерооб-
разно ориентированными сжимающими и горизон-
тальными растягивающими усилиями. В этих условиях
формировалась система диагональных по отношению
к простиранию структуры крутопадающих разломов;
возникали складки продольного изгиба и выжимания.
В поздние стадии действовали сдвиговые поля на-
пряжений. При этом формировались надвиги, взбросо-
сдвиги, простые сдвиги и системы регионального кли-
важа и трещиноватости. Таким образом, в истории раз-
ГЕппогнческиЕ структуры месторождений нппезных ископаемых
вития рифтогенных структур выделяются два типа ре-
жимов — сжатия и растяжения. С первым ассоцииру-
ют приповерхностные и донно-морские гидротермаль-
но-осадочные месторождения цветных и благородных
металлов, а со вторым — магматические месторожде-
ния хромитов, титаномагнетитов и платиноидов и скар-
новые — железа и меди.
Взрывной класс режимов объединяет большое чис-
ло подклассов и групп, которые различаются по мас-
штабам проявления и по характеру силового поля, со-
здающего высокие и сверхвысокие давления в локаль-
ном объеме горных пород. В геологической практике
отмечается широкая гамма режимов от зарождающих-
ся в нижних горизонтах земной коры (с ними связаны
алмазоносные трубки взрыва) до приповерхностных
гидравлических структур.
Взрывные явления сопровождают образование ав-
томагматических, эксплозивных и гидротермальных
брекчиевых тел. В целом благоприятная термодинами-
ческая обстановка, способствующая развитию взрыв-
ных деформаций, возникает при термодинамических
режимах обеих серий. Однако геодинамические усло-
вия первой серии в большей степени способствуют
возникновению всей гаммы взрывных структур, а па-
леотектонические режимы второй серии чаще всего
приводят к формированию только приповерхностных
гидравлических образований.
Вторая серия режимов связана с горизонтальными
тектоническими силами. Для нее характерны дефор-
мации сдвигового типа, развивавшиеся в областях
и зонах латерального сжатия. Эта серия включает
шесть основных классов: сдвиговых разломов, кли-
важный, будинажный, ротационный, надвиговый
и вязкого течения.
Класс сдвиговых разломов имеет важное значение
для локализации прежде всего плутоногенных гидро-
термальных, скарновых и пегматитовых месторожде-
ний. Он возникает в обстановке активного воздейст-
вия на породы горизонтальных как сжимающих, так
и растягивающих сил. Важная особенность приуро-
ченных к сдвигам месторождений — их относительная
автономность и иногда значительная удаленность от
материнских интрузивных и субвулканических обра- 423
Глава 15
зований и тесная пространственно-временная ассоци-
ация с дайковыми сериями, завершающими становле-
ние магматических комплексов.
В морфологическом отношении выделяются три
типа рудных образований: линейный, изометричный
и неравномерно рассредоточенный. К первому отно-
сятся узкие зоны прожилково-вкрапленной, штоквер-
ковой или жильной минерализации, ассоциирующие
с крупными разломами. Они характеризуются боль-
шой протяженностью и почти повсеместной, хотя
и неравномерной минерализацией. Примером подоб-
ных структур являются жильные зоны серебряно-зо-
лотого месторождения Гуанахуата в Мексике. Изомет-
ричные участки (блоки), в пределах которых развива-
ются жильные рои, типичны для Марджанского
полиметаллического месторождения в Армении. К не-
равномерно рассредоточенному типу жильных обра-
зований в сколовых нарушениях относятся полиме-
таллические месторождения Садонского рудного рай-
она на Северном Кавказе. Во всех случаях масштабы
рудовмещающей трещиноватости возрастают пропор-
ционально увеличению упругости, прочности, твердо-
сти и уменьшению пористости и анизотропии вмеща-
ющих пород.
Взаимоотношения между флюидной системой, ру-
доотложением и особенностями строения сдвиговых
зон исследованы на скарновых шеелитовых месторож-
дениях района Салу (французские Пиренеи). Орудене-
ние здесь ассоциирует с интрузией гранодиоритов,
внедрившейся в раннедевонские известняково-карбо-
натные толщи. Оно контролировалось процессами ре-
гиональной тектоники и динамикой становления ин-
трузивного тела. В течение первой фазы региональный
тектонический режим способствовал внедрению гра-
нодиоритовой магмы, образованию выступов в кровле
плутона, формированию скарновой ассоциации и ран-
ней непромышленной минерализации. В следующую
фазу действовал основной рудоконтролирующий тек-
тонический режим — сдвиговые деформации. Они не
только ориентировали движение гидротермальных по-
токов, но и формировали локальные экраны, структур-
ные ловушки и таким образом способствовали возник-
новению промышленных залежей шеелитовых руд.
424
Геологические структуры мвстпрпждвиии нопвзиых ископаемых ДЦ
Развивающаяся в пространстве система сдвиговых на-
рушений создавала необходимые градиенты давления
во флюидных потоках и полностью определяла пози-
цию рудных тел в обширном ореоле более ранних эн-
до- и экзоскарнов, сопровождающих гранодиоритовый
плутон.
Особенностями этого геодинамического класса яв-
ляются длительность и полистадийность (часто более
3 — 4 стадий) развития, образование кулисных зон,
ромбоидальных блоковых структур и оперяющих
крупные разломы трещинных систем.
Кливажный класс либо предшествует появлению
четко обозначенной (высшие тектонофации, по
Е. И. Паталахе) шовной зоны, либо развивается на
флангах и окончаниях крупных сдвиговых разломов.
К кливажному типу структур относятся зоны расслан-
цевания и трещиноватости, которые часто контроли-
руют развитие гидротермальных систем и образова-
ние линейных штокверков. С подобным классом свя-
заны жильно-дайковые рои месторождений цветных,
благородных и редких элементов. Особый подкласс
составляют сопряженные системы сколовых наруше-
ний в массивах хрупких пород.
Будинажный класс возникает чаще всего при меха-
низме поперечного сжатия. В природе его реализация
происходит в мобильных зонах, приуроченных к глу-
бинным разломам и характеризующихся высокими фа-
циями регионального метаморфизма (рис. 15.8). В их
пределах происходит расчленение на отдельные фраг-
менты жестких и вязких пластов, линз и другой формы
тел, залегающих среди упругопластичных разностей
пород. Примерами этого класса являются некоторые
железорудные месторождения в докембрии Украин-
ского щита, а также часть пегматитовых тел в интенсив-
но метаморфизованных толщах. Рудоконцентрирую-
щую роль в образовании залежей железных руд выпол-
няли будинажные структуры. В условиях поперечного
сжатия, наложенного на слоистый комплекс пород, со-
держащий непромышленное оруденение, происходил
вынос кварцевого материала из межбудинных пережи-
мов. В результате мощность деформированного пласта
сократилась, а общая концентрация железа увеличи-
лась. Таким образом, возникли залежи богатых руд, ко- 425
Глава 15
Рис. 15.8. Геолого-структурная схема Тишинского рудного поля.
1 — лениногорская свита — переслаивание туфов и лав липаритовых порфиров с алевролитами, 2 — крю-
ковская свита — песчаники; 3—8 — илъинская свита: 3 — туфогенные алевролиты, 4 — бомбовые туфы и
5 — лавы липаритовых порфиров, 6 — туфы и 7 — лавы базальтовых и андезитовых порфиров, 8 — туф-
фиты среднего состава: 9—12 — успенская свита, 9 — нижняя (сокольная) подсвита — переслаивание але-
вролитов с углисто-глинистыми сланцами, 10—12 — верхняя подсвита (10 — известковистые алевролиты
с прослоями туффитов кислого состава, 11 — грубообломочные туфы, 12 — лавовые брекчии липарито-
вых и липарит-дацитовыхпорфиров), 13 — шипуновская свита — глинистые сланцы, алевролиты и песча-
ники, 14 — ранние субвулканические тела липаритовых и липарит-дацитовых порфиров, 15—16 — поздние
субвулканические тела: 15 — липаритовых порфиров, 16 — андезито-базальтовых порфиритов, 17 — экс-
трузии липаритовых порфиров, 18 — гранодиориты змеиногорского комплекса, 19 — кварц-эпидот-хлори-
товые метасоматические образования по вулканогенно-осадочным породам девонского возраста,
20—23 — рудная минерализация: 20 — вкрапленная и прожилково-вкрапленная жильного типа, 21 — оруде-
нение внутри палеовулканических сооружений, 22 — сульфидная вулканогенно-осадочного генезиса на кон-
такте вулканических сооружений перекрывающими толщами, 23 — руды в пачках переслаивания в надку-
польных частях палеовулкана, 24 — контуры тектоно-вулканических сооружений (I — Познопаловское,
II — Сигнальное, III — Козлушинское, IV— Острушинское), 25 — синвулканические взбросо-сдвиги,
26 — надвиги, 27 — поствулканические разломы, 28 — элементы залегания.
Глава 15
торые часто имеют форму столбов, реже пластов
и линз, ориентированных перпендикулярно шарнирам
крупных складок, например, Саксаганской синклинали
Кривого Рога. Подобным способом формировались не
только отдельные залежи, но и целые месторождения,
которые представляют собой в этом случае крупные
межбудинные пережимы, а разделяющие месторожде-
ния безрудные пространства — собственно будины.
Ротационный, или вихревой, класс геологических
структур образуется при горизонтальных или верти-
кальных сдвиговых перемещениях крупных массивов
горных пород. В зонах сдвигов небольшие жесткие
блоки обычно изометричной формы под действием па-
ры сил испытывают вращение. Подобные структуры
возникают и при формировании полифазных интру-
зивов, когда более поздние порции магматического
расплава в обстановке сдвигового поля напряжений
испытывают вращательно-поступательное движение,
которое фиксируется в затвердевшем теле прототек-
тоническими вихревыми трещинными системами.
Надвиговый класс геодинамических режимов при-
водит к образованию собственно надвигов и пологих
взбросо-сдвигов. Поля напряжений, существовавшие
при их формировании, контролировали флюидные по-
токи и рудообразование. Кроме того, надвиговые
структуры выполняли пассивную роль экрана для ми-
нерализованных растворов.
Особая категория структурных парагенезисов раз-
вивается в зонах пластического вязкого течения. Та-
кой тип структур формируется в эпизоне и катазоне.
В первом случае это синседиментационные гидроплас-
тические и гравитационные складки, во втором — ис-
ключительно сложные комплексы разномасштабных
складок, возникших при неоднократных деформаци-
онных процессах в обстановке высоких температур
и давлений.
ГЛОБАЛЬНЫЕ И РЕГИОНАЛЬНЫЕ
УСЛООИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Глава 10
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛООИЯ
ОБРАЗОВАНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
С ПОЗИЦИИ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНОЙ КОНЦЕПЦИИ
Геосинклинальная, или фиксистская, концепция
развивается ведущими геологами уже больше 100 лет
и далеко еще не исчерпала всех своих потенциальных
возможностей. Наиболее яркое воплощение она полу-
чила в трудах Ю. А. Билибина и его последователя
В. И. Смирнова. В различных вариантах идеи геосинк-
линального рудогенеза поддерживали и развивали
Е. Т. Шаталов, В. Н. Козеренко, Ю. Г. Старицкий,
А. Д. Щеглов и многие другие. Согласно этой концеп-
ции, в земной коре выделяют три типа глобальных
структур: геосинклинали, платформы и области текто-
но-магматической активизации.
Главнейшими факторами развития земной коры
служат геосинклинальные системы — генераторы по-
давляющей массы эндогенных месторождений полез-
ных ископаемых. Согласно В. И. Смирнову, в истории
развития геосинклиналей выделяются три главных
стадии: ранняя, средняя и поздняя (рис. 16.1).
I. Ранняя (начальная, доскладчатая, доорогенная,
рифтогенная, инициальная, собственно геосинкли-
нальная) стадия охватывает интервал времени от за-
ложения геосинклинали до главных фаз складчатости,
приводящих к инверсии геосинклинального режима.
В это время возникают глубинные расколы, проника-
ющие в подкоровое пространство, по которым посту-
429
Глава 16
Рис. 16.1. Схема расположения магматических формаций и
связанных с ними месторождений полезных ископаемых
ранней (а), средней (б) и поздней (в) стадий
геосинклинального развития. (По В. И. Смирнову).
Формации: 1 — перидотитовых и габбровых пород с
магматическими месторождениями хромитов,
титаномагнетитов и платиноидов, 2 — плагиогранит-сиенитов
со скарновыми месторождениями железа и меди,
3 — гранодиоритов со скарновыми и гидротермальными
месторождениями редких, цветных металлов и золота,
4 — гранитов с пегматитовыми, альбититовыми и грейзено-
кварцевыми гидротермальными месторождениями редких
металлов, 5 — малых интрузий с гидротермальными
месторождениями цветных, редких, благородных и
радиоактивных металлов; 6 — субмаринных вулканических
базалып-липаритовых и порфиритовых пород с
метасоматическими и вулканогенно-осадочными
месторождениями цветных металлов и оксидных руд железа и
марганца; 7 — осадочные, преимущественно терригенные породы,
8 — осадочные породы со значительной долей карбонатных
осадков, 9 — породы субстрата, 10 — зоны дробления,
11 —месторождения.
...Уиидя оВразиаид! месшррождеддй с прзпцци геосдиммдальиой концепцпв Ц
пает базальтовая магма. Вдоль расколов в прогибаю-
щемся дне геосинклинального прогиба накапливаются
мощные толщи вулканогенно-осадочных пород, про-
низанные интрузиями ультраосновного и основного
составов, формирующими офиолитовые комплексы,
которые при метаморфизме преобразуются в зелено-
каменные пояса.
В раннюю стадию формируются четыре магмати-
ческие формации:
1) базалът-липаритовая субмаринная (спилит-кера-
тофировая). С ней ассоциируют гидротермальные
колчеданные медно-цинково-свинцовые и оксид-
ные железо-марганцевые месторождения;
2) перидотитовая с магматическими месторождени-
ями хромитов и платиноидов (осмия и иридия);
3) габбровая с магматическими месторождениями ти-
таномагнетитов и также платиноидов (платины
и палладия);
4) плагиогранит-сиенитовая со скарновыми место-
рождениями железа и меди.
Помимо магматических выделяются пять осадоч-
ных формаций:
1) обломочная (конгломераты, алевролиты, глины) —
используются в качестве строительных материа-
лов;
2) карбонатная (известняки и доломиты), с которой
ассоциируют месторождения лимонитов, карбо-
натно-оксидных руд марганца, залежи бокситов
и фосфоритов;
3) шамозитовая с силикатными рудами железа и мар-
ганца;
4) кремнистая (или яшмовая) (главным образом рого-
вики) с убогой железо-марганцевой минерализаци-
ей;
5) битуминозная (или аспидная), состоящая из слан-
цев с органической и рассеянной рудной минера-
лизацией (ванадий, уран, железо, медь, цинк, мо-
либден, золото и др. элементы).
II. Средняя (соскладчатая, предорогенная) стадия
приходится на период главных фаз складчатости. Про-
исходит смена режима прогибания воздыманием Чо1
Глава IB
в форме центрального поднятия. Формируются круп-
ные батолиты гранитоидов двух формаций:
1) умеренно-кислыхгранитоидов (от габбро- до грано-
диоритов), для которых типичны скарновые место-
рождения вольфрама и гидротермальные — золота,
меди, молибдена;
2) нормальных и крайне кислых гранитов (граниты,
аляскиты), с ними ассоциируют пегматитовые
и альбитит-грейзеновые месторождения олова,
вольфрама, тантала, ниобия, лития, бериллия.
В эту стадию образуются две осадочные формации:
1) флишевая (известняки, глины, мергели), используе-
мые в качестве строительных материалов;
2) каустобиолитовая, содержащая горючие сланцы,
угли, битуминозные и нефтеносные фации пород.
III. Поздняя (постскладчатая, орогенная) стадия
фиксирует переход мобильного комплекса в молодую
платформу, рассеченную разломами. В это время фор-
мируются две магматические формации:
1) гипабиссальных интрузий, варьирующих по соста-
ву от диорит-порфиров до гранит-порфиров и сие-
нит-порфиров, с формацией связаны плутоноген-
ные гидротермальные месторождения руд цвет-
ных, редких, радиоактивных и благородных
металлов, а также скарновые месторождения свин-
ца-цинка, вольфрама-молибдена, олова-вольфрама;
2) наземных вулканогенных пород андезит-дацитово-
го состава, с которыми ассоциируют вулканоген-
ные месторождения сложного состава, широко рас-
пространены золото-серебряные и медные руды.
В позднюю стадию образуются четыре осадочных
формации:
1) молассовая, в которой галечники и пески использу-
ются в строительном деле;
2) пестроцветная с осадочно-инфильтрационными
месторождениями железа, меди, ванадия и урана;
3) эвапоритовая, содержащая месторождения солей,
газа и нефти;
4) песчано-глинистая, углеводородсодержащая с за-
лежами углей и нефти.
432
...Условия образования мешрождемй с позаццд гепспнклииаль»вй концепци» ДИ
Типы геосинклиналей
Изложенная выше последовательность процессов
магматизма, осадконакопления и рудообразования
является обобщающей и практически нигде не на-
блюдается в полном объеме. Обычно проявляется
только часть этой цепи геологических событий. Наи-
более известны два типа — базальтофильный и гра-
нитофильный.
1. Базальтофильный характеризуется интенсивным
магматизмом и металлогенией ранней стадии. По-
здняя стадия проявлена слабо. Типичным приме-
ром может служить палеозойская геосинклиналь
Урала (рис. 16.2). Здесь в полном объеме протекали
процессы ранней стадии и формировались много-
численные гидротермальные колчеданные, магма-
тические, платиноидные, хромитовые, титаномаг-
нетитовые и скарновые железо-медные месторож-
дения.
2. Граншпофильный представлен продуктами интен-
сивного магматизма и металлогении поздней ста-
дии. В качестве примера можно привести Верхоян-
скую киммерийскую геосинклиналь с гидротер-
мальными полиметаллическими и золоторудными
и грейзеновыми редкометальными месторождени-
ями (рис. 16.3).
Текшоно-метаппогенические зоны геосинклиналей
В пределах геосинклиналей обычно выделяют семь
структурно-металлогенических элементов: срединные
массивы, внутренние зоны, геосинклинальные рвы,
периферические зоны, передовые прогибы, платфор-
менные рамы и пограничные глубинные разломы
(рис. 16.4).
Срединные массивы представляют собой блоки
древних пород. В их пределах локализуются интру-
зии лейкократовых гранитов с пегматитовыми, аль-
битит-грейзеновыми и гидротермальными месторож-
дениями.
Глава 16
Ранняя стадия S2—С|
v v v v 1 —. г — . — з — — — 4 ===== s
Рис. 16.2. Схема эволюции Уральской герцинской
геосинклинали, ее магматизма и металлогении.
(По В. И. Смирнову).
1 — зоны накопления раннегерцинских вулканогенных пород
и формирования связанных с ними колчеданных
месторождений, 2 — зоны внедрения раннегерцинских
гипербазитов и базшпов и формирования связанных с ними
магматических месторождений руд хрома,
титаномагнетитов и платиноидов, 3 — зоны внедрения
раннегерцинских плагиогранитов и сиенитов и
формирования связанных с ними скарновых месторождений
руд железа и меди, 4 — зоны внедрения среднегерцинских
гранитоидов и формирования связанных с ними скарновых
месторождений руд железа, пегматитов и
гидротермальных месторождений руд золота, мышьяка,
вольфрама, 5 — зоны внедрения позднегерцинских малых
интрузий.
...Условия образования несшорождеиш с позпцов герсонклииаль»вО концепции ДИ
Рис. 16.3. Схема эволюции Верхоянской киммерийской
геосинклинали, ее магматизма и металлогении.
(По В. И. Смирнову).
1 — зоны внедрения малых интрузий диорит-порфиритов и
гранит-порфиров предбатолитового комплекса и
формирования связанных с ними гидротермальных золотых
месторождений, 2 — зоны внедрения лейкократовых
гранитов колымского комплекса и формирования связанных
сними пегматитовых и грейзеновых месторождений руд
олова, вольфрама, молибдена, 3 — зоны внедрения
гранитоидов омсукчанского комплекса и формирования
связанных с ними гидротермальных месторождений руд
олова, вольфрама, свинца-цинка, мышьяка, кобальта,
сурьмы, золота.
435
Глава IE
Рис. 16.4. Схема соотношения основных тектоно-
металлогенических зон в поперечном сечении
геосинклинали. (По В. И. Смирнову).
1 — срединный массив, 2 — внутренняя зона, 3 —
геосинклинальные рвы, 4 — периферическая зона, 5 —
передовой прогиб, 6 — геосинклинальная платформенная
рама, 7 — пограничные глубинные разломы.
Внутренние зоны фиксируют наиболее прогнутые
участки, где накапливаются мощные толщи тонкозер-
нистых терригенно-вулканогенных пород ранней
стадии. В среднюю стадию здесь возникает осевое
поднятие и внедряются гранитоидные комплексы
с характерными для них пегматитовыми, альбитит-
грейзеновыми и гидротермальными месторождения-
ми редких металлов.
Геосинклинальные рвы представляют собой узкие
продольные рифтогенные структуры, в пределах кото-
рых развиваются вулканогенные базальт-липарито-
вые формации (офиолитовые пояса) с колчеданными
месторождениями меди, цинка и свинца. Кроме того,
здесь образуются плагиогранит-сиенитовые форма-
ции со скарновыми железными, медными и кобальто-
выми рудами.
Периферические зоны охватывают краевые час-
ти геосинклинали, характеризующиеся пониженной
мощностью грубозернистых терригенных осадков,
переслаивающихся с вулканогенными и карбонат-
ными фациями. В эти зоны внедряются батолитичес-
кие массы гранитоидов средней стадии с плутоноген-
ными гидротермальными месторождениями золота,
меди, молибдена, свинца и цинка, а также гипабис-
сальные интрузии умеренно-кислого состава позд-
ней стадии со скарновыми шеелитовыми месторож-
дениями.
43Б
...Условия образрвашш неипориждлмв с возаццц геослимальнол концепции
Передовые прогибы возникают на заключительной
поздней стадии, являются амагматичными образова-
ниями и выполнены терригенными, пестроцветными
и эвапоритовыми толщами. С ними ассоциируют оса-
дочные залежи каменных и калийных солей, осадоч-
но-инфильтрационные руды урана, ванадия и меди,
а также крупные месторождения нефти и газа. Иногда
на месте таких прогибов возникают наземные крае-
вые вулканические пояса андезито-дацитового соста-
ва с гидротермальными месторождениями цветных,
редких и благородных металлов.
Платформенная рама определяет ширину геосинк-
линали и колеблется в пределах 35 — 65 км.
Пограничные глубинные разломы разграничивают
отмеченные выше тектоно-металлогенические зоны
геосинклинали и контролируют пояса магматических
пород и эндогенных месторождений. На ранней ста-
дии здесь локализуются породы перидотитовой и габ-
бровой формаций с месторождениями хромитов, тита-
номагнетитов и платиноидов. На поздней стадии с ни-
ми ассоциируют малые интрузии и вулканические
андезито-дацитовые породы с широким спектром гид-
ротермальных месторождений.
Попицикличносшь
и асимметрия геосинкпинального развития
В классической геосинклинальной концепции
развитие этого типа геоструктур происходит от
крупных пангеосинклиналей к их сужению, появле-
нию локальных прогибов, мигрировавших в прост-
ранстве пангеосинклиналей. Исследования послед-
них десятилетий XX в. показали некорректность
этой модели. Установлено, что разновозрастные гео-
логические формации не надстраивают друг друга по
вертикали, а сочленяются по латерали, повторяясь
с омоложением в различных частях геологического
пространства.
Следствием этой закономерности является асиммет-
рия геосинклинально-складчатых поясов. Так, на Урале
нет восточных, а на Кавказе — южных границ геосинк-
линалей. В пределах детально изученной Кавказской
Глава IE
протерозойско-нижнепалеозойской пангеосинклинали
проявились протерозойские, каледонские, герцинские,
киммерийские и альпийские режимы и соответствую-
щие им металлогенические эпохи. Локальные геосинк-
линальные прогибы от цикла к циклу отступали с севе-
ра на юг.
Ярким примером подобной асимметрии может
служить изученная А. И. Кривцовым с соавторами Маг-
нитогорская эвгеосинклиналь на Южном Урале поздне-
силурийского-раннеэйфельского возраста (рис. 16.5).
Ими установлена латеральная миграция (с запада на
восток) зон вулканизма, сопровождаемая расширени-
ем тыльных прогибов, продвигающихся за фронтом
вулканизма и захоранивающих ранние зоны. Отраже-
Fe-Mn Си-neptpupsBbit Fe-Mn
rrr|J |vvv|4 |*aa|* |/ P
Puc. 16.5. Принципиальная схема строения Западной и
Восточной Магнитогорской эвгеосинклиналей.
(По А. И. Кривцову).
1 — докембрийские метаморфические комплексы,
2 — однородная базальтовая формация, 3 — контрастная
(базалып-риолитовая) формация, 4 — непрерывная (базальт-
андезит-дацит-риолитовая) формация, 5 — базальт-
андезшп-базалыповая формация, 6 — удаленные
вулканогенные и терригенные фации, включая турбидитные
образования, 1 — условное положение поверхностей
эрозионного среза, отвечающих структуре дислоцированных
эвгеосинклинальных комплексов, ТП — тыльные прогибы,
ВЗ — островодужные зоны внутренние, БЗ — барьерные
зоны, ФП — фронтальные прогибы.
.Услобия оСразовання меопдрдждендй с ддзнцнд гессрнклинальной концвпцин
нием этого процесса в металлогении явилась смена во
времени и в пространстве вулканогенно-осадочных
цинково-медных колчеданных месторождений желе-
зо-марганцевыми и плутоногенными медно-порфиро-
выми.
Мвсторождвния платформ
В докембрийских платформах различают два отчет-
ливых структурно-металлогенических элемента: допа-
леозойский фундамент и постпалеозойский чехол.
Рудоносность фундамента
В строении фундамента выделяют четыре класса гео-
логических структур: архейские кратоны (3,8 — 2,6 млрд
лет), эпикратонные впадины (3,2 —2,1 млрд лет), проте-
розойские мобильные пояса (2,6 —1,6 млрд лет), области
протоактивизации (2,1—0,9 млрд лет).
Архейские кратоны. Наиболее крупными и изу-
ченными являются кратоны: Западно-Австралий-
ский, Сьюпириор (Канада), Северо-Ляопинский (Ки-
тай), Карнатака (Индия), Чаро-Олекминский (Рос-
сия). В их пределах развиты гранитогнейсовые
комплексы и зеленокаменные пояса. Эти пояса име-
ют трехчленное строение (снизу вверх): I) базальто-
вые и ультраосновные коматиитовые лавы с магмати-
ческими медно-никелевыми месторождениями;
2) контрастные вулканогенные андезит-риолитовые
и осадочные толщи с колчеданно-полиметаллически-
ми месторождениями и 3) терригенные осадочные
и вулканомиктовые серии с гидротермальным золо-
тым оруденением. В гранито-гнейсовых комплексах
развиты главным образом слюдяные и редкометаль-
ные пегматиты.
Эпикратонные впадины. На стабильных архейских
кратонах в раннем протерозое формировались круп-
ные, длительно развивавшиеся (10—100 млн лет) впади-
ны, выполненные мощными (более 20 км) сериями тер-
ригенных пород (песчаники, граувакки и др.) и эффузи-
вов (преобладают базальтоиды). С этими структурами
связаны крупнейшие в мире месторождения: 1) золота
и урана (в конгломератах Витватерсранда); 2) медных
439
Глава 1G
руд (в песчаниках Удокана) и 3) железистых кварцитов
(впадина Хаммерсли).
Протерозойские подвижные пояса. К ним относят-
ся региональные разломные структуры, с которыми
ассоциирует широкий спектр геологических форма-
ций — от субмаринных базальтоидных, через острово-
дужные до кислых субаэральных. В локальных трогах,
маркирующих эти пояса, развиты все типы осадочных
формаций — от граувакковой до карбонатной. В боль-
ших объемах представлена впервые появившаяся
в разрезах земной коры черносланцевая формация.
Отмечаются широкие вариации метаморфизма — от
низких ступеней зеленосланцевой до амфиболитовой
и гранулитовой фаций.
С протерозойскими поясами связаны четыре ти-
па месторождений: 1) колчеданно-полиметалличес-
кие (Брокен-Хилл, Австралия и др.); 2) железистые
кварциты; распространены на всех платформах ми-
ра; 3) золоторудные в черносланцевых сериях (Му-
рунтау, Узбекистан; Сухой Лог, Россия и др.); 4) ура-
новые в зонах стратиграфического и структурного
несогласия (Рейнджер, Австралия; Сигар Лейк, Ка-
нада и др.).
Области протоактивизации. Начиная с границы
архея и протерозоя и вплоть до верхнего протерозоя
стабилизированные блоки земной коры неоднократ-
но испытывали интенсивные деформации и рассека-
лись глубинными разломами. Тектонические процес-
сы сопровождались субаэральным вулканизмом
и осадконакоплением, внедрением впервые в геоло-
гической истории земли гигантских интрузий ульт-
раосновного, щелочного и кислого состава, прогрес-
сивным и регрессивным метаморфизмом, мощным
и разнообразным эндогенным оруденением (Буш-
вельд и Великая Дайка Зимбабве, Южная Африка;
Чинейский массив, Забайкалье, Россия; Стиллуотер,
США и др.)
В зависимости от ведущего геологического и рудо-
образующего процесса выделяют три типа областей
протоактивизации: тектоно-плутонический, тектоно-
вулканический и тектоно-метасоматический. Типо-
морфные месторождения этих областей представле-
ны: магматическими залежами медно-никелевых,
440
. „Услови пСразованоя месторождении с познцни геосннклииальиви концепции
хромовых, платиноидных и титановых руд в ассоциа-
ции с базит-гипербазитами; метаморфогенными ред-
кометальными и слюдяными пегматитами; широким
набором гидротермальных месторождений: постмаг-
матических олова, вольфрама, молибдена; поствулка-
нических золота, урана, флюорита; стратиформных
свинца и цинка; алмазоносных кимберлитов и лам-
проитов.
Платформенный чехол. В истории развития докем-
брийских платформ Ю. Г. Старицкий выделяет три
этапа. В течение первого этапа, охватывающего пери-
од времени от нижнего протерозоя до нижнего палео-
зоя, на платформах господствовал континентальный
режим и в локальных впадинах формировались карбо-
натные и эвапоритовые толщи. Для второго этапа (па-
леозой-средний мезозой) характерны крупные эпи-
континентальные моря с мощными карбонатными,
терригенными и угленосными формациями. Поздний
этап (верхний мезозой-кайнозой) отличается контра-
стными дифференцированными перемещениями же-
стких блоков, возникновением глубоких впадин с тер-
ригенно-карбонатными толщами.
В процессе формирования платформенного чехла
образовались помимо осадочных три магматические
формации: трапповая (основная), щелочная ультраос-
новная и трахибазальтовая. Объем магматитов плат-
форм превосходит объем этих образований складча-
тых областей.
С трапповой формацией связаны месторожде-
ния: медно-никелевые (Норильское, Россия), само-
родной меди, железных руд (Коршуновское, Си-
бирь, Россия), исландского шпата, графита и хризо-
тил-асбеста.
С щелочной ультраосновной и трахибазальтовой
формацией ассоциируют месторождения: карбонати-
товые редких земель, фосфора, урана, флюорита; апа-
титовые и редких земель в нефелиновых сиенитах; ал-
мазоносных кимберлитов и лампроитов.
В чехле платформ формируются следующие типы
экзогенных месторождений: осадочные железа, мар-
ганца, фосфоритов, серы, солей; инфильтрационные
меди; россыпные алмазов, циркона, золота, платины,
олова.
441
Гпава 16
Месторождения современных морских и океанических
бассейнов
В морских бассейнах установлено три группы мес-
торождений: 1) образованные в континентальных об-
становках; 2) возникшие или преобразованные в при-
брежно-морских условиях (россыпи); 3) сформировав-
шиеся на дне океанов. К собственно морским
месторождениям относятся рудные объекты второй
и третьей групп.
Прибрежно-морские и морские россыпи
В настоящее время промышленный интерес пред-
ставляют: ильменит-рутил-циркон-монацитовые рос-
сыпи Индийского и Атлантического океанов; золото-
содержащие и платиноносные Аляски и Филиппин;
хромитовые с золотом и платиной атлантического по-
бережья США.
Важное значение имеют затопленные пляжи поло-
гих морских побережий. Их разрабатывают для полу-
чения кварцевых песков для стекольной промышлен-
ности; цементных песков (устричные раковины) (Ат-
лантическое и Тихоокеанское побережье США);
черных песков в качестве железных и титановых руд
(Япония, Цейлон). Особенностью этих россыпей слу-
жит их восполняемость — восстановление прежних
запасов после определенного перерыва в добычных
работах.
Месторождения, образованные на дне морей и оке-
анов
К ним относятся залежи фосфоритов, железо-мар-
ганцевые конкреции и сульфидные руды. Фосфориты
и фосфатные отложения накапливаются на континен-
тальных окраинах и подводных поднятиях.
Железо-марганцевые конкреции и корки содержат
важные элементы-примеси — никель, кобальт, медь.
К категории перспективных относят площади со сред-
ней плотностью 10,9 кг/м2. Наиболее широко накопле-
ние конкреций протекало в Мировом океане между 10°
и 40° северной и южной широты. Максимальная кон-
центрация никеля и меди (2,5 —3,5%) наблюдается на
442
„Условм оОраздваии меопордждепий с позиции геосииклииальиоц юпципции
глубинах 3,5 —6,0 км. В пределах подводных склонов
островов Гавайского архипелага выделяют кобальто-
носные железо-марганцевые корки (Со — 1,15% — 2,5%;
Си —0,05%).
Сульфидные и оксидно-сульфидные рудные обра-
зования формировались вулканогенно-осадочным
способом в трех геодинамических обстановках:
1) в срединно-океанических хребтах и сопряженных
с ними рифтах (Восточно-Тихоокеанское поднятие,
хр. Хуан де Фука, Галапагосский рифт); 2) в окраинно-
континентальных прогибах (Гуаймас, Калифорнийский
залив); 3) в межконтинентальных рифтах (Красное мо-
ре). Здесь в локальных впадинах (типа Атлантис II) на-
капливаются сульфидоносные илы в тесной ассоциа-
ции с оксидами железа и марганца. В этих илах скон-
центрированы многомиллионные запасы цинка, меди,
свинца; тысячи тонн серебра и сотни тонн золота. Это
потенциальные руды будущего.
Эндогенная металлогения современных морей и оке-
анов протекала главным образом в альпийскую эпоху.
Наиболее рудоносны островные дуги и примыкающие
к континентальным блокам геологические структуры.
Все известные породы Мирового океана являются про-
изводными базальтовой магмы. С гарцбургитами тесно
ассоциируют хромитовая, платиновая и титаномагнети-
товая минерализации. С толеитовами базальтоидами
связаны колчеданные вулканогенно-осадочные рудные
образования. Постмагматический метаморфизм носил
изохимический характер и представлен серпентиниза-
цией и зеленокаменными преобразованиями.
Экзогенная металлогения океана грандиозна. Ре-
сурсы руд, сконцентрированные в железомарганце-
вых конкрециях и корках, превышают мировые ресур-
сы железа и марганца на континентах в десятки тысяч
раз. Неисчерпаемы также ресурсы меди, цинка, ко-
бальта, никеля и многих других элементов.
Области тектоно-магматической активизации
В фанерозое в послеплатформенную стадию раз-
вития земной коры на обширных территориях жест-
ких континентальных плит протекал сложный ком-
443
Гяава 1G
плекс наложенных тектонических и магматических
явлений, приводивший к структурной перестройке
платформенных и консолидированных складчатых
сооружений.
Согласно А. Д. Щеглову, существуют два основных
типа таких областей — один формируется в пределах
консолидированных рам геосинклиналей и называет-
ся отраженным, а второй возникает на любых структу-
рах и не связан с предшествующими геосинклиналь-
ными образованиями.
Первый тип представлен двумя вариантами разви-
тия геологических процессов.
В одном варианте в активизированных областях
консолидированных геосинклинальных рам формиру-
ются магматические комплексы и эндогенные место-
рождения, близкие по составу и синхронные по возра-
сту с соответствующими образованиями, возникшими
в смежных, активно развивающихся геосинклиналь-
ных прогибах. Примерами могут служить медно-мо-
либденовые, золоторудные и полиметаллические мес-
торождения поздней стадии геосинклинального раз-
вития, ассоциирующие с интрузиями гранодиоритов.
Они широко представлены в Забайкалье, Горном Ал-
тае и др. регионах.
В другом варианте в геосинклинальных рамах про-
являются магматизм и эндогенная минерализация,
не известные в смежных геосинклинальных прогибах,
но синхронные определенным стадиям развития по-
следних. К этому типу относят рудные образования
(медные, молибденовые и др.) некоторых наземных
вулканических поясов, например, Центрального Ка-
захстана, обрамления Иранского срединного массива.
Крупные гидротермально-осадочные месторождения
свинца, цинка, марганца и железа Успенской зоны Ка-
захстана также относят к образованиям, связанным
с процессами отраженной активизации.
Второй тип областей тектоно-магматической акти-
визации возникает на любом жестком континенталь-
ном субстрате и полностью независим от процессов,
протекающих в смежных геосинклинальных систе-
мах. Формирование этих областей протекает в две ста-
дии — раннюю и позднюю. В обоих случаях ведущим
типом структур являются глубинные разломы.
444
...Условия образдваиия местордждешш с позиции геосииклннальиой концепция —
В первую стадию в ассоциации с разломами возни-
кают наложенные изометричные пологие прогибы,
выполненные континентальными вулканогенно-обло-
мочными формациями. На пересечении разломов об-
разуются рудные узлы грейзеновых и плутоногенных
гидротермальных месторождений олова, вольфрама
и молибдена (редкоземельные карбонатиты, колумби-
тоносные граниты) гидротермальные рудные районы
и поля с золотой и полиметаллической минерализаци-
ей. Примеры месторождений — Джидинское вольф-
рамовое (Забайкалье), Кураминская полиметалличес-
кая зона (Тянь-Шань), Эльдорадо урановое (Канада)
и др-
Во вторую стадию также возникают наложенные
впадины, но они выполнены главным образом грубо-
обломочными континентальными угленосными отло-
жениями. Разрез часто венчают излияния базальтов.
Отмечаются небольшие щелочные интрузии. В эту
стадию формируются эпитермальные низкотемпера-
турные флюоритовые, баритовые, полиметалличес-
кие, урановые, сурьмяные и марганцевые месторож-
дения (Забайкалье, Родопы и др. регионы).
В областях активизации второго типа могут при-
сутствовать или отсутствовать наложенные впадины.
Кроме того, отмечается различная степень проявле-
ния дизъюнктивной тектоники, магматизма и рудо-
носности.
По масштабам воздействия на докембрийские плат-
формы процессов тектоно-магматической активиза-
ции последние разделяются на четыре категории: ин-
тенсивно активизированные (восточная часть Китай-
ской, юг Сибирской); активизированные (Сибирская,
Африканская, Балтийский щит Восточно-Европей-
ской); слабо активизированные (юг Северо-Американ-
ской) и неактивизированные (крупные части Восточ-
но-Европейской, Бразильской и Австралийской).
17
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
ОБРАЗОВДИИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
С ПОЗИЦИИ МОБИЛИСТСКОИ КОНЦЕПЦИИ
Основные положения широко используемой в на-
стоящее время мобилистской концепции, или тектони-
ки литосферных плит, были разработаны в 60— 70-е гг.
XX в. Р. С. Дитцем, П. В. Гилдом, Ф. И. Савкинсом,
А. Митчеллом, М. Гарсоном, Л. П. Зоненшайном,
В. Е. Хаиным и многими другими учеными.
Основу концепции составляет орогенический цикл
Уилсона, который обычно охватывает промежуток
времени 200 — 250 млн лет. Цикл разделяется на пять
стадий: внутриконтинентального рифтообразования,
расширения океанического дна, поглощения океани-
ческой коры, столкновения литосферных плит и за-
ключительная (стабилизационная) (рис. 17.1).
I Стадия внутрихонтименталъного рифтообразова-
ния, или магматизм и металлогения горячих точек. В соот-
ветствии с конвективной моделью развития Земли, раз-
рабатываемой Е. В. Артюшковым, Л. П. Зоненшайном,
С. А Ушаковым, А. А Ковалевым и другими учеными, в ос-
лабленных участках литосферных плит мантийные магма-
тические струи нагревают литосферу, образуют купольные
поднятия, в ядрах которых генерируются кислые, реже ос-
новные, щелочные магмы. В результате в однородных плат-
форменных блоках возникают системы радиальных, а вну-
три орогенных поясов линейных рифтов (их иногда назы-
вают приразломными, или тафрогеосинклиналями).
С возникшими в эту стадию геологическими струк-
турами тесно ассоциируют следующие типы и группы
месторождений полезных ископаемых:
1. В межматериковых рифтах накапливаются рассолы
и металлоносные осадки с медью, цинком, серебром
и другими элементами (впадины Красного моря).
2. В рифтовых зонах континентов формируются ба-
зито-ультрабазитовые расслоенные интрузии
446
„Условия образования мвспшрождетш с позиции моЕилисшои концепции
с медно-никелевыми, платиноносными, хромито-
выми и титаномагнетитовыми месторождениями
(Бушвельдское, ЮАР; Великая Дайка, Зимбабве;
Норильское и Печенга, Россия).
3. В зонах тектономагматической активизации пред-
рифтовой стадии образуются:
а) алмазоносные кимберлитовые и лампроитовые
трубки (Южная Африка, Якутия, Австралия);
б) ультрабазит-щелочные интрузии с карбонатита-
ми, в них заключены месторождения: апатито-
магнетитовые с флогопитом, вермикулитом
и флюоритом (Ковдорское, Россия), тантало-ни-
обиевые, редкоземельные, урановые и медно-
молибденовые месторождения (Южная Афри-
ка, Канада и др.).
в) интрузии нефелиновых сиенитов с апатит-не-
фелиновой и редкоземельной минерализацией
(Хибинское, Россия);
г) интрузии щелочных гранитов с олово-вольфра-
мовыми грейзенами и тантало-ниобиевыми
жильными месторождениями (Джос, Нигерия;
Рондония, Бразилия).
4. Во внутриконтинентальных рифтах формируются:
в терригенных толщах стратиформные полиметал-
лические руды (Салливан, Канада; Маунт-Айза, Ав-
стралия; Гамсберг, ЮАР), урановые месторожде-
ния типа несогласия (Австралия, Канада); в эвапо-
ритовых комплексах — залежи натриевых
и калиевых солей, магнезиты, фосфориты.
II. Расширение (спрединг) океанического дна. В про-
цессе прогрева в зонах мантийных струй единый
континент раскалывается на несколько частей.
Этот процесс контролируется двумя геодинамичес-
кими режимами, связанными с вращением Земли
и конвективным движением вещества в мантии.
1. Один режим проявляется при перемещении конти-
нентальных блоков в восточном направлении.
В этом варианте скорость движения блоков всегда
медленнее течения вещества в астеносфере.
2. Другой режим характерен для плит, движущихся
в западном направлении. Их скорость превышает
скорость течения астеносферных струй.
447
8Ю
м т>ю мУоо лйу ши ifafaitfa
0ШНЦ iSHH-W
“Z'”0
да он
«V™ e„^ -ч
n3 -4d-uz KKU-i^i ‘fyi's'ZJ'ny ‘fv mimoj
‘mh-mi арц-пз amodxaxtyj
№ 'JO SbO Si! MX ЭЗХ1Ж1 ЙГ Jfa Й ng 0
лдхОхм) 1 1 A. — L А'Оэ'/п'тпч Q MhlXbfW —x®. Э
Лл y' i 71‘'OJiWiMSdliinl ,raw.w jWA/k
•шиль-ап №мм1 ff’N'S? 3J 7)J
ЗШН&ЬЭЭИ М£мИ/Г 9'Л^ДО9ДОЙГ¥ j DO UJ fyf
&/} ШИ Л/ЖММЫ ^Ш^ихМ/^Агць
fiMH<fOUM£- Zi-nO а1г"П M/VtfoHHtf 'nitfHOIXifaxb ‘МШЖ&ЯЯе
за d>t iiff no. io mxu)t oxi no ix о
«O-M-W-JQ
Д№й5,!Ла№<ЙД№8П8]
iwh-w змнугиш ‘нр»нтп>Э Миш
-ir7-<kf-Bv umh-w tw&douoae
‘tj шш-н япюхОпЛииташз
(r/oj /4 и/Ли if э пн ч/ош u э н и и/нои и d m Л н д
вин-»* э1ЧэоОисЬ&н>
е^эЛоонэшзу
осЬЛлошид'
US. I/O ' mtor ttflHWnilMjHHiMOy
7Л.ЯИи
jf} пу хлюп Wavy
лцмлод
itwX>iu икН Ллнош
2им#1н -‘м^пш/м/яШ XHMttfyj
-1 -нохишаЛну
Ll B9BUJ
£
3
e
-Условия вВразоеандя месгодррждеяий с позиции моОшмской ипщевдаа —
М-иир Си Эвапориты,
а кипрского типа, м-иия И
линзы хромита песчаникового Порфировые
Sn,W,F ,типа, '' А
м-ния Cu'Au
в А БФ НПФ СОХ БХ БФ НПФ 00 С О HP
&
М-иия К и Си М-ния Си кипрского типа, линзы хромита
песчаникового Sn,W,U М; Feji-, Au-, Pt
ОХ С ППф бф
Sn, W U
т
Ч, уголь,
эвапориты
I ♦ I
Рис. 17.1. Оруденение в орогеническом цикле Уилсона.
(По А. Митчелу и М. Гарсону). Различия в толщине лито-
сферы не учитываются.
А — авлакоген, КБС — краевой тыловодужный бассейн сжатия,
КБР — краевой тыловодужный бассейн растяжения, ТМИ — ты-
ловодужный магматический пояс, КП — континентальное подно-
жие, Kill — континентальный шельф, БФ — бассейн форланда,
HP — неразвившийся рифт, НПФ — надвиговый пояс форланда,
Т — трог и грабен, БХ — бассейн хинтерланда, КГТ — купал горя-
чей точки, ОХ — окраина хинтерланда, ВБ — внутриконтинен-
тальный бассейн, ВР — внутриконтинентальный рифт, ЛЦ —
линейная островная цепь, МД — магматическая дуга, КБ — крае-
вой бассейн, ВД — внешняя дуга, ТВД — трог внешней дуги,
ОКБ — океанический бассейн, ООД — океаническая островная
дуга, ОП — океаническое поднятие, СС — след мантийной струи
на континенте, О — остаточный бассейн, XT — трансформа
хребет-хребет, С — сутурная зона, ПТ — продолжение транс-
формы, РТ — трансформный разлом, ОО — обдуктированные
офиолиты. Интрузии (символы в кружочках): точки — щелочные,
звездочки — карбонатиты, кресты — плюмазитовые граниты
литосферы, стрелки — мантийные струи, точки — океанические
островные цепи и континентальные базальты, трассирующие
след мантийного потока.
Глапа 17
В эту стадию возникают срединно-океанические
хребты, представляющие собой глубинные расколы
литосферы, по которым в придонные области поступа-
ет мантийный магматический материал, главным об-
разом, базальтовые толеитовые магмы. Он формирует
океаническую кору. По мере удаления в обе стороны
от оси хребта отмечается удревнение возраста коры.
Спрединговая стадия разделяется на две подста-
дии —• начальную и зрелую. Начальная подстадия
(Красноморский тип) фиксирует самые ранние мо-
менты зарождения океана после раскола единой кон-
тинентальной плиты (Красное море). Зрелая подста-
дия (Атлантический тип) характеризуется вполне
развившимся океаническим бассейном с четко обо-
собившимся центральным поднятием в виде средин-
но-океанического хребта. С одной стороны от подня-
тия развиваются процессы активной, а с другой сто-
роны — пассивной окраины расколовшегося
континента.
В эту стадию месторождения полезных ископае-
мых формируются в следующих геологических ситуа-
циях.
1. В областях срединно-океанических хребтов, на их
склонах и в осевых рифтах образуются вулканоген-
но-осадочные колчеданно-полиметаллические
и оксидные железо-марганцевые месторождения;
2. В глубинных зонах океанических хребтов вблизи
или ниже границы Мохоровичича в дунитовых
комплексах формируются линзы хромитов (кайно-
зойские месторождения Кубы); в массивах перидо-
титов никелевые, титаномагнетитовые, золоторуд-
ные и платиноидные руды (верхнемезозойские ме-
сторождения Филиппин, Италии, Греции и др.
стран).
3. В зонах трансформных разломов образуются стра-
тиформные баритовые и вулканогенно-осадочные
колчеданно-полиметаллические залежи (девонские
месторождения Прииртышского рудного района
Казахстана).
4. На пассивных окраинах континентов, рассеченных
рифтами, накапливается осадочная серия, включа-
ющая в основании стратиформные медные руды,
в средней части — толщи эвапоритов и в верхней —
450
...Условия оОразования мвсшорождадш с позоцип моБилпсшской шцетщц
фосфоритовые пачки. В захороненных карбонат-
ных отложениях шельфа образуются эпигенетиче-
ские пластовые свинцово-цинковые и барит-флюо-
ритовые месторождения.
III. Поглощение (субдукция) океанической плиты.
Предыдущая стадия расширения океанического дна
приводит к тому, что в сформировавшемся бассейне
в зонах активных континентальных окраин происхо-
дит пододвигание океанической плиты под более лег-
кую континентальную. Образуется зона Беньофа-За-
варицкого. В зависимости от географического поло-
жения возникающих зон выделяют два основных
тектономагматических типа систем — западный и вос-
точный.
Западный, или Андийский тип. Субдукция, связан-
ная с охлаждением и увеличением плотности базальтов
при движении океанической плиты на восток, приво-
дит к формированию пологопадающей зоны Беньофа-
Заварицкого и образованию вследствие латерального
сжатия системы дут (островных, вулкано-плутоничес-
ких и магматических), вытянутых вдоль континенталь-
ной окраины.
В возникшей системе можно выделить четыре ос-
новных структурно-металлогенических элемента с за-
пада на восток: внешнюю дугу и глубоководный же-
лоб, вулкано-плутоническую дугу, тыловодужный маг-
матический пояс и краевой бассейн сжатия.
1. Внешние дуги и глубоководные желоба. В процессе
движения океанической плиты на восток морские
осадки тектонически наращиваются над зоной суб-
дукции, формируя внешнюю дугу. В ее пределах
образуется чешуйчатый флишевый комплекс с пла-
стинами океанической коры. Здесь выводятся на
поверхность возникшие ранее месторождения
офиолитовой ассоциации: а) колчеданные кипрско-
го типа в эффузивах основного состава; б) хромито-
вые, тальковые, асбестовые и магнезитовые в ульт-
рабазитах. Формируются низкотемпературные зо-
лото-кварцевые жилы. В троге внешней дуги
возникают золотые россыпи.
2. Вулкано-плутоническая (магматическая) дуга отде-
ляется от внешней дуги узким трогом. В ее преде-
451
Глава 17
лах широко развиты известково-щелочные лавы
среднего и кислого состава, а в ядерной части дуго-
вого хребта располагаются гранодиоритовые и гра-
нитные плутоны. С ними ассоциируют медно-мо-
либденпорфировые и олово-вольфрамовые место-
рождения. В связи с андезитовым вулканизмом
отмечаются потоки магнетит-гематит-апатитовых
лав и стратифицированные проявления сурьмы,
вольфрама и ртути.
3. Тыловодужный магматический пояс. Мощное дав-
ление континентальной плиты создает в тыловой ча-
сти зоны субдукции систему чешуйчатых надвигов,
падающих на восток и значительно утолщающих
континентальную кору. В этой геодинамической об-
становке формируются интрузии анатектических
гранитов с оловорудными месторождениями.
4. Завершает систему меридиональных геологичес-
ких структур краевой бассейн сжатия. Он выпол-
нен терригенными осадками и содержит инфильт-
рационное урановое оруденение в песчаниках, за-
лежи солей в эвапоритовых толщах и угольные
пласты.
Восточный, или Японский тип. Этот тип тектоно-маг-
матической системы возникает при движении конти-
нента на запад. На его восточной границе формируется
активная окраина. В данном случае скорость перемеще-
ния континента более высокая, чем скорость течения
вещества астеносферы. Субдукция догоняющей океа-
нической плиты происходит по крутопадающей зоне Бе-
ньофа-Заварицкого и приводит к напряжению растяже-
ния в тыловой части дуги. В результате развивается ты-
ловодужный спрединг и краевой бассейн.
Рудоносность как внешней, так и вулкано-плутони-
ческой дуги в целом соответствует описанной для за-
падного типа систем. Отличие заключается в более ин-
тенсивном проявлении вулканических процессов, ри-
олитовом составе лав и широким распространении
колчеданно-полиметаллических, стратиформных цин-
ково-медно-свинцовых месторождений с высокими
содержаниями золота и серебра и выделенных в само-
стоятельный тип Куроко. Кроме того, в базальтах, ас-
социирующих с риолитами, встречаются месторожде-
452
„Условия образования месторождепий с ппзпции моБилпстской концепции л
ния серы, ртути и золота. Меднопорфировые руды,
связанные с диоритовыми интрузиями, обеднены мо-
либденом и обогащены золотом.
IV. Столкновение в системах «континент-конти-
нент» и «континент-дуга». В стадию столкновения
можно выделить два режима — пассивный и актив-
ный. В первом случае процесс субдукции протекает
в обстановке постепенно затухающей тектонической
активности. Подобная ситуация в настоящее время на-
блюдается в районе Средиземного моря. Сближение
краев континентов (в данном случае Африканского
и Европейского) обычно протекает вплоть до их смы-
кания. Во втором варианте наблюдается активное
столкновение континентов с возникновением меж-
континентального орогенного пояса, аналогичного со-
временной горной системе Памира и Гималаев.
Сближение континентов приводит к закрытию
океана; исчезновению остаточного бассейна между
ними; возникновению надвигового пояса форланда
и бассейна форланда. Место сочленения плит марки-
руется сутурной зоной.
В надвиговом поясе форландов формируются ана-
тектические плюмазитовые граниты с олово-вольфра-
мовыми месторождениями (третичные интрузии Ги-
малаев, триасовые массивы Малайзии и др.); лейко-
кратовые синтектонические граниты, содержащие
урановое оруденение (герцинские граниты Централь-
ного массива Франции и др.). В бассейнах форландов
образуются стратиформные медные и урановые
инфильтрационные месторождения в терригенных
толщах (третичные молассовые комплексы Индии
и Пакистана). В сутурных зонах встречаются вулкано-
генно-осадочные колчеданные месторождения офио-
литовой ассоциации, образованные в более ранние
стадии и выведенные тектоническими процессами на
дневную поверхность (меловые вулканиты Кипра, ор-
довикские офиолиты Ньюфаундленда). В глубинных
частях сутурных зон возникают месторождения жаде-
ита, нефрита и ювелирных корундов (меловые ком-
плексы Бирмы).
В системе столкновения «континент-вулканичес-
кая дуга» происходит «захлопывание» восточного оке- Чио
Глава 17
ана и соединение разрозненных обломков континен-
тальных плит в единый монолит.
Столкновение дуги с континентом сопровождается
надвиганием офиолитов на континентальный форланд
с образованием тектонического покрова. При этом
оказываются поднятыми на поверхность колчеданно-
полиметаллические месторождения ранних стадий
цикла Уилсона (обдуктированные офиолиты). В бас-
сейнах хинтерланда и форланда накапливаются: мио-
геосинклинальные толщи со стратиформными место-
рождениями медно-ванадиево-урановых руд; толщи
эвапоритов и угольные формации. В надвиговом поясе
форланда возникают анатектические граниты с место-
рождениями олова, вольфрама, урана, иногда серебра,
никеля и кобальта.
V. Заключительная стадия. Эта стадия завершает
цикл Уилсона. Для нее характерно возвращение еди-
ного континента в его первоначальное состояние, за-
тухание тектонических и магматических процессов,
формирование систем амагматических рифтов, вы-
полненных мелководными терриГенно-карбонатными
осадками с седиментогенными месторождениями
и эпитермальными полиметаллическими и инфильтра-
ционными урановыми рудами. В эту стадию появляют-
ся поздние континентальные вулканические пояса
с золото-серебряными и полиметаллическими место-
рождениями.
Соотношение между геосинклинапьной
и мпВилистскпй моделями рудооОразования
Геосинклинальная концепция, ядро которой со-
ставляет полистадийная гипотеза развития складчатых
поясов, представляет собой фундаментальное эмпири-
ческое обобщение, аккумулировавшее опыт более чем
столетних исследований геологов всего мира. Она дает
реальную, но неполную картину земной коры, упро-
щая многие геологические явления. Главный недоста-
ток данной концепции заключается в отсутствии удов-
летворительного объяснения металлогении двух типов
резко контрастных структур земной коры — океани-
-Условия образования месшпрпждений с нозиции моОшспижой концепции
ческих и континентальных плит. Кроме того, она не
дает удовлетворительного объяснения механизма
формирования и особенностей магматизма и металло-
гении таких глобальных структур как срединно-океа-
нические хребты, активные и пассивные окраины кон-
тинентов, причин и больших масштабов горизонталь-
ных тектонических движений и некоторых других
металлогенических проблем.
Мобилистская концепция более объективно и пол-
но описывает происхождение и металлогению основ-
ных структур земной коры и позволяет всесторонне
оценить глобальные геологические процессы, приво-
дящие к формированию месторождений полезных ис-
копаемых. Однако в современном виде эта концепция
еще весьма далека от совершенства. Она относительно
удовлетворительно объясняет тектоно-магматические
и металлогенические процессы мезо-кайнозоя, но бо-
лее древние геологические события еще ждут своего
объяснения. Слабым звеном данной концепции явля-
ется также отсутствие теоретически обоснованных
моделей развития Земли с учетом накопленного эмпи-
рического геологического материала. Особенно слож-
ные и противоречивые представления касаются ран-
ней истории нашей планеты. Много неясного связано
и с современными данными о строении литосферы,
верхней и нижней мантии и ядра, а от них зависят на-
ши знания об источниках рудного вещества и глубин-
ных уровнях формирования месторождений. Несмот-
ря на отмеченные недостатки, мобилистская концеп-
ция, умело интегрируя основные объективные факты
геосинклинальной гипотезы, шаг за шагом по мере ус-
пехов всех естественных наук приближает нас к пони-
манию исключительно сложных эволюционных про-
цессов, приведших к возникновению в определенных
структурах и в определенные эпохи аномальных скоп-
лений рудного вещества.
Стадии цикла Уилсона и стадии геосинклинального
цикла В. И. Смирнова тесно взаимосвязаны. Ранняя
геосинклинальная стадия соответствует трем стадиям
Уилсона — внутриконтинентального рифтообразова-
ния, расширения океанического дна и поглощения
океанической коры. Средняя стадия идентична стадии
столкновения литосферных плит и поздняя аналогич-
455
Глава 17
на заключительной (постколлизионной) стадии моби-
листского цикла. Даже из беглого сопоставления обе-
их схем видно, что мобилистские представления поз-
воляют учесть большее разнообразие процессов цик-
лического тектоно-магматического развития не только
подвижных складчатых поясов, но и всех остальных
планетарных структур: океанических и континенталь-
ных плит, орогенных поясов, различных типов зон Бе-
ньофа-Заварицкого и др.
Глава 18
ПЕРИОДИЧНОСТЬ, ДЛИТЕЛЬНОСТЬ
И ГЛУБИННЫЕ УРОВНИ
ОБРАЗОВАНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Геохронология земной коры для целей рудно-ме-
таллогенического анализа наиболее детально разрабо-
тана с позиции геосинклинальной концепции
В. И. Смирновым. Предложенная им шкала эволюци-
онных событий имеет логарифмический характер.
Чем ближе к современности, тем короче выделяемые
единицы. Отрезки времени, в течение которых проис-
ходит разномасштабное накопление полезных ископа-
емых в земной коре, представлены следующим геоло-
го-металлогеническим ранговым рядом: период —
этап (эпоха) — стадия.
Периоды фиксируют временные интервалы с одно-
родным геологическим режимом в масштабе всей Зем-
ли. Их границы маркируются кардинальной сменой
тектоно-магматических условий рудообразования.
Этапы (эпохи) представляют собой отрезки геоло-
гической истории, определяющие ее цикличность на
фоне направленного и необратимого развития земной
коры.
Стадии выделяются в рамках этапов и являются
звеньями одного циклического процесса. Для них ха-
рактерен определенный тектонический режим, разви-
тие конкретных магматических и осадочных форма-
ций и связанных с ними месторождений полезных ис-
копаемых. Кроме отмеченных, широко используют
в рудно-металлогеническом анализе такие понятия
как цикл и мегацикл. Они не имеют конкретной харак-
теристики и обычно применяются при качественном
описании эволюции геологических процессов. Доста-
точно часто при анализе этапов, имеющих четкую цик-
лическую природу, выделяют подэтапы. К ним относят
457
flepuoihh
3moiw
$т \т
Натархей
jlyKHMU
|w
Археи
1000
Протерозой
J600
^Нуклеарный 500Q
___... Протогеосинилиншныи t
— Имтершсивкяинальньш
1500 <
1000 „ .
Fuipeu
Меагеосиннпинйяншй
son й \гм
Фонерозой
100 О
Млм.лст
Cei^eui,! I
1 lescuifKfluHBHiKvi I
ГрокитоиОч геосинклиналтш
ЧгрейоОоме схотийи
ржтвзкгний Ьеасинкяииояп
Рцюка&д.
КомЗонскийГерц1 миии. (имиерьискинЛшм/имн/
йойкалняий
2100
т
2500
1500
ШО
5озал»гпсидкь1/
КолчеОвинш
ПегмптитоОш
[ранигпсаЗит
ГргнлонЗсиий Кслихий бепонорений Першении Готский ГренОилниий
1000
Рис. 18.1. Этапы эндогенного рудообразования. (По В. И. Смирнову).
Лмахтоыие
Ntmcuop^ottHfiue
Магывтагеннм
81 еяев]
ИЕриддичндсгаь, уштвльнисть и глубинные уривни оСразивавия мвстпрождений дд
одну или несколько стадий, отражающих главные эле-
менты тектоно-магматического цикла.
Согласно представлениям В. И. Смирнова, в исто-
рии развития нашей планеты можно выделить шесть
периодов: лунный, нуклеарный, протогеосинклиналь-
ный, интрагеосинклинальный, неогеосинклинальный
и рифтовый (рис. 18.1).
Эти периоды в свою очередь разделяются на II эта-
па, или геолого-металлогенических цикла. В самом об-
щем виде цикл представлен триадой: 1) ранний или
собственно геосинклинальный подэтап, для которого
типоморфны базальтофильные месторождения: кол-
чеданные, титаномагнетитов, хромитов и платинои-
дов; 2) орогенный подэтап, объединяющий среднюю
и позднюю стадию геосинклинального развития с гра-
нитофильным типом минерализации, представленным
пегматитовыми, альбититовыми, грейзеновыми, гид-
ротермальными плутоногенными и вулканогенными
месторождениями; 3) платформенный подэтап с экзо-
генным оруденением и эндогенными месторождения-
ми, связанными с процессами тектоно-магматической
активизации.
Рассмотрим выделенные периоды и этапы подробнее.
Лунный период (5,0—3,8 млрд лет) представлен од-
ним гренландским этапом, в течение которого не про-
текали процессы, характерные для отмеченного выше
цикла, и месторождения не формировались.
Нуклеарный период (3,8—2,8 млрд лет) также со-
стоит только из одного Кольского этапа, в течение ко-
торого сформировались ядра основных кратонов
мира с базальтофильными и гранитофильными мес-
торождениями. Первые развиты в архейских зелено-
каменных поясах и представлены месторождениями:
золоторудными Калгурли (Австралия), Колар (Индия)
и др., медно-никелевыми (Камбалда, Австралия), хро-
митовыми, железорудными и колчеданными (Ана-
барский массив, Джугджур, Западно-Австралийский
кратон и др.).
Протогеосинклинальный период (2,8—1,8 млрд лет)
состоит из двух циклических этапов — беломорского
(2,8 —2,3 млрд лет) и карельского (2,3— 1,8 млрд лет).
С беломорским этапом связывают появление первых
геосинклиналей, расчленивших протоплатформы. 459
Глава 18
В течение первых двух подэтапов — раннегеосинкли-
нального и орогенного — формировались обычные для
этих режимов мелкие месторождения. Зато с третьим
платформенным подэтапом связано образование уни-
кальных экзогенно-гидротермальных золото-урано-
вых конгломератов Витватерсранда (Южная Африка)
и магматических хромитов Великой Дайки (Зимбабве).
В карельский этап (2,3— 1,8 млрд лет) рудоносными
были все три подэтапа. 1. С ранними базальтоидными
формациями ассоциируют гигантские бассейны желе-
зистых кварцитов Кривого Рога, КМА и других регио-
нов; колчеданные месторождения Брокен-Хилл (Авст-
рия), Болиден (Скандинавия); метаморфизованные
марганцевые руды (Индия). 2. С орогенными гранито-
идами связаны мусковитовые и редкометальные пег-
матиты Беломорья и Забайкалья; золоторудная мине-
рализация в черносланцевых толщах (Хоумстейк,
США); 3. Процессы платформенной протоактивиза-
ции привели к образованию гигантских рудномагма-
тических центров: с хромитами и платиноидами —
Бушвельд (ЮАР), медно-никелевыми рудами — Садбе-
ри (Канада) и Печенги (Россия); уран-редкоземельны-
ми элементами в альбититах; меденосными карбонати-
тами Палаборы (ЮАР); ураноносными конгломерата-
ми Элиот-Лейка (Канада) и ряда других рудных
объектов.
Интрагеосинклинальный период (1,8—1,5 млрд лет)
представлен одним готским этапом. Для него харак-
терно отсутствие эндогенного рудообразования и низ-
кая рудная продуктивность экзогенных процессов.
Неогеосинклинальный период (1,5—0,1 млрд лет) —
один из крупнейших в истории земли. В его рамках вы-
делено пять этапов: гренвильский, байкальский, кале-
донский, герцинский и киммерийский.
В гренвильский этап (1,5—1,0 млрд лет) значитель-
ные месторождения не образовывались.
Байкальский этап (1,0—0,6 млрд лет) был более про-
дуктивен по сравнению с гренвильским. В это время
в раннегеосинклинальный подэтап образовались мес-
торождения: колчеданные (Холоднинское, Горевское
в Сибири), титаномагнетитовые (в Норвегии, Канаде,
на Урале и др. регионах). С орогенными гранитоидами
ассоциируют олово-вольфрамовые и редкометальные
460
1врио!|очносп1ь, улитвльность и глубинные уровни образования месшорсждЕний |
пегматиты и грейзены на всех древних платформах.
С третьим платформенным подэтапом связаны свин-
цово-цинковые руды в карбонатных толщах на севере
Канады.
Каледонский этап (0,6—0,4 млрд лет), как и преды-
дущий, имеет отчетливое трехчленное строение.
В первый подэтап образовались многочисленные кол-
чеданные месторождения Пиренеев, Аппалач, Скан-
динавии, Урала (Рио Тинто, Испания; Озерное, Рос-
сия). Во второй — редкометальные пегматиты, альби-
титы и грейзены Алтае-Саянской области. В третий
подэтап формировались редкометальные карбонатиты
Норвегии и других регионов.
Герцинский этап (0,4—0,25 млрд лет) наиболее ярко
проявился в пределах складчатых областей Западной Ев-
ропы и Урало-Монгольского пояса. С ним связывают,
как и с каледонским этапом, трехчленный цикл: 1) с гео-
синклинальными базальтоидами колчеданные, хромито-
вые и титаномагнетитовые месторождения, 2) с ороген-
ными гранитами типичные редкометальные пегматиты,
альбититы, грейзены и плутоногенные гидротермаль-
ные жилы и 3) с активизированными областями плат-
форм редкометальные щелочные интрузии, медно-ни-
келевые руды в траппах Сибири (Норильск), алмазонос-
ные кимберлиты и редкометальные карбонатиты.
Киммерийский этап (0,25—0,10 млрд лет) характе-
ризуется главным образом гранитофильной минера-
лизацией; проявился вдоль окраин платформ. С ним
связывают месторождения редких, благородных и ра-
диоактивных элементов.
Рифтогенный период (0,1—0,0 млрд лет) только на-
чался и представлен пока одним альпийским этапом.
К нему относят некоторые колчеданные месторожде-
ния в субмаринных базальте идах Японии, Кипра, Ма-
лого Кавказа, современных океанов. Со вторым оро-
генным подэтапом связывают медно-порфировые мес-
торождения Тихоокеанского кольца. Третий подэтап
представлен третичными континентальными поясами
с благороднометальной, олово-вольфрамовой минера-
лизацией, проявлениями алмазоносного кимберлито-
вого и редкометального карбонатитового магматизма.
В геоисторической металлогении намечаются два
рубежа — 3,8 и 2,5 млрд лет. С первым связано появле-
461
Глава 18
ние магматических и гидротермальных (колчеданных)
месторождений базальтоидной серии и метаморфо-
генных пегматитов. Второй рубеж маркирует начало
образования гранитоидных месторождений — альби-
титовых, грейзеновых, скарновых и гидротермальных.
Изложенная схема периодичности формирования
месторождений наиболее объективно отражает цик-
личность и последовательность рудообразования для
каледонского и герцинского этапов. Во всех остальных
случаях она существенно отклоняется от принятой те-
оретической модели. Особенно много расхождений
в интерпретации докембрийской истории, где предло-
женная трехчленная цикличность в выделенных эта-
пах почти не соблюдается.
Периодичность образования месторождений
с учетом моВинистских представлении
Анализ накопленного мирового фактического ма-
териала по условиям образования и пространственно-
временным соотношениям между геолого-петрологи-
ческими тектоническими характеристиками и место-
рождениями полезных ископаемых показал, что
металлогенические эпохи представляют собой непо-
вторимые моменты в истории эволюции нашей плане-
ты. Развитые в их пределах рудные провинции, пояса,
районы, поля и месторождения являются продуктами
особых уникальных эволюционных явлений.
Опираясь на теоретические разработки В. Е. Хай-
на, О. Г. Сорохтина, С. А. Ушакова, А. А. Сидорова
и других исследователей, в истории нашей планеты
можно выделить пять основных металлогенических
периодов: 1) тонких литосферных плит; 2) высокой
тектонической активности, появление мощной конти-
нентальной коры и ядра Земли; 3) возникновение пер-
вых суперконтинентов, 4) слабой тектоно-магматичес-
кой активности; 5) циклического функционирования
механизма тектоники литосферных плит (табл. 18.1).
/. Период тонких литосферных плит (3,8—3,0 млрд
лет) характеризуется однородным тектоническим ре-
жимом (активность 7—10 эрг/с), средними скоростя-
ми движения тонких короткоживущих (16 — 50 млн
462
криодичносгсь, длитвльаость и глубинные дрдвнп рБразпвания месторождений Д|
лет) литосферных пластин — 5 — 50 см/год. В этот пе-
риод активно формировалась первичная континен-
тальная кора со скоростью 3,2—3,6 км3/год и суммар-
ный ее объем составил около 15% от современной. Воз-
никшие массивы гранитоидов характеризовались
натриевым профилем. Одними из характернейших
особенностей периода являются эпохи складчатости
и тесно с ними ассоциирующие (предшествующие)
гранит-зеленокаменные пояса. Выделяется по край-
ней мере шесть таких эпох: 3,80; 3,70; 3,65; 3,56; 3,50;
2,98 млрд лет. На это время приходится первый наибо-
лее грандиозный пик в образовании пегматитовых
провинций и полей (3,38 — 3,42 млрд лет).
В описываемый период формировались первичные
металлогенические праформации мантийного, рифто-
генного и эпиконтинентального профиля. Эндогенно-эк-
зогенная активность Земли обусловлена восходящими
потоками флюидов (тепловой поток через поверхность
составляет 10 эрг/год). Согласно А. А. Маракушеву, спе-
цифика петрологической эволюции Земли заключалась
в том, что на самых ранних этапах (4,0 млрд лет) в земных
недрах протекали все три тектоно-магматических про-
цесса — рифтогенез, незгенез и орогенез.
Рифтогенез — зоны и области (депрессии) макси-
мального утонения земной коры (главным образом
океанической). При этом мантия разуплотняется до
глубины 15 км, и этот процесс прямо коррелируется
с объемом излившихся базальтов с низкой щелочнос-
тью. Происходит флюидная дебазификация мантий-
ного вещества в результате метаморфизма (развитие
пироксена, флогопита и амфиболов, замещающих
оливин) и последующее внедрение интрузивных ульт-
раосновных пород.
Незгенез — процесс воздымания в вулканических
депрессиях подводных хребтов и островных архипела-
гов; он характеризует более высокую степень эволю-
ции планетных кор и маркируется проявлениями ще-
лочного магматизма.
Орогенез — воздымание складчатых сооружений
и кратонизация — превращение их в плоские равни-
ны (платформы), покрытые горизонтально лежащими
осадками. Утолщение коры связано с тектоническим
скучиванием и внедрением плит в верхнюю мантию. Чио
Глава 18
Таблица 18.1.
Эволюция Земли и рудообразование.
(По О.Г. Сорокину и С.А. Ушакову).
Шкала време- ни млн лет Основные гео- лого- металлогсни- чсские периоды Этапы по В.И.Смир- нову Этапы по В.Н.Ко- зеренко Цикличность конвективного развития, млн лет Текто- ническая актив- ность, пТО20, эрг/см Средняя скорость движения литосфер- ных плит, см/год Скорость рос- та (км’/год) и объем (%) континен- тальной ко- ры
1 2 3 4 5 6 7 8
0 V. Глубинно- мантийная дифферента- Альпийский 4 8 0,28
цня, цикличе- Киммерии- Пангея
ское функ- ционирование ский - 3%
механизма тек-
тоники плит Герцинский VI
500 Каледонский нсохрон 570 5 0,50
1000 IV. Многократ- Байкальский Гондвана
ная переработка первичной ко- Лавразия 7 10-11
ры, слабая ме- 470
таллоге- Гренвиль-
1500 ническая актив- ский IV
ность Готский мезо- 410 Мегагся 8 30 1,0
Ш. Первые су- перконтиненты хрон III
2000 (начало деист-
вня механизма 380
тектоники плит) II
2500 Карельский Моногея I 10 50 2,0
21 200
Беломорский
464
Периодичность, ряшить и гпубинные уровни пБраздвания местпрожует 1
Скорости формиро- вания РУДНЫХ провинций Время фор- мирования крупных и уникальных месторож- дений, млн лет Примеры месторожде- ний рудных провинций Количе- ство рудных форма- ций Главные эпохи фор- мирования месторож- дений, млн лет Максимумы легматитообразовання
железных кварцитов золота олова
9 10 11 12 13 14 15 16
Cu-Мо Чуки- камата 0-1,0
325-370 15 220- 400
Формиро- вание руд- ных про- винций и место- рождений только в повышен- но- скорост- ных ре- жимах 450-550 800-1000 Колчеданы Урал. Сев. Кавказ Колчеданы Скандина- вия, Аппала- чи Pb-Zn- Холодкин- ское, Горев- ское 7 5 370-410 550-600 1000- 1100 1500- 1550
1800-2000 1800-1900
Месторо- ждения образова- лись при больших скоростях тектони- ческих дефор- маций в короткое время 2285-2300 Cu-Ni Садбе- ри, Печеига; колчеданы Брокен- Хилл, Ма- унт-Айза, Оутокумпо, Болиден; Аи- Хоумстейк, Сухой Лог; Cr-Pt- Бушвельд; Сц-Удокан 5 1800-2400 2300-2800 1800 2050 1900- 2000
465
Глава 18
Образование ядра
3000 II. Формирова- ние основной массы конти- нентальной ко- ры I. Тонкие лито- сферные плиты. Эпохи складча- тости и пояаяе- Кольский архео- хрон Период 3,8-2,6 млрд лет— 16 циклов, сначала по 20- 50 млн лет, а в конце — 200 млн. лет. Пластины раз- мером сотни км, их мощ- 15 25 7 120 270 5 50% 7,1 3,3-3,2 15%
3500 4000 ния зеаенока- менных поясов Гренланд- ность меньше 30 км, время существо- вания меньше 16 млн лет 10 50 3,6 3,3
скин
466
В срв^ичносшь, ^лшпельнрсшь it гщЗдшые дровни ut разпвания мвашцшжунцд —
Повышен- но- скорост- ные режи- мы фор- мирова- ния риф- тов, ка- лиевые гранитои- ды Низкие скорости растяже- ния в платфор- менных плитах (меньше 1О ис ) 2600-3000 2900-3500 3700-3800 Аи-Витва- тсрсракд, Колар, Кал- гурпи Пегматиты слюдяные и рсдкомс- тальныс — Анабар, Джугджур Fc-Hcya. Абитиби 4 2800-2950 3300-3700 2950-3025 3380- 3420
467
Глава 18
Происходит разуплотнение вещества в результате де-
базификации и метаморфизма под воздействием глу-
бинных потоков флюидов, которые окисляются и пре-
вращаются в водные флюиды. По осадочным комплек-
сам развивается андезитовый и гранитный магматизм.
Наиболее древними являются железистые кварциты
комплекса Исуа в Гренландии (3,78 млрд лет) и пояса
Абитиби в Канаде; осадочно-вулканогенные железис-
тые лептитовые формации типа Алгома (Кируна, Шве-
ция; Оленегорское, Россиян др.) (3,3 —3,7 млрдлет).
С гранитоидными полями ассоциируют мусковито-
вые пегматиты Анабарского щита, Джугжура и редко-
метальные пегматиты с Nb, Та в Западной Австралии,
Бразилии, Африке с возрастом 2,9 — 3,5 млрд лет.
С базальтоидными комплексами зеленокаменных
поясов связаны месторождения: хромитов в анортози-
тах (3,5 млрдлет); медно-никелевых руд в коматиитах —
(3,0; 3,4 млрд лет); колчеданов Австралии (3,4), Канады
(3,4), Южной Африки (2,6 —3,4) и Северной Америки
(2,9); золота — Калгурли в Австралии — 2,8 — 3,2.
II. Период высокой тектонической активности, по-
явления мощной континентальной коры и ядра Земли
(3,0—2,7млрдлет) характеризуется мощными складча-
тыми деформациями, охватившими всю кору, резким
ускорением и усилением тектоно-магматической дея-
тельности, которая в это время была максимальной
в истории Земли — 15 —25-10 эрг/с. Появились более
крупные литосферные пластины размером сотни км
с периодом существования до 200 млн лет; существен-
но увеличились скорости движения плит, достигая на-
ибольших из установленных — 120 — 270 см/год.
Процессы дифференциации вещества мощно проте-
кали в пределах коры и самых верхних частей мантии,
где температуры достигали 1750°С. С гигантскими ско-
ростями происходил рост объема континентов в интер-
вале времени 3,1— 2,5 млрдлет — сначала скорость при-
роста достигала 7,1 км3/год, а в конце около 2,0 км3/год.
В целом в этот период образовалось более 50% всего со-
временного объема континентальной коры. Одной из
главнейших особенностей петрологической эволюции
магматизма описываемого времени явилась смена на-
триевого гранитного магматизма калиевым.
Ивриидичносшь, дпшпельноопь и глубинные уровни оДразованм месшорождншй I
Наиболее важным металлогеническим событием пе-
риода явилось образование крупных и уникальных эк-
зогенных россыпных, гидротермально-осадочных и оса-
дочных месторождений золота и урана в конгломератах
провинции Витватерсранд (2,75 млрд лет); эпиконтинен-
тальных железистых кварцитов КМА (Михайловское,
Стойленское и др.); гидротермальных золоторудных по-
лей Австралии (Калгурли); Индии (Колар) и Канады.
III. Период возникновения первых суперконтинен-
тов и начала функционирования механизма тектони-
ки литосферных плит (2,7—1,8 млрд лет). Предполага-
ют, что в этот период тектонический режим нашей
планеты стабилизировался и приобрел однонаправ-
ленное петрологическое и металлогеническое разви-
тие. В рассматриваемое время возникли одни из круп-
нейших структур — Моногея (2,60 — 2,30 млрд лет)
и Пангея (2,30— 1,90 млрд лет). Подобное соединение
континентальных плит в единый гигантский суперкон-
тинент протекало в режиме умеренной механической
активности (10 —5-10 эрг/с) и понижающихся скоро-
стей перемещения плит (50 — 30 см/год).
Возникшие объемы новых океанических плит почти
компенсировались поглощением корового материала
в глобальной системе зон субдукции. Приращения кон-
тинентальной коры составляли около 0,4 —0,5 км3/год.
Существовавшие последовательно Моногея и Пангея
на значительный период (300 и 380 млн лет) термодина-
мически изолировали мантию, что способствовало под-
держанию в ее верхней части высоких температур
и стимулировало аномальный щелочной магматизм —
плутоны анортозитов и гранитов-рапакиви. С анорто-
зитовым поясом Квебека связаны крупнейшие в мире
месторождения титана (Лак Тио). В конце периода
(1,8 —2,0 млрд лет) произошел второй в эволюционной
истории Земли импульс пегматитообразования.
Гранитный магматизм орогенных поясов с калие-
вым уклоном сопровождался появлением мусковито-
вых и редкометальных пегматитов Беломорья, Майской
провинции Забайкалья (1,8 млрд лет); формированием
олово-вольфрамовых скарнов Карелии и гидротермаль-
ных золоторудных месторождений (1,8 —2,0 млрд
лет) — Хоумстейк, Сухой Лог, Кобальт и др.
468
Глава 18
С базальт-липаритовыми вулканическими форма-
циями рифтогенных поясов (периконтинентальных,
срединно-океанических, островодужных, трансформ-
ных) связаны обширные провинции колчеданных мес-
торождений в Австралии (1,75 млрд, лет) (Брокен-Хилл
и Маунт-Айза), в Северной Америке (1,7—1,0 млрд
лет), Швеции (Болиден, 1,9 млрдлет), Финляндии (Оу-
токумпо, 1,8 —2,3 млрд лет), Карелии (2,0 —2,2 млрд
лет) и других регионах мира.
С областями тектоно-магматической протоактиви-
зации интрузивного, вулканического и метасоматиче-
ского профиля ассоциируют крупные и уникальные
расслоенные ультраосновные массивы в Южной Аф-
рике (Бушвельд, хром-платина, 1,95 млрдлет), в Канаде
(Садбери, медь-никель, 1,8 —2,0 млрдлет), наКольском
полуострове (Печенга, медь-никель, 1,80 млрд лет)
и др. В ультраосновных комплексах на заключитель-
ных стадиях их развития формировались карбонати-
товые месторождения с медной минерализацией
(Южная Африка), а в линейных зонах — урановые
и редкометальные альбититовые месторождения.
Огромнейшие континентальные пространства, раз-
рушающиеся орогенные пояса, мелководные эпиконти-
нентальные морские палеобассейны, изменения газо-
вого состава атмосферы и, главное, эндогенные флюид-
ные потоки — все это способствовало возникновению
уникальных провинций: 1) с осадочными железными
формациями на Украине (Кривой Рог), в России (КМА,
Костомукша), в Австралии (Хаммерсли); 2) с месторож-
дениями медистых песчаников Удокана (1,8 — 2,1 млрд
лет), ураноносных конгломератов Элиот-Лейка
(2,2 млрд лет), марганцевых месторождений Индии
(1,7 —2,3 млрд лет) и многих других рудных объектов.
Золотоносные конгломераты завершали предыду-
щий период. Для них было характерно в парагенезисе
с золотом широкое развитие пирита и уранинита. Рас-
сматриваемый период также завершают крупные про-
винции золоторудных конгломератов (Южная Африка,
Тарква и др.). В них в отличие от древних конгломератов
главным сопутствующим минералом является гематит.
На завершающих стадиях периода в эксгаляционно-
осадочных месторождениях формировались полевош-
патовые породы, обогащенные свинцом. Свинец — ин-
470
Вериодичннсшь, дпительноь о глдДинные дровни оДразования мвсторрждвний И1
дикатор мантийной активности, обусловленной плитой
Пангеи. Возникновение синхронно месторождений
свинца, заражение морских бассейнов серой, широкое
распространение пиритоносных фаций и накопление
в бассейнах мощных толщ эвапоритов — все это и пре-
допределило образование крупных и уникальных колче-
даноносных полиметаллических провинций. В отличие
от аналогичных месторождений предыдущих периодов
здесь отмечаются аномальные концентрации свинца.
Поглощение серы и диоксида углерода океаничес-
кими водами способствовало накоплению кислорода
в атмосфере, энергичному окислению железа и обра-
зованию огромных осадочных бассейнов с формация-
ми железистых кварцитов.
IV. Период слабой тектономагматической и метал-
логенической активности (1,8—0,6 млрд лет) характе-
ризуется относительно стабильным геотектоническим
режимом и отсутствием кардинальных перестроек пла-
нетарных геологических структур. В течение 800 млн
лет практически не образовывались крупные рудные
районы и провинции. Оживление эндогенной металло-
генической активности началось в конце периода. В от-
резке времени 1,0 — 0,6 млрд лет формировались колче-
данно-полиметаллические месторождения, ассоцииру-
ющие с базальтоидным магматизмом, в Северной
Америке и на Сибирской платформе (Холоднинское,
Горевское и др.), а также магматические титаномагне-
титовые руды Норвегии (Егерзунд), Канады (Лауренс
Ривер) и России (Урал, Кусинское). В течение этого ог-
ромного по длительности периода последовательно
сменилось три цикла конвективного развития Земли.
Наиболее значительные изменения в строении земной
коры и мантии были связаны с пятым циклом, начав-
шимся с образования гигантских суперконтинентов —
Гондваны и Лавразии. Вероятно, влияние этих струк-
тур на характер и интенсивность дифференциации ве-
щества в верхней мантии привело к активизации отме-
ченных выше рудно-металлогенических процессов.
V. Период циклического функционирования меха-
низма тектоники литосферных плит (0,6—0,0 млрд
лет) характеризуется усилением тектоно-магматичес- 4/1
Глава 18
кой активности и ускорением циклического развития
мобильных поясов. В течение каледонской и герцин-
ской эпох складчатости формировались типичные
асимметричные геосинклинальные системы с четкими
трехчленными циклами развития. Особенностью дан-
ного периода является перемещение фронта диффе-
ренциации вещества на глубинные мантийные уровни.
Определяющее влияние на течение металлогенических
процессов оказал начавший формироваться в раннем
палеозое единый суперконтинент Пангея. Он просуще-
ствовал до начала мезозоя. Начиная со средней юры,
Пангея была расколота на ряд континентов, между ко-
торыми образовались современные молодые океаны:
Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый.
Киммерийская и альпийская металлогения уже
полностью контролировалась механизмами тектоники
литосферных плит в их наиболее исследованном тео-
ретическом варианте. К этому времени основные фи-
зические параметры земной коры практически завер-
шили свое формирование. Объемы возникающей
в срединно-океанических хребтах океанической коры
примерно равны объемам коры, поглощаемой в зонах
субдукции. Последние превратились в основные гене-
раторы эндогенного рудообразования. Жесткие кон-
тинентальные плиты вместе с мощными (сотни км)
корневыми частями превратились в малоподвижные
системы с неуклонно понижающимися скоростями го-
ризонтальных перемещений и часто меняющимися
векторами таких движений.
С нижнего палеозоя начался процесс усиления глу-
бинной рудно-магматической активности. Многократ-
ная переработка огромных масс осадочных и извержен-
ных горных пород в зонах субдукции качественно изме-
нила характер дифференциации и, как следствие,
концентрации рудного вещества. Резко, более чем в два
раза по сравнению с предыдущим периодом возросло
число рудных формаций. Широкое развитие получили
такие новые формации как сурьмяно-ртутная, вольфра-
митовая грейзеновая, медно-молибденовая, золото-
кварц-халцедоновая и много других. Для периода харак-
терно образование необычайного разнообразия генети-
ческих и промышленных эндогенных и экзогенных
типов руд. В это время возникли все месторождения
472
Иерипдичнпсть, длительность и глдВшшыи уровни образования мвстррождений Л
бокситов, каолинитов, серы, морских и континенталь-
ных россыпей и многих других рудных скоплений.
Длительность формирования месторождений впол-
не сопоставима с продолжительностью геологических
процессов и прежде всего временем образования гор-
ных пород. Непосредственные определения абсолют-
ного возраста ранних и поздних рудных минеральных
ассоциаций указывают на то, что рудообразование мо-
жет протекать во временном интервале в зависимости
от генетической природы и стабильности рудно-метал-
логенических процессов от тысяч до десятков млн лет.
В короткие отрезки времени до десятков тысяч лет воз-
никают жильные и штокверковые месторождения, ас-
социирующие с гранитоидным магматизмом. Более
длительные эпохи (5—10 млн лет) необходимы для фор-
мирования осадочных железорудных пластов или руд-
ных комплексов расслоенных ультраосновных масси-
вов (Бушвельд, ЮАР; Садбери, Канада).
Уровни глубины образования месторождений ус-
ловно разделяют на четыре категории (в км): припо-
верхностную (0,0—1,5), гипабиссальную (1,5 —3,5),
абиссальную (3,5— 10,0) и ультраабиссальную (боль-
ше 10). Приповерхностные месторождения представ-
лены всей гаммой экзогенных накоплений, вулкано-
генными и эксгаляционно-осадочными рудами. Их
формирование протекало в обстановке обилия кис-
лорода, при низких давлениях и температурах.
Для руд характерны колломорфные и мелкозернис-
тые минеральные агрегаты и развитие околорудных
ореолов аргиллитизации, цеолитизации, хлоритиза-
ции и окварцевания.
Гипабиссальный уровень наиболее богат разнооб-
разием рудных образований. Здесь локализуются
практически все промышленно-генетические типы эн-
догенных месторождений. Эта область преимущест-
венного развития гидротермальных, скарновых и маг-
матических в расслоенных интрузиях скоплений по-
лезных ископаемых.
Абиссальная зона беднее рудными образованиями,
чем две предыдущие. Здесь формируются главным об-
разом альбитит-грейзеновые, карбонатитовые, пегма-
титовые и часть магматических (хромитовые и титано-
магнетитовые) месторождений, ассоциирующих 473
Глава 18
с крупными гранитоидными, основными и ультраос-
новными плутонами.
В ультраабиссальной зоне образуется небольшая
группа метаморфических месторождений (дистено-
вые, силлиманитовые и андалузитовые сланцы, рутил,
корунд и некоторые другие). Кроме того, здесь испы-
тывают значительные преобразования руды, сформи-
рованные на отмеченных выше глубинных уровнях.
Речь идет прежде всего о имеющих важное промыш-
ленное значение метаморфизованных месторождени-
ях железа и марганца.
Таким образом, в пределах тонкой верхней оболоч-
ки земной коры мощностью около 15 км, так называе-
мой рудосферы, концентрация полезных ископаемых
наиболее значительна на приповерхностном и гипа-
биссальном уровнях. Ниже интенсивность рудообра-
зования уменьшается и в ультраабиссальной зоне
практически прекращается.
Выделяют четыре типа источников рудного веще-
ства: 1) ювенильный, магматический, связанный
с разнообразными магмами, 2) ассимиляционный,
возникший при захвате расплавами ранее образовав-
шихся минеральных масс, 3) выщелоченный водными
растворами из вмещающих пород и 4) экзогенный, об-
разованный в результате выветривания континен-
тальных пород и перевода части соединений либо
в истинные растворы, либо во взвеси и сноса их в вод-
ные бассейны.
Из магматических расплавов рудное вещество отла-
гается в результате процессов дифференциации, либо
кристаллизационной, либо ликвационной. Из водных
растворов и рассолов выпадение твердого вещества
происходит под влиянием каогуляции, перенасыще-
ния, химических реакций, биохимических преобразо-
ваний, резкого падения температур и давлений, изме-
нения pH и Eh среды, контрастных изменений электри-
ческих и магнитных полей и механического отложения
тонких взвесей.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В данном учебнике приведены основные сведения
по геологии месторождений полезных ископаемых,
включающие базовые понятия, классификации место-
рождений, описание их генетических типов, основы
учения о структурах рудных полей и месторождений и
минерагении. В целом материал соответствует учебной
дисциплине «Основы учения о полезных ископаемых»
или, как ее ранее называл академик В.И. Смирнов, «Ге-
ология полезных ископаемых». Это второе издание ав-
торов. Первое вышло в 1997 г. (Старостин В.И., Игна-
тов П.А. Геология полезных ископаемых. М.: Изд. МГУ.
1997) и успешно используется студентами вузов Рос-
сии. По сравнению с ним материал существенно об-
новлен. Впервые охарактеризованы особенности круп-
ных и уникальных месторождений, которые определя-
ют основное поступление промышленных продуктов
минерального сырья на мировой рынок. Описаны тех-
ногенные месторождения полезных ископаемых. При-
ведена классификация отходов, которые могут быть
техногенным минеральным сырьем. Для удобства обу-
чающихся предложен краткий словарь использован-
ных терминов.
Основное внимание уделено месторождениям по-
лезных ископаемых, освоение которых имеет наи-
большее значение при использовании геологического
пространства недр. Приведены основные сведения и
понятия из области учения о полезных ископаемых.
При описании месторождений по каждому типу при-
ведены экономическое значение полезных ископае-
мых, характерные геологические особенности место-
рождений, представления об их происхождении.
Несмотря на то, что имеются современные учебни-
ки по дисциплине «Структуры рудных полей и место-
рождений» (Старостин В.И., Дергачев А.А., Семин-
ский Ж.В. М.: Изд. МГУ, 2002. 352 с.), авторы посчита-
475
Заключение
ли целесообразным привести основные сведения в
данном учебнике. Также с позиций комплексного ана-
лиза оруденения в данной работе приведены основы
минерагении. При этом показано два принципиально
разных подхода: классическая металлогения с пози-
ций учения о геосинклиналях и металлогения, в осно-
ве которой лежит современная геодинамика.
При изложении материала авторы использовали
свой многолетний опыт преподавания данной дисцип-
лины в стенах Московского государственного универ-
ситета им. М.В. Ломоносова и Московского государст-
венного геологоразведочного университета (бывшего
МГРИ).
Представляется, что данная работа должна быть ис-
пользована студентами, магистрантами и аспиранта-
ми, обучающимися по направлениям 650100 — «При-
кладная геология» и 553200 — «Геология и разведка», а
также специалистами, работающими в геологоразвед-
ке и горной промышленности.
Авторы будут благодарны всем заинтересованным
лицам за критику и пожелания по данной работе, кото-
рые можно присылать по адресам: 119899, Москва, Во-
робьевы горы, МГУ, Геологический факультет, Старо-
стину В.И. E-mail: star@geol.msu.ru и 117873, Москва,
ГСП-7, ул. Миклухо-Маклая, д. 23. МГГРУ, Игнато-
ву П.А. E-mail: pignatov@rol.ru.
краткий терминологический словарь
Абиссальные интрузии — массивы, застывавшие на боль-
ших глубинах (20 км и более).
Активный слой — нижняя часть руслового потока, обога-
щенного твердыми частицами.
Аллиты — породы коры выветривания, содержащие сво-
бодные гидрооксиды железа, алюминия и минералы группы
каолинита.
Алуниты — метасоматиты, в которых породообразующим
является алунит KAl3(OH)6|SOj.
Альбитит — щелочной метасоматит, в котором ведущим
породообразующим минералом является альбит. Среди таких
альбититов различают: фениты — калиевый полевой шпат
(кпш) — альбитовые породы, сопровождающие карбонатиты;
железо-ураноносные альбититы с альбитом, флогопитом,
кальцитом, хлоритом и эпидотом или рибекитом и эгирином;
ураноносные эйситы с альбитом, кварцем, кальцитом и акцес-
сорным апатитом.
Андезитовая формация (островодужная) — ассоциация
вулканических и субвулканических базальтов и андезитов
с незначительным развитием кислых разностей, образован-
ная в субмаринных и континентальных условиях в краевой
части окраинных морей активных окраин континентов.
Апвеллинг — восходящие потоки глубинных океаничес-
ких вод обогащенные фосфором и другими биофильными
элементами.
Апикальная часть — верхняя, часто куполообразная часть
интрузивного массива.
Апикальный выступ интрузива — его верхняя часть, часто
имеющая купольную форму.
Апо — приставка, указывающая на метасоматическое за-
мещение исходной породы, например, апограниты или апо-
карбонатные грейзены.
Апогранит (альбитит) — лейкократовая (светлоцветная,
где мало железосодержащих минералов) редкометальнонос-
ная порода гранитного состава, мелкозернистой и порфиро-
вой структуры, в основной массе которой развит альбит, а во
477
|Краткий термннологнческнй словарь
вкрапленниках — кварц, амазонит (зеленый микроклин), му-
сковит, рибекит, эгирин или авгит.
Апофиза — вытянутая часть (ответвление) интрузии, дай-
ки или жилы.
Аргиллизиты — метасоматиты, имеющие кварц-глинис-
тый (гидрослюда, хлорит, монтмориллонит, каолинит) состав.
Ассимиляция магматическая — поглощение расплавом
части вмещающих его пород.
Астроблемы — округлые депрессии кратерного вида, ко-
торые имеют признаки космоударного происхождения.
.Базальт-андезит-риолитовая формация (контрастная) —
ассоциация вулканитов разного состава, образованная в кон-
тинентальных условиях орогенеза (в активных окраинах кон-
тинентов).
Березит — метасоматическая порода, состоящая из кварца,
серицита, железистого кальцита (анкерита), хлорита и пирита.
Биметасоматоз — метасоматические образования на кон-
такте двух разных по составу минеральных сред без привноса
компонентов.
Бластез — явление вязкого пластического течения веще-
ства горной породы, которое может получаться в условиях вы-
соких давлений, получающихся в зонах разломов на значи-
тельной (более 10 км) глубине.
Бластомилониты — тонко- и микрозернистые породы,
имеющие флюидальную текстуру и образованные в результа-
те бластеза.
Бокситы — алюминиевая руда, состоящая из гиббсита, бе-
мита, диаспора и кремнезема при содержании А12О3 более
28% и кремневом модуле (Al2O3/SiO2) более 12.
Будины (будинирование) — линзовидно-округлые обра-
зования обвальцованных жестких пород или минералов (на-
пример, кварца), расположенные внутри мелко перетертых
микрокристаллических пород в зонах разломов.
Виды минерального сырья выделяются по: видам промы-
шленности (металлические для металлургии, неметалличес-
кие — горнохимическое, горноиндустриальное, строитель-
ное, энергетическое сырье и т. д.); фазовому составу (твердые,
жидкие, газообразные); полезным компонентам (породы, ми-
нералы, элементы); юридическим и политико-экономическим
требованиям (общераспространенные и необщераспростра-
ненные, находящиеся в федеральном и местном управлении,
стратегические и прочие).
Влтавиты — каплевидные выделения тектитового стекла
бутылочно- зеленого цвета, имеющие ювелирное значение.
Краткий терминологический словарь
Вскрышные породы (пустые породы) — горные породы,
которые извлекаются из недр вместе с рудной массой.
Вулканический пояс — ассоциация вулканических пород,
слагающая протяженные на тысячи км и шириной сотни км
образования мощностью до первых десятков км, сформиро-
ванная за длительный период (десятки млн лет).
Вулкано-плутоническая ассоциация (формация) — еди-
ный ряд эффузивных и интрузивных пород, имеющих прост-
ранственную, временную, петрохимическую и генетическую
связи (единый магматический очаг).
Газо- и гидроразрыв — явления объемных хрупких де-
формаций за счет дегазации или резкого превышения гидро-
статического давления фильтрующейся жидкости по сравне-
нию с прочностью пород.
Генетические типы подземных вод: метеорные (вадоз-
ные, инфильтрационные), прямо связанные с поверхност-
ными водами; седиментогенные (формационные, талассо-
гениые), захороненные воды морских осадочных толщ;
ювенильные (перворожденные), к которым относят магма-
тогенные остаточные растворы и воду, которая может по-
лучиться из потоков водорода из мантии; метаморфоген-
ные, генерируемые при регрессивном метаморфизме (диа-
фторезе).
Географо-экономические параметры характеризуются
транспортной инфраструктурой, обеспеченностью энергией
и персоналом района расположения месторождения и стои-
мостью имеющегося полезного компонента.
Геохимические барьеры — участки на путях миграции
компонентов, на которых происходит их осаждение в виде
резких изменений Eh, pH, минерализации, состава раство-
ров, сорбционной емкости среды или (и) скоростей потоков.
Геоэкологические параметры включают ценность земель
отчуждения при освоении месторождения и затраты на очи-
стку поверхностных и подземных вод, атмосферного воздуха
и рекультивацию ландшафтов.
Гидродинамические системы — системы подземных вод
(грунтовых безнапорных, артезианских напорных, трещин-
ных напорных, трещинных напорных термальных (гидро-
термальные).
Гидротермально-осадочный (вулканогенно-осадочный,
эксгаляционно-осадочный) процессы — породо- и рудообра-
зование одновременное с образованием осадочных пород (се-
диментацией и диагенезом), в котором участвуют термальные
воды, вулканические газы и вулканический пепел.
Краткий тврминвлвгическнй слонарь
Гипабиссальные интрузии — массивы, застывшие неда-
леко (1,5 — 3 км) от поверхности Земли.
Гомодромные ряды вулканических и интрузивных се-
рий — последовательная во времени смена от ультраоснов-
ных, через основные, средние к кислым их разностям, анти-
дромные ряды — обратные взаимоотношения.
Горнотехнические параметры включают условия и эле-
менты залегания рудных тел, обводненность и загазованность
месторождений, физико-механические свойства руд и вме-
щающих их пород.
Грейзен — кварц-слюдистая (биотит, мусковит, циннваль-
дит, лепидолит) порода с заметным количеством флюорита,
топаза, турмалина и берилла.
Грязевой вулканизм (гидровулканизм) — вулканические
извержения газов и грязей с обломками осадочных пород,
связанные с высвобождением воды, углекислого газа и угле-
водородов из зон аномально-высоких пластовых давлений
с глубин до первых километров.
Джаспероиды — низкотемпературные метасоматиты,
сложенные микрозернистым кварцем и часто содержащие
переотложенное углеродистое вещество, развиваются по пер-
вично карбонатным породам.
Диагенез — стадия преобразования обводненного, обыч-
но илистого осадка в осадочную горную породу, происходя-
щая на дне водоемов.
Динамометаморфизм (стресс-метаморфизм) — измене-
ния горных пород в зонах крупных разломов, сопровождается
рассланцеванием, кливажом (трещиноватостью), будиниро-
ванием, милонитами, катаклазом, тектоническими брекчия-
ми, бластезом.
Диффузионный метасоматоз — метасоматические обра-
зования около жил или на контакте интрузия и карбонатные
породы, происходящие только за счет массообмена.
Дуниты — породы, содержащие более 90% оливина с пре-
обладанием форстерита (Mg2SiO4 — 87 — 88%) над фаялитом
(Fe2SiO4), с примесью хромита (FeCr2O4) и энстатита (пирок-
сена — Mg2Si2O4).
Железная шляпа — верхняя часть окисления сульфидных
рудных тел, состоящая в основном из гидроксидов железа.
Запасы руд, представляющие собой оконтуренные под-
считанные и предварительно оцененные массы руд или ком-
понентов;
Зона окисления — приповерхностные преобразования
рудных залежей, обусловленные окислением, гидратацией,
Краткий мерминвмгнчЕСиО старь
растворением и выщелачиванием составляющих их мине-
ралов.
Зональность рудных месторождений и рудных полей мо-
жет быть вертикальной относительно гранитного массива.
По Эммонсу, она выражена рядом от контакта с гранитом:
W+Mo + Sn Cu + Pb + Zn -> U+Ag + Co + Ni + Bi ->
Fe + Sb + Hg + CaF2 + BaSO4 и более сложным.
Зоны аномально высоких пластовых давлений (АВПД) —
участки в коллекторах, отличающиеся резко повышенными
пластовыми давлениями, которые не соответствуют литоста-
тическому давлению. АВПД часто сопутствуют нефтегазовым
районам и сопровождаются грязекаменным вулканизмом.
Изоморфизм — явление замещения однотипных ионов
одних элементов в кристаллах другими без изменения мине-
рального вида.
Изохимические реакции — реакции изменения фазового
состава минералов, происходящие без изменения их химсо-
става, например, халцедон — кварц, лейкоксен Ti(OH)4 — ру-
тил TiO2, известняк — мрамор, уголь — графит, марказит —
пирит, вюртцит — сфалерит, лимонит — магнетит, гидрослю-
да — мусковит, бемит А1О(ОН) —- диаспор А1О(ОН).
Импактиты—породы, образованные космоударным путем.
Инфильтрационный артезианский бассейн (инфильтра-
ционный гидродинамический режим) формируется за счет
гидростатического напора при преобладании метеорных вод,
нисходящих от крыльев бассейна к его центру.
Инфильтрация (инфильтрационный режим) — движение
нисходящих потоков метеорных подземных вод в артезиан-
ских бассейнах и в системах грунтовых вод.
Инфильтрационный метасоматоз — метасоматические
образования, происходящие с привносом компонентов.
Кальдера (взрывная, обрушения, оседания, провальная,
эксплозивная) — циркообразная впадина, образующаяся над
вулканическим жерлом за счет проседания в результате из-
вержений вулкана.
Кальцифир — эндогенная метаморфическая карбонат-
ная порода, включающая кальцит и доломит с примесью гра-
ната, пироксена, форстерита, шпинели, скаполита, плагиок-
лаза и др.
Катагенез — стадия литогенеза, последовательно завер-
шающая диагенез при погружении осадочной породы на глу-
бины от сотен м до многих км, но не доходящая до метамор-
физма. (По некоторым представлениям, частично соответст-
вует цеолитовой стадии метаморфизма погружения).
481
|Кратки» тврминологичвский словарь
Катазона — самые глубинные уровни метаморфического
и тектонического преобразования вещества земной коры, где
преобладают вязко-хрупкие и вязкие деформации.
Катакласты рудные (рудокласты) — обломки руд
осадочного происхождения, часто встречаются в верхних
частях колчеданных залежей и представлены горизонтами с
обломками сульфидных руд.
Катаклаз (катаклазиты) — явление объемного хрупкого
дробления породы, происходящего главным образом по гра-
ницам зерен без их существенного перемещения относитель-
но друг друга. Может получаться за счет тектонических и гид-
рогазоразрывных деформаций.
Качественные параметры включают: содержание глав-
ных, второстепенных (при комплексных рудах) и вредных
компонентов; состав рудных и жильных минералов; текстуры
и структуры руд; технологические характеристики руд.
Кепрок — зональная каменная шляпа над окисленными
частями соляных куполов, включающая снизу вверх: ангид-
рит и гипс, выше пористый известняк с серой и битумами или
нефтью и над ними плотный известняк.
Кимберлит — брекчиевые и массивные (порфировые) по-
роды, состоящие из флогопит-серпентин (по оливину) — карбо-
натной массы с примесью кристаллов оливина, перовскита, иль-
менита, пикроильменита, апатита, алмаза, граната (пиропа) и др.
Кираса — панцирная кора выветривания латеритного типа.
Кливаж — система однонаправленных мелких трещин,
может иметь породное (например, по напластованию) и тек-
тоническое (например, по осевой поверхности складок) про-
исхождение.
Количественные параметры оруденения включают запа-
сы и ресурсы.
Коллектора — породы, обладающие жестким каркасом
и сохраняющие большую эффективную пористость (пески
и песчаники, органогенные, включая рифовые, известняки
и пр.).
Колчедан (колчеданные руды, колчеданные месторожде-
ния) — собирательное название сульфидов Fe (железный кол-
чедан — пирит, марказит, пирротин), Си (медный колчедан —
халькопирит), сульфиды Pb, Zn, Ni, Со, Sn, As.
Комагматические комплексы (комагматы) — интрузив-
ные и вулканические породы, сформированные из единого
магматического очага, что обосновывается близостью их воз-
раста, петрохимического, геохимического состава и прост-
ранственной ассоциацией.
Краткий терминплогическии сппварь
Коматииты — ассоциация метаморфизованных вулкани-
ческих и субвулканических пород ультраосновного, основно-
го и среднего состава, образованных в субмаринных условиях
и слагающих древнейшие архейские зеленокаменные пояса
на щитах древних платформ.
Конседиментационные (синседиментационные) структу-
ры — тектонические складчатые, блоковые и в меньшей мере
разрывные элементы, осложняющие рельеф дна бассейна се-
диментации и формирующиеся во время осадконакопления.
Контракционная трещиноватость образуется за счет не-
равномерной кристаллизации апикальной части интрузии.
Кора выветривания — существенно глинистые зональ-
ные по вертикали приповерхностные преобразования горных
пород, формирующиеся за счет их механического разруше-
ния, окисления, гидратации, растворения и выщелачивания
минералов и деятельности организмов.
Аампроит — щелочио-ультраосновная порода эффузив-
ного облика, содержащая оливин, диопсид, флогопит, лейцит
или санидин, щелочной амфибол (рихтерит) и алмаз.
Латериты — бокситоносные красноцветные породы кор
выветривания тропических зон, состоящие в основном из ка-
олинита, гиббсита, галлуазита, оксидов железа, магнетита
и оксида титана.
Ликвация — процесс разделения жидкости на две или бо-
лее несмешивающиеся жидкие фазы, магматическая ликва-
ция — такое же разделение алюмосиликатных, сульфидных,
карбонатных или фосфатных расплавов.
Лиственит — метасоматическая порода, состоящая из квар-
ца, карбонатов, хлорита, слюд, талька, пирита и актинолита.
Литомарж — кремнистая глиноподобная порода, покры-
вающая латериты.
Литофильные элементы — такие, которые имеют сродст-
во к кислороду.
Ловушки нефти и газа — места антиклинальных и резких
литологических неоднородностей, осложняющих артезиан-
ские склоны и являющиеся очагами разгрузки артезианских
вод. В таких местах могут накапливаться углеводородные зале-
жи, а также руды стратиформных месторождений (Си, Ад, РЬ,
Zn, Sr, U, Re, Se,V, Sc, Y, RRE, S, Hg, B, BaSO4, CaF2, битумов).
Лонсдейлит — алмаз гексагональной сингонии, его крис-
таллы не превышают 0,5 мм, образуется в результате ударно-
го метаморфизма.
Магматическая дифференциация — процесс разделения
расплава путем кристаллизационной дифференциации — вы-
483
|Краткий тврминологнчвский сдоварь
деления из расплава минералов по температуре их плавления
(оливин-форстерит — 1900°С, энстатит — 1550°С, нефелин
и анортит — 1300— 1530°С, оливин-фаялит — 1200°С, пирро-
тин — 1175°С) и разделения его по плотности и вязкости (гра-
витационная дифференциация).
Магматический комплекс — ассоциация магматических
пород и их производных близкого возраста и петрологичес-
ких особенностей, распространенная в определенной струк-
турно-формационной зоне.
Материнская интрузия — интрузия, которая предполага-
ется как расплав, генерировавший пегматит.
Месторождение полезных ископаемых — природное или
техногенное скопление минерального сырья, которое по сво-
им качественным, количественным, горнотехническим, гео-
графо-экономическим и геоэкологическим параметрам соот-
ветствует условиям его рентабельной разработки.
Метаморфизм нагревания (региональный метамор-
физм) — формируется над зонами гранитизации в областях
гранито-гнейсовых куполов.
Метаморфизм погружения — формируется при глубо-
ком залегании горных пород (более 10 км), для осадочных по-
род его можно рассматривать в качестве продолжения ката-
генеза.
Метаморфические месторождения включают метамор-
физованные, метаморфогенные и метаморфогенно-гидро-
термальные и образуются соответственно за счет изменения
уже существовавшего полезного компонента (например, зо-
лота древних россыпей), исключительно за счет метаморфиз-
ма (например, графит) или в результате образования мета-
морфогенных рудоносных водных растворов.
Метаморфические месторождения мобильные, ограни-
ченно мобильные и амобильные, полезные компоненты кото-
рых соответственно формируются без привноси других ком-
понентов (например, антофиллит-асбест), с ограниченным
привносом (например, тальк за счет приноса кремнезема)
и исключительно за счет приноса вещества (например, барит).
Метасоматоз (метасоматиты) — всякое замещение гор-
ной породы, при котором растворение старых минералов
и отложение новых происходит почти одновременно так, что
в течение процесса замещаемые горные породы все время со-
храняют твердое состояние.
Миарола — полость эндогенного происхождения.
Милониты — породы (тектониты), перетертые в зонах
разломов до глинистого размера.
484
Краткий тврмишогичвскиО сноварь
Минеральная парагенетическая ассоциация (парагене-
зис минералов) — такое их срастание, по которому уста-
навливается их одновременное образование в одних усло-
виях, например, эмульсионные выделения халькопирита
в пирите.
Минеральное сырье — природное или техногенное мине-
ральное образование, которое в сыром или переработанном
виде может быть использовано в практической деятельности
человека.
Молассовые и молассоидные толщи (формации) — рит-
мично чередующиеся тонко- и грубообломочные терриген-
ные осадочные породы, образованные в континентальных ус-
ловиях межгорных и предгорных впадин аридных или гумид-
ных областей.
Нефтематеринская толща — выдержанная толща глинис-
тых отложений, обогащенных сапропелевым органическим
веществом (от п% до пх10% Сорг), которая может генериро-
вать нефть и газ в условиях глубокого катагенеза преимуще-
ственно термокаталитическим путем.
Оглеение — процесс бессероводородного восстановления
железа в осадочных породах и почвах, который обусловлива-
ет сизо-голубовато-серую их окраску и развитие хлорит-гид-
рослюдистых новобразований. Для красноцветных пород час-
то называется осветлением.
Олистостромы — хаотические скопления переотложен-
ных обломков и крупных глыб более древних пород (олисто-
литов), формирующиеся во время оползней по склону бассей-
нов (океаническому и др.) в связи с активными поднятиями
и повышенной сейсмичностью.
Осадочно-породные бассейны — крупные депрессии
земной коры площадью от сотен тысяч до млн кв. км, выпол-
ненные мощным чехлом (более нескольких км) осадочных
и реже вулканогенно-осадочных пород (синеклизы, крае-
вые прогибы, межгорные прогибы и впадины, широкие
шельфы).
Офиолитовая ассоциация (офиолиты) — комплекс мета-
морфизованных ультраосновных и основных пород и глубо-
ководных отложений, интерпретируемый как образование
океанической земной коры.
Очаговые структуры — радиально-концентрические
структуры центрального типа, в которых имеются крупные
полифазные и многоэтапные интрузивные тела изометрич-
ной формы, отражающие деятельность разнофокусных маг-
матических очагов, диаметром от 1800 км до п х 10 км.
485
|Краткий терминошический спвнарь
Перидотиты — оливиновые (до 90%) породы с пироксеном
и роговой обманкой с примесью хромшпинелида, граната,
ильменита, анортита, флогопита, корунда и др.
Пески — пластово-линзовидное тело россыпного место-
рождения, в котором содержатся концентрации полезного
компонента, может быть сложено галечниками, гравийника-
ми или песками.
Пирометаморфизм — преобразование горных пород про-
исходящее в экзоконтакте магматического расплава интрузи-
ва и не сопровождаемое значительным метасоматозом.
Письменный гранит (еврейский камень) — горная порода
с пегматитовой структурой.
Плотик коренной или ложный — подстилающие пески
кристаллические или рыхлые осадочные породы россыпных
месторождений.
По условиям залегания месторождения (рудные тела)
могут быть: открытыми, выходящими на дневную поверх-
ность; перекрытыми чехлом рыхлых отложений; слепыми
(скрытыми), залегающими в коренных породах на опреде-
ленной глубине.
Подзона цементации — нижняя часть зоны окисления
сульфидных рудных тел, в которой отмечаются вторичные
концентрации сульфидов меди и железа.
Полезный компонент — горная порода, минерал, химиче-
ское соединение или элемент, которые являются предметом
добычи и промышленного использования.
Порфировые (медно-молибден-порфировые) — плутоно-
генные гидротермальные месторождения, имеющие шток-
верковые рудные тела, связанные с апикальными выступами
гранитов с порфировой структурой.
Промышленный концентрат (промышленный продукт) —
продукт переработки и обогащения руды, который является
предметом поставки для дальнейшего использования в про-
мышленности.
Пропилиты — метасоматиты, имеющие альбит-калишпат-
(адуляр)-кварц-хлорит-эпидот-кальцит-пирит-цеолит-актино-
литовый состав.
Прототектоника — явления линейной неоднородности,
возникающие во время остывания магматической породы,
связанные с магматическим давлением, неравномерной крис-
таллизацией, газовыделением из магмы, движущимся лаво-
вым потоком и пр.
Рассеянные элементы, практически не слагающие собст-
венных минералов (Sc, Re, Hf, Ga, TI, In, Cd).
Кратким тврминпипгичвский словарь
Редкие элементы — те, которые мало распространены
в земной коре, их кларки составляют менее 0,0n% (Li, Rb, Cs,
Be, Ta, Nb, Y, RRE, Zr, Sr, Se, Те, V). Некоторые исследователи
относят к ним и W, Sn, Mo, Bi, Sb.
Ресурсы минерального сырья — предполагаемые неокон-
туренные скопления руд.
Рециклинг (recycling — рециркуляция) — конвективная
гидротермальная система со свободной, вынужденной или
гравитационной конвекцией и перераспределением нагретых
от субвулканического тела метеорных подземных вод и рас-
творенных в них полезных компонентов.
Рециклинговые гидротермальные системы образуются за
счет конвективных тепловых потоков газогидротерм.
Риолитовая (линаритовая) формация — ассоциация кон-
тинентальных вулканических и субвулканических пород кис-
лого состава.
Рифтогенез — этап глобального растяжения земной коры
и образования высокопроницаемых зон раздвига — рифтов
и поступления мантийных и глубинных коровых флюидов
и магм.
Роллы — серповидные редкометальио-ураиовые рудные
тела, формирующиеся в зонах выклинивания внутрипласто-
вого окисления. Ролловые месторождения могут быть эффек-
тивно отработаны способом подземного выщелачивания руд.
Руда — природное или техногенное образование, содер-
жащее полезный компонент в таких концентрациях и фор-
мах, которые предопределяют его добычу из недр. Это поня-
тие включает природный, исторический и технолого-эконо-
мический аспекты.
Рудная формация — группа месторождений со сходными
парагенетическими ассоциациями рудных минералов, типом
вмещающих пород и их околорудных изменений.
Рудное тело (рудная залежь) — оконтуренное в недрах
или на поверхности скопление руды, которое может служить
предметом разработки отдельной горной выработки.
Рудные столбы (бонанцы) — части рудных тел, резко от-
личающиеся увеличенными мощностями или (и) концентра-
циями полезного компонента.
Рудокласгы — обломки и катуны колчеданной и другой
руды в вулканогенно-осадочных отложениях.
Рудоконтролирующими элементами (структурами) счита-
ются такие составляющие геологического строения, которым
подчиняются расположение рудных тел и рудоносных зон
(отдельные разломы, породы определенного состава, метасо-
487
|Краткий иермвиангцчвский сиварь
матиты, сочетание проницаемых и экранирующих образова-
ний и пр.).
Рудоносная зона — совокупность сближенных рудных
тел, которая подчиняется единой геологической структуре,
например, определенному разлому или пласту.
Рудопроявление — скопление минерального сырья, кото-
рое соответствует требованиям промышленности только по
своим качественным параметрам, но не имеет запасов.
Сальтация —- подскакивание твердых частиц за счет вих-
ревых турбулентных воздушных или водных потоков, проис-
ходящих в их основании.
Седиментогенез — стадия накопления осадочного мате-
риала.
Сиаллиты — глинистые продукты выветривания, состоя-
щие главным образом из водных алюмисиликатов с неболь-
шим количеством гидроксидов алюминия.
Сидерофильные элементы — те, которые имеют сродство
к железу.
Силицитовые (яшмовые, углеродисто-кремнистые, ра-
диоляритовые, трепеловые, опоковые, кремнисто-железис-
тые и пр.) толщи или формации — осадки и породы, содержа-
щие повышенное количество биогенного или вулканогенного
кремнезема.
Спилит-диабазовая формация — ассоциация вулканиче-
ских пород основного состава, сформированных в субмарин-
ных условиях, включающая толеитовые базальты — оливин-
содержащие базальты, характерные для осевых частей риф-
тов, зон спрединга (срединно-океанических хребтов).
Спилит-кератофировая формация — ассоциация вулка-
нических и субвулканических пород основного и кислого со-
ставов, образованная в субмаринных условиях.
Срединные массивы — жесткие блоки в пределах склад-
чатых областей, в которых широко распространены граниты,
вероятно, были микроконтинентами.
Стратиформные месторождения — месторождения,
большая часть запасов которых сосредоточена в пластоооб-
разных рудных телах, приуроченных к определенным лито-
лого-стратиграфическим горизонтам и пачкам осадочных
пород.
Тектиты — породы с признаками проплавления и удар-
ных трещин, образованные в результате космоударных яв-
лений.
Тектонические брекчии — брекчии, образующиеся в зо-
нах разломов на небольшой глубине (до первых км).
Краткий шермомнгвчеивВ сиепарь
Термоупругие трещины — происходят за счет различных
коэффициентов теплового расширения разных минералов и,
соответственно, пород.
Торфа — плащевидные покрывающие пески рыхлые оса-
дочные породы россыпей, не содержащие полезных компо-
нентов.
Трансмагматические флюидопотоки — потоки флюидов,
идущие снизу вверх из мантии и проникающие через магма-
тический очаг в земную кору.
Трапповая формация (траппы) — ассоциация базальто-
вых покровов с силлами и дайками габбро-диабазов и долери-
тов, образованная в континентальных условиях в этапы текто-
но-магматической активизации древних платформ (конти-
нентального рифтогенеза).
Трещины магматического давления получаются из-за
объемного вскипания магмы.
Углеродисто-сланцевые и сланцевые (глинистые) толщи
(формации) — отложения, которые накапливались в относи-
тельно спокойных морских условиях шельфа или глубоковод-
ных частей морей и океанов.
Ударный метаморфизм (шоковый метаморфизм) — изме-
нения пород земной коры за счет космоударных явлений.
Ультрамафиты (ультрабазиты) — обычно бесполевошпа-
товые породы, содержащие 30 — 44% кремнезема и включаю-
щие дуниты, перидотиты и др. интрузивные породы, обеднен-
ные SiO2.
Фации вулканических образований: покровные — лавы,
туфолавы, лавобрекчии. туффиты, грязекаменные потоки, те-
фры (пеплы); субвулканические — субвулканические интру-
зии и силлы (межпластовые интрузии); некковые (жерловые)
и экструзивные (верхние части некков); дайковые.
Фации метаморфизма по мере роста давления и темпера-
туры: зеленых сланцев (хлорит-серицит); амфиболитовая
(слюды и амфиболы); гранулитовая (диопсид-гиперстен); эк-
логитовая (гранаты — анатаз — алмаз — коэсит). В скобках
указаны устойчивые минералы.
Фильтрационный эффект (эффект фильтр-мембраны) —
отставание растворенного вещества от растворителя при про-
хождении сквозь полупроницаемый экран, размеры пор кото-
рого сопоставимы с размерами компонентов раствора. Он
объясняется явлениями хемосорбции, электрокинетически-
ми явлениями за счет двойного электрического слоя на по-
верхности пор, гидролизом либо разницей в размерах ионных
радиусов катионов и анионов.
|Краткий шермиоигвческиД словарь
Флишевые и флишоидные толщи (формации) — многоки-
лометровые толщи, сложенные ритмично чередующимися
пластами морских и океанических терригенных песчано-гли-
нистых пород и включающие слои турбидитов (осадков муть-
евых потоков).
Флюиды — соединения газовой фазы, которые выделяют-
ся под большим давлением и при высоких температурах в глу-
боких частях земной коры, мантии и расплавах, представлены
гидридами, галогенидами, СО, СО2, Н, ОН, H2S, СН4 и др. ле-
тучими компонентами.
Формационные воды — древние захороненные седимен-
тационные подземные воды, часто соленые и рассолы.
Формы рудных тел определяются соотношением их мощ-
ности, длины и ширины и включают группы уплощенных
(пласты, плиты, жилы, линзы, уплощенные штокверки), вытя-
нутых (ленты, столбообразные, воронковидные) и изометрич-
ных (штоки, гнезда, изометричные штокверки) тел.
Халькофильные элементы — такие, которые имеют срод-
ство к сере.
Хвосты — отходы переработки и обогащения руды.
Штокверки — рудные тела различной формы, сложенные
рудами с прожилково-вкрапленными текстурами.
Щиты древних платформ — выступы глубоко метамор-
физованных пород (граниты, гнейсы, мигматиты, сланцы, зе-
ленокаменно-измененнные эффузивы, кварциты, амфиболи-
ты) архей-протерозойского кристаллического фундамента.
Являются ядрами континентов.
Эвтектика — нонвариантная точка на диаграмме плавкос-
ти, соответствующая наиболее легкоплавкой смеси из двух
или более компонентов, при которой они одновременно кри-
сталлизуются.
Эйсит — метасоматит, состоящий их кварца, альбита,
кальцита и апатита.
Экзодиагенез — стадия преобразования осадка в осадоч-
ную горную породу, происходящая в континентальных усло-
виях при активном участии грунтовых вод.
Экзодиагенетическое рудообразование — образование
руд в основном за счет деятельности грунтовых вод.
Эклогиты — гранат (пироп-альмандин-гроссуляр) — пи-
роксеновая (омфацит) порода с примесью кианита, энстатита,
рутила, корунда, оливина, санидина, коэсита, плагиоклаза, ам-
фибола, флогопита, алмаза.
Экраны (флюидоупоры) — породы, имеющие низкую эф-
фективную пористость и проницаемость для подземных вод
Краткий терминолпгичЁИШй словарь
и газов (каменные соли, глины, выдержанные покровы вулка-
нитов основного состава, милонитизированные поверхности
надвигов).
Эксфильтрация — движение снизу вверх внутри артези-
анских бассейнов. Может быть связана с потоками седимен-
тогенных вод или магматогенных и метаморфогенных вод из
глубоких горизонтов, включая фундамент осадочно-пород-
ных бассейнов.
Эксфильтрационный режим — движение восходящих
с глубин потоков формационных и глубинных подземных вод
артезианских бассейнов.
Элементы залегания рудных тел включают углы и азиму-
ты их падения и простирания, углы и азимуты простирания
и ныряния осей, азимуты и углы склонения (линий выклини-
вания оруденения в плоскости их простирания).
Элизионный артезианский бассейн (режим) получается
за счет преобладания литостатического давления над гидро-
статическим, при котором седиментационные воды, отжима-
ясь из глинистых толщ, поступают в породы — коллектора
и двигаются главным образом путем диффузии от центра бас-
сейна к его периферии.
Эпигенез (эпигенетические изменения) — образование
вторичных минеральных ассоциаций, обусловленное нало-
женными на породы процессами, связанными с действием
подземных вод.
Эруптивная брекчия — образуется во время становления
интрузивного тела, цемент и обломки сложены интрузивной
породой.
Эфеля (эйфельные отвалы) — хвосты от промывки золо-
тых и других россыпей.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Авдонин В. В., Бойцов В. Е., Григорьев В. М. и др. Место-
рождения металлических полезных ископаемых. М.: Геоин-
форммарк, 1998. 269 с.
Авдонин В. В., Кругляков В. В., Пономарева И. Н, Тито-
ва Е. В. Полезные ископаемые Мирового океана: Учебник.
М.: Изд. МГУ, 2000. 160 с.
Асаналиев У. А., Наркелюн Л. Ф., Попов В. В. и др. Спра-
вочное пособие по стратиформным месторождениям.
М.: Недра, 1990. 391 с.
Бакиров А. А., Бардовская М. В., Ермолкин В. И. и др. Гео-
логия и геохимия нефти и газа: Учеб, для вузов. М.: Недра,
1993. 288 с.
Басков Е. А., Суриков С. Н. Гидротермы Земли. Л.: Недра,
1989. 245 с.
Белевцев Я. Н. Метаморфогенное рудообразование. М.:
Недра, 1979.
Богашева Л. Г. Галогенез и стратиформное рудообразо-
вание. М.: Изд. МГУ, 1991. 144 с.
Бойцов В. Е., Пилипенко Г. Н, Солодов Н. А. Месторожде-
ния благородных, радиоактивных и редких металлов. М.:
НИА — Природа, 1999. 220 с.
Бугельский Ю. Ю., Битовская И. В., Никитина А. П. и др.
Экзогенные рудообразующие системы кор выветривания.
М.: Наука, 1990. 244 с.
Ваганов В. И. Алмазные месторождения России и мира.
М.: Геоинформмарк, 2000. 371 с.
Вольфсон Ф. И., Некрасов Е. М. Основы образования руд-
ных месторождений. М.: Недра, 1986. 205 с.
Генезис рудных месторождений / Под ред. Б. Скиннера.
М.: Мир, 1984. Т. 1,2.
Горжевский Д. И., Карцев А. А., Павлов Д. И. и др. Параге-
незис металлов и нефти в осадочных толщах нефтегазонос-
ных бассейнов. М.: Недра, 1990. 268 с.
Еремин Н. И. Неметаллические полезные ископаемые.
4Н2 М.: Изд. МГУ, 1991.
Список ишератдры
Ермолкин В. И., Бакиров 3. А., Сокроква Е. И. и др. Критерии
прогноза фазовой зональности углеводородов в осадочных тол-
щах земной коры. М.: Недра, 1998. 320 с.
Жариков В. А., Русинов В. Л., Маракушев А. А., Зарай-
ский Г. П. и др. Метасоматизм и метасоматические породы.
М.: Научный мир, 1998. 492 с.
Кисляков Я. М., Щеточкин В. И. Гидрогенное рудообразо-
вание. М.: Геоинформмарк, 2000. 608 с.
Константинов М. М., Некрасов Е. М., Сидоров А. А.,
Стружков С. Ф. Золоторудные гиганты России и мира. М.:
Научный мир, 2000. 272 с.
Константиновский А. А. Палеороссыпи в эволюции оса-
дочной оболочки континентов. М.: Научный мир, 2000. 288 с.
Котляр В. Н. Основы теории рудообразования. М.: Не-
дра, 1970.
Кривцов А. И. Прикладная металлогения. М.: Недра, 1989.
288 с.
Критерии прогнозной оценки территорий на твердые по-
лезные ископаемые / Под ред. Д. В. Рундквиста. Л.: Недра,
1986. 751 с.
Кужварт М. Неметаллические полезные ископаемые:
Пер. с англ. / Под ред. В. П. Петрова. М.: Мир, 1986.
Максимова М. Ф., Шмариович Е. М. Пластово-инфильтраци-
онное рудообразование. М.: Недра, 1993. 160 с.
Митчелл А., Гарсон М. Глобальная тектоническая пози-
ция минеральных месторождений. М.: Мир, 1984.
Наркелюн Л. Ф. Комплексное использование минераль-
ного сырья и горно-технологических отходов. Чита: Чит1 ТУ,
1996. 139 с.
Недра России. Полезные ископаемые / Ред. Межелов-
ский Н. В., Смыслова. А. СПб.; М.: Геоинформмарк, 2001. 547 с.
Неметаллические полезные ископаемые СССР / Под ред.
В. П. Петрова. М.: Недра, 1984. 407 с.
Несмеянов Д. В. Происхождение и миграция нефти и га-
за. Учебное пособие. М.: РУДН, 1995.
Овчинников Л. Н. Образование рудных месторождений.
М.: Недра, 1988.
Овчинников Л. Н. Прогноз рудных месторождений. М.:
Недра, 1992. 308 с.
Патык-Кара Н. Г., Беневольский Б. И., Быховский А. 3. и др.
Россыпные месторождения России и других стран СНГ. М.:
Научный мир, 1997. 479 с.
Парк Ч. Ф., Мак-Дормид Р. А. Рудные месторождения. Пер.
с англ. / Под ред. В. И. Смирнова. М.: Мир, 1966.
493
Список литврашуры
Полезные ископаемые: Учебник для техникумов / Ред.
Романович И. Ф. М.: Недра, 1992. 543 с.
Рудницкий В. А. Основы учения о полезных ископаемых.
Екатеринбург: Урал, госуд. горно-геол, академия, 1997.
Синяков В. И. Основы теории рудогенеза. Л.: Недра, 1987.
192 с.
Синяков В. И. Геолого-промышленные типы рудных мес-
торождений. СПб.: Недра, 1994. 248 с.
Скиннер Б. Хватит ли человечеству земных ресурсов? М.:
Мир, 1989. 264 с.
Смирнов В. И. Геология полезных ископаемых. М.: Не-
дра, 1969. 685 с.
Смирнов В. И. Геология полезных ископаемых. М.: Не-
дра, 1989. 326 с.
Смирнов В. И., Гинзбург А. И., Григорьев В. М., Яков-
лев Г. Ф. Курс рудных месторождений. М.: Недра, 1986.
Смирнов С. С. Зона окисления сульфидных месторожде-
ний. М.: АН СССР, 1951.
Соколов Б. А. Эволюция и нефтегазоносность осадочных
бассейнов. М., 1980.
Соколов Б. А., Баженова О. К., Егоров В. А. и др. Структур-
ные и историко-генетические построения при поисках неф-
ти и газа. М.: МГУ, 1998. 176 с.
Старостин В. И. Палеотектонические режимы и меха-
низмы формирования структур рудных месторождений. М.:
Недра, 1988.
Старостин В. И., Дергачев А. Л. Структуры рудных по-
лей. М.: МГУ, 2003.
Старостин В. И., Игнатов П. А. Геология полезных иско-
паемых. М.: МГУ, 1997. 304 с.
Страхов Н. М. Основы теории литогенеза. М.: АН СССР,
1963.
Шило Н. А. Основы учения о россыпях. Изд. 2-е. М., На-
ука, 1985.
Шнейдерхен Г. Рудные месторождения / Пер. с нем.
Под ред. В. И. Смирнова. М.: Изд. иностр, лит., 1958.
Яхонтова Л. К., ГрудевА. П. Зона гипергенеза рудных ме-
сторождений. М.: МГУ, 1978.
УКАЗАТЕЛЬ МЕСТОРОЖДЕНИЙ Н РДЙПНРВ
Абитиби пояс (Fe, Канада) 467, 468
Агатовское (Au, Ag, Россия) 152
Агинское (Au, Ag, Россия, Камчатка) 152
Адрасман (Си,Bi, Таджикистан) 143
Азгур (Си, W, Mo, Th, Марокко) 112, 116
Азово-Кубанский прогиб (нефть, газ, Россия) 347
Айзу район (Си, Япония) 167
Акчатаусский массив (W, Казахстан) 126
Алакитская трубка (алмазы, Россия, Якутия) 73
Алгуйское (тальк, маршаллит, Россия, Сибирь) 190
Алгома (Fe, Швеция) 468
Алтын-Топкан (Pb, Zn, Узбекистан) 114, 119
Альберта бассейн (уголь, Канада) 296
Альгарробо (апатит, Fe, Чили) 81
Альмаден (Нд, Испания) 150, 151
Амброзия-Лейк (U, США) 315, 339, 341
Амеразийская нефтегазовая провинция (Россия) 349
Амударьинский район, провинция (U, Казахстан) 315, 328
Ангаро-Ленский (Восточно-Сибирский) бассейн (каменные
соли, Россия) 253, 259
Ангрен (уголь, Узбекистан) 296
Андирондак (апатит, Fe, США) 79, 81
Аппалачский бассейн (Fe, США) 296
Араша (Барейру-ди-Араша), (U, Th, TR, Та, Nb, Бразилия)
82, 85, 90, 190
Аргайл трубка (алмазы, Австралия) 73, 75
Астраханское (нефть, газ, Россия) 349
Атабаска район (U, Канада) 386
Атасу (Fe, Мп, Pb, Zn, барит, Казахстан) 271
Атлантис-И (впадина) (Си, Pb, Zn, Красное море) 443
Ачисай (Pb, Zn, Казахстан) 365
Бакал (Fe, Россия) 150
Бакырчик (Au, Казахстан) 378, 382
Балаклала (Pb, Zn, Си, Ад, США) 159
Балыгычано-Сугойский прогиб (Россия) 152
Баренцевоморская (Баренцево-Карская) нефтегазовая
провинция (Россия) 349
495
Ц Указашвиь месторождений и районов
Баскунчак (соли, Россия) 258
Белгородский район (Fe, Россия) 188
Белхатув (угольный бассейн, Индия) 296
Бен-Бен (Си, Zn, Pb, Австралия) 114
Бендиго (Au, Австралия) 150
Березовское (Au, Россия) 143, 150
Берник-Лейк (Cs, Li, Be, Nb, Та, Канада) 102
Бесши (Си, Zn, Азербайджан) 167, 169
Биг Спринг (алмазоносное поле, Австралия) 73
Бингхем (Мо, Си, США) ИЗ
Бирюзокан (бирюза, Узбекистан) 190
Благодатское (Pb, Zn, Россия) 150
Блява (Си, Россия, Урал) 164
Блайнд Ривер (U, Канада) 382
Бованенковское (нефть, газ, Россия) 349
Бокано-де-Вирилла (каменные соли, рапа, Мексика) 258
Боке (бокситы, Гвинея) 190
Боксон (бокситы, Россия) 271
Боливийский рудный пояс (Sn, Ад)
Болиден (Си, Швеция) 460, 465, 470
Большевик-Бакырчикский рудный район (Au, Казахстан) 151
Болыпе-Токмакское (Мп, Украина) 266
Большое соленое озеро (рапа, соли, США) 257
Бота-Бурум (U, Мо, Казахстан) 172
Ботогол (графит, Россия, Сибирь) 116
Боуэн бассейн (уголь, Канада) 296
Браден (Си, Мо, Чили) 143
Брокен-Хилл (Pb, Zn, Ад, Австралия) 162, 379, 380, 440, 460,
461, 470, 382
Бу-Аззер (Ni, Со, Марокко) 147
Букинай (U, Узбекистан) 331
Буреинский бассейн (уголь, Россия, Восточная Сибирь)
293, 296
Бушвельд (хромиты, Ni, платиноиды, ЮАР) 68, 81, 440, 447,
465, 470
Бушвельдский массив (ЮАР) 116, 460
Бьют (Си. США) 143, 150
Вагаомоно район (Си, Япония) 167
Вайоминг район (штат) (U, V, США) 315, 328
Валькумей (Sn, Россия) 149
Васильковское (каолин, Казахстан) 190
Великая Дайка (Сг, Зимбабве) 68, 69, 81, 440, 447, 460
Венгерский бассейн (уголь, Венгрия) 296
496 Верхнее оз. (Си, США) 158
Указатель месторождений п райоиов
Верхнее (Pb, Zn, В, Россия, Приморье) 114, 116, 119
Верхнекамское (Соликамское) (калийные соли, Россия)
254, 260
Верхнекамский бассейн (калийные соли, Россия) 259, 384
Верхнесилезский бассейн (уголь, Польша) 296
Витбак бассейн (Канада) 296
Витватерсранд (Au, U, TR, Pt, алмазы, серный колчедан,
ЮАР) 379, 383, 384, 460, 467, 382
Войсис-Бей (Си, Ni, Канада) 81
Волго-Уральский бассейн, провинция (нефть и газ, Россия)
347, 349
Волжский бассейн (горючие сланцы, Россия) 305
Волынское (топазы, Украина) 102
Волынское (ильменит, Украина) 190
Восточно-Европейский бассейн (каменные соли, Россия)
253, 254
Восточно-Сибирский бассейн (каменные соли, Россия) 253
Восточно-Арктическая нефтегазовая провинция (Россия)
349
Вудлон (Pb, Zn, Си, Ад, Австралия) 159
Вышково (Нд, Украина) 158
Вятско-Камское (фосфориты, Россия) 280
Гавайский архипелаг (Со, Fe, Мп конкреции) 443
Гай (Си, Россия, Урал) 164, 166, 172
Гамсберг (Pb, Zn, ЮАР) 447
Ганноверская впадина (соли, Германия) 204
Гендерсон (Mo, W, США) 150
Глуховецкое (каолин, Украина) 183
Горевское (Pb, Zn, Россия, Енисейский Кряж) 172, 460, 465,
471
Гороблагодатское (Fe, Россия) ПО
Грантс район (U, США) 151,315
Грачевское (U, Казахстан) 125
Грин-Ривер (горючие сланцы, сода, цеолиты, США) 259, 305
Гуанахуата (Sn, Ag, Мексика) 424
Тулинское (флогопит, Россия, Сибирь) 82, 84, 90
Гусевогорское (Fe, Ti, V, Россия, Урал) 49
Гхавар (нефть, Саудовская Аравия) 384
Далматовское (U, Россия, Зауралье) 331
Дальнегорское (Pb, Zn, Россия) 119
Дарае-Пич (редкие металлы, Афганистан) 102
Дарасун (Au, Россия, Забайкалье) 150
Дашкесан (Fe, Со, Азербайджан) 110
Девоншир (Мп, Англия) 271
Указатель месторождение и районов
Депутатское (Sn, Россия, Якутия) 149
Джанатас (фосфориты, Казахстан) 285
Джария бассейн (уголь, Индия) 296
Джезказган (Жесказган) (Си, Pb, Zn, Казахстан) 323,
360-363
Джидинское (W, Россия, Забайкалье) 128, 445
Джос плато (Nb, Та, криолит, Нигерия) 128, 190, 447
Диллон (тальк, хризотил-асбест, США) 116
Дмитриевское (Au, Россия, Забайкалье) 143
Днепровско-Донецкий бассейн (Донбасс) (уголь, нефть, газ,
соли, Украина) 183, 252, 253, 259, 292, 295, 296, 347
Долина десяти тысяч дымов (США) 129
Дукат (Au, Ag, Россия, Дальний Восток) 152, 153, 154, 172
Дулут комплекс (Си, Ni, США) 60, 62, 81
Дуранго (Fe, апатит, Мексика) 79, 81
Душанто формация (Se, V, Ag, Китай) 307
Евразийская нефтегазовая провинция (Россия) 348
Егерзунд (Ti, Fe, Норвегия) 471
Егорьевское (фосфориты, Россия) 280
Енисейске-Анабарская нефтегазовая провинция (Россия) 348
Ессейское (апатит, Fe, Россия) 84
Жайрем (Pb, Zn, Казахстан) 414
Жакобина (U, Бразилия) 382
Заглик (А1 алунит, Азербайджан) 158
Западно-Европейский бассейн (каменные соли) 254
Западно-Сибирский бассейн, провинция (нефть, газ,
Россия) 347, 349
Згид (Pb, Zn, Россия, Осетия) 147
Игл-Маунтин (Fe, В, США) 111
Идрия (Нд, Югославия) 151
Изумрудные копи (Be, изумруд, Урал) 128
Инкай (U, Узбекистан) 331
Имени XXIII съезда КПСС (алмазы, Якутия) 50
Имени Гриба (алмазы, Россия) 73
Имени Ломоносова (алмазы, Россия) 73
Имское (U, Россия, Забайкалье) 331
Ирано-Пакистанский бассейн (каменные соли) 254, 259
Иркутский бассейн (уголь, Россия, Сибирь) 291
Исуа (Fe, Гренландия) 467, 468
Итатайя (U, Бразилия) 125
Иультин (W, Россия) 149
Йилгарн район (Австралия) 385
Йиллирри (U, Австралия) 315
Кадамджай (Hg, Sb, флюорит, Киргизия) 151
Указатель месторождений и раОдиов
Каджаран (Си, Мо, Армения) 42, 150
Кадая (Pb, Zn, Россия, Забайкалье) 147
Кайзерштуле (Nb, Германия) 116
Калахари (Мп, ЮАР) 271
Калгурли (Au, Австралия) 150, 385, 459, 467
Камафука-Камазамбо трубка (алмазы, Ангола) 70
Камбалда (Cu.Ni, Pt, Австралия) 66, 81, 385, 459
Камиока (Си, Pb, Zn, Япония) 114
Камыш-Бурунская структура (Fe, Россия) 267
Канджуган (U, Казахстан) 331
Канско-Ачинский бассейн (уголь, Россия, Сибирь) 291, 292,
295, 296, 384
Кара-Богаз-Гол (соли, рапа, Туркменистан) 257, 259
Карагандинский бассейн (уголь, Казахстан) 292, 296
Каражал (Pb, Zn, барит, Казахстан) 172
Карамкен (Au, Ag, Россия) 155
Карамурун (U, Казахстан) 331
Караобинский рудоносный массив (Mo, W, Казахстан) 419
Каратауская провинция (фосфориты, Казахстан) 280
Каратауский рудный район (Pb, Zn, Казахстан), 414
Карамазар горы, рудный район (Средняя Азия) 114
Карамкен (Ag, Au, Россия, Северо-Восток) 152, 156
Карвинский угольный бассейн (США) 296
Карлин (Au, США) 150, 378
Катар-Норд (газ, Катар) 384
Катехское (Pb, Zn, Россия) 171
Катугинское (редкие металлы, Россия) 376
Каффа (Nb, Нигерия) 125
Кац-Дагское (Си, Zn, Россия) 171
Качканарское (Fe, Ti, V, Россия, Урал) 49, 81
Кемпирсай (Сг, Казахстан) 81
Керченский бассейн, месторождение (Fe, Россия) 267, 268,
273
Кизеловский бассейн (уголь, Россия) 296
Кингз-Маунтин (редкие металлы, США) 102
Кингисеппское (фосфориты, Эстония) 280
Кинд-Айленд (W, Австралия) 112
Кинстоун (Pb, Zn, Си, Ад, США) 159
Кипрские (Си) 163
Кирунавара (Кируна) (Fe, Швеция) 79, 81, 468
Клаймакс (W, Мо, США) 143, 146, 150
Кливленд (Sn, Австралия) 115
Клипертон плато (Fe-Mn конкреции, Тихий океан) 273
Кличкинское (Sn, Россия, Забайкалье) 115
Указатель месторождений и районов
Ключевское (Аи, Россия, Забайкалье) 143
KMA (Fe, Россия) 40, 183, 188
Кобальт (Со, Ад, Au, Ni, Канада) 469
Ковдор (Fe, Nb, Zr, флогопит, апатит, вермикулит, Россия)
82, 84, 88, 89, 90, 447
Кокджон (фосфориты, Казахстан) 285
Кокто гай (редкие металлы, КНР) 102
Кокчетавский срединный массив (Казахстан) 379
Колар (Ап, Индия) 150, 459, 467
Колмозерское (редкие металлы, Карелия) 102
Колорадо плато (U район, США)
Кольджат (U, уголь, Киргизия) 331
Комсток-Лоуд (Ад, Ап, США) 152, 172
Кондерская россыпь (Pt, Россия, Сибирь) 247
Коршуновское (Fe, Россия) 119,440
Костомукша (Fe, Россия) 470
Коунрад (Мо, Си, Казахстан) 143, 150
Кочкарь (Аи, Россия, Урал) 142, 143, 150
Красная шапочка (бокситы, Россия, Урал) 190
Красноленинское (нефть,, газ, Россия) 349
Кривой Рог, Криворожский бассейн (Fe, Украина) 25, 183,
374, 378, 428, 460, 470
Крипль Крик (Аи, Ад, США) 152
Кристмас (Си, США) ИЗ
Крузенштернское (нефть, газ, Россия) 349
Куга (Sn, Япония) 115
Кугдинское (Fe, Ti, Россия) 84
Кузбасс, Кузнецкий угольный бассейн (уголь, Россия,
Сибирь) 183, 292, 295, 296
Кукисвумчорр (апатиты, TR, Россия) 79
Кумдыкольское (алмазы, Казахстан) 378
Кураминская зона, рудный район (полиметаллы, Средняя
Азия) 445
Курейское (графит, Россия) 377
Куроко (Си, Япония) 165, 167, 168, 172, 452
Курская магнитная аномалия (KMA) (Fe, Россия) 378, 382, 460
Кусииское (Ti, Fe, V, Россия) 81, 471
Кызылкумская провинция (U, редкие металлы, Узбекистан)
315,328
Лак Тио (Ti, Fe, V, Норвегия) 469
Лако (Fe, В, Чили) 116, 117
Латроб-Велли бассейн (уголь, США) 296
Лауренс Ривер (Ti, Fe, Канада) 471
Лебяжинское (апатит, Fe, Россия) 79, 81
Указатвиь месторпждвниО и районов
Ледовое (нефть, газ, Россия) 349
Леккен (Си, Норвегия) 162
Ленинградское (нефть, газ, Россия) 349
Лениногорское рудное поле (полиметаллы, Казахстан) 172,
418
Ленно-Вилюйская нефтегазовая провинция (Россия) 349
Лено-Тунгусская нефтегазовая провинция (Россия) 349
Леспромхозовское (Fe, Сибирь) 119
Линк-Лейк (Си, Ni, Канада) 65
Ловозеро (Nb, TR, Россия) 80
Лотарингский бассейн (Fe, Франция) 25
Лоуренс Ривер (Ti, Fe, Канада) 471
Львовско-Волынский бассейн (уголь, Украина) 296
Любин-Серошовице (Си, Ли, платиноиды, Польша) 323
Люлекоп (апатит, Fe, ЮАР) 90
Ляльягуа (Ag, Pb, Zn, Боливия) 157, 172
Лянгар (Mo, W, Узбекистан) 119
Лянторское (нефть, газ, Россия) 349
Маарду (фосфориты, Эстония) 280
Магнитная (гора), Магнитогорское (Fe, Россия, Урал) 111,
119
Мазульское (Мп, Россия) 271
Майари (Ni, Со, Fe, Куба) 190
Майкаин (Au, Казахстан) 190
Майлису (U, Узбекистан) 331
Майхура (Sn, Bi, W, Киргизия) 112
Мак-Артур-Ривер (Pb, Zn, Австралия) 414
Мак-Милан-Пасс (W, Канада) 112
Малин (Pb, Zn, Франция) 415
Малыгинское (нефть, газ, Россия) 349
Мамское (слюда, кварц, полевой шпат, Россия, Восточная
Сибирь) 102
Манитоба район (Канада) 67, 81
Мансфельд (Pb, Zn, Си, Германия) 309, 323
Марицкий бассейн (уголь, Болгария) 296
Маркакульское (апатит, Fe, Россия) 79, 81
Маркадо (апатит, Fe, Мексика) 79, 81
Маунт-Айза (Pb, Zn) 414, 447, 465, 470
Маунт-Кейт (Ni, Австралия) 81
Маунтин Пасс (TR.Th, Канада) 84, 85, 88, 90
Маунт Уайлер (Be, США) 116
Мвадуи трубка (алмазы, Танзания) 75
Медвежье (нефть, газ, Россия) 349
Меренского риф (Pt, ЮАР) 69
501
1 Указашвнь месторождений и районов
Мертвое море (каменные соли, рассолы, Иордания) 257, 258
Минас Жераис (Fe, Au, Бразилия) 25, 116, 378, 382
Минерал-Кинг (барит, Pb, Zn, США) 114
Минусинский прогиб (каменные соли, уголь, Россия,
Южная Сибирь) 253, 293
Мир трубка (алмазы, Россия, Якутия) 75
Миргалимсай (Pb, Zn, Казахстан) 363
Миссисипской долины (Pb, Zn, США) 414
Миссури район (Pb, Zn, США) 364
Михайловское (Fe, Россия) 188, 190, 384
Мишен (Си, США) 113
Моанда (Fe, Мп, Габон) 266
Мойна (Sn, Австралия) 115
Молугоу (Мо, Zn, Fe, Китай) 409
Мурунтау (Аи, Узбекистан) 150, 440
Мэдок (графит, Канада) 116
Мэри Кетлин (U, Австралия) 116
Наван (Pb, Zn, Ирландия) 414
Наманго карбонатитовая лава (Африка) 84
Нижнеилийское (U, уголь, Киргизия) 331
Нижнерейнский (уголь, Германия) 296
Никопольский бассейн, месторождение (Мп, Украина) 266,
270, 271
Ном (Аи, США) 247
Норильск (Си, Ni, Pt, Россия, Восточная Сибирь) 60, 63, 64,
68, 81, 383, 440, 447, 461
Норт-Лагуна (U, США) 315
Ноцара (Аи, Грузия) 147
Ньюфаундленд (Вабана) (Fe, Канада) 162, 163
Одихинча (флогопит, Африка) 84
Озерное (Pb, Zn, Россия, Восточная Сибирь) 172, 461
Олданио (карбонатитовый вулкан в Африке) 84
Оленегорское (Fe, Россия) 378, 468
Олимпик-Дам (Си, Аи, U, Австралия) 383, 384, 386, 387
Омсукчан (Sn, Россия, Дальний Восток) 147
Онон (Sn, Россия, Забайкалье) 143
Онот (тальк, асбест, Россия) 116
Ордосский бассейн (уголь, Китай) 384
Оренбургское (нефть, газ, Россия) 349
Оруру (Ag, Sn, Боливия) 157
Остравско-Карвинский бассейн (уголь, Польша и Чехия) 296
Оутокумпо (Ni,Co, Си, Финляндия) 162, 465, 470
Охотская нефтегазовая провинция (Россия) 349
Охотско-Чукотский пояс (Россия) 155
Указашеяь месшорождеш и райоиов
Пайн-Пойнт район (Pb, Zn, Канада) 357
Палабора (Си, апатит, ЮАР) 82, 85, 384, 460
Панаскейра (W, Португалия) 149
Пачука (Au, Ag, Мексика) 172
Пенсильванский бассейн (уголь, США) 296
Персидский залив (рассолы) 258
Песчанское (Fe, Россия, Урал) 110
Печенга (Си, Со, Россия) 65, 81, 447, 460, 465, 470
Печорский бассейн (уголь, Россия) 292, 296
Пиритовый пояс (Испания и Португалия) 159, 167
Погромецкое (Fe, Россия) 40
Подмосковный бассейн, Мосбасс (уголь, Россия) 183, 291,
295, 296
Поркьюпайн (Au, Канада) 150, 373
Постмасбургское (Мп, ЮАР) 190
Потоси (Sn, Ag, Боливия) 157, 172
Предсудетское (Pb, Zn, Си, Польша) 309
Прибалтийский бассейн (горючие сланцы, Эстония, Россия)
305
Приднестровский прогиб (соли, Молдавия) 259
Прииртышский рудный район (Pb, Zn, Россия) 450
Прикарпатский (Предкарпатский) прогиб (каменные соли,
нефть и газ) 252, 253, 254, 347
Прикаспийский бассейн (каменные соли, рассолы, Россия,
Казахстан) 253
Прикаспийская нефтегазовая провинция (Россия) 349
Притихоокеанская нефтегазовая провинция (Россия) 349
Припятский бассейн (каменные соли, Украина, Молдавия,
Румыния) 253
Приуральский прогиб (соли, Россия) 252
Пшибрам (U, Pb, Zn, Чехия) 147, 149
Рам-Джангл район (U, Австралия) 386
Раммельсберг (Си, Pb, Zn, Германия) 169, 414
Рейнджер (U, Австралия) 440
Рейнский грабен (каменные соли, Германия) 254, 259
Рио Тинто (Си, Испания) 172, 461
Ромашкинское (нефть, газ, Россия) 349
Рондония (Та, Nb, Бразилия) 447
Рудные Горы область (Германия, Чехия) 25, 41, 149
Рудный Алтай провинция (полиметаллы, Россия) 388, 417
Рурский угольный бассейн (Германия) 296
Русановское (нефть, газ, Россия) 349
Садбери (Си, Ni. Со, Pt, Канада) 60, 61, 81, 383, 386, 460, 465,
470 503
Указатель месторождений и райовов
Садон (Pb, Zn, Россия, Северная Осетия) 147, 149
Салаир (витерит, Россия) 147, 150
Салливан (Pb, Zn, Канада) 447
Салу (W, Франция) 112,424
Самотлорское (нефть, газ, Россия) 349, 384
Сангдонг (W, Bi, Мо, Южная Корея) 112, 119
Сарановское (Сг, Россия) 39
Сарбайское (Fe, Казахстан) 110
Сарыоба (Си, Казахстан) 323
Саскачеван (К-соли, Канада) 384
Сатка (магнезит, Россия, Урал) 150
Сахалинский прогиб (нефть, газ, Россия) 347
Саяк 1 (Си, Казахстан) 113
Северо-Американский бассейн (уголь, каменные соли) 253
Северо-Кавказская нефтегазовая провинция (Россия) 348
Северо-Каспийский прогиб (нефть, газ, Россия) 347
Северо-Уральский бокситорудный район (СУБР, Россия)
266
Сеигоши (Au, Ag, Япония) 152
Семизбай (U, Казахстан) 331
Серра-дус-Каражас (Fe, Бразилия) 384
Серо-де-Паско (Pb, Zn, Перу) 172
Сибай (Си, Россия, Урал) 172
Сивашский залив (рапа, Украина) 257
Сигар Лейк (U, Канада) 388, 389, 440
Сигуаншань (Sb, Hg, флюорит, Китай) 50, 151
Сикс-Майл (Си, Ni, Австралия) 67
Симапан (Pb, Zn, Мексика) 114
Синди (уголь, Индия) 296
Синюхинское (Au, Россия) 119
Слюдянка (флогопит, Сибирь) 119
Советское (Au, Россия) 150
Сокли (Nb, Финляндия) 82, 84, 85
Соликамск (сильвин, Россия)
Соликамский бассейн (каменные соли, Россия) 253
Сорское (Си, Мо, Россия) 150
Среднеазиатский бассейн (каменные соли) 253
Стиллуотер (Cr, Pt, США) 68, 81, 440
Стойленское (Fe, Россия) 469
Стрельцовское рудное поле, узел (U, Россия) 172, 384, 386
Сугралы (U, Казахстан) 331
Суйон (Au, Северная Корея) 116
Сулливан (полиметаллы, Канада) 172
Сухой Лог (Au, Россия, Восточная Сибирь) 384, 440, 465, 469
Указатель мвсторождвннй о районов
Сырдарьинский район (U, редкие металлы, Казахстан) 315
Таджикская депрессия (нефть, газ, Таджикистан) 347
Таежное (Fe, В, Россия) 406
Таймырский угольный бассейн (Россия) 296
Талнах (Ni, Со, Pt, Россия, Восточная Сибирь) 60, 63. 81
Тарданское (Аи, Россия) 119
Тарква (Аи, Гана) 471
Тастыгское (редкие металлы, Россия) 102
Тейское (Fe, Россия, Южная Сибирь) 111, 119
Телекское (фосфориты, Россия, Южная Сибирь) 190
Тимано-Печорская нефтегазовая провинция (Россия) 349
Тин-Тик (Pd, Zn, США) 149
Тишинское поле (Pb, Zn, Казахстан) 427
Томас (флюорит, Be, США) 158
Томтор (TR, Nb, Россия) 82, 90
Тоолсе (фосфориты, Эстония) 280
Тоншанькоу (Си, Китай) ИЗ
Трепча (Pb, Zn) 114
Тродос массив (Кипр) 163
Тувинский прогиб (уголь, Россия, Тува)
Тунгуска (исландский шпат, Россия) 158
Тунгусский бассейн (уголь, Россия, Якутия) 291, 296
Тура-Кавак (уголь, U, Киргизия) 331
Тургайский угольный бассейн (Казахстан) 296
Турлан (Pb, Zn, Казахстан) 201, 202
Турьинское (Си, Россия, Урал) 106, 119
Тырныауз (Мо, W, Россия, Кабардино-Балкария) 112, 119
Тумберленд (угольный бассейн, Великобритания) 296
Тюринго-Саксонский (уголь, Германия) 296
Уануки (Ag, Sn, Боливия) 157
Удокан (Си, Россия, Восточная Сибирь) 323, 325, 384, 440,
465, 470
Узун-Гейзерная система (Россия, Камчатка) 129
Улугхемский бассейн (уголь, Россия, Тува) 293
Уренгойское (газ, Россия) 384
Уруп (Си, Россия, Кавказ) 164, 172
Успенская зона, рудный район (Fe, Мп, Казахстан) 271
Уч-Кудук (U, Узбекистан) 331
Ушкошкон (Sn, Киргизия) 115
Ферганская впадина (нефть, газ, Таджикистан) 347
Филизчай (Pb, Zn, Узбекистан) 170, 171
Форт-Юнион бассейн (уголь, США) 296
Фрайберг (Pb, Zn, Германия) 147, 149
Фуказава (Pb, Zn, Си, Ад, Япония) 159
505
I Указатель месторождении и районов
Фушунь бассейн (уголь, горючие сланцы, Китай) 296, 305
Фусинь бассейн (уголь, Китай) 296
Хайдаркан (Нд, Узбекистан) 150
Хальдесхейм антиклиналь (соляной купол, Германия) 204
Хаммерсли бассейн (Fe, Австралия) 378, 440, 470
Хапчеранга (Sn, Россия, Восточная Сибирь) 147
Харасавейское (нефть, газ, Россия) 349
Харатовское (U, Монголия) 331
Хат-Крик бассейн (уголь, США) 296
Хиагда (U, Россия, Забайкалье) 331
Хибинский массив, Хибины (апатит, нефелин, TR, Россия)
77, 78, 80. 384, 447
Хокуроку район (Си, Япония) 167
Холоднинское (Pb, Zn, Россия) 460, 465, 470
Холтосонское (W, Россия, Бурятия) 149
Хоумстейк (Au, США) 460, 465, 469
Хуан де Фука острова («черные курильщики») 440
Хубсугульский бассейн (фосфориты, Монголия) 280
Хэппи-Джек (U, США) 319
Цехштейновый (Центрально-Европейский) бассейн (Си,
каменные соли) 253, 259
Циновец (Sn, W, Германия) 128
Чаттануга металлоносные сланцы (США) 307
Челекен (J, Вг, металлоносные рассолы, Туркмения) 129,
358, 360
Челябинский бассейн (уголь, Россия) 293, 296
Чиатурское (Мп, Грузия) 271
Чилисайское (фосфориты, Казахстан) 280
Чинейский массив (V, Россия, Сибирь) 68, 81, 440
Чукикамата (Си, Мо, Чили) 143, 465
Чу-Сарысуйский район (U, редкие металлы, Казахстан) 315
Шанси (уголь, Китай) 296
Шаста-Кинг (Pb, Zn, Си, Ад, США) 159
Шерегеш (Fe, Россия, Южная Сибирь) 111
Шинколобве (U, Заир, Замбия) 147
Шинсава (Pb, Zn, Си, Ад, Япония) 159
Штокмановское (нефть, газ, Россия) 349
Шэньси рудная провинция (Китай) 409
Шубаркульский угольный бассейн (Казахстан) 296
Экибастузский бассейн (уголь, Казахстан) 293, 294, 295, 296
Элиот-Лейк (U, Канада) 460, 470
Эльдорадо (U, Канада) 445
Эль-Жаралито (W, Мо, Мексика) 112
Зии Эль-Теньенте (Си, Чили) 384
Указашвяь месторождений и районов
Эмпайр (Fe, Канада) 110
Эргани-Маден (Си, Турция) 162
Эрденет (Си, Мо, Монголия) 150
Эрцбург (Fe, Австрия) 150
Юбилейная кимберлитовая трубка (алмазы, Россия, Якутия)
72
Южно-Тамбейское (нефть, газ, Россия) 349
Южно-Уральский угольный бассейн (Россия) 296
Южно-Уральская рудная провинция (Си, Zn, Россия) 417
Юнит бассейн (уголь, США) 296
Яковлевское (Fe, Россия) 188
Ямбургское (нефть, газ, Россия) 349
Ярегское (нефть, газ, Россия) 349
СОДЕРЖАНИЕ
Предисловие................................. 4
Введение.................................... 6
Глава 1. ИСТОРИЯ ГОРНОРУДНОГО ПРОИЗВОДСТВА_ 11
Глава 2. ОБЩИЕ СНЕДЕНИЯ О МЕСТОРОЖДЕНИЯХ ПОЛЕЗНЫХ
ИСКОПАЕМЫХ__________________________ 31
Основные понятия ................... 31
Минералого-геохимические и текстурно-
структурные характеристики руд .... 37
Морфология тел полезных ископаемых.. 45
Площади распространения полезных
ископаемых ........................ 51
Классификация месторождений полезных
ископаемых .......................... 52
ЭНДОГЕННАЯ СЕРИЯ
Глава 3. МАГМАТИЧЕСКИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ...... 59
Аиквационные месторождения.......... 60
Раннемагматические месторождения.... 69
Позднемагматические месторождения... 75
Глава 4. КАРБОНАТИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ...... 82
Физико-химические условия
рудообразования ..................... 86
ЭНДОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ, СВЯЗАННЫЕ
С ГРАНИТОИДНЫМ МАГМАТИЗМОМ
Глава 5. НЕГМАТИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ....... 91
Типы пегматитов .................... 91
Генезис пегматитов.................. 95
Типы пегматитовых месторождений .... 98
Глава 6. СКАРНОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ.......... 103
Типы скарновых месторождений ...... 110
Скарны и руды....................... 116
Глава 7. АЛЬБИТИТОВЫЕ И ГРЕЙЗЕНОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ... 120
Альбититовые месторождения ........ 123
Грейзеновые месторождения ......... 126
Глава В. ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ.... 129
Гидротермальные изменения
вмещающих пород и оруденение......... 129
508
Содержание
Физико-химические и термодинамические
условия рудообразования........... 132
Классификация
гидротермальных месторождений..... 139
Плутоногенные
гранитоидные месторождения ....... 141
Вулканогенные
андезитоидные месторождения ...... 151
Вулканогенные базальтоидные субмаринные
(колчеданные) месторождения....... 158
Обобщенная модель рудообразования ... 160
Подразделение колчеданных месторождений ... 162
ЭКЗОГЕННАЯ СЕРИЯ
Глава 9. МЕСТОРОЖДЕНИЯ ВЫВЕТРИВАНИЯ________ 173
Физико-химические условия
и минеральный состав кор выветривания .... 173
Геохимические особенности
кор выветривания.................. 178
Типичные особенности месторождений
в корах выветривания ............. 181
Форма рудных тел, текстуры
и структуры руд................... 187
Предпосылки образования месторождений
в корах выветривания ............. 189
Гипергенные изменения месторождений
полезных ископаемых .............. 194
Физико-химические
изменения месторождений .......... 195
Строение и состав зон окисления
металлических месторождений....... 196
Особенности окисления неметаллических
месторождений..................... 203
Представления о генезисе зон окисления .... 205
Глава 10. ОСАДОЧНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ......... 209
Особенности осадочных месторождений
и предпосылки их образования ..... 209
Типы осадочных месторождений ........ 211
Механогенные месторождения и россыпи . 214
Россыпные месторождения ............. 214
Типы россыпей ....................... 216
Предпосылки образования россыпей ..... 218 509
i Содержание
Аллювиальные россыпи................ 226
Пролювиальные россыпи .............. 232
Прибрежно-морские россыпи........... 234
Прочие типы россыпей................ 238
Представления о механизмах
образования россыпей................ 239
Хемогенные осадочные месторождения... 248
Особенности осадочных месторождений,
образованных из истинных растворов ... 248
Представления об образовании солей . 261
Месторождения, образованные
из коллоидных растворов ............ 266
Общие черты месторождений........... 266
Представления о рудообразовании .... 274
Биохимические месторождения ........ 278
Месторождения фосфоритов ........... 279
Осадочные месторождения
горючих полезных ископаемых ........ 289
Седиментационно-диагенетические
концентрации металлов в черных сланцах .. 306
Месторождения карбонатных
и кремнистых пород ................. 310
Глава 11. ЭПИГЕНЕТИЧЕСКИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ 312
Общие черты эпигенетических
месторождений....................... 312
Месторождения, связанные
с грунтовыми водами ................ 315
Месторождения в артезианских бассейнах .. 326
Инфильтрационные месторождения ..... 328
Эксфильтрационные месторождения...... 345
МЕТАМОРФОГЕННАЯ СЕРИЯ
Глава 12. МЕТАМОРФИЗОВАННЫЕ
И МЕТАМОРФОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ______ 371
Общие особенности месторождений...... 371
Типы месторождений.................. 375
Представления об условиях
метаморфогенного рудообразования..... 381
Глава 13. ОСОБЕННОСТИ КРУПНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ_ 383
510 Глава 14. ТЕХНОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ________ 390
Содержание_______________________________________щ
глава 15. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
ПОЛЕЗНЫХ НСКОНАЕМЫХ 300
Основные петрофизические типы
сред структурообразования .................. 401
Геодинамические условия
структурообразования ............. 403
Механизмы деформирования............ 407
Геодинамическая систематика
рудоносных структур .............. 417
ГЛОБАЛЬНЫЕ И РЕГИОНАЛЬНЫЕ
УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Глава 16. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
С ПОЗИЦИИ ГЕОСННКПИНАЛЬНОЙ КОНЦЕПЦИИ. 420
Типы геосинклиналей ................ 433
Тектоно-металлогенические зоны
геосинклиналей ................... 433
Полицикличность и асимметрия
геосинклинального развития ....... 437
Месторождения платформ.............. 439
Месторождения современных морских
и океанических бассейнов ......... 442
Области тектоно-магматической активизации .. 443
Пава 17. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
С ПОЗИЦИИ МОБНЛИСТСКОЙ КОНЦЕПЦИИ____ 446
Соотношение
между геосинклинальной и мобилистской
моделями рудообразования ......... 454
Глава 18. ПЕРИОДИЧНОСТЬ, ДЛИТЕЛЬНОСТЬ И ГЛУБИННЫЕ УРОВНИ
ОБРАЗОВАНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ _________________ 457
Периодичность образования месторождений
с учетом мобилистских представлений .... 462
Заключение ................................. 475
Краткий терминологический словарь........... 477
Список литературы........................... 492
Указатель месторождений и районов ........... 495 511
Учебное издание
Виктор Иванович Старостин
Петр Алексеевич Игнатов
ГЕОЛОГИЯ
ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Художественное оформление серии выполнено
Издательством Московского университета и издательством
«Проспект» по заказу Московского университета
Художники: В.А. Чернецов, Н.С. Шувалова
Компьютерная верстка: К.Ф. Федоров
Корректор: Н.Ю. Лапкина
ООО «Академический Проект»
Изд. лиц. № 04050 от 20.02.01
111399, Москва, ул. Мартеновская, 3, стр. 4
Санитарно-эпидемиологическое заключение
Департамента государственного
эпидемиологического надзора
№ 77.99.02.953.Д.0086.63.11.03 от 28.11.2003 г.
По вопросам приобретения книги
просим обращаться в ООО «Трикста»:
111399, Москва, ул. Мартеновская, 3, стр. 4
Тел.: (095) 305 3702, 305 6092; факс: 305 6088.
E-mail: aproject@ropnet.ru
www.aprogect.ru
Подписано в печать с готовых диапозитивов 17.05.04.
Формат 84x108/32. Гарнитура Балтика.
Бумага офсетная. Печать офсетная. Усл. печ. л. 26,88.
Тираж 3000 экз. Заказ № 2548.
Отпечатано в полном соответствии с качеством
предоставленных диапозитивов в ОАО «Дом печати — ВЯТКА»
610033, г. Киров, ул. Московская, 122.
ISEN 5-8291-0454-7
9*785829 104542
Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова
КЛАССИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТСКИЙ УЧЕБНИК
Настоящий учебник схватывает широкий
крут вопросов происхождения разнообразных
месторождений полезных ископаемых. Ис-
пользованы новейшие достижения в области
геологии, геохимии, экспериментальные и
расчетные физико-химические данные, отно-
сящиеся к генезису месторождений. Приведе-
на характеристика основных генетических
подразделений полезных ископаемых. Пока-
зана геотектоническая позиция рудных райо-
нов. Рассмотрены основы тектоно-физичес-
ких условий образования структур рудных по-
лей и месторождений. Изложенный материал
является необходимой основой при подготов-
ке студентов в области геологии, геофизики,
гидрогеологии и экологии, может быть исполь-
зован специалистами, занимающимися поис-
ками, разведкой и освоением месторождений
металлических и неметаллических полезных
ископаемых.