/
Автор: Смирнов В.И.
Теги: экономическая геология месторождения полезных ископаемых полезные ископаемые геология горное дело издательство недра
ISBN: 5-247-00936-3
Год: 1989
Текст
В.И.СМИРНОВ
ГЕОЛОГИЯ
ПОЛЕЗНЫХ
ИСКОПАЕМЫХ
ВЫСШЕЕ
ОБРАЗОВАНИЕ
В.И.СМИРНОВ
ГЕОЛОГИЯ
ПОЛЕЗНЫХ
ИСКОПАЕМЫХ
Допущено Министерством высшего и среднего специального
образования СССР в качестве учебника для студентов геоло-
гических специальностей вузов
МОСКВА ’’НЕДРА” 1989
ББК 26.325
С 50
УДК 553.
Рецензенты: кафедра геологии Московского горного института;
д-р геол.-минер, наук В. М. Григорьев
Смирнов В. И.
С 50 Геология полезных ископаемых. Учеб, для вузов.-—
М.: Недра, 1989.— 326 с.: ил.
ISBN 5-247-00936-3
Рассмотрены морфология, состав, строение месторождений полез-
ных ископаемых, общие геологические и физико-химические условия их
образования. Охарактеризованы различные месторождения эндогенной
и экзогенной серий, а также метаморфизованные и метаморфические
месторождения метаморфогеиной серии.
Для студентов геологических специальностей вузов. Может быть
использована геологами горных и геологических учреждений, связанных
с исследованием, поисками, разведкой и разработкой рудоносных тер-
риторий и рудных месторождений.
1804060000—139
043(01)—89
103—89
ББК 26.325
ISBN 5-247-00936-3
© Издательство «Недра», 1989
ПРЕДИСЛОВИЕ
Месторождения полезных ископаемых представляют собой
важнейшую составную часть естественных производительных
сил человеческого общества. Советский Союз располагает мощ-
ной минерально-сырьевой базой. Однако нарастающие темпы
добычи полезных ископаемых, необходимость выявления значи-
тельных дополнительных ресурсов, сосредоточенных в крупных
и высококачественных месторождениях, потребность обнаруже-
ния новых видов минерального сырья требуют дальнейшего
расширения и углубления геологических исследований. При
этом наращивание запасов всех видов минерального сырья бу-
дет происходить во все усложняющихся условиях выявления
новых и расширения границ известных месторождений, на воз-
растающих глубинах, в обстановке сложных геологических
структур. Советских геологов ждет напряженная творческая
работа. К этому призывают решения XXVII съезда КПСС, рас-
смотревшего Основные направления экономического и социаль-
ного развития СССР на 1986—1990 годы и на период до 2000
года, в которых предусмотрено: «Обеспечить дальнейшее ук-
репление и расширение минерально-сырьевой базы страны, по-
вышение эффективности и качества подготовки к освоению раз-
веданных запасов полезных ископаемых»1.
До сих пор при изучении курса геологии полезных ископае-
мых использовалась моя книга того же названия, четвертое из-
дание которой было опубликовано в 1982 г. Будучи переведен-
ной на ряд иностранных языков, она применялась для этой же
цели за рубежом. Однако при пользовании ею испытывались
известные затруднения, связанные с чрезмерным объемом
книги, перекрывающим объем соответствующего учебного кур-
са. В связи с этим была принята рекомендация Научно-мето-
дического Совета Минвуза СССР о подготовке более компакт-
ного учебника, объем которого соответствовал бы учебному
курсу. Данный учебник составлен на основе книги «Геология
полезных ископаемых», сокращенной за счет удаления излиш-
ней детализации и значительно переработанной. При этом были
приняты меры, чтобы новое, адаптированное, произведение со-
хранило свой научный уровень и достаточную глубину изложе-
ния. В представленном виде книга полностью соответствует
курсу, который автор читает в Московском государственном
университете им. М. В. Ломоносова. Поскольку этому курсу
предшествует изучение основных геологических дисциплин и
1 Материалы XXVI1 съезда Коммунистической партии Советского Союза.
М., Политиздат, 1986, с. 295.
1* 3
физической химии, базисные понятия данных наук здесь не объ-
ясняются. Вслед за данным курсом изучаются курсы геологии
металлических и неметаллических ископаемых с детальным об-
зором их представительных месторождений, поэтому в книге
я привел лишь наиболее характерные их примеры, .иллюстриру-
ющие теоретические положения курса.
Описание генетических групп полезных ископаемых выдер-
жано в едином плане, но в отличие от вышеупомянутой работы
обычно сначала приводятся сведения о геологических, а затем
уже о физико-химических условиях формирования разнообраз-
ных минеральных месторождений. Однако при этом не приме-
нялась слишком жесткая схема изложения, она варьировала для
тех или иных глав в наиболее рациональном виде.
Книга в целом отвечает современному состоянию науки
о геологии полезных ископаемых и учебной программе курса,
но, естественно, в ней нетрудно обнаружить оттенки научных
интересов и симпатий автора.
Автор благодарит В. М. Григорьева и В. В. Ершова за по-
лезное обсуждение рукописи книги. Большую помощь в подборе
иллюстраций и библиографии оказала И. В. Карлина.
ВВЕДЕНИЕ
Промышленное разделение месторождений полезных ископае-
мых. Месторождением полезного ископаемого называется уча-
сток земной коры, в которой в результате тех или иных геоло-
гических процессов произошло накопление минерального
вещества, по количеству, качеству и условиям залегания пригод-
ного для промышленного использования. Полезные ископаемые
бывают газообразные, жидкие и твердые. К газообразным
относятся горючие газы углеводородного состава и негорючие
инертные газы, такие, как гелий, неон, аргон, криптон и др.;
к жидким принадлежат нефть, подземные и поверхностные
минеральные и пресные воды; к твердым относятся веще-
ства, которые используются как элементы (металлы), кри-
сталлы (кварц, алмаз и др.), минералы- (соли, графит,
слюда и др.), горные породы (гранит, мрамор, глина
и др.).
По промышленному использованию месторождения полез-
ных ископаемых разделяют на рудные или металлические, не-
рудные или неметаллические, горючие или каустобиолиты и гид-
роминеральные.
Рудные месторождения в свою очередь подразделяют на ме-
сторождения черных, легких, цветных, редких, благородных и
радиоактивных металлов.
Среди нерудных месторождений выделяют месторождения
химического, агрономического, металлургического, технического
и строительного минерального сырья.
Месторождения горючих полезных ископаемых делят на
нефтяные, горючих газов, углей, горючих сланцев и торфа.
Гидроминеральные месторождения разделяют на подземные
и поверхностные бытовые, технические, бальнеологические и
минеральные воды, в ряде случаев содержащие ценные эле-
менты (бром, йод, бор, литий, радий и др.) в количестве, доста-
точном для их извлечения.
Минеральное сырье используется для нужд народного хо-
зяйства как непосредственно, без предварительной перера-
ботки, так и для извлечения из него необходимых природных
химических соединений или элементов. В последнем случае оно
называется рудой.
Руда представляет собой минеральный агрегат, в котором
содержание ценных компонентов достаточно для промышлен-
ного извлечения. Количество минерального сырья в недрах на-
зывается его запасами или ресурсами. Качество мине-
рального сырья, идущего на переработку, определяется содер-
жанием в нем ценных и вредных компонентов.
5
Минимальные запасы, содержание ценных компонентов, до-
пустимое максимальное содержание вредных примесей и дру-
гие показатели, при которых возможна эксплуатация место-
рождения полезных ископаемых, в совокупности образуют про-
мышленные кондиции. Промышленные кондиции не яв-
ляются строго определенными, раз и навсегда заданными. Во-
первых, они с развитием потребностей человечества в мине-
ральном сырье исторически меняются. В разработку вовлека-
ются все менее богатые руды. Например, среднее содержание
меди в добываемой руде в начале XIX в. составляло 10 %, вна-
чале XX в,-—2%, а к настоящему времени оно снизилось до
0,5 % • Во-вторых, промышленные пределы содержаний метал-
лов в рудах уменьшаются благодаря совершенствованию тех-
ники добычи и переработки минерального сырья. В-третьих,
промышленные кондиции неодинаковы для разных природных
условий и каждый раз определяются при помощи экономиче-
ских расчетов. Примерные промышленные кондиции для руд-
ных месторождений приведены в табл. 1.
Из табл. 1 следует, что чем выше ценность минерального
сырья, тем ниже промышленный кондиционный минимум по
требованиям к запасам и к содержанию ценных компонентов.
Однако оно всегда больше среднего содержания ценных эле-
ментов в горных породах земной коры (их кларков). Для свинца
оно выше кларка в 600, для молибдена и урана в 200—250, для
меди и золота в 100, для никеля, ванадия и цинка в 50, для
олова в 25, для железа в 8—10 раз. Следовательно, месторож-
дения полезных ископаемых представляют собой всего лишь
местную повышенную концентрацию тех или иных элементов и
Таблица 1
Примерные промышленные кондиции для коренных рудных месторождений
Металлы Типичные элементы Минимальное содержание металла, % Минимальные запасы, т Запасы крупных месторождений, т
Черные Железо, марга- нец 20—25 Сотни тысяч Миллиарды
Цветные Медь, свинец, цинк, никель 0,3—1 Тысячи — де- сятки тысяч Десятки мил- лионов
Редкие Вольфрам, мо- либден, олово, ртуть, литий, бе- риллий 0,1—0,2 Десятки — сотни Сотни тысяч
Радиоактив- ные Уран 0,05—0,1 То же То же
Благород- ные Золото, платина 0,003 Килограммы Десятки тысяч
6
Таблица 2
Объем горной породы, содержащей рассеянные металлы в количестве, равном
запасам месторождений мира (без СССР)
Металлы Кларк, к Количество ме- талла, рассеян- ного в 1 км3 горной породы, тыс. т Мировые запасы металла, тыс. т Объем горной породы (в км3), содержащей соответствующее количество металла
Ванадий 0,02 500 50 0,1
Олово 0,008 200 5300 26,5
Никель 0,02 500 20 000 40
Молибден 0,001 25 5000 200
Урай 0,0004 10 2000 200
Цинк 0,02 500 100 000 200
Медь 0,01 250 20 000 800
Свинец 0,0016 40 60 000 1500
их природных химических соединений на.общем фоне их ши-
рокого рассеяния в земной коре.
Сопоставление мировых запасов некоторых металлов с объ-
емом горных пород (в км3), в которых находится то же коли-
чество этих металлов, но только в рассеянном состоянии,
подтверждает ничтожность массы минерального сырья, сконцен-
трированной в месторождениях полезных ископаемых, по срав-
нению с грандиозными массами их, рассредоточенными в зем-
ной коре (табл. 2).
Таким образом, любое месторождение полезных ископаемых
представляет собой исключительное природное явление, и за-
дача геолога сводится к определению тех особых геологических
и физико-химических условий, которые привели к локальной
концентрации минерального сырья на фоне его планетарного
рассеяния.
Исторический очерк. Развитие материальной культуры чело-
веческого общества немыслимо без освоения полезных ископа-
емых. Еще в эпоху первобытнообщинного строя человек приме-
нял глыбы горных пород и примитивные изделия из них в ка-
честве повседневных орудий мира и войны. Каменный век про-
должался с 800 тыс. лет назад до 6 тыс. лет до н. э. на Древ-
нем Востоке и до 4 тыс. лет до н. э. в Европе. В палеолите и
мезолите использовались только обломки горных пород, в нео-
лите появились первые лепные глиняные сосуды. Одним из пер-
вых металлов, добываемых человеком, было золото, находки
которого относятся к 12-му тысячелетию до н. э. В бронзовый
век, границы которого определяются приблизительно от 4 до
1 тыс. лет до н. э., человек открыл способ получения легкоплав-
ких сплавов меди с оловом, свинцом, сурьмой и серебром и за-
нялся добычей руд этих металлов. В последующий, железный
7
век наши предки начали ковать изделия из железа. Метод по-
лучения железа из руды был разработан в Египте и Месопота-
мии во 2-м тысячелетии до н. э.; в остальных странах железо
начали получать в начале нашей эры.
Нефть в качестве топлива применялась уже в бронзовом
веке. Позднее в обиход человека вошел каменный уголь. Прак-
тическое использование каменного угля началось, по-видимому,
еще до нашей эры. В Европе уголь начал играть существен-
ную роль сначала в Англии, а затем, лишь с XVII в., и в дру-
гих странах.
На первые представления об условиях образования место-
рождений полезных ископаемых значительное влияние оказали
взгляды греческих философов Фалеса и Гераклита. Фалес
(624—547 лет до н. э.) считал воду первоисточником всего жи-
вого и мертвого и его можно считать основоположником непту-
нистов. Гераклит (544—474 лет до н. э.) утверждал, что осно-
вой всего земного является огонь, и его можно рассматривать
как прародителя плутонистов. Эти две линии представлений
о природе вещей в дальнейшем определили генеральное направ-
ление развития науки о полезных ископаемых, развивающейся
в острых спорах явных и скрытых поборников лагеря нептуни-
стов и противоборствующих им защитников идей плутонистов.
Среди исследователей месторождений полезных ископаемых
средних веков выдающейся фигурой был Агрикола. Это был
псевдоним Георгия Бауэра, жившего с 1494 по 1555 г. в Цен-
тральной Европе и изучавшего месторождения, горное дело и
металлургию Рудных гор. В начале XVI в. он составил описание
условий разработки месторождений полезных ископаемых, в ко-
тором уже различал горные породы и минералы, считал, что
рудные жилы образованы растворами, циркулирующими в нед-
рах Земли (соками Земли), классифицировал месторождения
по форме, выделяя простые и сложные жилы. Совершенно про-
тивоположны были представления другого крупного мыслителя
Рене Декарта, жившего в XVII в. (1596—1650) в Голландии. Он
считал, что Земля не что иное, как остывшая звезда с расплав-
ленным ядром; по его убеждению, рудное вещество извлекалось
из недр инъекциями и растворами и отлагалось в остывшей
оболочке планеты.
Противоречия между плутонистами и нептунистами достигли
высшего накала в XVII в. Лидер плутонистов геолог-люби-
тель из Шотландии Джеймс Хеттон (1726—1747) связывал фор-
мирование рудных жил с внутренними процессами Земли и счи-
тал, что они образованы двумя типами инъекций магматиче-
ских расплавов — кремнистыми и сернистыми. Глава школы
плутонистов, популярный профессор Фрайбергской Горной Ака-
демии в Саксонии Абраам Готлоб Вернер (1749—1817) стре-
мился доказать, что рудные жилы формируются из водных рас-
8
творов, притекающих сверху по трещинам горных пород, раз-
мывающих эти трещины и осаждающих в них рудообразующие
минералы. '
Вторая половина XVIII в. и первая половина XIX в. проте-
кали под знаком борьбы нептунистов и плутонистов. Но посте-
пенно эта борьба затухала, так как становилось все яснее, что
существуют месторождения, образованные как в связи с магма-
тическими процессами внутренних частей Земли, так и возник-
шие под воздействием внешних геологических условий на
поверхности планеты. Крайние гипотезы, претендующие на уни-
версальное объяснение генезиса всех месторождений внутрен-
ними или внешними геологическими процессами, были остав-
лены, а дискуссии о глубинном или поверхностном происхож-
дении локализовались вокруг отдельных сложных по составу
и строению групп полезных ископаемых.
К концу XIX — началу XX в. в области теории формирова-
ния месторождений полезных ископаемых сложилось несколько
мировых научных школ. Развитие учения о геологии рудных
месторождений, помимо представителей русской и советской
школы, о которых речь пойдет ниже, в существенной степени
связано с именами А. Бэтмана, В. Линдгрена и др. (Америка),
П. Ниггли, П. Рамдора, Г. Шнейдерхена, Л. де Лоне, Эли де
Бомона, П. Рутье и др. (Европа), Т. Като, Т. Ватанабе и др.
(Япония) и других ученых разных стран. Расцвету науки о гео-
логии угля в зарубежных странах мы обязаны В. Готану,
А. Даннебергу, М. Прюво, Г. Потонье, М. Стопе, Р. Тиссену
и др. Крупные работы по геологии нефти и газа принадлежат
Д. Вельте, У. Гассоу, К. Крейчиграфу, А. Леворсену, М. Тай-
хлполлеру, Б. Тиссо, Д. Уайту, Дж. Ханту и др.
Историю развития научных представлений об условиях об-
разования месторождений полезных ископаемых на террито-
рии нашей страны можно разбить на три периода: 1) древний —
от древнейших времен до V—VI вв.; 2) средних веков — от V—
VI до XVII в.; 3) нового времени —от XVII в. до настоящего
времени. Последний период, в свою очередь, распадается на
четыре примерно семидесятилетних этапа: 1) зарождения со-
временной горной промышленности и теории формирования ме-
сторождений полезных ископаемых (1700—1770); 2) развития
горной промышленности и науки о полезных ископаемых
(1770—1850); 3) развития капитализма и прогресс геологиче-
ских исследований в России (1850—1917); 4) советский период.
Древний период освоения месторождений полезных ископа-
емых на территории Советского Союза уходит далеко в глубь
веков. О нем свидетельствуют археологические находки и
следы горной деятельности наших далеких предков, сохранив-
шиеся в виде полузасыпанных древних горных выработок и ос-
татков примитивных установок по переработке минерального
9
сырья. По археологическим сведениям, разработка золота, се-
ребра, меди, олова, ртути производилась в Западной Сибири,
Казахстане, Средней Азии и Закавказье за 3—2 тысячелетия до
н. э. Древние горные выработки и развалины старинных гор-
но-технологических установок известны во всех районах рас-
пространения полезных ископаемых в СССР: в Сибири, на
Урале и на Алтае — это так называемые «чудские» разра-
ботки; в Средней Азии — «китайские»; на Кавказе—«греческие»
древние выработки. Остатки древних металлургических заво-
дов («криц») и шлаков обнаружены в городишах V—XII вв. на
Волге, в Беломорье, в Центральной части России и на Север-
ном Кавказе. На Апшеронском полуострове Каспийского моря
еще до начала новой эры огнепоклонники строили храмы, в ко-
торых «вечным огнем» горели выходящие из недр Земли неф-
тяные газы. Бакинская нефть добывалась в колодцах и выво-
зилась иноземцами начиная с VI в. Изучение сохранившихся
следов горного дела показывает, что его расцвет совпадал
с периодами экономического подъема жизни народов, сменяясь
потерей интереса к нему в эпохи материального упадка и разо-
рения, особенно в связи с набегами диких племен.
В средневековый период никакой науки о геологии полезных
ископаемых еще не существовало, хотя сведения о них приво-
дятся во многих старинных исторических документах. Напри-
мер, о переработке железных руд на Руси упоминается в До-
говоре Игоря (944 г.), Русской Правде Ярослава (XI в.), в ле-
тописи Нестора (XI в.), в Русском Хронографе (XV в.). Раз-
меры натурального налога с соляных варниц Двинской земли
определены Уставной грамотой Святослава Ольговича в 1137 г.
Иван III в 1488 г. писал: «в моей земле руда золотая и сере-
бряная есть». В «Книге Большого чертежа», составленной
в XVI в., содержится информация о некоторых месторождениях
полезных ископаемых.
Поиски, разведка и разработка месторождений осуществля-
лись инициативными лицами. Во главе их стояли предприимчи-
вые мастера, ходившие по «рудным местам» и набившие глаз
на рудных приметах, почему их и называли «рудознатцами».
В 1584 г. в Москве был организован и просуществовал около
200 лет Государев приказ Каменных дел, призванный обеспе-
чивать строительным материалом сооружение дворцов, храмов
и крепостей. Примерно с этого же времени по челобитным ру-
дознатцев стали снаряжаться государственные экспедиции для
поисков различных полезных ископаемых. Первая правительст-
венная экспедиция по поискам серебра была направлена Ива-
ном III на Печору в 1491 г. Василию Пояркову, выехавшему
в 1643 г. из Якутска на Зею и Шилку, было наказано «се-
ребряные руды велеть при себе весом плавить и сколько руды
весом будет и то записывать». В 1672 г. за Урал в Сибирь на
10
поиски серебряных руд была направлена крупная группа Якова
и Венедикта Хитровых.
Период зарождения современной горной промышленности и
теории формирования месторождений полезных ископаемых
связан с активной деятельностью двух выдающихся лично-
стей — Петра I и М. Ломоносова. Он соответствует времени ук-
репления феодально-абсолютистской монархии на Руси, общему
политическому и экономическому подъему государства и свя-
занному с ним развитию горного дела и металлургии, при-
званных удовлетворить резко возросшие мирные и военные
нужды страны в рудах и металлах.
Петр I (1672—1725, царствовал с 1689 г.), властной рукой
встряхнувший вялое течение жизни России, считал развитие
горного промысла важным государственным делом, несмотря
на свою необычайную обремененность, лично им интересовался
и зорко следил за его развитием. Путешествуя за границей в со-
ставе «Великого Посольства» в 1697—1698 гг„ он знакомился
с плавкой серебра пз руд Фрайберга в Саксонии, с коллекци-
ями руд и минералов в Польше, Германии, Дании, Голландии
и Англии. Он осматривал месторождение соли в Величке, же-
леза под Тулой, каменного угля Донбасса и вел записи в осо-
бой тетради «О познании всяческих руд». М. Ломоносов позд-
нее сказал о Петре I, что были «отверсты внутренности гор его
сильною и трудолюбивой рукой».
В 1700 г. Петром I был создан Приказ Рудокопных дел, ко-
торый через 17 лет реорганизовали в Государственную Берг- и
Мануфактур-Коллегию, осуществившую в 1719 г. свод горных
актов в «Горную привилегию». В 1721 г. на Урале были от-
крыты первые горнозаводские школы. В начавшей выходить
с 1703 г. первой русской газете «Ведомости о военных и иных
делах...» публиковались статьи о месторождениях полезных
ископаемых. В 1718 г. состоялось открытие Кунсткамеры
с экспозицией минералогической коллекции, купленной Пет-
ром I за границей. В 1725 г. была учреждена Академия наук.
Значительно расширился размах работ по поискам месторож-
дений полезных ископаемых. Только на Урале с 1699 г. ра-
ботало 106 поисковых отрядов.
Начала зарождаться наука о полезных ископаемых, сви-
детельством чему служат сочинения выдающихся практиче-
ских деятелей и просветителей петровского времени — В. Ге-
пина и В. Татищева. В. Генин (.1678—1780), автор первого рус-
ского Горного Устава, в течение двадцати лет руководил гор-
ными заводами Олонецкого края и Урала. В. Татищев (1686—
1750) автор первой «Истории Российской», работавший в Си-
бири и управлявший казенными заводами на Урале, составил
обстоятельное описание природы этих областей с главами о ме-
сторождениях полезных ископаемых.
П
Но лишь с появлением трудов М. Ломоносова по-настоя-
щему зародилась и получила мощный импульс для развития
наука о минеральных месторождениях. М. Ломоносов (1711—
1765), стажировавшийся во Фрайбергской Горной Академии,
в письме к В. Татищеву в 1749 г. признавался, что «...главное
мое дело есть горная наука, для которой я был нарочно в Сак-
сонию послан». Ему мы обязаны созданием научной базы тео-
рии минералонакопления, на основе которой в конечном итоге
выросли русская и советская школы прикладной геологии. Раз-
личные стороны учения о полезных ископаемых, их поисках и
оценке изложены в следующих важнейших произведениях
М. Ломоносова: «Первые основания металлургии и рудных дел»
(написана в 1750 г., напечатана в 1763 г.); «Слово о рождении
металлов от трясения земли» (1757 г.); «Проект собрания ми-
нералов» и «Известие о сочиняемой Российской Минералогии»
(1763 г.).
М. Ломоносов выделял горные породы, соли, горючие иско-
паемые (уголь, нефть) и руды. Нефти он приписывал органи-
ческое происхождение, связывая образование ее в глубинах
Земли с перегонкой растительной органики подземным жаром.
Среди рудных месторождений он различал жильные, поверх-
ностные осадочные и россыпные образования. Концентрацию
рудных минералов в жилах он связывал с привносом металлов
парами «серными и арсеникальным духом противными». Рос-
сыпи он объяснял разрушением коренных месторождений, по-
лагая «и нигде искать их толь не надежно, как по рекам, у
коих на вершинах есть рудные горы».
Период развития горной промышленности и науки о полез-
ных ископаемых связан с открытием в 1773 г. Санкт-Петербург-
ского горного училища (в 1804 г. реформированного в Горный
кадетский корпус, в 1834 г. переименованного в Институт кор-
пуса горных инженеров — сейчас Ленинградский горный инсти-
тут). Это мероприятие было связано с необходимостью обеспе-
чения образованными специалистами развивающейся горно-ме-
таллургической промышленности России. К концу XVIII в. и
в первой половине XIX в., наряду с развитием горной промыш-
ленности на Урале и в центре России, появились новые району
горной добычи, такие, как Алтай, Западная Сибирь, Забай-
калье. Эксплуатировались месторождения железа, меди, свинца,
золота, серебра, платины, строительных материалов, солей,
слюды, декоративных и драгоценных камней, по объему до-
бычи многих из которых Россия вышла на первое место
в мире. Командные должности в горной и металлургической
промышленности заняли питомцы Института корпуса горных
инженеров. Воспитанные на доминирующих к тому времени
нептунистических воззрениях Вернера, в своей практической
деятельности они сталкивались с невозможностью объяснить
12
с таких ограниченных позиций природу многих месторождений
полезных ископаемых. Отражение перелома в умонастроениях
первых русских горных инженеров и их выступления против
примитивных идей вернерианской школы можно найти в боль-
шой серии статей, печатавшихся в Горном журнале, который
стал выходить в 1825 г.
Стала реалистичной и мысль ученых того времени, сосредо-
точенных в университетах. Профессор Петербургского универ-
ситета Д. Соколов (1789—1852), в молодости проповедовавший
нептунистические идеи, резко порвал с ними и занял реа-
листическую позицию, проявившуюся особенно отчетливо в ха-
рактеристике золотых месторождений Урала. Профессор Мо-
сковского университета Г. Щуровский (1803—1884) составил
весьма объективное описание рудных месторождений Урала и
Сибири, основанное на анализе их генетических связей с маг-
матизмом и тектоникой.
Период развития капитализма в России связан с дальней-
шим прогрессом геологических исследований. В. И. Ленин, при-
водя цифры, иллюстрирующие рост добычи угля и выплавки
чугуна в Российской Империи с 1860 по 1900 г., отмечал, что
«из этих цифр ясно видно, какая техническая революция про-
исходит в настоящее время в России и какой громадной спо-
собностью развития производительных сил обладает крупная
капиталистическая индустрия. Господство Урала было равно-
сильно господству подневольного труда, технической отсталости
и застоя... Напротив, теперь мы видим, что развитие горной
промышленности идет в России быстрее, чем в Зап. Европе,
отчасти даже быстрее, чем в Сев. Америке» ’. В это время
возникли новые интенсивно развивающиеся центры горной про-
мышленности. Среди них выделяется юг европейской части Рос-
сии, где на базе железных и марганцевых руд Кривого Рога,
Тамани и Никополя, а также углей Донецкого бассейна вы-
росла мощная металлургическая промышленность. К добыче
традиционных полезных ископаемых прибавились новые от-
расли, среди которых исключительное место заняла разработка
месторождений нефти и угля. Расширилась территория Рос-
сийской Империи, включающая теперь всю Сибирь, Дальний
Восток, Кавказ, 'Казахстан и Среднюю Азию с их неповтори-
мым набором разнообразных месторождений полезных иско-
паемых. В связи с этим возросла необходимость научного ос-
мысливания все увеличивающегося объема фактических мате-
риалов по геологии полезных ископаемых и дальнейшего со-
вершенствования теории их формирования. Неотложные нужды
систематического изучения геологического строения территории
России и ее минеральных богатств привели к созданию в 1882 г.
* Ленин В. И. Поли. собр. соч., т. 3, с. 489—490.
13
в Петербурге Геологического комитета. Вскоре крупнейшие ге-
ологи этого учреждения становятся шефами геологических ис-
следований важнейших провинций страны. Для Сибири выде-
ляются труды В. Обручева, М. Усова, Урала — А. Карпинского,
Н. Высоцкого и Г. Романовского, Кавказа — А. Герасимова,
Г. Абиха, Н. Андрусова и И. Губкина, Тянь-Шаня — И. Мушке-
това, Донбасса — Г. Гельмерсена, Ф. Чернышева, Л. Лутугина,
П. Степанова, Алтая и Забайкалья — А. Озерского и др.
В это время зарождается и развивается геологическое кар-
тирование как главный метод изучения геологического строе-
ния и полезных ископаемых. Геологи расстаются с монистиче-
скими концепциями плутонистов и нептунистов, признают, что
формирование полезных ископаемых совершается в единстве и
противоборстве геологических процессов, связанных как с внут-
ренней, глубинной, так и с внешней поверхностной энергией
планеты. Появляются первые учебники по курсу полезных ис-
копаемых, такие, как «Рудные месторождения» К- Богдановича
(в 2-х томах, 1912—1913 гг.).
Советский период выделяется небывалым подъемом эконо-
мики страны, расцветом всех наук, в том числе и геологии с ее
важнейшей ветвью — учением о полезных ископаемых. Этот пе-
риод отличается централизованным государственным руковод-
ством геологическими исследованиями со стороны Министер-
ства геологии СССР, геологических министерств и объедине-
ний республик. Широк размах геологических работ, проводя-
щихся тысячами экспедиций, партий и отрядов во всех уголках
нашей необъятной страны. Эти работы отличаются плано-
востью и целенаправленностью, выражающимися прежде всего
в сосредоточении усилий на выявление наиболее необходимых
на текущий момент групп полезных ископаемых, например,
редких металлов, сырья для атомной промышленности, нефти
в Зауралье и других разнообразных видов минерального сырья.
Ведутся комплексные исследования, ориентирующиеся на обна-
ружение всех групп полезных ископаемых па любой террито-
рии и всех полезных компонентов в выявленном минеральном
сырье. Геологические работы оснащаются современной техни-
кой с широким использованием новейшей геологической, гео
физической и геохимической аппаратуры, бурового и горного
оборудования, воздушного, наземного и водного механического
транспорта. Совершенствуется теория формирования месторож-
дений минерального сырья. В этой связи должен быть особо
отмечен значительный вклад в науку о полезных ископаемых
большой группы ученых: в области рудных и нерудных место-
рождений — X. Абдуллаев, Я- Белевцев, А. Бетехтин, Ю. Били-
бин, И. Гинзбург, А. Заварицкий, Д. Коржинский, В. Котляр,
В. Кузнецов, И. Магакьян, В. Обручев, Л. Овчинников, Е. Рад-
кевич, С. Смирнов, Н. Страхов, Г. Твалчрелидзе, П. Татаринов,
14
М. Усов, А. Ферсман, Н. Шило, А. Щеглов, Г. Щерба; в сфере
месторождений нефти и газа — Н. Вассоевич, И. Губкин, С. Ми-
ронов, М. Мирчинк, А. Трофимук; в области угольных место-
рождений— А. Галеев, И. Горский, Ю. Жемчужников, А. Мат-
веев и другие многочисленные ученые, перечислить которых
в рамках данной книги, к сожалению, невозможно.
Заметно влияние на развитие науки о полезных ископаемых
геологов социалистических стран, среди них: М. Панайотова
(НРБ), Д. Грассели (ВНР), Л. Бауман (ГДР), Р. Краевский
(ПНР), Г. Макковей (СРР), 3. Поуба (ЧССР), С. Янкович
(СФРЮ), Чен Года (КНР) и др.
Глава I
ФОРМА, СОСТАВ И СТРОЕНИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
ПЛОЩАДИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ
Среди площадей распространения полезных ископаемых выде-
ляют: 1) провинции, 2) области (пояса, бассейны), 3) районы
(узлы), 4) поля, 5) месторождения, 6) тела (залежи).
Провинция полезных ископаемых представляет собой круп-
ный участок земной коры, относящийся к платформе, складча-
тому поясу или дну океана, с размещенными в его пределах и
свойственными ему месторождениями. Например, выделяют
Уральскую провинцию, Кавказскую провинцию, провинции Рус-
ской и Сибирской платформ, дна Тихого, Индийского океанов
и др. Иногда различают металлогенические, угленосные и неф-
тегазоносные провинции. Среди металлогенических отмечаются
провинции допалеозойских платформ, каледонских, герцинских,
киммерийских и альпийских складчатых поясов, современных
океанических дуг. Угленосные провинции, или площади, разде-
ляются по основным эпохам массового угленакопления на кар-
боновые, пермско-юрские, верхнемеловые — третичные и после-
третичные (П. Степанов). Нефтегазоносные провинции группи-
руются в провинции внутриплатформенных впадин, впадин
краевых частей платформ, предгорных прогибов, перифериче-
ских частей горных сооружений и межгорных впадин (И. Брод).
Область полезных ископаемых занимает часть провинции и
характеризуется набором определенных по составу и проис-
хождению месторождений полезных ископаемых, приуроченных
к одному или группе тектонических элементов первого порядка
(антиклинории, синклинории, внутренние и периферические зо-
ны геосинклиналей, срединные массивы, наложенные мульды,
зоны активизации, краевые прогибы, синеклизы и пр.). В связи
с тем, что эти тектонические элементы часто имеют линейно-
вытянутый характер, распределение месторождений приобре-
тает поясовой облик.
Пояса полезных ископаемых могут быть как од-
нородными, так и разнородными по составу полезных ископа-
емых, размеры их колеблются в широких пределах. Например,
полиметаллический пояс Рудного Алтая вытянут в длину на
300 км при ширине около 40 км, рудный пояс Кордильер до-
стигает длины более 2500 км при ширине свыше 100 км.
Бассейны полезных ископаемых представляют
собой области непрерывного или почти непрерывного распро-
16
странения пластовых полезных ископаемых. Они свойственны
месторождениям нефти (Волго-Уральский, Западно-Сибирский,
Днепровско-Донецкий и др.), угля (Кузнецкий, Донецкий, Под-
московный и др.), солей (Артемовско-Славянский, Соликам-
ский, Иркутский, Стассфуртский и др.), рудных месторождений
(Криворожский железорудный, Никопольский марганцевый
и др.). Площади бассейнов полезных ископаемых измеряются от
нескольких сотен (Криворожский бассейн) до нескольких сотен
тысяч квадратных километров (Тунгусский угольный бас-
сейн).
Район полезных ископаемых составляет часть области и
обычно характеризуется местным сосредоточением месторожде-
ний, в связи с чем он нередко называется узлом полезных
ископаемых. Площади рудных узлов достигают сотен и
первых тысяч квадратных километров. Их примером могут слу-
жить 29 узлов полиметаллических месторождений, выделенных
С. Смирновым в Восточном Забайкалье. Площади узлов угле-
накопления имеют большие размеры.
Рудное поле представляет собой группу месторождений, объ-
единяемых общностью происхождения и единством геологиче-
ской структуры. Площади рудных полей обычно имеют размеры
от нескольких до десятков квадратных километров. Поля по-
лезных ископаемых состоят из месторождений (определение его
было дано в начале книги), а последние из тел полезных иско-
паемых.
Телом, или залежью, полезного ископаемого называется ло-
кальное скопление природного минерального сырья, приурочен-
ное к определенному структурно-геологическому элементу или
комбинации таких элементов.
Области, районы, поля месторождений и тела полезных ис-
копаемых могут полностью обнажаться на поверхности земли
и относиться к открытым, быть частично закрытыми пере-
крывающими их породами и принадлежать к полузакры-
тым или быть полностью погребенными и квалифицироваться
как закрытые. Среди закрытых (погребенных, или «сле-
пых») месторождений полезных ископаемых выделяются не-
вскрытые, до которых не дошел уровень эролюшюго среза
после их образования в земных недрах, и перекрытые, ко-
торые были образованы на поверхности земли или вскрыты
в прошлые геологические времена, а затем погребены под тол
щей молодых отложений.
МОРФОЛОГИЯ ТЕЛ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Для месторождений твердых полезных _ископяемьне харак-
терны три морфологических изометр’ичнце, пло-
ские и вытянутые по одновд^вдцр^тению.
17
Изометричные тела полезных ископаемых представляют со-
бой скопления минерального вещества, примерно равновеликие
во всех направлениях. К ним принадлежат штоки, штокверки
и гнезда.
Штоком называется крупная более или менее изометрич-
ная залежь сплошного или почти сплошного минерального
сырья. Примером могут служить штоки каменной соли, гидро-
термальные метасоматические рудные залежи и пр. (рис. 1).
18
Штокверк представляет собой относительно изометрич-
ный блок горной породы, пронизанный мелкими жилками и
насыщенный вкрапленностью минерального вещества, разраба-
тываемый целиком в качестве полезного ископаемого. Приме-
ром штокверков могут служить тела некоторых месторождений
меди, молибдена, олова, вольфрама, асбеста и других полезных
ископаемых (рис. 2).
Гнездом называется относительно некрупное локальное
скопление полезного ископаемого. К ним принадлежат тела не-
которых месторождений золотых, свинцово-цинковых, хромито-
вых, ртутных и других руд.
Основным элементом, определяющим размеры и форму изо-
метричных тел, является их поперечное сечение.
Плоские тела полезных ископаемых характеризуются двумя
протяженными и одним коротким размером. К ним относятся
пласты и жилы.
Пласты наиболее типичны для осадочных месторождений
руды, угля и нерудных полезных ископаемых. Метасоматиче-
ские тела, развивающиеся по отдельным пластам осадочных
толщ пород, приобретают характер пластообразных за-
лежей. Пласт полезного ископаемого иногда разделяется на
пачки, разобщенные прослоями породы; пачки в свою очередь
могут распадаться на слои (рис. 3). В соответствии с этим раз-
личаются пласты простые (без прослоев породы) и слож-
н ы е (с прослоями породы).
Основными элементами, определяющими положение пластов
в пространстве и их размеры, являются направление простира-
Рис. 3. Строение пласта полетного ископаемого (в разрезе):
/ — пачки и слои полезного ископаемого; 2 — прослон породы
19
ния и длина по простиранию, направление падения, угол паде-
ния и длина по падению, а также мощность пласта. Обычно
пластовые залежи имеют большую длину, достигающую, напри-
мер в Донецком бассейне, нескольких десятков километров. По
падению некоторые пласты, например золотоносных конгломе-
ратов Витватерсранда в Южной Африке, разрабатываются на
глубину более 3 км. Пласты разделяются на крутопадающие,
с углами падения более 45°, и пологопадающие, с углами па-
дения менее 45°. Мощность пластов полезных ископаемых из-
меняется от едва заметных пропластков до нескольких сотен
метров. Например, мощность рабочих пластов угля в Донец-
ком бассейне обычно составляет 0,45—2,5 м (средняя 0,7 м),
мощность пластов бурых углей третичных бассейнов Южного
Урала —150 м, а мощность залежи соли в Соликамске на
Урале достигает 500 м.
Помимо геологического определения мощности существуют
понятия промышленной мощности пластов полезных ископае-
мых. Рабочей считается минимальная мощность, при кото-
рой пласт целесообразно эксплуатировать. Для углей она ко-
леблется от 0,1 до 1 м. Эксплуатационной называется
суммарная мощность полезного ископаемого и прослоев породы
для рабочей части пласта. Полезная мощность опреде-
ляется как сумма мощностей пачек полезного ископаемого, из-
влекаемых при добыче.
Месторождения пластовой формы бывают однопластовые и
многопластовые. В последнем случае выделяется продуктив-
ная толща пород, заключающая серию пластов полезных ис-
копаемых. В Подмосковном бассейне два рабочих пласта, в До-
нецком бассейне — около 100, в Верхнесилезском—140. Богат-
ство продуктивной толщи определяется коэффициентом
продуктивности — отношением суммарной мощности пла-
стов полезного ископаемого к общей мощности толщи.
Жилы — это трещины в горных породах, выполненные ми-
неральным веществом. К простым жилам относятся единичные
минерализованные трещины (рис. 4); к сложным жилам при-
надлежат минерализованные пучки переплетающихся трещин,
зон дробления и рассланцевания, которые иногда называют
жильной или рудной зоной (рис. 5). По особенностям морфоло-
гии среди жил выделяются четковидные, камерные, седловид-
ные, лестничные и оперенные (рис. 6—10).
Поверхность контакта жилы с вмещающими породами на-
зывается зальбандом. Прилегающие к жиле породы не-
редко бывают изменены и минерализованы, в результате обра-
зуется ореол околожильного изменения, иногда со-
держащий промышленную концентрацию ценных компонентов.
Отходящие от жил в боковые породы ее ответвления называ-
ются апофизами. При неравномерном распределении мине-
20
покрыта площадь измененных око-
+
+ + +
Ч-. +
• +
+Л+ +
ложильных вмещающих пород
Рис. 5. Сложная жила
4- -Р +
ралов, выполняющих жилы, наблюдается чередование участков,
обогащенных ценными компонентами и разубоженных. Такие
обогащенные участки в теле жилы называются рудными
столбами (рис. 11). Рудные столбы бывают морфологические
и концентрационные. Первые образованы раздувами жилы, а
вторые — зонами повышенной концентрации ценных компонен-
тов, не связанных с изменением морфологии тела полезного ис-
копаемого.
Основными геологическими элементами, определяющими
размеры и условия залегания жил, являются направление
21
Рис. 8. Седловидная жила (перспек-
тивное изображение)
Рис. 9. Лестничные жилы
простирания и длина по простиранию, на-
правление, угол падения и длина по паде-
нию, склонение, а также мощность. Длина жил полез-
ных ископаемых колеблется в очень широких пределах: от ко-
ротких прожилков размером 1 м и менее до жил колоссальной
протяженности — 200 км (например, Материнская жила золотых
руд в Калифорнии). Жилы, так же как и пласты, разделяются
на крутопадающие (более 45°) и пологопадающие (менее 45°).
По падению некоторые жилы выклиниваются неглубоко от зем-
ной поверхности, а другие, как, например, Садонская жила
свинцово-цинковых руд на Кавказе, прослеживается на рас-
стояние более 2 км; золотоносные кварцевые жилы Колар в Ин-
дии разрабатываются на глубине свыше 3,5 км.
Склонением называется погружение линий выклинивания
22
Рис. 10. Оперенная жила
(а) и схема тектонического
перемещения по стволу
жилы с указанием положе-
ния параллелепипеда и эл-
липса деформации (б)
Шахтй
Рис. II. Рудные столбы в плоскости
жилы
Рис. 12. Элементы залегания трубооб-
разного тела:
а — угол погружения (ныряния)
Рнс. 13. Пластовая сводовая залежь
нефти или газа. По И. Броду.
I — пески; 2 — глины; 3 — нефтеносные
пески
В ЕЗг »
23
жилы по ее простиранию; углами склонения — углы, образован-
ные линиями склонения с линией простирания.
Жильные месторождения редко состоят из одной жилы, а
чаще из групп или семейств жил. Рудные поля, образованные
жильными месторождениями, называются жильными по-
лями.
Линзы и линзообразные залежи по морфологии
принадлежат к образованиям, переходным между изометрич-
ными и плоскими телами.
Вытянутые по одной оси тела полезных ископаемых называ-
ются трубами, трубками или трубообразными за-
лежами. Морфология и условия их залегания определяются
углом погружения, или ныряния, длиной вдоль оси и попереч-
ным сечением. Угол ныряния трубки полезного ископаемого
измеряется между ее осью и горизонтальной плоскостью (рис.
12). Он может изменяться в широких пределах: от 90° у верти-
кальных труб до 0° у горизонтальных. Поперечное сечение и
длина по оси труб также изменчивы. Например, поперечное
сечение алмазоносных трубок Сибири колеблется от 100 до
1000 м.
Помимо перечисленных простых форм тел полезных иско-
паемых в природе встречаются сложные залежи, представляю-
щие собой их комбинацию.
Для исследования условий образования месторождений по-
лезных ископаемых и их практической оценки большое значе-
ние имеет не только установление общей формы и условий за-
легания тел полезных ископаемых, но и выяснение степени
устойчивости элементов морфологии и концентрации ценных ком-
понентов в контурах залежей. Элементы залегания, мощность
тел полезных ископаемых, содержание в них ценных компонен-
тов меняются от одного пункта к другому с той или иной сте-
пенью резкости. По этому показателю могут выделяться три
группы тел полезных ископаемых: устойчивые, изменчивые и
крайне изменчивые. Для оценки степени изменчивости качест-
венных и морфологических параметров тел полезных ископае-
мых используются методы вариационной статистики, позволя-
ющие вычислять коэффициенты вариации этих пара-
метров.
Среди месторождений жидких и газообразных полезных ис-
копаемых по морфологическим признакам могут быть выделены
пластовые, массивные и линзовидные залежи.
Пластовые залежи жидких и газообразных полезных
ископаемых приурочены к пласту-коллектору проницаемых по-
род, заключенному среди непроницаемых или слабопроницае-
мых пластов, в той или иной степени тектонически дислоциро-
ванных (рис. 13). Такие залежи обычно наиболее крупные и
имеют длину по простиранию более 80 км при ширине до 70 км.
24
Рис. 14. Массивная залежь нефти или газа в структурном выступе. По
И. Броду.
1 — глины; 2 — известняки; 3 — доломиты; 4 — мергели; 5 — нефть или газ
Рис. 15. Линзовидные залежи нефти или газа в пластах выклинивающихся
песков средн сланцев. По И. Броду.
Усл. обозначения см. на рис. 13
Массивные залежи представляют собой скопления
жидкости или газа в выступах проницаемых пород (структур-
ных, эрозионных, рифовых), перекрытых плохо проницаемыми
осадками (рис. 14). Они могут быть как мелкими, так и значи-
тельными по размерам, достигая нескольких сотен кубических
километров.
Линзовидные залежи связаны с локальными зонами
пористых и трещиноватых пород, ограниченных со всех сторон
непроницаемыми породами (рис. 15).
МИНЕРАЛЬНЫЙ И ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ТЕЛ ПОЛЕЗНЫХ
ИСКОПАЕМЫХ
Тела полезных ископаемых сложены минеральными агрега-
тами. В минеральном составе рудных и некоторой части неруд-
ных месторождений выделяются минералы-носители ценных
элементов, которые называются рудными или ценными
25
минералами, и сопутствующие им так называемые жильные
минералы. Соотношения между рудными и жильными минера-
лами колеблются для руд разных металлов и месторождений
в очень широких границах. Так, в золотоносных жилах кварца
количество золота составляет тысячные доли процента. Наобо-
рот, богатые руды железа целиком состоят из рудных минера-
лов (магнетит, гематит).
По составу преобладающей части рудных минералов выде-
ляются следующие типы руд:
1) оксидные —в форме оксидов и гидроксидов, характер-
ных для месторождений железа, марганца, олова, урана, хрома,
алюминия;
2) силикатные — наиболее типичные для неметаллических
полезных ископаемых (слюда, асбест и др.);
3) сернистые — в виде сульфидов, арсенидов, антимонидов,
реже в форме соединений висмута, теллура и селена, к которым
принадлежит большинство руд цветных металлов (медь, цинк,
свинец, никель, сурьма и др.);
4) карбонатные — свойственные некоторым месторождениям
железа, марганца, магния, свинца, цинка, меди;
5) сульфатные—к которым относятся месторождения ба-
рия, стронция и других элементов;
б) фосфатные —образующие месторождения фосфора и свя-
занных с ним соединений;
7) галоидные — типичные для месторождений солей и флю-
орита;
8) самородные — сложенные самородными металлами и
сплавами, известные для золота, платины, меди.
Минеральный состав углей определяется соотноше-
нием фюзена, дюрена, кларена и витрена. Фюзен относится
к матовым ингредиентам угля с волокнистым строением. Дю-
рен принадлежит к тем же составляющим угля, но имеет плот-
ное строение. Кларен представляет собой блестящий или полу-
матовый ингредиент угля массивного или слоистого строения.
Витрен также относится к отчетливо блестящей составляющей
угля, для которой характерна поперечная трещиноватость и ра-
ковистый излом. Для определения технических свойств и хими-
ческого состава углей применяются так называемые техниче-
ский и элементарный анализы. При техническом анализе угли
разделяются по содержанию в них золы, влаги, кокса и лету-
чих веществ. Горючая масса угля устанавливается вычитанием
из его состава золы и влаги. Содержание золы в разных типах
углей колеблется от 1,5 до 25 % • С помощью элементарного
анализа определяют содержание в горючей массе угля следую-
щих элементов: углерода, водорода, азота, кислорода, фосфора
и серы. Содержание углерода в углях обычно лежит в преде-
лах 60—96 %, водорода — 2—12 %.
26
В состав нефтей входят углеводороды, составляющие их
основную массу, а также кислородные, сернистые и азотистые
органические соединения.
В составе горючих газов преобладает метан
в смеси с этаном, пропаном и бутаном, с примесью углекислого
газа, азота и сероводорода.
На основании минерального и химического состава, опреде-
ляющих промышленную ценность и технологические свойства
минерального сырья, полезные ископаемые разделяются на при-
родные типы или сорта. Так, среди рудных месторождений раз-
личают руды богатые (сплошные, массивные), рядовые и убогие
(вкрапленные). Для некоторых рудных и нерудных полезных
ископаемых, таких, как железо, марганец, бокситы, асбест,
слюда и другие, разработаны более детальные группировки ми-
нерального сырья по природным сортам.
Для углей предложено несколько классификаций по природ-
ным типам. Например, для углей Донецкого бассейна выделя-
ются марки: длмннопламенная (Д)—выход летучих на горю-
чую массу более 42%; газовая (Г)—выход летучих от 35 до
44 %; паровично-жирная (ПЖ) —выход летучих от 26 до 35 %;
коксовая (К) —выход летучих от 18 до 26 %; паровично-спека-
ющаяся (ПС) — выход летучих от 12 до 18 % и тощая (Т) —
выход летучих менее 17 %.
Нефти по содержанию в них основного углеводородного ком-
понента разделяются на три'класса: метановые (парафиновые),
с содержанием парафина или алкана более 50%; нафтеновые,
с содержанием нафтена или циклана более 50%; ароматиче-
ские, с содержанием соответствующего углеводорода более
Горючие газы расчленяются по преобладающим в их со-
ставе компонентам, например, пропан-метановые, сероводород-
метановые и другие разновидности.
ТЕКСТУРЫ И СТРУКТУРЫ МИНЕРАЛЬНОГО ВЕЩЕСТВА
Минеральное вещество, составляющее полезные ископаемые,
обладает соответствующей текстурой и структурой.
Текстура минерального вещества определяется пространст-
венным расположением минеральных агрегатов, отличающихся
друг от друга по форме, размерам, составу и структуре. Тек-
стура может проявляться в крупном и мелком плане, в связи
с чем различают мегатекстуру, макротекстуру и
микротекстуру. Мегатекстура отличается взаиморасполо-
жением крупных по площади минеральных агрегатов, наблю-
даемых в срезах тел полезных ископаемых (обнажениях, очи-
стных пространствах, забоях). Макротекстура различается гла-
зомерно в отдельных штуфах. Микротекстура наблюдается под
микроскопом.
27
Рис. 16. Некоторые типы текстур руд:
а — пятнистая; б — полосчатая; в — крустификацнонная; г — прожилковая; д — кокардо-
вая; е — оолитовая; ж — почковидная; з— брекчиевая; и — брекчиевидная; к — фрагмен-
ты каркасио-ящичной текстуры
28
a
е
6
ж
б
г
3
и
Рис. 17. Некоторые типы структур руд:
а — равномернозернистая; б — неравномернозернистая; в — пластинчатая; г — волокни-
стая; д — зональная; е — кристаллографически-ориентированная; ж — тесного срастания;
а — замещения; и — дробления; к — колломорфная
29
Структура минерального вещества определяется размером и
способом сочетания минералов или их обломков в пространст-
венно обособленных минеральных агрегатах. Различают мак-
роструктуру, наблюдаемую в крупнозернистых минераль-
ных агрегатах, на глаз, и микроструктуру, выявляемую
в тонкозернистых агрегатах под микроскопом. На рис. 16 и 17
изображены характерные примеры текстур и структур мине-
рального вещества.
ЭТАПЫ И СТАДИИ МИНЕРАЛОНАКОПЛЕНИЯ
Процессы минералонакопления при формировании месторож-
дений полезных ископаемых по своей длительности сопоставимы
с геологической шкалой времени. Они расчленяются на этапы
и стадии.
Этапом называется длительный период минералонакопления
одного генетического процесса, например, магматического, пег-
матитового, гидротермального или супергенного. Обычно место-
рождения полезных ископаемых формируются в один этап, реже
в два и более. Примером последнего могут служить верхние ча-
сти рудных тел, в контурах которых находятся минеральные
массы глубинного, например, гидротермального и супергенного,
обусловленного выветриванием, этапов.
Стадией называется период времени в рамках одного этапа,
в течение которого происходило накопление минералов опреде-
ленного состава, отделенный перерывом в минерализации от
других стадий. Перерыв между стадиями минералонакопления
обычно соответствует тектоническому покою, завершающемуся
в начале новой стадии тектоническим раскрытием рудной по-
лости, которое сопровождается дроблением минерального веще-
ства предшествующей стадии рудообразования.
По числу стадий минералонакопления выделяются месторож-#
рения простые — одностадийные, или моностадийные, и слож-
ные— многостадийные, или полистадийные. Критериями для вы-
деления стадий накопления вещества полезного ископаемого
служат: 1) пересечение ранних минеральных отложений жилами
и прожилками минерального вещества последующих стадий, 2)
брекчирование минеральных агрегатов ранней стадии с цемен-
тацией их обломков минеральной массой новых стадий.
Минеральными генерациями называются минераль-
ные ассоциации последовательных стадий минералонакопления.
В таких генерациях минеральный состав может быть полностью
различным, целиком одинаковым или частично повторяться.
В последних двух случаях говорят о нескольких генерациях од-
ного и того же минерала, выделяя, например, пирит первой, вто-
рой, третьей и т. д. генераций.
30
Минералы Этапы
Скарновый | Гидротермальный \Гипергенный
Стадии
Кгидрат пел Гидрат- нал Кд&рце- Сульфид Карбонат нал Сульфат нал Окисная
Везувиан Пироксен Гранат Волластонит Роговая обманка Хлорит Эпидот Молибденит Шеелит Пирит Кварц Сфалерит Халькопирит Пирротин Арсенопирит Гпленит Блеклая руда Флюорит Карбонат Сульфаты Fe.Cu.Pb Оксиды Fe МММ мам ниц 11 мм
мм
дЗ § о ° о сэ о | Mill)
Тектонические перерывы 1 f ( 1 —
Рис. 18. Типовая схема последовательности выделения минералов
Парагенезисом или парагенетической мине-
ральной ассоциацией называют совместное нахождение
минералов, обусловленное общностью происхождения и выра-
женное определенным порядком их накопления.
Эволюцию процесса минералонакопления графически изобра-
жают при помощи диаграмм последовательности выделения ми-
нералов (рис. 18). Такие диаграммы позволяют судить об об-
щей эволюции минераловыделения, смене этапов и стадий, о
31
генерациях минералов. Иногда на подобные диаграммы наносят
не только перечень минералов, но и химические элементы раз-
ной валентности и химических связей, что способствует нагляд-
ному изображению геохимической эволюции в процессе мине-
ралонакопления. Кроме того, такие диаграммы возможно граду-
ировать по физическим параметрам минералонакопления, напри-
мер по температуре, что позволяет проследить за корреляцией
между изменением физических условий и сменой минерального
состава в процессе формирования месторождения.
Глава II
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Месторождения полезных ископаемых формируются в процессе
дифференциации минеральных масс при круговороте в магмати-
ческом, осадочном и метаморфическом циклах образования гор-
ных пород и геологических структур. В соответствии с этим все
месторождения полезных ископаемых разделяются на три се-
рии: магматогенную, седиментогенную и мета морфогенную. Се-
рии в свою очередь подразделяются на группы, а группы на
классы, иногда подклассы (табл. 3).
ГЕНЕТИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ
Магматогенные (глубинные, гипогенные, эндогенные) место-
рождения полезных ископаемых по условиям образования свя-
заны с геохимическими процессами глубинных частей земной
коры и более глубоких земных сфер- Местами их локализации
служат глубинные геологические структуры, определяющие ус-
ловия накопления минеральных веществ, морфологию, состав и
строение тел полезных ископаемых. Эти месторождения созда-
ются под воздействием внутренней энергии Земли в связи с маг-
матическими процессами. В серии выделяется семь групп.
Магматическая группа объединяет залежи полез-
ных ископаемых, образовавшиеся при застывании фракций маг-
матических расплавов, в которых сконцентрировались ценные
минеральные соединения. Карбонатитовая группа фор-
мировалась из расплавов, связанных исключительно с ультра-
основными щелочными интрузиями центрального типа. Пегма-
титовая группа включает месторождения, представляю-
щие собой порции застывших расплавов кислой и щелочной
магм, подвергшиеся метасоматическому воздействию горячих
минерализованных газоводных растворов. Альбитит-грей-
зеновая группа создана постмагматическими растворами
32
Таблица 3
Сводная генетическая классификация месторождений полезных ископаемых
Серия Группа Класс Подкласс
Магмато- генная (эндогенная) Магматическая Ликвационный Раннемагматический Позднемагматический —
Карбонатитовая Магматический Метасоматический Комбинированный —
Пегматитовая Простые пегматиты Перекристаллизованные пегматиты Метасоматически за- мещенные пегматиты —
Альбитит-грейзеновая Альбититовый Г рейзеновый
Скарновая Известковых скарнов Магнезиальных скарнов Силикатных скарнов —
Г идротермальная Плутоногенный Вулканогенный Амагматогенный (теле- термальный, страти- формный) —
Колчеданная Г идротермально-метасо- матический Г идротермально-осадоч- ный Комбинированный —
Седименто- генная (экзогенная) Выветривания Остаточный Инфильтрационный
Россыпная Элювиальный Делювиальный Пролювиальный Аллювиальный Косовы й Русловой Долинный Дельтовый Террасовый
Литоральный Озерный Морской Океаниче- ский
2
Заказ № 2527
33
Продолжение табл. 3
Серия Группа Класс Подкласс
Седименто- генная (экзогенная) Россыпная Гляциальный Моренный Флювио- гляциаль- ный
Осадочная Механический Химический Биохимический Вулканогенный —
Метамор- фогенная Метаморфизованная Регионально-метамор- физованный Контактово-метаморфи- зованный —
Метаморфическая — —
в апикальных частях массивов кислых и щелочных пород.
Скарновая или контактово-метасоматическая
группа охватывает месторождения, возникшие в результате
метасоматоза в области разогретых контактов остывающих мас-
сивов силикатных магматических пород и примыкающих к ним
карбонатсодержащих осадочных и эффузивно-осадочных толщ.
Гидротермальная группа обособилась в глубинах зем-
ной коры вследствие отложения минеральных веществ из горя-
чих минерализованных газоводных растворов Колчеданная
группа заключает месторождения, возникшие в связи с пост-
вулканической газогидротермальной деятельностью базальто-
вой магмы.
Седиментогенные (поверхностные, гипергенные, экзогенные)
месторождения полезных ископаемых по условиям образования
связаны с геохимическими процессами, протекавшими в про-
шлом и развивающимися в настоящее время на поверхности и
в приповерхностном слое Земли. Местами накопления минераль-
ных веществ служат: I) поверхность планеты; 2) маломощная
приповерхностная зона, распространяющаяся до уровня грун-
товых вод; 3) дно болот, рек, озер, морей и океанов. Формиро-
вание седиментогенных месторождений связано с механической,
химической и биохимической дифференциацией минеральных
веществ, обусловленной в конечном счете внешней энергией
Земли, основным источником которой является Солнце. Они об-
разуются в результате изменения сформированных на глубине
и выведенных к поверхности земли массивов горных пород и
34
залежей полезных ископаемых, а также вследствие концентра-
ции новых масс минерального сырья при осадкообразовании.
Дополнительным источником вещества служат продукты под-
водного и прибрежного вулканизма. В этой серии выделяются
три группы месторождений.
Выветривания группа связана с корой выветривания,
в которой вещество полезных ископаемых может накапливаться
ввиду выноса поверхностными водными растворами бесполез-
ных соединений и в результате переотложения части ценных ве-
ществ в нижней зоне коры выветривания и ниже ее. Россып-
ная группа формируется при физическом выветривании и
связанным с ним механическим разрушением тел полезных
ископаемых, в состав которых входят механически прочные и
химически устойчивые минералы, создающие россыпи. Оса-
дочная группа объединяет месторождения полезных иско-
паемых, возникающие при механической, химической, биохими-
ческой и вулканической дифференциации минеральных веществ
в процессе накопления толщ осадочных пород.
Метаморфогенные месторождения полезных ископаемых фор-
мировались при интенсивном преобразовании горных пород на
значительной глубине от поверхности земли в обстановке высо-
ких температур и давлений. Эта серия объединяет две группы
месторождений.
Метаморфизованная группа охватывает глубоко
метаморфизованные месторождения, существовавшие до мета-
морфизма образований полезных ископаемых магматогенной и
седиментогенной серий. Метаморфическая группа
включает новые месторождения, возникшие вследствие процес-
сов регионального и локального метаморфизма.
Залежи полезных ископаемых всех трех серий могли быть
сформированы синхронно с вмещающими породами и тогда они
называются сингенетичными. В тех случаях, когда залежи
связаны с геологическими процессами, протекающими в ранее
возникших горных породах, они называются эпигенетич-
н ы м и.
Классы и подклассы генетической группировки по мере не-
обходимости подразделяются на формации полезных ископае-
мых. Рудной формацией называют месторождения оди-
накового минерального состава, сформированные в сходных
физико-химических и геологических условиях. Обычно разде-
ление на формации осуществляется в рамках отдельных видов
полезных ископаемых. Металлоген ической форма-’
ц и е й называют комплекс парагенетически связанных горных
пород магматического, осадочного или метаморфического про-
исхождения и ассоциированных с ним месторождений полезных
ископаемых, обусловленных единством происхождения в опре-
деленных структурно-формационных условиях.
2* 35
Металлогения изучает региональные закономерности
образования и размещения рудных месторождений. Минера-
гения рассматривает закономерности пространственного фор-
мирования и размещения всех разновидностей полезных иско-
паем.ых в земной коре в связи с историей ее геологического
развития. Эти закономерности целесообразно рассматривать
для основных условий геологического развития, к которым при-
надлежат режимы геосинклинальный, платформенный и дна
океана.
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЕЙ
В течение всего периода времени развития и отмирания гео-
синклиналей происходит формирование месторождений полез-
ных ископаемых, в том числе важнейших. Металлогения геосин-
клиналей с наибольшей полнотой исследована Ю. Билибиным.
Она расчленяется на три стадии: раннюю, среднюю и позднюю.
Ранняя (начальная, доскладчатая, доорогенная, рифтоген-
ная, собственно геосинклинальная) стадия охватывает интервал
времени от заложения геосинклинали до главных фаз складча-
тости, приводящих к инверсии геосинклинального режима. Она
определяется наличием глубоких расколов, проникающих в под-
коровое пространство, по которым поступает обильный материал
базальтовой магмы. Вдоль расколов, в устойчиво прогибаю-
щемся ложе геосинклинали, накапливаются мощные толщи вул-
каногенно-осадочных пород, пронизанные интрузиями ультраос-
новного и основного состава, которые формируют офиолитовые
комплексы, при метаморфизме преобразующиеся в зеленокамен-
ные пояса. С магматическими и осадочными комплексами гор-
ных пород ранней стадии геосинклинального развития связаны
особые группы месторождений полезных ископаемых. Среди маг-
матических пород и обусловленных ими месторождений полез-
ных ископаемых этой стадии можно выделить четыре формации:
1) формация субмаринных вулканогенных базальт-риолито-
вых пород, с которой ассоциируют вулканогенные гидротермаль-
но осадочные, гидротермально метасоматические и комбиниро-
ванные колчеданные месторождения руд меди, цинка, свинца,
а также оксидных руд железа и марганца;
2) формация перидотитовых пород с магматическими место-
рождениями хромитов, а также осмия и иридия;
3) формация габбровых пород с магматическими месторож-
дениями титаномагнетитов, а также платины и палладия;
4) формация плагиогранит-сиенитов, для которой характерна
ассоциация скарновых месторождений железа и меди.
Среди осадочных пород ранней стадии геосинклинального ре-
жима можно наметить пять главных формаций и связанных
с ними месторождений полезных ископаемых:
36
1) обломочная формация конгломератов, алевролитов и глин,
используемых в качестве строительных материалов;
2) карбонатная формация известняков и доломитов с пла-
стовыми залежами осадочных месторождений лимонитовых руд
железа и карбонатно-оксидных руд марганца, бокситов, зерни-
стых и массивных фосфоритов;
3) шамозитовая формация с характерными для нее силикат-
ными рудами железа и отчасти марганца;
4) кремнистая или яшмовая формация, представленная раз-
ного рода роговиками, иногда несущими убогую железную и
марганцевую руду;
5) битуминозная или аспидная формация, сложенная биту-
минозными сланцами с повышенным количеством органического
вещества и рассеянными соединениями металлов (уран, вана-
дий, железо, медь, цинк, молибден, золото и др.).
Средняя (соскладчатая, предорогенная) стадия геосинкли-
нального развития приходится на период главных фаз складча-
тости, приводящих к созданию на месте геосинклинали мобиль-
ной складчатой провинции. Она характеризуется сменой про-
гибания геосинклинального ложа его воздыманием, обычно
вначале в осевой ее части в форме центрального поднятия с по-
следующим разрастанием приподнятой области к периферии.
В эту стадию формируются крупные батолитические массы
гранитоидов, разделяющиеся на две формации:
1) формация умеренно кислых гранитоидов состава от
габбро до гранодиоритов, для которых типична ассоциа-
ция скарновых месторождений вольфрама (шеелита), а также
гидротермальных месторождений золота, меди и молиб-
дена;
2) формация нормальных и крайне кислых гранитов состава
гранитов—аляскитов, для которой особенно характерна ассо-
циация пегматитовых и альбитнт-грейзеновых месторождений
олова, вольфрама, тантала, лития, бериллия.
Для осадочных пород средней стадии геосинклинального раз-
вития типичны две формации:
1) флишевая формация с разнообразным комплексом деше-
вых строительных материалов (известняки, глины, мергели,
в том числе цементные);
2) каустобиолитовая формация глинисто-песчанистого сос-
тава с пластами горючих сланцев, углей, местами переходящая
в битуминозные и даже нефтеносные фации.
Поздняя (постскладчатая, орогенная) стадия геосинкли-
нального развития соответствует переходу мобильного складча-
того пояса в молодую неокрепшую платформу, разбиваемую раз-
ломами разной ориентировки, контролирующими размещение
магматических пород. В эту стадию формируются две магмати-
ческие формации:
37
1) формация гипабиссальных интрузий состава от диорит-
порфиритов до гранит-порфиров и сиенит-порфиров, с которой
связаны крупные богатые и разнообразные плутоногенные гид-
ротермальные месторождения руд цветных, редких, радиоактив-
ных и благородных металлов, а также скарновые месторожде-
ния комплексных руд (свинцово-цинковые, вольфрам-молибде-
новые, олово-вольфрамовые);
2) формация наземных вулканогенных пород преимущест-
венно андезит-дацитового состава с вулканогенными гидротер-
мальными месторождениями руд часто сложного состава.
Для осадочных пород поздней стадии намечаются четыре
формации:
1) молассовая формация, с которой связаны месторождения
дешевых строительных материалов (галечник, песок);
2) пестроцветная формация песков и глин со свойствен-
ными ей осадочно-инфильтрационными месторождениями же-
леза, меди, ванадия, урана;
3) эвапоритовая формация карбонатных глин, мергелей, до-
ломитов и гипсов с месторождениями солей, иногда сопровож-
дающимися газонефтяными образованиями;
4) углеводородсодержащая песчано-глинистая формация,
разделяющаяся на угленосную и нефтегазоносную субформации.
Типы геосинклиналей. Приведенная последовательность об-
разования магматических формаций в ходе превращения мо-
бильных геосинклиналей в относительно стабильные складча-
тые области при переходе от ранней к средней и затем поздней
стадии их эволюции является обобщающей и нигде в полном
объеме не проявляется. В развитии тех или иных конкретных
складчатых областей преобладают процессы, свойственные той
или иной стадии геоеннклинального развития. С этой точки
зрения могут быть выделены две полярные разновидности
геосинклиналей. К первым принадлежат геосинклинали с ин-
тенсивным магматизмом и металлогенией ранней стадии и
приглушенным магматизмом и рудообразованием поздней ста-
дии. В этих условиях доминируют продукты базальтовой
магмы и формируются база л ьтоф ильные рудные ме-
сторождения. Их примером может служить палеозойская
геосинклинально-складчатая область Урала. Ко вторым отно-
сятся геосинклинали со слабым магматизмом и металлогенией
ранней стадии, но интенсивным магматизмом и рудообразова-
нием поздней стадии. В них резко преобладают продукты гра-
нитной магмы и доминируют г р а н и т о ф и л ь н ы е рудные
месторождения. Их примером может служить мезозой-
ская геосинклинально-складчатая область Верхоянья.
Тектоно-металлогенические зоны геосинклиналей. Законо-
мерная смена формаций горных пород, возникающих на ран-
ней, средней и поздней стадиях развития, приводит к упорядо-
38
6
Рис. 19. Схема соотношения основных тектоно-металлогенических зон в по-
перечном сечении геосинклинали:
/ — срединный массив; 2—внутренняя зона; 3— геосинклинальные рвы; -/-—перифери-
ческая зона; 5 — передовой прогиб; 6 — геосинклинальная платформенная рама; 7— по-
граничные глубинные разломы
ценному размещению ассоциированных с ними месторождений
полезных ископаемых в поперечном сечении складчатых про-
винций. Среди тектонических зон или сегментов, составляющих
складчатые провинции, возникшие на месте геосинклиналей,
возможно выделить: 1) геосинклинальные рвы, 2) внутренние
зоны, 3) срединные массивы, 4) периферические зоны, 5) гео-
синклинальную раму, 6) передовые прогибы, 7) пограничные
глубинные разломы (рис. 19).
Геосинклинальные рвы представляют собой узкие
продольные ложбины рифтового типа в ложе геосинклинали,
особенно характерные для базальтоидных геосинклиналей. Для
них типичны раннегеосинклннальные субмаринйая вулканоген-
ная базальт-риолитовая формация, формирующая офиолито-
вые пояса с колчеданными месторождениями, а также интру-
зивная плагиогранит-сиенитовая формация со скарновыми ме-
сторождениями руд железа, меди, иногда кобальта.
Внутренние зоны сосредоточивают геосинклинальные
отложения ранней стадии наибольшей мощности преимущест-
венно тонкозернистых и терригенно-вулканогенных фаций. В пе-
риод главных фаз складчатости в область осевого поднятия
внутренней зоны внедряются лейкократовые граниты средней
стадии геосинклинального развития и формируются ассоцииро-
ванные с ними пегматитовые, альбититовые, грейзеновые и по-
левошпат-кварцевого парагенезиса плутоногенные гидротер-
мальные месторождения руд редких металлов.
Срединные массивы представляют собой блоки древ-
них пород, заключенные в пределах внутренних зон складча-
тых провинций. В типичном случае им свойственны интрузии
лейкократовых гранитов и ассоциированных с ними пегматито-
вых и альбитит-грейзеновых месторождений редких металлов,
характерные для редкометалльных поясов внутренних зон гео-
синклиналей.
Периферические зоны характеризуются меньшей
мощностью геосинклинальных толщ, сложенных преимущест-
39
Циклы 1 Стадии Тектонические зоны
Мисхано- Зангезцр- । скал Севане- щроистанская I Сомхито- Карабахская ГАджаро- чриалегскал 1 ножного I склона Главного хребта Передовом хребта Северного склона Предкавказья
Альпийский [ Позднлл Средняя Ь12 Ранняя К-₽ — СП ——
+ + +
v v IV V/
Киммерийский Поздняя J3 - К, Средняя \(багп) Ранняя Т
v v t=)
VV vvvv / + + + V + V => ь
nnxoHntidaj Поздняя С3-Р(Т) Средняя С 2 Ранняя 5г-С,
+ + + + + V + + vv ’ + + + + 4-4-+
Каледонский Средняя и поздняя 03-81 Ранняя -С -02
+ + + — + + + V V ва_ +++ VV
I v |/ I |2 1 + |з I ° I*
Рис. 20. Схема эволюции Кавказской геосинклинали, ее магматизма и
металлогении.
1—4 — зоны: / — накопления базальт-риолитовых и диабазовых пород и формирования
связанных с ними колчеданных месторождений, 2 — внедрения перидотитов и габбро
ранней стадии и формирования связанных с ними магматических рудопроявлеиий хро-
митов и титаномагнетйтов, 3 — внедрения гранитоидов средних стадий и формирования
связанных с ними постмагматических месторождений, 4 — внедрения малых интрузий
поздних стадий и формирования связанных с ними гидротермальных месторождений
40
венно грубозернистыми терригенными осадками, чередующи-
мися с вулканогенными и карбонатными отложениями. Пери-
ферические зоны служат ареной внедрения крупных батолити-
ческих масс гранитоидов средней стадии и гипабиссальных ин-
трузий поздней стадии развития, преимущественно умеренно
кислого состава. Они не обладают повсеместно выдержанной
магма-металлогенической характеристикой. Однако типоморф-
ными для них являются скарновые месторождения вольфрама
(шеелита), а также плутоногенные гидротермальные месторож-
дения руд меди, молибдена, золота, свинца и цинка.
Геосинклинальная рама наряду с месторождениями
предшествующих эпох иногда содержит месторождения, сфор-
мированные в период развития обрамляемой ими геосинкли-
нали. Ширина оруденелой части рамы пропорциональна ши-
рине геосинклинали и составляет 35—65 км.
Передовые прогибы, сложенные терригенными, часто
пестроцветными и эвапоритовыми толщами поздней стадии гео-
синклинального развития, не содержат эндогенных рудных ме-
сторождений. Вместе с тем они являются ареной распростране-
ния таких важных экзогенных образований, как нефть, газ, ка-
менная и калийная соли, осадочно-инфильтрационные скопле-
ния руд урана, ванадия, меди. Иногда на месте передового про-
гиба возникают краевые наземные вулканогенные пояса также
поздней стадии геосинклинального этапа в основном андезит-
дацитового состава, заключающие вулканогенные гидротер-
мальные месторождения руд цветных, редких и благородных
металлов.
Пограничные глубинные разломы разграничи-
вают структурно-фациальные зоны геосинклиналей, определяя
соотношение различных мощностей и состав осадочных отло-
жений в период формирования этих зон. Пограничные раз-
ломы, проникая на значительную глубину, открывают возмож-
ность внедрения вдоль них магматических пород и формирова-
ния связанных с ними поясов эндогенных месторождений. На
ранней стадии геосинклинального развития вдоль разломов
внедряются изверженные породы перидотитовой и габбровой
формаций, формируя цепи магматических месторождений хро-
митов, титаномагнетитов и платиноидов. На поздней стадии по-
граничные разломы контролируют внедрение гипабиссальных
малых интрузий, а также позднегеосинклинальных вулканиче-
ских пород и ассоциированных с ними плутоногенных и вулка-
ногенных гидротермальных месторождений.
Полицикличность геосинклинального развития. Уже были
рассмотрены основные условия формирования месторождений
полезных ископаемых в рамках одного геосинклинального
цикла. Но такие моноцикличные геосинклинально-складчатые
пояса редки. Обычно они формируются в процессе нескольких
41
последовательных циклов и относятся к категории полициклич-
ных образований. Их примером может служить Кавказ с его
протерозойским, каледонским, герцинским, киммерийским и
альпийским циклами геосинклинального режима и корреспон-
дирующими им металлогеническими эпохами. Из приведенной
на рис. 20 схемы видно, что по мере сужения протерозойско-
нижнепалеозойской пангеосинклинали локальные геосинкли-
нальные прогибы постепенно от цикла к циклу отступали
с севера на юг. При этом отмечается отчетливое поясовое раз-
мещение продуктов магматизма и рудообразования ранних, и
средних стадий, закономерно мигрирующих от одного края гео-
синклинальной системы к другому при переходе от ранних
к поздним циклам развития. Но магматизм и эндогенное рудо-
образование поздних стадий охватывает все сечение складчатой
области, перманентно накладываясь на нее от древних к юным
циклам геологической истории.
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ПЛАТФОРМ
Известны девять наиболее крупных древних допалеозойских
платформ: Восточно-Европейская (Русская), Сибирская, Се-
веро-Американская, Южно-Американская (Бразильская), Аф-
риканская, Индийская, Китайская, Австралийская и Антаркти-
ческая.
В их строении различают три комплекса пород с соответ-
ствующими им группами месторождений полезных ископае-
мых: 1) основание, или нижний метаморфический ярус, 2) че-
хол, или верхний ярус платформенных осадочных пород, 3) об-
ласти тектоно-магматической активизации.
Нижний метаморфический ярус сложен метаморфическими
породами архея, протерозоя и рифея, охватывающими гранди-
озный интервал времени — от 3500 до 600 млн лет. Для них
характерны месторождения метаморфогенной серии, среди ко-
торых выделяются: 1) образования древних плутонических и
вулканических базальтоидных формаций с магматическими ме-
сторождениями хромитов, титаномагнетитов, сульфидных мед-
но-никелевых руд, гидротермальных руд золота и колчеданные
залежи; 2) месторождения гранитных формаций с месторожде-
ниями слюдяных и редкометалльных пегматитов; 3) метамор-
физованные месторождения осадочной серии, такие, как желе-
зистые кварциты, рудоносные конгломераты и черные сланцы,
древние стратиформные образования меди, цинка и свинца.
Верхний ярус платформенных чехлов характеризуется се-
рией континентальных формаций и свойственных им месторож-
дений полезных ископаемых седиментогенной серии:
1) песчано-глинистая формация с месторождениями углей,
бокситов, железных и марганцевых руд, огнеупорных глин;
42
2) битуминозная формация углеводородсодержащих черных
сланцев, переходящих в горючие сланцы и нефтематеринские
породы;
3) кварц-песчаная формация кварцевых и кварц-глаукони-
товых песков, содержащая месторождения желваковых фосфо-
ритов и песков;
4) карбонатная формация с месторождениями известняков,
доломитов, мергелей и гипсов.
Области тектоно-магматической активизации, наиболее де-
тально описанные А. Щегловым, связаны с проявлениями отно-
сительно молодых наложенных тектонических движений, маг-
матизма и эндогенного рудообразования, захватывающего как
основание, так и чехол древних платформ. Выделяются плат-
формы интенсивно активизированные, активи-
зированные, слабо активизированные и н е а к ти-
пизированные.
Интенсивно активизированные платформы представлены
восточной частью Китайской платформы, западной и южной
частью Африканской платформы, южной частью Сибирской
платформы. Здесь на древних платформах проявлены молодые
граниты, сопровождающиеся постмагматическими рудами цвет-
ных и редких металлов, золота, флюорита.
К активизированным платформам принадлежат Сибирская
и Африканская платформы, а также Балтийский щит Восточно-
Европейской платформы. В молодых прогибах этих платформ
в связи с интрузиями габбровых пород возникли магматиче-
ские месторождения сульфидных медно-никелевых руд. В моло-
дых поднятиях преобладают интрузии щелочных пород с пост-
магматическими месторождениями редких металлов и золота.
Вдоль стыка платформенных прогибов и поднятий, а также по
окраинам платформ, обычно по крупным разломам, вытягива-
ются цепи алмазоносных кимберлитов и ультраосновных ще-
лочных интрузий с карбонатитами.
К слабоактивизированным платформам относятся южная
часть Северо-Американской платформы со стратиформными ме-
сторождениями цинка и свинца в ее палеозойском чехле.
Неактивизированные платформы представлены крупными
частями Восточно-Европейской, Бразильской и Австралийской
платформ. Поскольку активизация отмечается как для древних,
так и для молодых геологических периодов, выделяются явле-
ния протерозойской протоактивизации и фанерозойской неоак-
тивизации или просто активизации.
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ОКЕАНОВ
Мировой оксан объединяет четыре океана: Тихий, Атланти-
ческий, Индийский и Северный Ледовитый с общей площадью
поверхности 360 млн км2, что составляет около 70,8 % площади
43
поверхности планеты. В его пределах выделяют четыре глав-
нейших тектонических элемента: океанические плиты, срединно-
океанические хребты с центральными рифтами, поперечные
трансформные разломы и прибрежные островные дуги (рис. 21).
Магматические породы дна океана представлены гарцбурги-
тами и кайнотипными толеитовыми базальтами, с которыми ме-
стами, вдоль разломов, связаны локальные скопления очень мо-
лодых колчеданных руд меди и цинка. В составе прибрежных
островных дуг известны перидотиты с проявлениями хромитов,
габбро с проявлениями титаномагнетитов, базальт-риолиты
с колчеданными месторождениями меди, цинка, свинца.
Экзогенная металлогения Мирового океана значительно бо-
лее мощная. Она определяется скоплениями рудных концентра-
ций на его дне и растворенными в его водах металлами. За-
пасы руд, сосредоточенные в железомарганцевых конкрециях,
выстилающих крупные площади дна Тихого, Атлантического и
Индийского океанов, грандиозны, они превышают мировые за-
пасы руд железа и марганца на континентах в десятки тысяч
раз. При общем огромном объеме воды Мирового океана
в 1370 млн км3, даже при ничтожном содержании в ней метал-
лических элементов, запасы их оказываются колоссальными.
Например, в океанической воде находится 5,5 млн т золота
(при содержании 0,000004 мг/л), 4 млрд т урана (0,003 мг/л),
200 млрд т лития (0,17 мг/л). Общее количество этих и других
элементов в десятки триллионов раз больше, чем их запасы во
всех месторождениях мира. В разных странах предпринима-
ются попытки наладить промышленную эксплуатацию донных
конкреций и вод океана.
Представление об особом значении формирования эндоген-
ных рудных месторождений на стыке континентов и океанов
возникло в связи с концепцией тектоники плит в 70-х годах на-
шего века. Сущность этой концепции сводится к подмене гео-
лого-исторического анализа развития земной коры и рудообра-
зования моделью механического взаимодействия литосферных
плит, скользящих по астеносфере. Определяющей является
схема субдукции с поддвигом плиты океанической коры под
континентальную плиту. Согласно этой модели, океанические
плиты толщиной порядка 100 км задвигаются под континенталь-
ные плиты в верхнюю мантию Земли на глубину до 700—
800 км и порождают серию магматических пород и ассоцииро-
ванных с ними эндогенных рудных месторождений, оккупирую-
щих пограничную область океана и континента (рис. 22).
Таким образом, по концепции тектоники плит весь процесс эн-
догенного рудообразования сводится к непрерывному поддви-
ганию океанических плит под континентальные, последующему
глубинному переплавлению океанических плит с проявлением
абиссального, гипабиссального и приповерхностного магма-
44
Рис. 21 Главные геологические структуры дна Мирового океана:
/ — оси срединио-океаническнх хребтов-. 2 — края срсдинио-океаннческих хребтов; 3 —
основные трансформные разломы; основные площади распространения: 4 — океанических
базальтов, 5 — железомарганцевых конкреций
Рис. 22. Схема формирования эндогенных рудных месторождений при под-
двигании океанической плиты под континентальную. По Дж. Перейра.
Месторождение: I — вулкаиогенно осадочное, II — плутоногенное.
Плиты: / — океаническая, 2 — континентальная; Л-—5 — породы: 3 — вулканические, 4 —
гияабиссальные. 5 — лавово-пирокластические
45
тиЗма, порождающего полный набор эндогенных рудных место-
рождений. Так, по мнению Р. Силлитое, поясовое зональное
размещение рудных месторождений Анд в Южной Америке*
связано с углом наклона и скоростью погружения океанической
плиты Наска под южноамериканский континент. При этом
Fe-Cu месторождения формировались ближе к берегу и ранее
других, Cu-Zn-Pb-Ag, расположенные далее от берега, обра-
зовались позднее, а самые удаленные — оловянные месторож-
дения— были сформированы еще позже, при самом глубоком
погружении плиты.
ПЕРИОДИЧНОСТЬ ФОРМИРОВАНИЯ
В соответствии с общепринятой периодизацией геологиче-
ской истории выделяются шесть периодов формирования руд-
ных месторождений: лунный, нуклеарный, протогеосинклиналь-
ный, интергеосинклинальный, геосинклинальный и рифтовый.
Эти периоды распадаются на одиннадцать этапов, каждый из
которых начинается базальтопдным рудообразованием в обста-
новке растяжения и завершается гранитоидным рудообразова-
нием в обстановке временного сжатия земной коры (рис. 23).
Лунный период времени 5000—3800 млн лет и отвечающий
ему гренландский этап характеризует зарождение земной коры.
Он отличается развитием слабодифференцированного базальто-
вого вулканизма, отсутствием геосинклиналей и гранитоидов.
В этот период еще не возникли условия для образования руд-
ных месторождений.
Нуклеарный период времени 3800—2800 млн лет и соответ-
ствующий ему Кольский этап определяют появление наиболее
ранних эндогенных рудных месторождений. Они представлены
двумя группами образований — связанной с куполами «серых
гранитов» и с «зеленокаменными поясами». К серым гранитам
приурочены метаморфогенные слюдяные и редкометалльные
пегматиты. В зеленокаменных поясах, образованных вследствие
метаморфизма древних базальтоидов, расположены магматиче-
ские месторождения хромитов и сульфидных медно-никелевых
руд, а также колчеданов и гидротермальных месторождений зо-
лота.
П ротогеосинклинальный период охватывает период времени
от 2800 до 1800 млн лет и расчленяется на два этапа — бело-
морский и карельский. Определяется зарождением, полным
развитием и отмиранием ранней серии геосинклинальных си-
стем. Ему свойственны два периода базальтоидного и два по-
следующих периода гранитоидного геосинклинального магма-
тизма, обусловивших формирование соответствущих групп маг-
матических и постмагматических месторождений полезных
ископаемых. На обособившихся к этому времени древних плат-
формах в связи с явлениями протоактивизации возникли вы-
46
дающиеся месторождения хромитов и платины расслоенных
базальтоидных плутонов Бушвельда и Великой Дайки на юге
Африки, сульфидных медно-никелевых руд Садбери в Канаде,
крупных и обильных месторождений железистых кварцитов на
Восточно-Европейской, Северо-Американской, Южно-Американ-
ской, Сибирской и Африканской платформах, уникальных зо-
лото-урановых конгломератов Витватерсранда в Южной Аф-
рике.
Интергеосинклинальный период с интервалом времени от
1800 до 1500 млн лет и соответствующий ему готский этап
47
характеризуют временное затухание тектонической, магматиче-
ской и металлогенической активизации между протогеосинкли-
нальным и неогеосинклинальным периодами.
Геосинклинальный или неогеосинклинальный период в гра-
ницах времени от 1500 до 100—50 млн лет отвечает возрожде-
нию геосинклинального режима, его процветанию и постепен-
ному затуханию. Он распадается на пять этапов — гренвиль-
ский, байкальский, каледонский, герцинский и киммерийский.
Каждому из них соответствует начальная геосинклинальная
стадия развития с базальтоидным магматизмом и металлоге-
нией и последующая стадия гранитоидного магматизма и рудо-
образования. Многим платформам этого периода свойственны
явления геологической активизации с образованием соответ-
ствующих месторождений полезных ископаемых, однако менее
значительных, чем возникших в обстановке протоактивизации.
Рифтовый период отвечает позднейшему альпийскому этапу
геологической истории, обусловленному замиранием геосинкли-
нальной деятельности и преобладающим развитием рифтовых
систем. Металлогения разломной тектоники этого периода ярче
всего проявлена в зонах активизации древних платформ и обла-
стей завершенной складчатости, а также в третичных континен-
тальных вулканических поясах.
В геоисторической металлогении отмечаются два важных
рубежа зарождения эндогенного рудообразования:
1) 3800 млн лет—начало формирования магматических и
колчеданных образований базальтоидной серии и метаморфо-
генных пегматитов;
2) 2500 млн лет — начало образования постмагматических
гранитоидных месторождений альбититовой, грейзеновой, скар-
новой и гидротермальной групп.
Генетические группы эндогенных месторождений (в соответ-
ствии с устойчивым характером магматизма в истории земной
коры) были необычайно выдержанными; раз возникшие группы
и классы эндогенных месторождений повторялись в последую-
щие этапы, не вымирали и не заменялись новыми.
ДЛИТЕЛЬНОСТЬ ФОРМИРОВАНИЯ
Месторождения полезных ископаемых, несмотря на то что
их тела значительно меньше объема вмещающих пород, обычно
формировались достаточно длительное время, вполне соизмери-
мое с геологическим временем образования комплексов горных
пород.
Толща пермских каменных и калийных солей Предуралья
мощностью 350—400 м накапливалась в течение 15—17 тыс. лет.
Пласты железной руды Западной Сибири мощностью 1—15 м
(до 30 м) создавались от 3 до 15 млн лет. Периоды отложения
48
угленосной толщи карбона Донецкого бассейна, включающие
до 30 пластов каменного угля, охватывают 50—60 млн. лет. Раз-
витие ультраосновных щелочных комплексов, с которыми свя-
заны карбонатиты Ковдора, продолжалось 200—300 млн лет.
Различные плутоногенные и вулканогенные гидротермальные
месторождения формировались от нескольких миллионов лет
до нескольких десятков миллионов лет. Еще более длителен
процесс миграции некоторых элементов, участвующих в созда-
нии минералообразующих комплексов тел полезных ископае-
мых. Они могут переходить из одного геологического цикла
в другой, то рассеиваясь, то сосредоточиваясь в телах полезных
ископаемых. Исследование изотопов свинца в минералах гидро-
термальных месторождений показывает, что часть этого ме-
талла могла участвовать в круговороте минеральных масс ино-
гда в течение двух-трех геологических циклов, т. е. в течение
сотен миллионов лет.
УРОВНИ ГЛУБИНЫ ФОРМИРОВАНИЯ
Выделяются четыре уровня глубины формирования полез-
ных ископаемых: ультраабиссальный, абиссальный, гипабис-
сальный и приповерхностный.
Ультраабиссальная зона распространена примерно от гра-
ницы Мохоровичича вверх до 10—15 км от поверхности земли.
Сведения о составе, строении Земли и полезных ископаемых
ниже границы Мохоровичича отсутствуют. Для этой зоны из-
вестны лишь редкие месторождения метаморфического проис-
хождения, такие, как дистеновые, силлиманитовые, андалузито-
вые сланцы, локальные скопления рутила, корунда, графита,
флогопита.
Абиссальная зона располагается примерно от 10—15 до 3—
5 км от поверхности земли. Ей соответствует положение пегма-
титовых, альбититовых, грейзеновых и гидротермальных место-
рождений, ассоциированных с абиссальными гранитоидами
средней стадии геосинклинального развития, а также ультра-
основные и основные породы ранней стадии, несущие магмати-
ческие месторождения хромитов и титаномагпститов.
Гипабиссальная зона находится понблизнтельпо от 3-- 5 до
1—1,5 км от поверхности земли. Для гипабиссальной зоны ха-
рактерны: 1) плагиограниты и сиениты ранней стадии геосин-
клинального развития со скарновыми месторождениями руд
железа и меди; 2) гипабиссальные интрузии завершающей ста-
дии с их обильными плутоногенными гидротермальными обра-
зованиями; 3) изверженные породы областей активизации
с магматическими месторождениями сульфидных медно-нике-
левых руд, хромитов, платиноидов н редких металлов в рас-
слоенных массивах, гидротермальных руд золота и других ме-
таллов.
49
Приповерхностная зона простирается от поверхности земли
до глубины 1—1,5 км. Она вмещает все месторождения полез-
ных ископаемых экзогенной серии. Из эндогенных образований
типичными являются: 1) базальт-риолиты с колчеданными ме-
сторождениями ранней стадии геосинклинального развития,
2) вулканогенные породы поздней стадии геосинклиналей и
платформенные с вулканогенными гидротермальными место-
рождениями руд цветных, редких и благородных металлов,
3) карбонатиты и алмазоносные кимберлиты.
По мере перехода от поверхности земли на глубину меня-
ется геохимическая обстановка формирования полезных иско-
паемых. Возрастают значения температуры, давления и плот-
ности пород. Вода до глубины 6—8 км может находиться
в твердой, жидкой и парообразной фазах, до глубины 40—
50 км — только в жидком и парообразном состоянии, еще
глубже вода может вновь перейти в жидкую фазу плотностью
6—8 г/см3. Кислород обилен в приповерхностной зоне до уровня
грунтовых вод, ниже его концентрация резко уменьшается. По
мере углубления также снижается количество угольной кис-
лоты, а затем азота, но концентрация СН4 и Н2 может воз-
растать.
ИСТОЧНИКИ ВЕЩЕСТВА И СПОСОБЫ ЕГО ОТЛОЖЕНИЯ
Вещество, формирующее месторождения полезных ископае-
мых, может быть как местным, так и привнесенным извне.
В связи с этим намечаются автохтонные и аллохтонные образо-
вания. Типичным примером автохтонных месторождений могут
служить метаморфизованные и осадочные залежи. Значительно
более разнообразны аллохтонные месторождения. По источнику
вещества среди них могут быть намечены: 1) ювенильные маг-
матические, обусловленные привносом, расплавом или дегаза-
цией из глубинных частей земной коры и верхней мантии,
2) ассимилированные расплавом из окружающих пород в связи
с возникновением палингенной магмы, 3) заимствованные вы-
щелачиванием из пород газово-жидкими растворами на путях
их подземной циркуляции, 4) снесенные с поверхности конти-
нента в форме взвесей и растворов.
Минеральное вещество полезных ископаемых отлагается из
магматических расплавов и газово-жидких водных растворов.
Из магматических расплавов оно концентрируется при их осты-
вании в результате кристаллизационной и ликвационной диф-
ференциации. Из водных растворов осаждение может проис-
ходить в процессе механической садки, биохимической садки,
самопроизвольной коагуляции, перенасыщения и химических
реакций. Среди последних различают реакции различных ве-
ществ, находящихся в растворе и вступающих во взаимодейст-
60
вне при изменении химизма среды, температуры и давления,
реакции при смешении растворов различного состава и реак-
ции вещества раствора с горными породами.
МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Изучение месторождений полезных ископаемых проводится
с целью выяснения условий их образования и оценки для про-
мышленного использования. Оно распадается на полевое и ла-
бораторное.
Полевые исследования должны определить положение тел
полезных ископаемых в стратиграфическом разрезе, связь их
с комплексами изверженных пород, отношение к составу вме-
щающих толщ, влияние тектоники на локализацию и морфоло-
гию залежей, форму, размеры, строение и минеральный состав
залежей. Основным методом полевых исследований при изуче-
нии месторождений полезных ископаемых является геологиче-
ское картирование с составлением наземных и подземных гео-
логических карт, продольных и поперечных разрезов детальных
масштабов. Для промышленной оценки производят геологораз-
ведочные работы, выполняющиеся при помощи горных вырабо-
ток, буровых скважин, геофизических и геохимических методов.
Попутно выясняется гидрогеологическая обстановка и инже-
нерно-геологические условия проектирования и разработки ме-
сторождений.
Лабораторные исследования связаны с исследованием ве-
щества минерального сырья и разделяются на изучение мине-
рального состава, химического состава и физико-технических
свойств полезных ископаемых. Кроме того, в лабораторных ус-
ловиях выполняются экспериментальные исследования и термо-
динамические расчеты, моделирующие обстановку формирова-
ния месторождений полезных ископаемых, проливающие свет
на их генезис.
Глава III
МАГМАТИЧЕСКИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Магматические месторождения формируются в процессе диф-
ференциации металлоносной магмы непосредственно из рас-
плава ультраосновного или щелочного состава. При остывании
такого расплава накопление рудообразующих минералов может
происходить тремя путями.
Во-первых, магма рудно-силикатного состава при охлажде-
нии распадается на две несмешивающиеся жидкости — сили-
61
катную и рудную, раздельная кристаллизация которых при-
водит к обособлению ликвационных магматических месторож-
дений.
Во-вторых, в силикатных магмах металлы могут войти в со-
став минералов ранней кристаллизации, сконцентрироваться
в ней еще до полного отвердевания оставшейся безрудной ча-
сти расплава и образовать раннемагматические (сегрегацион-
ные, кумулятивные) месторождения.
В-третьих, в подобного рода силикатных магмах, содержа-
щих повышенное количество летучих соединений, металлы и их
оксиды кристаллизуются при более низких температурах, после
затвердевания главной массы породообразующих силикатов, из
остаточных расплавов, формируя позднемагматические (гисте-
ромагматические, фузивные) месторождения.
ЛИКВАЦИОННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Ликвационные месторождения связаны с магматическими
породами габбровой и щелочной формации, образующими в об-
становке активизированных платформ пологие плоские рассло-
енные массивы. Такие массивы имеют зональное строение, обу-
словленное переходом от наиболее основных разностей в их
основании к наименее основным у их вершины. Формирование
таких плоских прогнутых книзу расслоенных массивов объясня-
ется по-разному. Существуют представления: 1) о ликвацион-
ном расслоении магмы на глубине и последовательной послой-
ной инъекции расплавов различного состава в верхние гори-
зонты земной коры; 2) о ликвационной или кристаллизационной
дифференциации магмы на глубине и одноактном внедрении
таких гетерогенных расплавов в верхнюю часть Земли;
3) о ликвационной дифференциации рудоносных магм на
месте становления массивов с дифференциальным переме-
щением молекул или выделяющихся минералов в магматиче-
ской камере; 4) о постмагматическом метасоматическом проис-
хождении полосчатых рудоносных массивов; 5) об образовании
расслоенных массивов вследствие магматического замещения
слоистых эффузивно-осадочных толщ пород. Для локализации
таких рудоносных массивов благоприятна комбинация крупных
разломов краевых или внутренних частей платформ с пологими
синклиналями.
Типичными представителями ликвационных месторождений
являются сульфидные медно-никелевые и хромит-титаномагне-
титовые, связанные с габбровой формацией, а также редкозе-
мельные, ассоциированные с формацией щелочных пород.
Сульфидные медно-никелевые месторожде-
ния представлены месторождениями Калгурли в Австралии
архейского возраста, Садбери в Канаде и Печенги на Кольском
полуострове протерозойского возраста, Норильска и Талнаха
52
! Иг Е2? L :< ЕЕ?
Рис. 24. Схема геологического строения рудоносного лополита Садбери
в Канаде. По П. Колеману.
1 — нижнегуронские и лаврентьевские подстилающие породы подошвы; 2 — габбро; 3 —
нориты; 4 — верхнегуронские вулканогенно-осадочные породы кровли; 5 — сульфидные
месторождения; 6 — тектонические нарушения
Рис. 25. Принципиальная схема размещения рудных тел сульфидных медно-
никелевых месторождений:
а — висячие вкрапленные руды; б — донные залежи; в — прнконтактовые брекчиевые
руды; г — жилы; породы: / — подстилающие, 2 — перекрывающие, 3 — вмещающие
53
в Сибири фанерозойского возраста, а также другими менее зна-
чительными образованиями. Материнскими породами этих ме-
сторождений являются гипабиссальные интрузии габбрового со-
става, обычно входящие в сложный и длительно развивав-
шийся комплекс магматических пород (рис. 24). В развитии
таких комплексов намечаются три главные стадии: 1) излия-
ние лав и образование толщи вулканогенных, а также вулка-
ногенно-осадочных платформенных пород, 2) внедрение пласто-
вых рудоносных интрузий толеитового состава (бедного
магнием) и расслоенного строения, 3) внедрение даек преиму-
щественно основного состава. При этом рудные тела нередко
раскристаллизовываются после внедрения даек. Среди рудных
тел различают следующие разновидности: 1) висячие зоны
вкрапленных руд, 2) наиболее существенные донные залежи
сплошных и вкрапленных руд, 3) жилообразные тела. Их воз-
никновение рассматривается по двум схемам — ликвационной
кристаллизации на месте и ликвационной концентрации на глу-
бине. Согласно схеме местного ликвационного расслоения, при
снижении температуры в магматическом расплаве обособля-
ются капли сульфидов, последующая раскристаллизация кото-
рых приводит к образованию висячих залежей вкрапленных
руд. При погружении таких сульфидных капель вниз ко дну
массива и отчасти в подстилающих его породах может нако-
питься сульфидная масса, при остывании которой формируются
донные залежи. В том случае, когда эта сульфидная масса за-
стывает после раскристаллизации интрузивного тела, часть ее
может быть выжата по трещинам и образовать богатые со-
гласные и секущие жилы (рис. 25). По схеме глубинной ликва-
ции, разобщение силикатного и сульфидного расплавов проис-
ходит на некоторой глубине, начиная с которой сначала внед-
ряется порция силикатного расплава, а затем, после его
раскристаллизации, в подошву массива внедряется следующая
порция магмы, обогащенной сульфидами, формирующая бога-
тые руды донных частей интрузива.
Образование сульфидных медно-никелевых руд происходит
в обстановке сравнительно невысоких давлений при начальной
температуре 700—600 °C, постепенно снижающейся к концу
процесса иногда до 300—200 °C.
Минеральный состав руд сульфидных медно-никелевых ме-
сторождений удивительно прост и выдержан для всего мира.
Главные минералы — пирротин, пентландит и халькопирит,
к которым нередко присоединяется магнетит. Из нерудных ми-
нералов, кроме оливина, ромбических пироксенов и других маг-
незиально-железистых силикатов, входящих в состав первичных
породообразующих минералов, могут присутствовать продукты
их преобразования — гранаты, моноклинные пироксены, эпидот,
серпентин, актинолит, тальк, хлорит и карбонаты. Второстепен-
54
ные и редкие минералы более разнообразны. В этой группе
наиболее существенны минералы благородных металлов (зо-
лото, платина, палладий, сперрилит, куперит, брэггит, фрудит
и др.), минералы меди (борнит, халькозин, ковеллин, валле-
риит, кубанит, дигенит), минералы никеля (никелин, хлоантит,
виоларит, миллерит, бравоит и др.), минералы кобальта (арсе-
ниды и сульфоарсениды). Кроме того, изредка встречаются ти-
таномагнетит, ильменит, хромшпинелиды, пирит, марказит, мак-
кинавит, молибденит, сфалерит, галенит, самородное железо.
Среди сульфидных медно-никелевых месторождений изве-
стны очень крупные объекты с запасами руды в сотни миллио-
нов тонн. Содержание никеля в товарной руде этих месторож-
дений обычно лежит в пределах 0,4—3%, меди 0,5—2%, пла-
тиноидов— от следов до 20 г/т и более (Африка).
Расслоенные массивы Южной Африки пред-
ставлены двумя выдающимися образованиями руд хромитов,
титаномагнетитов и платиноидов — в Бушвельдском комплексе
и Великой Дайке. Они сформировались в обстановке протоак-
тивизации среди метаморфических пород протерозойского вре-
мени в результате внедрения магмы габбровой формации.
Бушвельдский комплекс представляет собой грандиозный
монолит длиной 450 км и шириной 250 км. В его формировании
выделяются следующие стадии:
1) излияние андезитовых лав, накопление туфов и внедре-
ние силлов диабазов;
2) излияние лав фельзитового состава;
3) ранняя фаза главной интрузии с образованием расслоен-
ной серии ультраосновных и основных пород (норитовый комп-
лекс);
4) постумная фаза, обусловленная внедрением гранитной
магмы;
5) внедрение даек щелочных пород.
В рудоносной расслоенной серии норитового комплекса вы-
деляются (снизу вверх): а) зона Закалки, сложенная крае-
выми норитами мощностью 350 м; б) Базальная зона переме-
жаемости норитов с перидотитами мощностью 1500 м; в) Кри-
тическая зона норитов с прослоями пироксенитов и дунитов
мощностью 100 м; г) Главная зона габбро-норитового состава
мощностью 3500 м; д) Верхняя зона габбро-диоритов мощно-
стью 2000 м.
Магматические месторождения сосредоточены в норитах
Критической зоны, где выделяются: 1) горизонты дунитов
с хромшпинелидами, местами платиноносными, 2) горизонты
анортозитов с титаномагнетитами, 3) горизонты норитов с пла-
тиноносными сульфидами. Наиболее характерным примером
последних является горизонт или риф Меренского, сложенный
диаллаговыми норитами с прослоями хромита и скоплениями
55
Рис. 26. Поперечный разрез месторождения Великая Дайка, демонстрирую-
щий чередование слоев габбро-пироксенитов. По Б. Борсту
О 20 , 40 60 м
02 в EZZk EZ?
Рис 27. Схема геологического строения одного из участков расслоенного ред-
коземельного магматического месторождения. По М. Золотарю:
1— уртиты с мурманитом и лопаритом; 2—5 — луявриты; 2 — лопаритовые, 3— бедные
лопаритом, 4 — лейкократовые, 5 — со сфеном; 6— эгириновые нефелиновые сиениты;
7 — фойяиты
сульфидов железа, никеля и меди, при высоком содержании
связанных с ними платины и палладия.
Великая Дайка представляет собой линейно вытянутый
в длину на 560 км лополит, имеющий ширину 6—7 км. Этот
расслоенный массив состоит из серии ритмов габбро-пироксе-
нитового состава с горизонтами хромитов среди пластов гарц-
бургитов (рис. 26).
Месторождения редких земель. Одно из типичных
ликвационных магматических редкоземельных месторождений
приурочено к платформенному массиву щелочных пород, имею-
щему форму плоского конуса (рис. 27). В его строении выделя-
ются четыре последовательных комплекса: 1) эвдиалитовые
56
луявриты, слагающие верхнюю часть массива мощностью 150—
500 м, 2) дифференцированный комплекс щелочных пород осно-
вания мощностью свыше 100 м, 3) мелкие штоки пойкилитовых
сиенитов, 4) редкие дайки мончикитов и шонкинитов, а также
более частые жилы щелочных пегматитов. Оруденение приуро-
чено к той части дифференцированного комплекса, где наблю-
дается многократное чередование трехчленных пачек фойяит-
уртит-луявритов. Эти прослои содержат минералы редких зе-
мель, титана, ниобия, циркония, причем каждой разновидности
пород свойственна определенная ассоциация редкоземельных
минералов. Для фойяитов типичны ломоносовит, мурманит,
лампрофиллит и эвдиалит, для уртитов — лопарит- и апатит,
для луявритов — смешанная минерализация.
РАННЕМАГМАТИЧЕСКИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Раннемагматические месторождения формируются в резуль-
тате обособления ранних фракций минералов кристаллизаци-
онной дифференциации, их концентрации под воздействием
силы тяжести и конвективных течений магмы, иногда вслед-
ствие выжимания таких рудных концентратов в сторону от ме-
ста их накопления (рис. 28).
К раннемагматическим месторождениям принадлежат зоны
вкрапленников и шлиры хромитов, в том числе скопления хро-
митов в перидотитах раннегеосинклинальной стадии развития,
содержащие редкие зерна платины и алмазов. К ним также от-
носится аналогичное титаномагнетитовое оруденение в ранне-
геосинклинальных габброидах. Для раннемагматических место-
рождений характерны: 1) плавный переход от рудных тел
к магматическим породам, отсутствие резко очерченных границ;
2) отчетливый идиоморфизм рудных минералов, сцементиро-
ванных позднее выделившимися породообразующими силика-
тами; 3) рассредоточенный характер оруденения и общее
убогое содержание ценных компонентов, редко создающих зна-
чительные месторождения хромитов и титаномагнетитов. Един-
ственными объектами среди раннемагматических месторожде-
ний, имеющими большое практическое значение, являются ко-
ренные месторождения алмазов.
Месторождения алмазов. Все существенные место-
рождения алмазов генетически связаны с трубками кимберли-
тов, контролируемыми разломами тектонической активизации
древних платформ. С протерозойской активизацией связаны ал-
мазоносные кимберлиты Африканской и Индийской платформ,
с позднепалеозойским оживлением — Сибирской, Африканской
и Австралийской платформ, с раннемезозойской активиза-
цией—вновь Африканской, Сибирской и Австралийской плат-
форм, а также Калимантана. Иногда алмазоносные кимбер-
литы формировались в несколько этапов. Так, на Сибирской
57
1
4
Рис. 28. Схема формирования согласных и секущих залежей магматических
месторождений в расслоенных плутонах. По Д. Бэтману.
1 — ранняя стадия с выделением кристаллов силикатов; 2 — последующая стадия с вы-
делением железомагнезиальных минералов и погружением их иа дно; 3 — проникнове-
ние рудного расплава вниз; 4 — всплывание более легких силикатных минералов и об-
разование согласных рудных залежей; 5 — отжатие (фнльтр-прессинг) рудного расплава
и образование секущих рудных залежей
Туфовое
кольцо
Кратерное
озеро
Песчаники
Глинистые сланцы^ "
Ъ °
Эрозионный уровень
трубок Орала и Мвавуи
-Глинистые
—сланцы —
Песчаники
\\.'\\\\\Эрозионный уровень
Я-~ — .---трубки Ягерсфонтейн
Эрозионный уровень
Рис. 29. Обобщенная модель кимберлитовой трубки. По Дж. Доусону.
1 — отложения туфового кольца; 2 — крупно- и мелкозернистые осадки; 3 — ксенолиты;
4 — массивная брекчия; 5 — дайка
58
о
О
платформе намечаются три этапа: 1) ранний — средний карбон,
2) средний — поздний триас, 3) поздняя юра — мел.
Алмазоносные кимберлиты выполняют крутопадающие ци-
линдрические или овальные полости, образуя трубообразные
тела (рис. 29). Кимберлитовые трубки имеют сечение от не-
скольких метров до нескольких сотен и даже тысяч метров, так,
например, крупная трубка Мвауди в Танганьике имеет пло-
щадь сечения 1625Х 1070 м. Прослежены они на глубину более
1 км. Поперечные размеры трубок с глубиной обычно сокраща-
ются. Так, диаметр трубки Мир в Сибири на глубине 600 м
сокращается в 5 раз. При этом трубки иногда переходят в пли-
тообразные тела (дайки). Упоминавшаяся трубка Мвауди
в верхней части имеет признаки перехода в жерло вулкана.
Петрографически кимберлит представляет собой ультраос-
новную породу порфировой структуры. Он является либо оста-
точным продуктом длительного фракционирования, либо фрак-
цией частичной выплавки мантийного вещества. Алмазоносные
трубки обычно выполнены эруптивной брекчией, сцементирован-
ной кимберлитом. Среди ксенолитов выделяются обломки двух
типов: 1) чуждых пород (амфиболитов, гнейсов, сланцев, пес-
чаников, известняков и др.), 2) родственных пород (оливино-
вых гипербазитов, перидотитов, эклогитовых сланцев и др.).
В минеральном составе кимберлитов выделяются минералы са-
мих кимберлитов (протомагматические, а также основной и
связующей массы), минералы ксенолитов и вторичные минера-
лообразования автометаморфического, гидротермального и ги-
пергенного происхождения. В протомагматической группе важ-
нейшими являются: алмаз, оливин, пироп, энстатит, диопсид,
хромдиопсид, хромит, ильменит, шпинель, магнетит, флогопит,
апатит, графит.
Алмазы кимберлитовых трубок разнообразны по сортам,
кристаллографическому облику, окраске и размерам. Помимо
цельных кристаллов встречаются их осколки. Включения алма-
зов, с одной стороны, находятся в оливине, диопсиде, гранате;
с другой стороны, в самих алмазах отмечаются включения
этих минералов. Все это свидетельствует об одновременном вы-
делении как кимберлитообразующих минералов, так и алма-
зов, подтверждающем раннемагматическое происхождение ал-
мазных месторождений.
При поверхностном разрушении алмазоносных кимберли-
товых трубок в элювиальных и аллювиальных шлихах склады-
вается характерная ассоциация оливина, пиропа, пикроильме-
нита и хромдиопсида, являющаяся отчетливым поисковым при-
знаком алмазных месторождений.
На земном шаре выявлено 2000 кимберлитовых трубок, но
не все они алмазоносны; количество трубок с промышленным
содержанием алмазов составляет 1—3%. Распределение алма-
59
зов внутри трубок колеблется от неравномерного до более или
менее равномерного, с тенденцией снижения их количества
с глубиной. Наиболее алмазоносные кимберлиты выделяются
низким содержанием минералов титана, пониженным содержа-
нием глинозема, калия и титана, но повышенной хромистостью
пиропа и диопсида.
Относительно генезиса алмазов в кимберлитах известны три
главные точки зрения: 1) алмазы образовались в результате
ассимиляции кимберлитовой магмой углеродсодержащих по-
род, 2) алмазы кристаллизовались на мантийных глубинах,
захвачены кимберлитовым расплавом и вынесены к земной по-
верхности, 3) алмазы выкристаллизовывались в самой кимбер-
литовой магме как ее естественные породообразующие мине-
ралы. Существует также мнение об образовании алмазов
в кимберлитах в постмагматическую стадию в связи с пневма-
толитовыми и даже гидротермальными процессами, а также
точка зрения об их формировании из глубинных подкоровых
флюидов. Наиболее вероятно представление о возникновении
алмазов как естественных породообразующих минералов ким-
берлитов, в связи с чем рассматриваемые месторождения и от-
носятся к раннемагматическим образованиям.
Схема генезиса алмазоносных кимберлитовых трубок может
быть представлена в следующем виде. Судя по эксперименталь-
ным данным, кимберлитовая ультраосновная магма с парагене-
тически выделившимися из нее такими минералами, как ал-
маз, оливин, ильменит, гранат и диопсид, могла зарождаться
только в обстановке очень высокого давления на значитель-
ной глубине, возможно свыше 100 км, при устойчивом под-
токе к местам кристаллизации алмазов углерода или его со-
единений.
Затем такая магма с некоторым количеством выделившихся
в ней кристаллов поднималась вдоль разломов, находившихся
в теле платформы и проникавших на большую глубину в пе-
риод оживления тектонических деформаций. При этом могли
создаваться кимберлитовые дайки. По достижении некоторого
уровня давление газовой составляющей кимберлитовой магмы
превосходило внешнее давление и происходил газовый прорыв
слоистой оболочки платформы, сопровождавшийся дроблением
горных пород и заполнением обломками и несущей их магмой
образовавшихся таким образом днатермовых трубообразных
полостей. Рассчитано, что в условиях Сибирской платформы
такой прорыв кимберлитовым расплавом перекрывающих по-
род мог начаться с глубины в 1 и даже в 3—4 км.
Какое количество алмазов формировалось на глубине, в об-
ласти зарождения кимберлитовой магмы, сколько их выдели-
лось на путях ее длительного подъема в промежуточных очагах
и происходила ли их кристаллизация в момент газового про-
бе
рыва, когда давление могло достигнуть предельного значения,
сказать пока невозможно.
Среди кимберлитовых трубок известны очень крупные ме-
сторождения с запасами алмазов в десятки миллионов карат
(карат составляет около 0,2 г). Среднее содержание алмазов
в них обычно не превышает 0,5 кар на 1 м3 породы.
ПОЗДНЕМАГМАТИЧЕСКИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Среди позднемагматических месторождений различаются:
хромитовые, связанные с перидотитовой формацией; титаномаг-
нетитовые, ассоциированные с габбровой формацией ранней ста-
дии геосинклинального развития; апатитовые местами с магне-
титом; щелочных массивов активизированных платформ. Фор-
мирование позднемагматических месторождений обусловлено
остаточными расплавами, обогащенными газово-жидкими мине-
рализаторами, которые служат природным флюсом, задержи-
вающим раскристаллизацию таких расплавов до конца отвер-
девания массивов материнских пород.
Для всех них типичны некоторые общие, объединяющие
признаки: 1) часто эпигенетический характер рудных тел,
представленных секущими жилами, линзами и трубками;
2) ксеноморфный облик рудных минералов, цементирующих
ранние породообразующие силикаты и создающие сидеронито-
вую структуру руды; 3) крупные масштабы месторождений до-
статочно концентрированных руд.
Месторождения хромитов. Хромитовые месторожде-
ния располагаются внутри гипабиссальных массивов ультраос-
новных пород и являются их фацией. Известны хромитовые ме-
сторождения: архейские (Западная Гренландия), протерозой-
ские (Индия, США, Финляндия), каледонские (Норвегия,
ЮАР), герцинские (Урал, Балканы, вероятно, большая часть
Турции, Ирана), альпийские (СФРЮ, Албания, Филиппины,
Куба, Новая Каледония, Индия).
Среди хромитоносных массивов преобладают лакколиты, ло-
политы и силлы. Обычно их основание сложено дунитом, выше
располагаются гарцбургиты, еще выше лерцолиты и, наконец,
пироксениты. Хромитовые залежи, как правило, сосредоточены
среди дунитов, обычно серпентинизированных, а также в пере-
ходных фациях дунит-гарцбургитовых пород. Они имеют форму
жил, линз, труб, гнезд и полос массивных и вкрапленных руд
(рис. 30). Среди текстур хромитовых руд преобладают полосча-
тые, пятнистые, нодулярные, брекчиевые и вкрапленные. Струк-
тура их мелко- и среднезернистая.
Руда хромитовых месторождений сложена хромшпинели-
дами, ассоциированными с породообразующими минералами. Об-
щая формула хромшпинелидов (Mg, Fe2+) (Сг, Al, Fe3+)2O<.
61
Рис. 30. Геологический разрез Глав-
ного Сарановского месторождения
хромитов.
Однако хромшпинелиды об-
ладают переменным соста-
вом, так как относительные
количества входящих в них
оксидов — двух- и трехва-
лентных металлов меня-
ются, будучи связаны отно-
шениями ограниченного
изоморфизма. Классифика-
ция хромшпинелидов поз-
воляет выделить среди них
семь групп, в состав кото-
рых входят главнейшие ми-
нералы: феррихромит
FeCr2O4, феррихромпикотит
Fe(Cr, А1)2О4, хромит
(Mg, Fe) (Сг, А1)2О4, маг-
но хром ит MgCr2O4 и др.
Из нерудных распростра-
нены оливин, серпентин,
хлорит, карбонаты, реже
отмечаются пироксен, ам-
фибол, гранат, фуксит,
хромхлорит, хромрутил.
Существуют три глав-
ные точки зрения об усло-
виях образования поздне-
магматических хромитовых
месторождений. Большин-
ство геологов рассмат-
ривает их как продукты
магматической дифференци-
ации магнезиально-силикат-
ной базальтовой магмы
либо по модели кристалли-
зационной, либо по схеме
Апогарцбургитовые серпентиниты: 1 —
гипидиоморфной структуры; 2 — пойкили-
товой структуры; 3 — габбро; 4 — габбро-
диабазы; 5 — диабазы; 6 — кварц-серицит -
хлоритовые сланцы; 7 — хромиты; 8 — тек-
тонические смещения
ликвационной дифференциации. По мало оправданному мнению
других геологов, хромиты обособились в древние времена среди
дунитов верхней мантии и вместе с ними в виде тектонических
блоков (протрузий) были выжаты в верхние складчатые зоны
земной коры. Наконец, .третья группа геологов связывает обра-
зование хромитов с метасоматическими преобразованиями уль-
траосновных пород, в частности с высвобождением шпинельоб-
разующих оксидов из энстатита при его распаде вследствие
авТометасоматической дунитизации гарцбургитов.
Запасы хромитовой руды в наиболее крупных месторожде-
нияу достигают сотен миллионов тонн. Для металлургических
62
целей разрабатываются высокосортные руды с содержанием
оксида хрома выше 45 % при отношении Сг20з к FeO более 2,5;
в химической промышленности используются руды более низ-
ких сортов с содержанием 35—40 % оксида хрома.
Месторождения т ита н ом а г н ет ит о в. Типичные
позднемагматические месторождения титаномагнетитовых руд
залегают в дифференцированных массивах основных пород,
генетически связанных с габбро-пироксенит-дунитовой форма-
цией ранней стадии геосинклинального цикла геологического
развития. Они известны среди габброидных пород протерозой-
ских и рифейского циклов (Канадский щит, Балтийский щит,
Норвегия, Швеция, Финляндия, Индия, массивы древних пород
Аппалачей, плато Колорадо и Скалистые горы США, Австра-
лии, Португалии и др.); в основных породах каледонского
цикла (ЮАР, Норвегия, отчасти Урал); в породах габбрового
состава герцинского цикла (Урал).
Среди титаномагнетитовых месторождений И. Малышев вы-
делил: 1) месторождения в анортозитах и габбро-анортозитах
с ильменитовыми, магнетит-ильменитовыми, гематит-ильменито-
выми, местами рутил-ильменитовыми рудами, 2) месторожде-
ния в габбро-норитах с ильменит-магнетитовыми рудами. Пе-
реход от ильменитовых руд к магнетит-ильменитовым и маг-
нетит-гематитовым, согласно Дж. Ферхугену, связывается
с нарастающей степенью окисления в процессе кристаллизации
рудообразующего расплава. Отмечается, что размеры и интен-
сивность накопления титаномагнетитовых руд тем больше, чем
длительнее остывание магмы, совершеннее ее дифференциация,
интенсивнее сопровождающие этот процесс тектонические по-
движки, создающие ослабленные зоны и отжимающие в них
фракционированный рудный расплав.
По форме рудных тел среди титаномагнетитовых месторож-
дений выделяются жилы, линзы, гнезда, а также вкрапленники
шлирообразной, лентовидной и неправильной формы. Положе-
ние и морфология этих тел контролируются элементами прото-
магматического расслоения, оживляемого на заключительных
стадиях раскристаллизации пластовыми зонами скола.
Минеральный состав титаномагнетитовых руд определяется
тремя главными минералами: рутилом, ильменитом и титано-
магнетитом. Кроме того, в рудах отмечаются минералы группы
рутила (анатаз, брукит), группы ильменита (гейкилит, пиро-
филлит, браннерит), магнетит, апатит, сульфиды (преимущест-
венно пирротин, пирит, халькопирит), породообразующие мине-
ралы основных пород и продуктов их изменения (гранат, амфи-
бол, серпентин, эпидот, хлорит, гематит, лейкоксен, карбонаты).
Текстура руд вкрапленная, пятнистая, полосчатая, массивная.
Характерна сидеронитовая структура руды с обилием явлений
распада титаномагнетита на ильменит и магнетит.
63
ГПЪ Е--Я* ® [14 [• i5 Ц.-ч' ЯВИ/ ES3# L_J*
ESS® ЕЗЗ» ISIS'* П» ES-Зм Ei-2« ВЗ» Гч\]'* Г^Пл?
L±J® г±;> [HJ2/ (Z3** Г1..Я** ПП^Г-П**
Рис. 31. Схема геологической структуры плутона щелочных пород Хнбин.
По Н. Елисееву и др.
1 четвертичные отложении; 2—12 — щелочные комплексы плутона: 5—молодые жиль-
ныс породы, 3 — мелкозернистые слюдяно чгирин-роговообманковые сиениты, 4 — средне- f
зернистые эгириновые нефелиновые сиениты, 5- трахиюидные фойяиты, 6 — массивные
фойяиты, 7 — нйолнт-уртитьц малиньиты, луявриты, 8 — пойкилитовые нефелиновые сие-
ниты, 9 — щелочные сневит-норфиры, 10 — трахитоидные нефелиновые сиениты, 11 —
массивные нефелиновые сиениты, /2 -щелочные и нефелиновые сиениты; 13—16 — отло-
жения протерозоя: 13 — роговики, 14 — гнейсы, 15 — кварцевые габбродиабазы и гра-
нофиры, 16 — мстагаббродиабазы; отложения архся: 17 — основные эффузивы: а —
туфы, б — лавы; структурные элементы: трахитоидность с углами падения: 18 — от
5 до 35°, 19 — от 35 до 80”, 20 - от 80 до 9(Г; 21 ориентированные шлиры; 22 — пер
вичные трещины отдельности; дайки: 23 - массивных пород, 24— трахитондных по-
род; 25 -- сланцеватость вмещающих пород
Среди титаномагнетитовых известны очень крупные место-
рождения с запасами руды в миллиарды тонн и соответственно
с запасами титана, превышающими десятки миллионов тонн.
Руды этих месторождений комплексные, обычно требующие
обогащения. Содержание железа в них колеблется в широких
пределах—от 10 до 53 %, оксида титана от 2—4 до 20 %, вана-
64
дия от 0,1 до 0,5, в исключительных случаях до 8 % (Индия и
Пакистан).
Апатитовые месторождения. Уникальным является
Хибинский массив щелочных пород Кольского полуострова
с апатит-нефелиновыми залежами. Хибинский массив формиро-
вался в связи с тектоно-магматической активизацией герцин-
ского периода на Балтийском щите. Он имеет форму лополита
и характеризуется коническим строением, обусловленным внед-
рением хибинитов и нефелиновых сиенитов. Вдоль границы
внешнего хибинитового и внутреннего сиенитового комплексов
внедрились породы ийолит-уртитового ряда, с которыми прост-
ранственно и генетически связаны наиболее значительные
залежи апатита (рис. 31). Они представлены прерывистым
кольцом крупных линз, расположенных вдоль поверхности от-
слоения ийолит-уртитов (лежачий бок) и перекрывающих их
рисчорритов (висячий бок).
Наиболее крупная линза Кукисвумчорра имеет зональное
строение. Верхняя зона сложена пятнистыми, центральная —
полосчатыми, а нижняя — сетчатыми апатитовыми рудами.
Кроме апатита, составляющего 25-—75 °/о, в состав руды входят
нефелин, эгирин, амфибол, сфен и титаномагнетит.
Большинство геологов рассматривает апатитовую руду как
продукт дифференциации щелочного магматического расплава
на глубине и внедрение его по конической зоне отслоения, за-
ложившейся между более ранней внешней оболочкой и более
поздним внутренним ядром Хибинского лополита. Высказыва-
лись предположения, что строение Хибинского массива опреде-
ляется кристаллизационной дифференциацией на месте, с обо-
соблением апатитового кумулята под воздействием конвектив-
ных течений.
Апатит-магнетитовые месторождения. Эти до-
статочно редкие месторождения связаны с породами сиенито-
вой магмы.
Выдающимся является рудное поле Кирунавара в Север-
ной Швеции. Подобного рода месторождения известны
в Центральной Швеции, в Норвегии, США (Адирондайк),Мек-
сике (Маркадо, Дуранго), Чили (Альгарробо, Тьфо). В СССР
к ним приближаются месторождения Лебяжинское и Суроям-
ское на Урале, а также Маркакульское на Алтае.
Жилообразные тела и линзы руды обычно приурочены
к контакту щелочных гипабиссальных пород или располагаются
между их разновидностями, представляющими собой продукты
последовательного внедрения сложных интрузивов.
Руда состоит из магнетита с примесью апатита (до 15%) и
небольших количеств гематита, диопсида, амфибола, турма-
лина, циркона, биотита, кварца, карбонатов и очень редких
сульфидов.
3 Заказ Ns 2527 65
Необходимо отметить, что существуют взгляды о вулкано-
генно-осадочном образовании руд месторождения Кирунавара
и о скарновом характере руд Лебяжинского месторождения на
Урале.
Глава IV
КАРБОНАТИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Карбонатитами называются эндогенные скопления кальцита,
доломита и других карбонатов, пространственно и генетически
ассоциированные с интрузивами ультраосновного щелочного
состава центрального типа, формирующимися в обстановке
платформенной активизации. К настоящему времени на земном
шаре известно 250 массивов или групп карбонатитоносных мас-
сивов ультраосновных щелочных глубинных пород, из которых
25 разрабатываются. В СССР они известны на севере и на юге
Сибири, в Карело-Кольской провинции, в Казахстане. За рубе-
жом они находятся на территории США, Канады, Бразилии,
Боливии, ФРГ, Швеции, Норвегии, Финляндии, Гренландии,
Австралии, Индии, Афгани-
стана и пятнадцати стран Аф-
рики. Размещаясь на площади
допалеозойских платформ,
карбонатиты имеют различ-
ный геологический возраст.
Среди них известны образова-
ния докембрийского (Сибирь,
Африка, Северная Америка),
каледонского (юг Сибири,
Скандинавия), герцинского
(Карело-Кольский регион),
киммерийского (Сибирь, Бра-
зилия, Канада) и альпийского
циклов развития (большин-
ство карбонатитов Африки,
Азии).
Карбонатиты образуют
обособленную группу эндоген-
ных месторождений не только
в связи с оригинальными осо-
Рис. 32. Общая схема строения кар- бенностями их состава, но
бонатитового месторождения: также И В силу резко СП6ЦИ-
/ — щелочные породы; 2 — ультраосновиыс
породы; 3 — гнейсы; 4 — фениты; 5 — шток
карбонатитов; 6 — жилы карбонатитов
фических геологических усло-
вий их образования. Все выяв-
66
О 1 2 3 км
[2ZJz НИР EZZk
У/У/Дв угу t--—> п<~к
Рис. 33. Схематическая геологическая карта Кондерской интрузии. По
А. Мильто, А. Емельянову, Г. Андрееву:
1 — четвертичные отложения; 2 — алевролиты и аргиллиты омни некой свиты (рифейский
комплекс); 3 — контактовые гнейсы по песчаникам энинской свиты (рнфейский комп-
лекс); 4 —дуниты; 5 — перидотиты; 6 — косьвиты и биотит-пироксеновые породы; 1 —
гибридные породы типа габбро диоритов и меланократовых монцонитов; в — диориты
и монцониты; 9— карбонатиты; 10 — разрывные нарушения; залегание пород: 11на-
клонное, 12 — горизонтальное
ленные до сих пор карбонатитовые месторождения связаны ис-
ключительно с платформенным этапом геологического развития
и ассоциированы только с комплексами ультраосновных щелоч-
ных пород. Эти интрузивы имеют трубообразную форму, отчет-
ливо дифференцированный состав и концентрически зональное
строение. В них выделяются четыре главные разновидности:
1) ранние ультраосновные породы (дуниты, перидотиты, пиро-
3* 67
ксениты, щелочные пироксениты); 2) последующие щелочные
породы (мельтейгит-ийолиты, щелочные и нефелиновые сие-
ниты); 3) ореолы вмещающих пород, подвергшихся щелочному
метасоматозу и превратившихся в фениты; 4) карбонатиты
(рис. 32). Они сопровождаются обильной дайковой серией
сложного состава, отражающего длительную и остро направ-
ленную эволюцию магматического очага и состоящую из раз-
нообразных пород — от пикритовых порфиритов до щелочных
пегматитов. Петрохимически группа ультраосновных щелочных
пород характеризуется недосыщением кремнеземом и относи-
тельным богатством щелочей и летучих компонентов. Обычно
последовательно формирующиеся группы пород, образующие
карбонатитоносные массивы, размещаются в центростремитель-
ном направлении от периферии к ядру. Иногда это развитие
идет в обратном, центробежном направлении. Примером такой
структуры может служить Кондерский массив Алдана. Цен-
тральная часть этого интрузива сложена дунитами, образую-
щими шток диаметром 5,5 км. Они окружены прерывистым
кольцом перидотитов, в свою очередь окаймленным поясом
косьвитов и биотит-пироксеновых пород (рис. 33).
КАРБОНАТИТОВЫЕ ТЕЛА
Залежи карбонатитов образуют: 1) штоки; 2) конические
жилы, падающие к центру массива; 3) кольцевые жилы, па-
дающие от центра массива; 4) радиальные дайки. Они, как
правило, имеют резкие контакты с вмещающими породами и
различные размеры. Среди них известны штоки с поперечником
от нескольких сотен метров до 7—8 км (Южная Африка) и
жилы мощностью до 10 м при длине их в несколько сотен мет-
ров и даже до 1—2 км (Ально в Швеции).
Минеральный состав карбонатитов определяется карбона-
тами, составляющими их на 80—99 %. Наиболее распростра-
нены кальцитовые карбонатиты или севиты./Реже встречаются
доломитовые, еще реже — аикеритовые и совсем редко — сиде-
ритовые марганецсодержащие карбонатиты. При формирова-
нии карбонатитов наблюдается определенная последователь-
ность. Вначале накапливается кальцит, затем доломит и уже
потом анкерит. Остальные минералы, в сущности говоря, явля-
ются акцессорными. Они достаточно разнообразны и общее
число их достигает 150 разновидностей. Среди акцессор-
ных минералов карбонатитов встречаются достаточно специфи-
ческие, которые рассматриваются в качестве типоморфных.
К таким типоморфным минералам карбонатитов принадлежат
флогопит, апатит, флюорит, а также более редкие: 1) бадде-
леит ZrO2, 2) пирохлор (Na, Са, Ce)2(Nb, Ti, Та)2О6(О, ОН, F),
3) гатчеттолит-урансодержащий пирохлор, 4) перовскит-кно-
68
Рис. 34. Минеральные типы рудоносных
карбонатитов в вертикальном сечении
ультраосиовных-щелочных пород. По
А. Фролову
1 — ультраосновные-щелочиые породы; 3 —
карбонатиты; 3 — вмещающие породы
пит-дизаналит (Са, Се) (Ti, Fe3+, Nb)O3, 5) карбонаты редких
земель типа синеизита Са(Се, La) (СОз)2Р, паризита
Са(Се, La)2(CO3)3F2, бастнезита (Се, La)(CO3)F.
Для большинства карбонатитов установлен стадийный ха-
рактер минералонакопления, обычно укладывающийся в четыре
стадии. В первую стадию формируются ранние крупнозерни-
стые кальциты с минералами титана и циркония, во вторую —
среднезернистые кальциты с дополнительными минералами
титана, иногда урана и тория, в третью — мелкозернистый
кальцит-доломитовый агрегат с характерной ниобиевой мине-
рализацией, в четвертую —мелкозернистые массы доломит-ан-
керитового состава с редкоземельными карбонатами. Текстура
карбонатитов преимущественно массивная, иногда полосчатая,
узловатая и плойчатая. Структура их зернистая с различной
крупностью слагающих минералов.
В карбонатитах сосре-
доточены ресурсы тантала,
ниобия, редких земель и
достаточно существенные
запасы железной руды
(магнетит, гематит, сиде-
рит), титана, флюорита,
флогопита, апатита, руд
меди, свинца и цинка, кар-
бонатного сырья. По со-
ставу полезных ископае-
мых, концентрирующихся
в карбонатитах, их можно
разделить на семь групп.
1. Г а т ч етто л и т-п и-
рохлоровые карбо-
натит ы, известные в Ка-
наде, Бразилии, Африке и
других странах, содержат
значительные запасы нио-
бия, достигающие миллио-
нов тонн с содержанием
Nb2O5 0,1—1 %, которое
повышается в коре вывет-
ривания местами до 4,5%;
более скромные запасы тан-
тала достигают все же не-
скольких тысяч тонн при
содержании Та2О5 0,01—
0,3%.
2. Бастнезит-па-
ризит -монцонитовые
69
карбонатиты, установленные в Канаде, США, Африке и
других странах, являются важным поставщиком редких зе-
мель, особенно цериевой группы; содержание TR2O3 колеб-
лется в них от десятых до единиц процента, достигая в коре
выветривания 20 % (Маунтин Пасс, США).
3. Перовскит-титаномагнетитовые руды свя-
заны с гипербазитами, входящими в ассоциацию пород карбо-
натитовых месторождений Карело-Кольского региона, Африки
и США.
4. Апатит-магнетитовые с форстеритом кар-
бонатиты известны в Карело-Кольском регионе (Ковдор),
в Африке, Канаде, Бразилии; запасы железной руды достигают
сотен миллионов тонн при содержании железа от 20 до 70 %
запасы апатита такие же при содержании Р2О5 10—15%,
а в коре выветривания до 25 %.
5. Флогопитовые автореакционные скарноподобные об-
разования на контакте карбонатитов и силикатных пород из-
вестны на Кольском полуострове (Ковдор), на севере Сибири
(Гули) и в других местах; в коре выветривания формируется
вермикулит.
6. Флюоритовые карбонатиты известны в СССР
(Большая Тагна), в Индии (Амба Донгар), Юго-Западной Аф-
рике (Окфузу).
7. Сульфидоносные карбонатиты образуют ме-
сторождение медных руд (Палабора в ЮАР с запасами меди
около 2 млн т при содержании 0,68 %), а также свинцово-цин-
ковых руд (Южная Сибирь).
Местами в посткарбонатитовых жилах содержатся скопле-
ния тория, рутила, брусита и барита. Иногда карбонатиты раз-
рабатываются для получения из них извести.
По представлениям некоторых геологов, минеральные типы
рудоносных карбонатитов отвечают различным уровням их воз-
никновения и последующего эрозионного среза (рис. 34).
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ
При рассмотрении геологических структур, контролирующих
позицию карбонатитовых месторождений, необходимо разли-
чать структуры, определяющие положение карбонатитоносных
интрузий и положение карбонатитовых залежей в их пределах.
Как уже отмечалось, ультраосновные щелочные интрузии
центрального типа, с которыми связаны карбонатиты, размеща-
ются исключительно на платформах. Они известны на площа-
дях активизированных платформ, разбитых крупными текто-
ническими расколами. Такова их позиция иа Сибирской,
Африканской, Южно-Американской, Северо-Американской, Ин-
дийской и Австралийской платформах, а также в пределах
70
Балтийского щита Восточно-Европейской платформы. Крупные
расколы тяготеют либо к краям платформ, либо находятся в их
центральных частях, например, карбонатиты Африканской плат-
формы расположены вдоль Великих разломов. Разломы эти
относятся как к двойным, формирующим континентальные риф-
товые системы (Африка), так и к одиночным, обычно прохо-
дящим вдоль границ поднятий и прогибов в теле платформы.
Эти разломы иногда имеют древнее заложение и обновлялись
в период интрузий центрального типа. Последние не всегда
нанизываются на ось разлома, а располагаются в его побочных
ответвлениях.
Геологические структуры, определяющие положение и мор-
фологию карбонатитовых тел внутри массивов ультраосновных
щелочных пород, имеют один источник деформирующих усилий,
но разделяются на две разновидности по их морфологии. К пер-
вой разновидности относятся геологические структуры, контро-
лирующие центральные штоки, а ко второй — жилы. Централь-
ные штоки приурочены к цилиндрическим трубкам взрыва,
формирующимся при газовом прорыве в осевой части магма-
тической постройки перед карбонатитообразованием. Они от-
крывают пути для подъема из глубины веществ, создающих
карбонатитовые жерла. Такие эксплозии приводят к брекчиро-
ванию пород, прорываемых взрывной силой газового давления,
характерного для многих карбонатитов. Они наиболее типичны
для приповерхностных карбонатитовых месторождений.
Карбонатитовые жилы приурочены к круговым структурам,
среди которых выделяются три разновидности: 1) радиальные,
2) кольцевые (падающие от центра), 3) конические (падающие
к центру). Первая разновидность относится к структурам
отрыва, а две последние — к структурам скола. Механизм их
образования достаточно удовлетворительно объяснен Е. Андер-
соном. Он показал, что сколы по коническим плоскостям появ-
ляются при возрастании осевого вертикального давления в глу-
Рис. 35. Образование конических и
кольцевых трещин карбонатитовых
месторождений. По Е. Андерсону,
zfa — напряжение по оси г; х/а —напря-
жение по осн х; стрелка — направление
осевого давления
71
бинном магматическом очаге и представляют собой трещины
скалывания по поверхности максимального напряжения давле-
ния. Кольцевые разломы, наоборот, возникают при падении осе-
вого давления и нередко сопровождаются опусканием участка
пород, заключенного внутри кольца (рис. 35). Возникновение
серий кольцевых и конических трещин может повторяться не-
сколько раз при перманентном возрастании осевого давления
и его падении в результате разрядки при хрупких трещинообра-
зующих деформациях. Вследствие этого возникают системы
трещин, постепенно удаляющихся от центральной зоны масси-
вов изверженных пород и меняющих крутые углы падения на
более пологие. Жильные структуры более типичны для глубоко
эродированных карбонатитовых месторождений.
Таким образом, геологические структуры, определяющие ло-
кализацию карбонатитов, достаточно своеобразны. Они возни-
кают вследствие осевого давления в вертикальном направлении
и генетически непосредственно связаны с усилиями, сопровож-
дающими подъем восходящей магматической колонны. Этим
они существенно отличаются от геологических структур иных
групп эндогенных месторождений, обусловленных фронтальным
стрессом.
ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
Формирование массивов ультраосновных щелочных пород,
завершающееся обособлением карбонатитов, охватывает дли-
тельный период времени. Оно проходит, по данным А. Гинз-
бурга и Е. Эпштейна, через четыре этапа магматической эво-
люции, разобщенные перерывами внедрения магматических
пород. В первый, гипербазитовый этап образуются ультраоснов-
ные породы, представленные дунитами, перидотитами и
пироксенитами. Во второй, щелочно-гипербазитовый этап воз-
никают биотитовые перидотиты и пироксениты и мелилитсодер-
жащие породы. В третий, ийолит-мельтейгитовый этап формиру-
ются породы состава от якупирангитов до уртитов. В заклю-
чительный, четвертый этап внедряются нефелиновые и щелоч-
ные сиениты. После этого возникают карбонатиты. Все четыре
этапа интрузий сопровождаются комагматичными дайками.
Кроме того, образуются поздние дайки, секущие все интрузив-
ные породы и карбонатиты. По данным В. Кононовой, между
образованием ранних порций ультраосновных порбд и возник-
новением наиболее поздних карбонатитов разрыв во времени
может достичь нескольких десятков и даже первых сотен мил-
лионов лет.
Последовательное внедрение магмы меняющегося состава
сопровождается эндоконтактовым и экзоконтактовым метасома-
тическим преобразованием пород. Эндоконтактовый метасома-
72
тоз приводит к возникновению нефелин-пироксенитовых, пирок-
сен-флогопитовых и пироксен-амфиболовых скоплений в ранее
сформированных гипербазитах. Экзоконтактовый метасоматоз
проявляется в образовании ореолов фенитизации во вмещаю-
щих породах вследствие их полевошпатового, калиевого или на-
триевого преобразования.
Среди карбонатитов различают «открытые», когда ультраос-
новная магма достигла поверхности земли и изливалась, и «за-
крытые», не доходившие до дневной поверхности. Вместе с тем,
будучи приповерхностными в верхних частях, карбонатитовые
тела распространяются на значительную глубину. Разведоч-
ными скважинами карбонатиты в СССР прослежены на 300—
500 м от поверхности земли без тенденции к выклиниванию.
Эрозионный срез Тулинского месторождения достигает 1,5 км
(Е. Эпштейн), карбонатитов Ально в Швеции 2 км (X. Экер-
ман), а карбонатитов Сетте-Дабанской группы — даже 10 км
(А. Гинзбург). Таким образом, вертикальный интервал разви-
тия карбонатитов был не менее 10 км. По данным А. Фролова,
на больших глубинах преобладают ультраосновные породы
с перовскит-титаномагнетитовой, флогопитовой и доломит-каль-
цитовой минерализацией. На средних глубинах их сменяют пре-
валирующие ийолит-мельтейгитовые формации с кальцитовыми
карбонатитами. На малых субвулканических уровнях развиты
сиенитовые породы с разнообразными карбонатитами. Наконец,
для эффузивных фаций характерны щелочные лавы и туфы
с барит-апатитовой минерализацией.
Будучи в значительной мере приповерхностными по усло-
виям локализации, карбонатиты, связанные с ультраосновными
щелочными породами, которые рассматриваются как производ-
ные подкоровых базальтоидных магм, принадлежат глубинным
магматическим очагам. На основе анализа геологических, гео-
физических и экспериментальных данных считается, что фор-
мирующая их магма поднималась с глубины 100—150 км.
Длительное развитие ультраосновных щелочных пород и со-
провождающих их карбонатитов в широком диапазоне глубин
происходило в широких рамках температуры на фоне постепен-
ного ее снижения. С. Соколов отмечает следующие этапы тем-
пературной эволюции (в °C): ультрабазиты 1350—1100, нефели-
новые сиениты 750—620, карбонатиты первой стадии 630—520,
карбонатиты второй стадии 520—400, карбонатиты третьей
стадии 400—300, карбонатиты четвертой стадии 300—200.
Значительная вертикальная протяженность карбонатитооб-
разования свидетельствует о том, что давление при этом меня-
лось от верхнего уровня (близ поверхности земли) до глубин-
ных горизонтов. Для Тулинского месторождения с достаточно
глубоким срезом давление оценивается в 100—60 МПа. Таким
образом, при формировании карбонатитов, по-видимому, суще-
73
ствует широкий интервал достаточно резко проявленного изме-
нения давления от вершин до корней месторождений и такой
же широкий диапазон изменения температур от начала к концу
их образования.
ГЕНЕЗИС
Первые находки скоплений карбонатитового материала
среди ультраосновных щелочных пород были столь неожи-
данны, что их рассматривали как ксенолиты осадочных извест-
няков, вынесенные при интрузиях. Одни геологи полагали, что
они имеют дело с ксенолитами известняков подстилающих по-
род (Р. Дэли и др.), другие — что они наблюдают ксенолиты,
погрузившиеся в магму из перекрывающих пород (А. Мак Гре-
гор). Высказывались также предположения о том, что карбона-
титы представляют собой осадочные породы, приобретшие на
глубине высокую пластичность и выжатые вверх подобно ку-
полам каменной соли (Т. Джеверь и др.).
Однако эти взгляды скоро были оставлены. Им противоре-
чат следующие данные: 1) в толщах вмещающих пород боль-
шинства районов распространения карбонатитов отсутствуют
осадочные карбонатные породы; 2) цилиндрическая или жиль-
ная форма карбонатитов, их секущие контакты; 3) многоста-
дийность образования карбонатитов; 4) наличие в карбонати-
тах специфических, в том числе редкометалльных минералов,
отсутствующих в осадочных известняках; 5) связанное с этим
обогащение карбонатитов редкими элементами, например, со-
держание в них стронция в 5 раз, лантана в 500 раз, ниобия
в 6 тыс. раз выше, чем в осадочных карбонатных породах:
6) повышенное значение отношений изотопов кислорода, угле-
рода, магния и стронция в карбонатитах по сравнению с оса-
дочными карбонатными породами и соответствие соотношений
изотопов серы метеоритному стандарту, свидетельствующее об
их ювенильном источнике, а также о более высокой темпера-
туре образования.
После этого конкурировали две гипотезы образования кар-
бонатитов. Одна из них рассматривает карбонатиты как по-
роду, образовавшуюся при кристаллизации магматического рас-
плава. По другой гипотезе, карбонатиты формировались как
типичные постмагматические гидротермальные месторождения
при различном соотношении отложения вещества в пустотах
вмещающих пород и при их замещении.
Магматическая гипотеза. Наблюдения над телами карбо-
натитов некоторых месторождений говорят о,, возможном обра-
зовании их при раскристаллизации из магматического расплава.
Об этом свидетельствует наличие в карбонатитах типичных ксе-
нолитов окружающих пород, в том числе обломков ультраос-
74
новных щелочных пород и фенитов. Магматическому происхож-
дению соответствует флюидная текстура некоторых карбонати-
тов и ориентировка длинных осей слагающих их карбонатов
вдоль рудных тел. Известны случаи излияния карбонатных лав.
Так, из современных вулканов Олдонио и Налианго в Африке
изливались щелочно-углекислые и кальциево-углекислые лавы,
которые могут рассматриваться как прототипы карбонатной
лавы.
Важным доказательством магматического происхождения
служит обнаружение в составе карбонатитов СССР и Африки
остывших расплавленных включений с температурой гомогени-
зации 880—558 °C, что позволило поставить вопрос о явлениях
магматической ликвации с отделением карбонатного расплава
при температуре 900+50 °C. Такие представления подтвержда-
ются экспериментальными исследованиями Г. Орловой и
И. Рябчикова в системе Na2O—СаО—MgO—А120з—SiO2—СО2,
которые показали, что ликвация магмы с обособлением карбо-
натного расплава возможна в условиях повышенного потен-
циала СО2 на глубинах не менее 30—40 км. Теоретические
вопросы магматической гипотезы разрабатывал также Л. Пер-
чук, важная информация об этом содержится в работах А. Ла-
пина.
Долгое время магматическая гипотеза генезиса карбонати-
тов не могла объяснить ряд явлений, связанных с физико-хи-
мической характеристикой карбонатного расплава. Например,
такие карбонаты, как кальцит, слагающие на 80—90 % карбо-
натитовые тела, характеризуются очень высокой температурой
плавления (кальцит плавится при температуре 1339 °C и дав-
лении 102,5 МПа). Ясно, что при такой температуре и давле-
нии карбонатиты не могли формироваться из магматических
расплавов. Однако экспериментальные исследования при на-
личии воды и углекислоты показали, что карбонатный расплав
может существовать при сравнительно низких температуре и
давлении, отвечающим гипабиссальным условиям. Исследова-
ния фазовых взаимоотношений в системе СаО—СО2—Н2О, вы-
полненные П. Уайли и О. Таттлом, а также в системе №2СОз—
К2СО3—СаСОз, проведенных А. Купером, Дж. Гиттинсоном и
О. Таттлом, позволили установить, что при давлении в 10 МПа:
1) кальцит плавится инконгруэнтно при 1310 °C; 2) в присут-
ствии воды он начинает плавиться при 740 °C; 3) в четырехфа-
зовой системе (кальцит, портландит Са(ОН)2 — жидкость —
пар) минимальная температура плавления составляет 675 °C.
Из анализа фазовых взаимоотношений тройной системы
Н2О—СаО—СО2 следует, что расплав может существовать при
давлении 3—400 МПа и температуре 685—640 °C. Жидкую
фазу такой системы можно сопоставлять с карбонатитовой маг-
мой, в которой наличие СаО обусловлено оксидами оснований,
75
a CO2 и H20 — летучими составляющими. Таким образом, на
основании анализа этой и других систем можно полагать, что
существование в ней жидкой фазы при умеренной температуре
в широких рамках давления полностью объясняет магматиче-
ское происхождение карбонатитов. Вероятно, этот остаточный
богатый щелочами карбонатный расплав возникает как конеч-
ный продукт дифференциации при остывании щелочной пери-
дотитовой магмы.
Гидротермальная гипотеза. Вместе с тем несомненно нали-
чие карбонатитов гидротермально-метасоматического происхож-
дения. В пользу такого их генезиса говорят следующие данные:
1) наблюдаемые местами постепенные переходы от карбо-
натитов к замещаемым ими породам;
2) наличие, наряду с прямолинейно ограниченными, слож-
ных по очертаниям тел карбонатитов, часто развивающихся по
тончайшим трещинкам;
3) реликты незамещенных силикатных пород, пронизанные
сетью прожилков;
4) метасоматическая зональность в распределении мине-
ральных ассоциаций, наблюдающаяся у контактов карбонатных
и силикатных пород;
5) зависимость состава темноцветных и акцессорных мине-
ралов карбонатитов от состава замещаемых силикатных пород;
6) избирательный характер карбонатного метасоматоза, при
котором гипербазиты и ийолит-мельтейгиты замещаются охот-
нее нефелиновых и щелочных сиенитов.
Некоторые геологи придают метасоматическим процессам
исключительное значение, полагая, что они диктуют не только
условия формирования карбонатитов, но в значительной мере
определяют и природу несущих их ультраосновных щелочных
пород. Так, Л. Бородин полагал, что единственными извержен-
ными породами ультраосновных щелочных комплексов явля-
ются гипербазиты, в первую очередь пироксениты. Щелочные
разновидности этих комплексов формируются под воздействием
на них гидротермальных щелочных растворов метасоматиче-
ским путем вследствие нефелинизации пироксенитов. Перегруп-
пировка веществ, связанная с нефелинизацией пироксенитов,
приводит, в частности, к высвобождению кальция и других эле-
ментов с последующим накоплением их в карбонатитовых за-
лежах. Вряд ли такая крайняя точка зрения справедлива, но
в наличии карбонатитов метасоматического происхождения сом-
неваться не приходится.
Учитывая все вышеупомянутое, приходится предположить,
что существуют карбонатитовые месторождения как магмати-
ческого, так и метасоматического происхождёния. Общая тен-
денция в их взаимоотношениях сводится к тому, что магматиче-
ские карбонатиты вытесняются метасоматическими от началь-
76
них стадий их формирования к конечным и от глубинных их
частей к приповерхностным. При этом высокотемпературные
ранние порции карбонатитового вещества могут представлять
собой застывший расплав, а более поздние и более низкотем-
пературные относятся к метасоматическим образованиям, нало-
женным на магматические карбонатиты.
В связи с изложенным в группе карбонатитовых месторож-
дений выделяются три их класса — магматический, метасома-
тический и комбинированный. Однако для их подробной раз-
дельной характеристики еще не накоплен должный фактиче-
ский материал.
Глава V
ПЕГМАТИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Выделяются две разновидности пегматитов — магматогенные и
метаморфогенные.
Магматогенные пегматиты и находящиеся в них полезные
ископаемые принадлежат к группе позднемагматических обра-
зований, формировавшихся на самых завершающих ступенях
отвердевания интрузивных массивов и располагающихся близ
их кровли. Они связаны с родоначальными интрузивами тож-
дественностью состава, но отличаются от них меньшими разме-
рами, жило- и гнездообразной формой, зональным внутренним
строением, неравномерностью в размерах зерен, крупными кри-
сталлами части слагающих их минералов и наличием продук-
тов метасоматической переработки первичных минеральных ас-
социаций магматического происхождения. Резко подавляющее
количество пегматитов ассоциировано с гранитными породами
средней и поздней стадий геосинклинального развития, а также
зон платформенной активизации. Во всех случаях родственные
пегматитам гранитоиды отличаются повышенной кислотностью
или щелочностью, полной дифференциацией и многофазностью
внедрения.
Как отмечает А. Гинзбург, по мере перехода от малоглу-
бинных условий образования к большим глубинам в этих гра-
нитах возрастает содержание нормативного альбита за счет
сокращения количества нормативного ортоклаза, а также не-
сколько убывает нормативный кварц. В том же направлении
возрастает содержание глинозема, усиливается плюмазитовый
характер гранитов и уменьшается значение коэффициента аг-
паитности (от 0,8—1 до 0,6—0,65).
С другими формациями глубинных изверженных пород пег-
матиты встречаются реже. Они известны, но не типичны для
перидотитовой, габбровой и плагиогранит-сиенитовой форма-
77
ций ранней стадии геосинклинального развития. В активизиро-
ванных платформах известны пегматиты основной, гранитной
и особенно щелочной формаций. В приповерхностных и вулка-
нических формациях пегматиты не образуются.
Гранитные пегматиты, по А. Ферсману, можно разделить на
пегматиты чистой линии и пегматиты линии скрещения. Пегма-
титы чистой линии, не испытавшие усложнения состава в про-
цессе формирования, залегают в гранитах или тождественных
им по минеральному и химическому составу породах. Пегма-
титы линии скрещения образуются среди иных формаций, что
отражается на их составе. В этих условиях возникают гибрид-
ные пегматиты, ассимилировавшие вещество боковых пород, и
десилицированные пегматиты, отдавшие часть своего кремне-
зема вмещающим породам, недосыщенным этим соединением.
Метаморфогенные пегматиты, формирующиеся на разных
стадиях метаморфического преобразования, преимущественно
древних докембрийских пород, по особенностям состава соот-
ветствуют фациям метаморфизма вмещающих пород.
ПЕГМАТИТОВЫЕ ТЕЛА
Преобладающей формой пегматитов являются простые пли-
тообразные и сложные жилы; реже встречаются линзы, гнезда
и трубы. Размеры пегматитовых залежей весьма разнообразны
и иногда достигают значительной величины. Так, в Майской и
Витимской тайге установлены «гигантомигматические пегма-
титы», жилы которых имеют длину до 200 м и мощность до
50 м. Длина некоторых пегматитовых жил в США превышает
1500 м, а мощность 150 м. Две жилы Маноно Китотоло (Заир)
простираются в длину до 5 км при мощности до 400 м. Плито-
образные тела литийсодержащих сподуменовых пегматитов Аф-
ганистана вскрыты рельефом по падению на 400—600 м. Пег-
матитовые жилы Южного Тянь-Шаня прослежены в скалистых
ущельях Туркестанского хребта по падению до 700 м.
В минеральном составе пегматитов преобладают силикаты
и оксиды.
Гранитные пегматиты чистой линии сложены калие-
вым полевым шпатом (ортоклаз, микроклин), кварцем, плагио-
клазом (альбит, олигоклаз) и биотитом; кроме главных пегма-
титообразующих минералов в них концентрируются в разной
степени сподумен, мусковит, турмалин, гранат, топаз, берилл,
лепидолит, флюорит, апатит, минералы редких и радиоактив-
ных элементов, а также редких земель. Гибридные пегматиты,
образованные при ассимиляции глиноземистых пород (напри-
мер, глинистых сланцев или основных пород), обогащаются та-
кими минералами, как андалузит, кианит, силлиманит. Подоб-
ного рода пегматиты, ассимилировавшие карбонаты кальция,
78
магния и железа, содержат роговую обманку, пироксены, ти-
танит, скаполит и другие минералы. Десилицированные пегма-
титы в ультраосновных и карбонатных породах представлены
обычно плагиоклазитами состава от альбититов до анортити-
тов. При пересыщении глиноземом возникают корундовые пла-
гиоклазиты.
Щелочные пегматиты состоят из микроклина или ор-
токлаза, нефелина или содалита, эгирина, гакманита, натро-
лита, арфведсонита с примесью апатита, анальцима, а также
минералов циркония, титана, ниобия и редких земель.
Пегматиты ультраосновных и основных магм
(габбро-пегматиты, бронзититы и др.) сложены основным пла-
гиоклазом (анортит-битовнит), средним плагиоклазом (лабра-
дор-андезин), ромбическим пироксеном (бронзит), в меньшей
степени оливином, амфиболом, биотитом с примесью апатита,
граната, сфена, циркона, титаномагнетита, магнетита, иногда
сульфидов (пирротин, пентландит, халькопирит).
Для пегматитов, особенно гранитных пегматитов чистой ли-
нии, характерны эвтектоидная структура срастания полевого
шпата и кварца и развитие крупных кристаллов отдельных ми-
нералов, иногда достигающих гигантских размеров. Так, одна
из каменоломен Урала целиком размещалась в одном кри-
сталле амазонита. В пегматитах известны кристаллы кварца
длиной более 2 и даже до 7,5 м, сподумена до 2 и даже до
14 м (Этта в США), берилла до 5,5 м (США). Пластины мус-
ковита достигают площади до 5 м2, биотита до 7 м2. Масса
кристаллов топаза из копи Урала составляла 60 кг, кристалла
мориона из пегматитов Украины около 10 т, кристалла кварца
из пегматитов Казахстана 70 т, а кристалла микроклина из
пегматитовой жилы Норвегии 100 т.
По составу и особенностям внутреннего строения пегматиты
разделяются на простые, или недифференцированные, и слож-
ные, или дифференцированные.
Простые гранитные пегматиты состоят в основ-
ном из калиевого полевого шпата и кварца.
Сложные гранитные пегматиты имеют более раз-
нообразный минеральный состав и, как правило, зональное
строение. В структуре зональных гранитных пегматитов выде-
ляются оболочка, внутренняя часть и неправильные метасома-
тические скопления. Все они составляют пять главных элемен-
тов зональной структуры. Первой, самой внешней зоной, явля-
ется тонкозернистая оторочка мусковит-кварц-полевошпатового
состава, по ширине редко превышающая несколько сантимет-
ров. Вторая зона сложена кварц-полевошпатовой массой пись-
менной и гранитной структуры. Третья зона состоит из моно-
минеральной массы или блоков микроклина. Четвертую зону
образует кварцевое ядро. Пятая зона не всегда проявлена и
79
co
о
Ш IV Y
Iwb Iftb Mb E34 EEk G5Sk IM7 ESEb i~4Tlg
Рис. 36. Схема текстурно-парагенетических типов пегматитов. По К- Власову.
I — равномернозерннстый, или письменный, // — блоковый. Ill — полиодифференцированный, /V — редкометалльного замещения. V—аль-
бит-сподуменовый типы;
/ — гранит; 2 — пегматоидный гранит; 3 — микроклин; 4 — кварц; 5 — контактовые оторочки и зоны мусковит-кварц-полевошпатового со-
става; 6—пегматит письменной и гранитной структуры; 7 — блоковая зона; 8— моиоминеральная микроклиновая зона; 9 — цварЦ*споду-
меиовая зона; 10 — комплексы и зоны замещения; альбит, кварц, мусковит, реликты микроклина, редкометалльиые минералы (ле-
пидолит, берилл, часто цезиевый, ниобато-танталаты, полихромный турмалин, сподумен и др.)
менее отчетлива. Она представлена неправильными скопле-
ниями кварца, альбита, мусковита, сподумена и минералов
редких металлов, тяготеющих преимущественно к границе
кварцевого ядра и микроклиновой зоны, но распространяю-
щихся и в стороны от нее, особенно в область микроклиновой
зоны.
К. Власов склонен рассматривать такие особенности строе-
ния пегматитов как следствие эволюционного развития пегма-
титовых тел в процессе их образования. Это развитие может
дойти до разных стадий, в связи с чем могут образоваться
пегматиты разной степени дифференцированности. По степени
дифференцированности, учитывая пространственное соотноше-
ние минеральных парагенезисов, слагающих пегматитовые тела,
выделяются пять текстурно-парагеиетических групп пегмати-
тов (рис. 36). По мере перехода от низшего к высшим типам
пегматитов увеличивается число зон в их сложении, возрастает
роль метасоматических скоплений, сопровождающихся редко-
металльной минерализацией, укрупняются минералы, расширя-
ется их ассортимент, сокращается размер зоны гранитной и
письменной структуры. Пегматиты первых двух типов часты,
третьего типа — сравнительно редки, а последних двух типов —
еще более редки. Наличие в пегматитовых полях жил высших
типов гарантирует присутствие пегматитов низших типов, но
не наоборот.
Некоторая часть пегматитов, образование которых происхо-
дило при участии метасоматических процессов, окаймляются
ореолами измененных пород и геохимического рассеяния. Со-
гласно Б. Шмакину, такие ореолы измененных пород развива-
ются на флангах до 20 м, по мощности до Юм и по восстанию
до 50 м. В их внутренней зоне преобладают окварцевание и
микроклинизация, во внешней — явления гидратации (развитие
хлорита, амфибола, цеолита). Изменение вмещающих пород
сопровождается геохимическими ореолами рассеяния с повы-
шенным содержанием Ba, Rb, Li, Be.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ВОЗРАСТ
Пегматиты принадлежат к таким природным образованиям,
которые формировались на всем протяжении развития земной
коры. Они известны для архея Анабарского щита, Джугджура,
Енисейского кряжа в СССР, Индии, Канады, Западной Австра-
лии и Южной Африки. Протерозойские пегматиты имеются
в Сибири, на Кольском полуострове, в Карелии, на Украинском
кристаллическом щите, в Центральной Африке, в пределах
платформ Северной и Южной Америки, в Норвегии, в Юго-
Западиой Австралии. Пегматиты байкальского периода уста-
новлены в Сибири, Восточной Африке, на Мадагаскаре и Цен-
тральной Австралии. К каледонскому циклу принадлежат пег-
81
матиты Сахары, Марокко, Центральной Азии, Бразилии. Среди
герцинских можно отметить многочисленные пегматиты Ев-
ропы и Азии, а также краев Северо-Американской платформы.
К киммерийским принадлежат пегматиты Кордильер и Анд
Америки, Восточного Забайкалья. Самыми молодыми пегмати-
тами альпийского цикла являются пегматиты Альп (Австрия,
Италия), Балкан, Японии и Памиро-Гиндукушского .пояса. Со-
гласно исследованиям 11. Солодова, количественное развитие
пегматитов возрастает от древних к юным эпохам, но запасы
сосредоточенных в них всех разновидностей полезных ископае-
мых при этом снижаются. Гак, суммарная площадь пегматито-
вых поясов возрастает от докембрия (98 тыс. км2) к палеозою
(229 тыс. км2) и далее к мезозою (275 тыс. км2). Запасы, на-
пример, бериллия (без СССР), наоборот, в пегматитах докемб-
рия составляют 75 %, палеозоя 23 %, а мезозоя лишь всего2 %.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ
Пегматиты обычно формируют региональные пояса протя-
женностью от сотен до нескольких тысяч километров. Приме-
рами таких поясов на территории СССР могут служить:
Мамский, Забайкальский, Алтайский, Калбинский, Кызылкумо-
Туркестанский, Ладожский, Кольско-Карельский и др. Из зару-
бежных могут быть отмечены Бихарский и Раджастанский
пояса Индии, Северо-Американский, Аппалачский, Северо-За-
падной Канады, Южно-Американский, Пиренейский, Бразиль-
ский, Гиндукушский, Южно-Африканский, Малайский, Западно-
Австралийский и др. Длина Кызылкумо-Туркестанского пояса
1200 км, Аппалачского 4000 км, Краевого Сибирского 4500 км.
Докембрийские пояса мусковитовых пегматитов тяготеют
к линейно вытянутым формациям пород, благоприятных для их
возникновения. Пояса древних редкометалльных пегматитов
контролируются древними трогами, ограниченными глубинными
разломами и выполненными глубоко метаморфизованными про-
дуктами древнего базальтоидного вулканизма. Фанерозойские
пегматитовые пояса, среди которых преобладают редкометалль-
ные, размещены вдоль осевых поднятий, возникающих на ме-
сте внутренних прогибов геосинклиналей в период главных фаз
складчатости, а также вдоль крупных разломов на завершаю-
щих стадиях преобразования геосинклиналей в платформы и
в пределах последних при активизации платформенного ре-
жима. В такого рода поясах с редкометалльными пегматитами
ассоциируют альбититовые, грейзеновые, кварц-полевошпато-
вые, кварц-турмалиновые и кварцевые месторождения руд
олова, вольфрама и других редких металлов.
В пределах поясов пегматиты группируются в поля (пучки,
узлы), приуроченные к цепочкам интрузивов, положение кото-
82
рых часто определяется поперечными складчатыми и разрыв-
ными нарушениями.
Размещение магматогенных пегматитовых тел на пло-
щади полей подчиняется комбинации структур кровли интру-
зива и развитых в прикровельной части тектонических дефор-
маций. Они определяются комбинацией поверхностей интрузив-
ных выступов, протомагматических и тектонических трещин,
а также элементами слоистости прикровельных осадочных или
метаморфических толщ. Пегматитовые тела, будучи тесно свя-
занными с материнскими интрузивами, залегают в их прикро-
вельной части в зоне внутреннего и внешнего контактов. Они
распространяются внутрь родоначальных интрузивов на 2—
3 км, а за их пределы, в породы кровли, до 2 км. Однако тес-
нота такой связи снижается по мере перехода от малоглубин-
ных к глубинным пегматитам. Малоглубинные пегматиты, преи-
мущественно третичные, мезозойские, палеозойские и отчасти
протерозойские, отчетливо группируются вокруг вершин родо-
начальных интрузивов. Более глубинным, как правило, более
древним докембрийским пегматитам, залегающим в кристал-
лических породах протерозоя и архея, обычно несвойственна не-
посредственная приуроченность к массивам изверженных по-
род, они залегают среди зон мигматитов в гнейсах и представ-
ляют собой продукты широкого глубинного метаморфизма.
С точки зрения соотношения пегматитов с вмещающими по-
родами различаются две их разновидности. К первой принад-
лежат сингенетичные, или шлировые, камерные пегматиты,
образовавшиеся на месте скопления остаточных пегматитообра-
зующих продуктов магматического расплава. Для них харак-
терно: 1) нахождение в материнской породе, 2) отсутствие рез-
ких контактов, постепенный переход в эту породу, 3) отсутст-
вие или слабое проявление мелкозернистой аплитовой ото-
рочки, 4) овальная форма, 5) обилие миароловых пустот. Ко
второй разновидности относятся эпигенетичные или выжатые
пегматиты, формирующиеся за пределами остаточного магма-
тического очага. Для них типично: 1) размещение не только
в материнской породе, но и за ее пределами в породах кровли,
2) контроль пегматитовых тел тектоническими нарушениями,
3) жильная форма, 4) резкие контакты с вмещающими поро-
дами, 5) наличие мелкозернистой аплитовидной оторочки,
6) слабое развитие или полное отсутствие миароловых пустот.
Мощные зональные полнодифференцированные эпигенетич-
ные пегматиты формируются в спокойной тектонической обста-
новке. Среди тектонических элементов, контролирующих поло-
жение и морфологию эпигенетичных пегматитов, намечаются
три группы деформаций: 1) согласные структуры межпласто-
вых и внутрипластовых складчатых отслоений, локализующие
пластовые пегматитовые залежи, особенно типичные для
83
наиболее глубинных древних пегматитов; 2) сравнительно не-
крупные трещины скола и- отрыва, образующиеся синхронно со
складчатостью и определяющие положение как согласных, так
и секущих пегматитовых тел сравнительно небольших разме-
ров; 3) более крупные постскладчатые сбросы и сбросо-сдвиги,
контролирующие значительные по размерам дайкообразные се-
кущие пегматитовые жилы. Приповерхностные типы тектониче-
ских структур, такие, как зоны брекчий, свободного дробления,
пегматитам несвойственны.
ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
Подавляющая масса пегматитов, особенно гранитных, фор-
мировалась на значительных глубинах — от 1,5—2 до 16—20 км.
На меньших глубинах, отвечающих верхней части гипабис-
сальной зоны и приповерхностной зоне, пегматиты не образу-
ются. Исходя из этих и экспериментальных данных, в начале
образования пегматитов давление могло достигать 800—
500 МПа, снижаясь до 200—120 МПа к концу процесса
(Б. Шмакин).
Если считать, что началом формирования пегматитов было
отделение высокоминерализованного летучими соединениями
остаточного магматического расплава, то для оценки темпера-
турного режима за исходные необходимо принимать следую-
щие данные: 1) ранняя кристаллизация магматического рас-
плава происходит при температуре 1200—900 °C; 2) нормаль-
ный гранит застывает при температуре несколько ниже 1000 °C
(до 800 °C); 3) в присутствии минерализаторов эта темпера-
тура, согласно О. Таттлу, может снижаться до 730—640 °C.
Известно, что: 1) конечная гранитная эвтектика, свойственная
ранним минеральным образованиям пегматитов, осуществля-
ется при температуре 700—650 °C; 2) в пегматитах присутст-
вует высокотемпературная модификация кварца, существующая
лишь в условиях более 573 °C. Таким образом, учитывая сово-
купность всех этих данных, начальная температура гранитного
пегматитового расплава должна быть порядка 800—700 °C
(А. Ферсман).
В длительном процессе последующего накопления и мета-
соматического преобразования пегматитообразующих минераль-
ных комплексов температура постепенно снижалась. По иссле-
дованиям газово-жидких включений (Н. Ермаков, В. Бабу) ус-
тановлена температура кристаллизации биотита в 760—435 °C,
ранних выделений кварца в 600—540 °C, мусковита в 500—
435 °C, берилла в 500—400 °C, последующих отложений кварца
и топаза в 510—300 °C, еще более поздних мориона и аметиста
в 300—130 °C, а заключительных выделений халцедона в 90—
55 °C. По данным А. Таланцева, графические зоны пегмати-
84
тов Южного Урала формировались при температуре 590—
550 °C, а друзы кварцевых ядер при температуре 300—220 °C.
Исходя из этих и многочисленных других данных, можно пола-
гать, что решающие процессы, сформировавшие облик пегмати-
тов, происходили при температурах 600—200 °C. Изучение ми-
неральных включений в топазах из пегматитов, выполненное
Г. Леммлейном, М. Клеем и И. Островским, привело к выводу
о том, что плотность пегматитообразующего вещества была вы-
сокой, оно содержало до 50 % SiOz и было насыщено водой
(более 10 %).
ГЕНЕЗИС
Генезис пегматитов относится к одной из самых дискуссион-
ных проблем учения о полезных ископаемых. По этому поводу
существуют четыре основные гипотезы.
Первая гипотеза в наиболее законченном и совершенном
виде изложена А. Ферсманом. Сторонники этой гипотезы
(В. Никитин и др.) считают пегматиты продуктом затвердева-
ния обособленной от магматического очага остаточной магмы,
из которой вначале по принципу фракционной кристаллизации
выпали в определенной последовательности пиромагматические
минералы, подвергшиеся затем частичному преобразованию под
воздействием летучих минерализаторов, накопившихся к концу
процесса в пегматитообразующем расплаве. А. Ферсман очень
широко подходил к процессу пегматитообразования — от маг-
матического этапа, соответствующего последним ступеням за-
стывания родоначальных интрузивов, до низкотемпературного
гидротермального этапа, фиксирующего образование цеолитов,
карбонатов и подобных им минералов. В соответствии с этим
А. Ферсман различал пять этапов формирования пегматитов:
1) магматический (при температуре 900—800 °C), 2) эпимаг-
матический (800—700 °C), 3) пневматолитовый (700—400 °C),
4) гидротермальный (400—50 °C), 5) гипергенный. Эти этапы
расчленялись на одиннадцать фаз или, как бы мы теперь ска-
зали, стадий пегматитообразования.
Таким образом, по этой гипотезе, образование пегматитов
немыслимо без специфического остаточного высокоминерализо-
ванного летучими соединениями магматического расплава,
полная эволюция которого до раскристаллизовавшихся пегма-
титовых тел осуществляется в обстановке закрытой физико-хи-
мической системы при неограниченной растворимости воды в си-
ликатном расплаве. А. Гинзбург обращает внимание на то, что
геохимическая эволюция пегматитового процесса выражается
в изменении состава и роли щелочей на последовательных
этапах этого процесса. Вначале преобладают кальциево-натрие-
вые щелочи с образованием плагиоклазов, сменяющиеся калие-
85
выми щелочами с накопле-
Рис. 37. Соотношения метасоматиче-
ских зон (1) с простым вмещающим
пегматитом (2). По Е. Камерону
и др.
нием микроклина, переходя-
щие к натровым щелочам с
развитием метасоматического
альбита. Переломным момен-
том этого процесса является
смена калиевого метасоматоза
натриевым. К недостаткам
первой гипотезы относятся:
1) недоучет ограниченной ра-
створимости воды в магме
и вытекающее из этого не-
обоснованное выделение пег-
матоидной и надкритической
стадий пневма'толитового эта-
па, 2) трудность объяснения
проблемы пространства и зо-
нального строения пегматитов,
которые должны выполнять
открытые полости, невозмож-
ные на больших глубинах пег-
матитообразования, 3) труд-
ность объяснения резкой
смены накопления калиевых
полевых шпатов натровыми за
счет автометасоматоза.
Вторая гипотеза пропагандируется американскими геоло-
гами (Р. Джонс, Е. Камерон и др.). Эти ученые подчеркивают,
что структурные составляющие пегматитов разделяются на две
самостоятельные группы: I) зональное заполнение пегматито-
вой полости, 2) метасоматические образования, формирующие
массы, структурный рисунок которых накладывается на более
раннее зональное строение пегматитовых тел (рис. 37). Пред-
полагается, что процесс формирования пегматитов распадается
на два самостоятельных этапа — магматический и пневматолит -
гидротермальный. Согласно этой гипотезе, пегматиты образу-
ются комбинированным путем по сложной схеме, на первом
этапе которой в закрытой (или открытой только для выноса)
системе по принципу фракционной кристаллизации формиру-
ются зональные пегматиты простого состава, а на втором этапе,
в условиях полностью раскрытой системы, происходит метасо-
матическая переработка растворами, поступающими из глубин-
ного магматического очага, с образованием сложных по со-
ставу и строению пегматитовых тел.
Недостатком этой схемы является то обстоятельство, что
следы выноса и привноса пегматитообразующих веществ за
пределами пегматитовых тел в их вмещающих породах по
86
своим малым масштабам не соответствуют их мощной гидро-
термальной переработке.
Третья гипотеза выдвинута А. Заварицким. Он считал, что
пегматиты могут образоваться вследствие двойного преобразо-
вания. любой исходной пароды, близкой к гранитам. На пер-
вом этапе остаточные горячие газоводные растворы, находя-
щиеся. в . химическом- равновесии с вмещающими породами,
приводят к перекристаллизации этих пород без изменения их
минерального и химического состава. В обстановке закрытой
системы возникают простые крупнокристаллические пегматиты.
На втором этапе вследствие фракционной дистилляции газо-
водного раствора через боковые породы состав раствора
меняется, он перестает быть химически равновесным по отно-
шению к минеральным комплексам простого пегматита. Начи-
нается растворение этих комплексов и замещение их избыточ-
ными растворами с возникновением метасоматических новооб-
разований сложных пегматитов. В условиях открытой системы
образуются сложные пегматиты. Эту гипотезу А. Заварицкий
защищал исходя из наличия реликтов исходных пород в пег-
матитах, плавной смены аплитовых жил пегматитовыми и дру-
гих данных. Среди критических замечаний, высказанных в ад-
рес этой гипотезы, можно отметить трудность объяснения фор-
мирования пегматитов во вмещающих негранитных породах,
отсутствие значительных геохимических ореолов, свидетельст-
вующих о выносе пегматитообразующих веществ в окружаю-
щие породы и др.
Четвертая гипотеза трактует условия формирования пегма-
титов в древних докембрийских метаморфических комплексах.
Представляется, что пегматиты формируются как продукты
метаморфизма на его регрессивном этапе. Они в зависимости
от условий давления и температуры, определяющих фации ме-
таморфизма, разделяются на две главные группы. К первой
принадлежат обычные перекристаллизованные мусковитовые
пегматиты, формирующиеся в обстановке дистен-силлиманито-
вой фации. Ко второй группе относятся сложные редкометалль-
ные пегматиты андалузит-силлиманитовой фации. Наиболее
существенным недостатком метаморфогенной гипотезы образо-
вания пегматитов является ее ограниченный характер, прило-
жимый только к пегматитам, находящимся среди древних ме-
таморфических комплексов.
Следовательно, расхождение существующих взглядов об
условиях формирования пегматитов происходит по пяти глав-
ным пунктам: 1) роль особого пегматитообразующего рас-
плава, 2) роль метасоматоза, в том числе метаморфогенного,
3) источник преобразующих растворов, 4) степень закрытости
системы, 5) степень растворимости летучих соединений, в том
числе паров воды в магматическом расплаве (табл. 4).
87
Таблица 4
Сопоставление гипотез образования пегматитов
Гипотеза Роль оста- точного маг- матического расплава Роль мета- соматоза Источник метасомати- ческих растворов Степень закрытости системы Степень рас- творимости летучих в магме
Остаточного расплава — А. Ферсма- на Определяю- щая Вспомога- тельная Внутри пегматитов Замкнутая Неограни- ченная
Остаточного расплава и метасома- тического раствора — Р. Джонс и др. Учитывает- ся Важная Внешний Вначале открытая для выно- са, затем полностью открытая Не рас- сматривает- ся
Метасомати- Отрицает- Определи- Внутрен- Вначале Ограничен-
ческого рас- твора — А. Завариц- кого ся ющая НИЙ и внешний закрытая, затем от- крытая ная
Метаморфо- генная То же То же Местный Открытая То же
Как бы ни подходить к условиям образования пегматитов,
необходимо признать, что наиболее существенное значение для
формирования полезных ископаемых в пегматитах имеет ме-
тасоматический процесс или трансформация пегматитов.
ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
Среди пегматитовых месторождений выделяются три гене-
тических класса: 1) простые пегматиты, 2) перекристаллизо-
ванные пегматиты, 3) метасоматически замещенные пегматиты.
Каждому классу свойственны свои полезные ископаемые.
Простые пегматиты сложены калий-натровыми полевыми
шпатами и кварцем с небольшой примесью светлой слюды, тур-
малина, граната. Они обладают письменной или гранитной
структурой, не несут заметных следов перекристаллизации, зо-
нальной дифференциации и метасоматической переработки
(рис. 38). Эти пегматиты разрабатываются для получения ком-
плексного керамического сырья, состоящего из сростков кварца
и полевого шпата обычно в отношении 1:3, и используются
для производства низших сортов изделий фаянсовой и фарфо-
ровой промышленности. В связи с этим они называются также
керамическими пегматитами.
Перекристаллизованные пегматиты отличаются разнозер-
нистой крупно- и гигантокристаллической структурой, обуслов-
88
И' Ю Ю
Рис. 38. Сечение простого пегматита:
1 — кварцевое ядро; 2 — пегматит письменной структуры; 3 — слюдяная оторочка; 4 —
гранит
о
О 20 40см
। । । I |
Рис. 39. Сечение перекристаллизованного пегматита жнлы 4 Слюдяногорского
месторождения. По Г. Кулешову и др.
1 — гнейсы: 2 — среднезернистые пегматиты; 3 — кварц; 4 — мусковит
89
ленной перекристаллизацией исходного вещества жил под
влиянием горячих газово-жидких растворов, химический состав
которых находился в равновесии с составом ранее выделив-
шихся пегматитообразующих соединений. При такой перекри-
сталлизации, помимо кварца и калиевого полевого шпата, при
гидролизе последнего формируется мусковит, составляющий
наиболее ценный минерал пегматитов этого класса (рис. 39).
Из перекристаллизованных пегматитов добывают комплекс-
ные кварц-полевошпатовое сырье, кварц, полевой шпат и мус-
ковит.
Комплексное кварц-полевощпатовое сырье получают из зон
письменного гранита, подобно тому, как это делается при раз-
работке простых пегматитов. Кварцевым сырьем служат пере-
кристаллизованные пегматиты, которые используются для нужд
металлургии (флюс), производства динаса, огнеупорных из-
делий и ферросилиция, обычно попутно с извлечением поле-
вого шпата. Полевой шпат добывается из пегматитов крупно-
кристаллической структуры. Он используется в стекольной,
керамической и абразивной промышленности. Наибольшую
практическую ценность представляет микроклин, меньшую аль-
бит. Промышленные жилы должны содержать крупные выде-
ления полевых шпатов, свободные от прорастания кварцем
и другими минералами. В СССР полевой шпат добывается из
пегматитов Карелии, Украины, Урала и Сибири.
Мусковит во всем мире извлекается исключительно из пе-
рекристаллизованных пегматитов, являющихся единственным
источником его добычи. По характеру распределения слюды
в жильном теле выделяются жилы с равномерным, зональным
и с гнездовым распределением. Размеры пластин слюды ко-
леблются от очень мелких до гигантских с площадью в не-
сколько квадратных метров; промышленное значение имеют
листы площадью более 4 см2. Показателем промышленной цен-
ности слюдяных месторождений служит произведение средней
площади мусковитовых пластин на их массу, отнесенную к 1 м3
жильного вещества. За минимальную промышленную величину
обычно принимается 10—20 кг-см2/м3. Запасы крупных место-
рождений мусковита оцениваются в тысячи тонн. Главные об-
ласти добычи мусковита в СССР находятся в Мамском районе
Сибири, в Карелии и на Кольском полуострове. За границей
основными центрами добычи мусковита являются пегматитовые
- поля Индии и Бразилии.
В связи с исключительным значением этого класса пегма-
титов для получения мусковита они называются мусковито-
выми пегматитами.
Метасоматически замещенные пегматиты
в отличие от предыдущих не только перекристаллизованы, но
и метасоматически в той или иной мере переработаны под воз-
90
V V V V V V V
V V V v V V
V V
Рис. 40. Сечение метасоматически замещенного пегматита. По Н. Солодову.
/ — наносы; 2—10 — зоны: 2 — блокового кварца, 3 — крупноблокового микроклина, 4 ~~
мелкопластинчатого альбита; 5 — кварц-сподуменовая, 6 — клевеландит-сподуменовая (по
внешней периферии этой зоны располагается маломощная зона сахаровидного аль-
бита, не показанная иа чертеже из-за его мелкомасштабности), 7 — кварц-мусковнтовых
гнезд, 8—крупноблокового микроклина, 9 — гнезд мелкозернистого альбита, 10 — гра-
фическая кварц-микроклиновая (местами сильно альбитизированная); // — вмещающие
породы
действием горячих газоводных минерализованных растворов,
химически неравновесных по отношению к составу первичной
пегматитообразующей минеральной массы. Для пегматитов
91
этого класса типично наиболее полное зональное строение, ос-
ложняемое скоплениями метасоматического альбита, грейзена
и сопровождающими их минералами редких металлов, горного
хрусталя, драгоценных камней. Им свойственны крупные от-
крытые полости с друзами кристаллического сырья и обилие
миароловых пустот (рис. 40). Из метасоматически замещенных
пегматитов добывают горный хрусталь, оптический флюорит,
драгоценные камни, руды лития, бериллия, цезия, рубидия; ме-
стами пегматиты этого класса используются в качестве руд
олова, вольфрама, тория, урана, ниобия, тантала, редких зе-
мель.
Горный хрусталь и флюорит обычно приурочены к откры-
тым друзовым полостям, так называемым «погребам», размеры
которых изменяются в широких пределах, достигая 200 м3. Из
метасоматически замещенных пегматитов СССР, Бразилии, Ин-
дии, Южной Африки, Австралии и других стран добываются
драгоценные камни: топаз, аквамарин, турмалин, гранат, аме-
тист. Скопления лития в пегматитах связаны с лепидолитом,
сподуменом, амблигонитом, циннвальдитом и другими минера-
лами. Скопления берилла разрабатываются как бериллиевая
руда, цезий добывается из поллуцита, а примеси рубидия из-
влекаются из лепидолита и поллуцита. В щелочных пегматитах
концентрируется торий в виде торианита, тантал и ниобий
в форме колумбита, танталита, а редкие земли в виде мона-
цита, ортита, пирохлора, самарскита, эшенита, паризита, баст-
незита и др.
Локальные скопления олова в виде касситерита, вольфрама
в форме вольфрамита, урана в виде уранинита, а также то-
рианита, колумбита, танталита, монацита, циркона и других
редкометалльных соединений редко формируют значительные
месторождения. Но содержащие их пегматиты, совместно
с грейзеновыми, кварц-полевошпатовыми, кварц-турмалиновыми
и кварцевыми жилами, часто служат коренными источниками
крупных россыпей.
В связи с важным значением этого класса пегматитов в ка-
честве источника редких металлов они также называются ред-
кометалльными пегматитами.
Глава VI
АЛЬБИТИТОВЫЕ И ГРЕЙЗЕНОВЫЕ
МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Альбититы и грейзены объединяют общность происхождения,
локализации и источника рудообразующих веществ. В типичном
случае они связаны с апикальными выступами массивов кис-
92
лых и щелочных гипабиссальных изверженных пород, подверг-
шихся постмагматическому щелочному метасоматозу. При этом
вследствие натрового метасоматоза апикальные части гранит-
ных куполов и их апофиз альбитизируются, а избыток калия
выносится и связывается в грейзенах, накапливающихся на
границе альбитизированных гранитов и вмещающих их пород,
а также среди последних, близ кровли интрузивов. О характере
геохимической перегруппировки породообразующих элементов
в этом процессе могут свидетельствовать следующие данные,
заимствованные из работ Г. Щербы и др. по альбититам и грей-
зенам герцинских рудоносных гранитов Казахстана (табл. 5).
В связи с возникновением альбититов заметно увеличива-
ется концентрация натрия, а при формировании грейзенов на-
капливается калий. При этом происходит рафинирование по-
роды от металлических элементов-примесей и переотложение
части их в альбититах, а другой части в грейзенах. Типоморф-
ные металлы альбититов — цирконий, ниобий, торий, а грей-
зенов— бериллий, литий, олово и вольфрам.
Процесс концентрации рудных элементов отличается тем,
что рудоносные граниты сами по себе обладают несколько
повышенным содержанием рудообразующих металлов.
Масштабы перегруппировки типоморфных металлов, концен-
трирующихся в альбититах и грейзенах из гранитов, отобра-
жены в табл. 6.
В процессе геохимической перегруппировки типоморфных
металлов альбититов и грейзенов отмечается существенный вы-
нос их из нижней подрудной зоны. Например, по данным
В. Барсукова, содержание олова с 26 г/т в неизмененных гра-
нитах в зоне выноса падает до 4—5 г/т; если содержание олова
в биотите составляет 200—300 г/т, то в замещающем его мус-
ковите оно снижается до 20—30 г/т.
Общая схема перераспределения главнейших породообра-
зующих элементов и некоторых типоморфных металлов при
метасоматическом преобразовании гранитов в альбититы и
Таблица 5
Изменение содержаний (в %) важнейших породообразующих
элементов в процессе возникновения альбититов и грейзенов
по гранитам Казахстана
Оксиды Граниты Альбититы Грейзены
SiO2 75,10—77,16 61,46—74,44 44,07—54,84
А120з 12,22—13,74 11,57—13,89 19,08—34,52
СаО 0,47—1,19 1,30—1,56 0,00—2,38
Na2O 2,08—3,98 5,35—6,74 0,30—1,59
К2О 3,82—4,69 2,55—3,86 5,29—9,00
93
Таблица 6
Изменение содержаний (г/т) типоморфиых металлов в процессе возникновения
альбититов и грейзенов по гранитам
Металл Кларк, % Граниты Альбититы Грейзены
безрудвые рудоносные
Nb 2,0 26 61 1000 Нет свед.
Be 5,5 3 17 72 1000
Li 40,0 40 140 100 1000
Sn 3,0 5 26 50 3000
W 1,5 2 60 5 5000
Рис. 41. Схема перераспределения некото-
рых элементов при метасоматическом пре-
образовании гранитов:
/ — альбит; 2 — микроклниизнроваииый гранит;
3 — породы кровли; 4 — грейзены
матозом, альбититы не формируются
грейзены изображена на
рис. 41. Кривые измене-
ния концентрации на
этом рисунке показаны
без масштаба.
Единство процесса
возникновения альбити-
тов и грейзенов не всегда
приводит к их одновре-
менному и совместному
образованию.
Во-первых, формиро-
вание • рассматриваемых
продуктов постмагмати-
ческого щелочного преоб-
разования обычно начи-
нается с калиевого мета-
соматоза, сводящегося
к микроклинизации, а за-
тем, при инверсии процес-
са, развивается натровый
метасоматоз, приводящий
к альбитизации пород.
В тех случаях, когда из-
менение ограничивается
только калиевым метасо-
и возникают лишь калие-
вые полевошпатовые метасоматиты, местами сопровождаемые
грейзенами. Во-вторых, описываемые метасоматиты связаны
с преобразованием серии пород, в которую входят нормальные
граниты, граниты повышенной щелочности, щелочные граниты
и щелочные породы. Отмечается, что по мере перехода от
нормальных гранитов ко все более щелочным породам отно-
94
сительный объем альбитизации возрастает, а грейзенообразо-
вания падает. Таким образом, в природе чаще встречаются
грейзеновые месторождения без альбититов и альбититовые
месторождения без грейзенов, чем совместная ассоциация аль-
бититов и грейзенов.
Среди альбитит-грейзеновых месторождений известны до-
кембрийские (Африка, Бразилия, Австралия, Украина), кале-
донские (Австралия), обильны герцинские (Африка, Австралия,
Европа, Казахстан, Урал, Дальний Восток), многочисленны
киммерийские (Тихоокеанский архипелаг, КНР, Забайкалье,
МНР) и сравнительно редки альпийские (Боливия, Кавказ).
Отмечается возрастание числа этих месторождений от древ-
нейших металлогеническнх эпох к герцинскому и киммерий-
скому циклам при последующем спаде в течение альпийского
цикла геологического развития.
Альбитит-грейзсновые месторождения формировались
в среднюю и позднюю стадии геосинклинального цикла,
а также при активизации магматической деятельности на
древних платформах. Они особенно характерны для гранито-
фильных геосинклиналей. На средней стадии геосинклиналь-
ного развития альбитит-грейзеновые месторождения тесно
связаны с формацией нормальных и крайне кислых гранитов,
приуроченных к осевым поднятиям, возникающим на месте
внутренних зон геосинклиналей. На поздней стадии они тяго-
теют к гранитам повышенной щелочности формации малых
гипабиссальных интрузий, размещение которых определяется
глубинными разломами, особенно по обрамлению срединных
массивов и складчатых поясов. На активизированных платфор-
мах эти месторождения связаны с формацией щелочных пород,
массивы которых обычно образуют цепи, вытянутые вдоль ре-
гиональных разломов, разрезающих тело платформы. В этих
условиях они формируют протяженные рудные пояса.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ
Для тектонической характеристики альбитит-грейзеновых
месторождений важны геологические структуры двух поряд-
ков: 1) контролирующие положение рудных поясов, 2) опре-
деляющие структурный облик месторождений.
Структуры рудных поясов рассматриваемых месторожде-
ний принадлежат к трем категориям. Это протяженные анти-
клинории осевых поднятий внутренних зон геосинклиналей,
вдоль которых внедрялись рудообразующие граниты средней
стадии геосинклинального развития. Затем глубинные раз-
ломы, контролирующие пояса гранитов и щелочных гранитов
поздней стадии геосинклинального цикла, подобные тем, кото-
рые изучены для герцинского цикла в Казахстане, киммерий-
ского цикла Северо-Востока СССР и альпийского цикла в
95
Андах (Боливия). Наконец, региональные разломы платформ,
вдоль которых внедрялись штоки щелочных пород, известные,
например, среди рифтовых зон Африканской платформы.
Структуры месторождений определяются их размещением
у куполов массивов изверженных пород вскоре после их рас-
кристаллизации. Здесь возникали своеобразные элементы гео-
логической структуры, сочетание которых и определяет облик
альбитит-грейзеновых залежей. Среди этих элементов наибо-
лее существенна роль следующих: 1) напластование пород
кровли, 2) сводовые полости купольного отслоения, 3) конус-
ные и радиальные трещины вертикального магматического
давления, 4) кольцевые трещины проседания, 5) трещины от-
дельности остывания массива, 6) зоны эксплозивных брекчий,
7) упорядоченные системы тектонических трещин скола и от-
рыва, 8) неупорядоченная тектоническая трещиноватость,
обусловливающая появление штокверков.
ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
Формирование альбитит-грейзеновых месторождений про-
исходило в обстановке воздействия горячих химически агрес-
сивных постмагматических водных растворов на массу рас-
кристаллизовавшейся интрузивной породы. На основании
изучения зонального строения выступов изверженных пород,
подвергшихся щелочному метасоматозу, намечается следующая
схема процесса их преобразования. Согласно А. Беусу, вна-
чале развивался калиевый метасоматоз, фиксирующийся ран-
ней микроклинизацией, локализующейся в основном в ядер-
ных частях массивов в обстановке повышенного давления. За-
тем, вследствие инверсии процесса, активизировался натровый
метасоматоз, приведший к ранней альбитизации преимущест-
венно в периферической зоне массивов в условиях понижен-
ного давления. Эта прогрессивная часть процесса развивалась
на фоне восходящей кислотности растворов, при которой силь-
ное основание (калий) сменялось более слабым (натрий). Мак-
симальное увеличение кислотности минералообразующих
растворов происходило при их переходе из надкритического
в гидротермальное состояние в стадию грейзенизации, когда
в условиях высокой активности фтора и бора из пород выноси-
лись щелочи, алюминий и элементы-примеси. Переход раство-
ров из надкритического в гидротермальное состояние сопро-
вождался увеличением их кислотности в связи с появлением
свободных кислых анионов в результате диссоциации неустой-
чивых ацидокомплексов при появлении жидкой фазы воды. За-
тем, после перелома, отвечающего периоду грейзенизации, на-
чиналась регрессивная часть процесса, протекавшего в обрат-
ном направлении на фоне снижающейся кислотности раствора
96
вследствие накопления в нем щелочей, сопровождающаяся мел-
комасштабной поздней микроклинизацией и альбитизацией.
Таким образом, в начальных стадиях процесс протекал под
воздействием надкритических растворов, постепенно, по мере
снижения температуры, переходящих в высокотемпературные
гидротермальные растворы, насыщенные минерализаторами.
По И. Говорову, Г. Щербе и др., температурный режим об-
разования альбититовых и грейзеновых месторождений по дан-
ным исследования парагенетических ассоциаций и микротер-
мометрического изучения газово-жидких включений определя-
ется следующими примерными границами (в °C):
микроклинизация .............. ............................... 650—580
альбитизация ................................................. 550—400
грейзенизация силикатных порол ....... .............. 450—300
сопровождающие кварцевые жилы ................................ 450—250
грейзенизация карбонатных пород .............................. 400—250
сопровождающие флюоритовые жилы............ .................. 250—220
Глубина образования грейзенов Казахстана определяется
Г. Щербой от 5—4 до 1,5—1 км. По тем же данным давление
в период грейзенообразования менялось от 130—НО до 10—
7 МПа, а температурный градиент на 100 м по вертикали со-
ставлял от 20 до 5 °C в начале процесса до 2,5 °C к его концу.
Концентрация рудообразующих растворов снижалась от 460
до 100 г/кг Н2О.
Группа альбитит-грейзеновых месторождений отчетливо рас-
падается на два класса — альбититовый и грейзеновый.
АЛЬБИТИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Альбититовые месторождения представляют собой штоко-
образные массы метасоматическп преобразованных куполов и
апофиз материнских изверженных пород, достигающих площади
в несколько квадратных километров и обычно распространяю-
щихся на глубину в первые сотни метров, реже до 600 м и бо-
лее; значительно реже альбитизация распространяется на по-
роды кровли (рис. 42). Альбитит представляет собой лейкокра-
товую породу, в которой на фоне мелкозернистой основной
альбитовой массы отмечаются порфировые выделения кварца
и микроклина, а также пластинки слюд или щелочного амфи-
бола, реже пироксена. Для этих месторождений обычна верти-
кальная зональность, которая в нормальных гранитах выража-
ется в развитии следующих зон (снизу вверх): 1) биотитовый
гранит, 2) двуслюдяной гранит, 3) альбитизированный гранит,
4) альбитит, 5) грейзен.
Минеральный состав альбититов в существенной степени
зависит от состава исходных пород и заметно изменяется в со-
ответствии с их щелочностью. В связи с апогранитами нормаль-
4 Заказ № 2527 97
Рис. 42. Схема геологического строения альбититовых массивов, Казахстан.
По В. Белову и др.
1 — четвертичные суглинки; 2 — алевролиты и туфопесчаиики; 3 — альбититы ранние
(а) и поздние (б); 4 — пегматоидные граниты; 5 — рибекитовые и эгириновые метасо*
матиты; 6 — тектонические нарушения
кого ряда формируются мусковит-микроклин-кварц-альбитито-
вые породы с ведущим для них бериллием. В литионит-микро-
клин-кварц-альбитовых породах субщелочных гранитов типич-
ными являются литий, рубидий, тантал и ниобий. Для биотит-
кварц-альбитовых образований щелочных гранитов характерны
цирконий, ниобий и иттриевые редкие земли. Для нефелин-мик-
роклин-альбитовых пород апонефелиновых интрузий выделя-
ются цирконий, ниобий и цериевые редкие земли.
Практический интерес при разработке альбититов могут
представлять ниобий, цирконий, торий, литий, бериллий и ред-
кие земли.
Ниобий концентрируется в скоплениях танталит-колумбита
и пирохлор-микролита альбититов щелочных пород. Иногда эти
08
скопления достигают весьма крупных размеров. Например, йа
месторождении Каффо (Северная Нигерия) запасы Nb2Os со-
ставляли 450 тыс. т при содержании, близком к 0,3%.
Цирконий с гафнием накапливаются в цирконе, цир-
толите и малаконе альбититов по щелочным породам, где их
концентрация местами достигает 0,7 %-
Литий с рубидием обособляются в литиевых слюдах
(криофиллит, лепидолит, циннвальдит) в альбититах по грани-
там субщелочного ряда, где концентрация их составляет 0,05—
0,06%.
Бериллий локализуется в берилле альбититов по нор-
мальным гранитам.
Редкие земли в альбититах по щелочным гранитам пред-
ставлены преимущественно иттриевой группой, а в альбититах
по нефелиновым сиенитам — цериевой группой. В первом случае
они накапливаются главным образом на фронте альбитизации,
а во втором — в его тыловой части.
Помимо только что описанных классических альбитито-
вых месторождений, могут быть указаны еще два особых
типа редкометалльных альбититов: фениты и линейные альби-
титы.
Фениты возникают в ореолах щелочных пород, особенно при
внедрении их в гранитогнейсы. Они уже упоминались при ха-
рактеристике карбонатитовых месторождений. Вмещающие по-
роды претерпевают вначале высокотемпературный калиевый
метасоматоз с образованием зон калиевых полевых шпатов,
а затем более низкотемпературный натровый метасоматоз с об-
разованием альбититов. Поэтому среди фенитов, так же как и
среди ниже описанных линейных альбититов, различаются по-
левошпатовые метасоматиты калиевого, натрового и смешан-
ного состава. Преобладающими и наиболее существенными яв-
ляются натровые полевошпатовые метасоматиты, т. е. альби-
титы. Прерывистые кольца фенитов имеют ширину от десятков
до сотен метров (рис. 43).
Типоморфные редкометалльные минералы фенитов: лопарит,
ринколит, бритолит, фергюсонит, бетафит, эвдиалит, цирконо-
лит, ловенит, розенбушит, велерит, барилит, эвдидимит, лейко-
фан; они могут рассматриваться как источники бериллия,
ниобия, циркония, редких земель. Среди них известны промыш-
ленные месторождения, например, Силл-Лейк в Канаде с запа-
сами оксида бериллия 6 тыс. т на каждый метр углубки, при
содержании в руде: оксида бериллия 0,4—0,8 %, тория 0,3—
2%, ниобия 0,01—0,3%, лантана 0,02—0,4 %, иттрия 0,02%.
Линейные альбититы формировались вдоль зон древних и
юных глубинных разломов в кристаллическом основании плат-
форм вне видимой связи с магматизмом (рис. 44). Разломы эти
имеют региональный характер и относятся как к пограничным,
4* 99
+ + + + + +
Рис. 43. Схема строения зоны фенитов Октябрьского массива По К. Власову.
/ — фойяиты; фениты: 2 — полевошпатовые (&) и нефелино-полевошпатовые (б), 3 —
полевошпатовые с кварцем; 4 — граниты; 5 — биотитовые граниты; 6 — габбро-пироксе-
ниты; 7 — гранитогнейсы
располагающимся на стыке разнородных блоков, так и к вну-
тренним. Возникновение линейных альбититов обусловлено воз-
действием химически активных горячих растворов, восходящих
по разломам. Источником этих растворов одни геологи считают
скрытые на глубине гранитные интрузии, другие приписывают
им метаморфогенное происхождение. Такие растворы отлича-
лись вполне подвижным поведением воды, углекислоты, крем-
незема и щелочей при особо высокой подвижности последних.
Уменьшение давления и температуры растворов по мере их вос-
хождения приводило к распаду высокотемпературных комплекс-
ных соединений и диссоциации сильных кислот. Поэтому и в ре-
зультате взаимодействия растворов стадии раннего калиевого
метасоматоза с вмещающими породами снижалась щелочность
растворов, что приводило к увеличению активности более
100
Рис. 44. Геологический разрез линейного альбититового месторождения. По
Я- Белевцеву и Н. Гречишникову.
1 — осадочный чехол; 2 — альбититы; 3 — фениты; граниты: 4 — крупнозернистые» 5 —
мелкозернистые; 6 — мигматиты; 7 — гнейсы; 8 — Главный разлом; 9 — второстепенные
разломы; 10 — рудные тела; // — степень катаклаза в баллах; 12 — температура (°C)
по газово-жидким включениям; 13 — контуры зоны повышенной пористости и прони-
цаемости
101
слабых оснований и к смене существенно калиевого метасома-
тоза более поздним натровым (В. Рудник, В. Терентьев). В со-
ответствии с этим среди рассматриваемых линейных полевошпа-
товых метасоматитов главное значение приобретают три рудные
формации: 1) калиевые метасоматиты преимущественно с бе-
риллиевыми рудами, 2) калинатровые метасоматиты с тантало-
ниобиевым оруденением, 3) натровые метасоматиты с урановым
оруденением.
Бериллиевое оруденение в форме гентгельвина и фенакита
локализуется в существенно микроклиновых породах, на кото-
рые местами накладывается альбитизация. Тантал-ниобиевые
руды в виде скоплений редкоземельного танталсодержащего
пирохлора содержатся в существенно альбит-микроклиновых
метасоматитах с подчиненным количеством кварца и щелочных
амфиболов рибекит-арфведсонитового ряда. Ураноносные альби-
титы представлены двумя разновидностями — эгирин-рибекито-
вой и эпидот-хлоритовой и содержат тонкую вкрапленность ура-
нинита, настурана, браннерита.
Калиевые метасоматиты формировались на самой значи-
тельной глубине (8-—10 км), калинатровые—на средней (6—
8 км) и натровые — на меньшей (4—6 км).
В линейных полевошпатовых метасоматитах сосредоточены
существенные ресурсы руд урана и тория, бериллия, отчасти
тантала, ниобия, редких земель, иногда цинка, входящего в со-
став гентгельвина.
ГРЕЙЗЕНОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Типичный грейзен состоит из легко расщепляющегося агре-
гата слюды (мусковит, биотит, циннвальдит) и кварца, с при-
месью турмалина, топаза, флюорита и сопровождающих их
рудных минералов (касситерит, вольфрамит, молибденит, бе-
рилл, литиевые слюды). Главная масса грейзенов формирова-
лась в апикальных выступах гранитных массивов и в алюмоси-
ликатных породах их кровли; реже они возникали в основных
и карбонатных породах кровли. В связи с этим для грейзенов,
возникших в различных породах, характерно зональное строе-
ние и специфический набор их фаций (рис. 45).
Грейзены располагаются как в активных магматических по-
родах (эндогрейзены), так и в породах их кровли (экзогрей-
зены) . По данным В. Богомолова, 80 % грейзенов принадлежит
к эндоконтактовым с распространением их на 300—500 м
в глубь от кровли, а остальные — к экзоконтактовым с разви-
тием их по вертикали до 1500 м.
Грейзеновые месторождения имеют форму штоков, возни-
кающих при массовом метасоматозе, штокверков, образую-
щихся по густой сети мелких трещин, и жил, следующих вдоль
102
№№ [ЛЕИ1 • ‘ 'И
Рис. 45. Сводная схема зональности грейзенов. По Г. Щербе.
i — грейзенизированные породы; 2 — грейзены; 3 — пегматиты; 4 — скарны; 5 — кварце-
вые жилы и штокверки; 6 — верхняя граница грейзенов
103
Рис. 46. Схема развития геологической структуры и процесса грейзенизации.
По И. Григорьеву (упрощенно).
I — граниты; 2 — песчаники и сланцы; 3 — предрудная массовая грснзснизация грани
тон и вмещающих пород; 4 — жильные и штокверковые грейзены ранней стадии; 5 —
жильные грейзены поздней стадии
систем разобщенных трещин. Первые преобладают средн эндо-
грейзенов, последние — среди экзогрейзенов.
Привнес рудных элементов при формировании грейзеновых
месторождений происходил ближе к концу длительного и пре-
рывистого грейзенообразования синхронно с развитием рудо-
контролирующих структур (рис. 46). Для различных районов
распространения грейзеновых месторождений разными авто-
рами выделяется от восьми до тринадцати стадий минералооб-
разования. В общей схеме последовательности грейзенообра-
зования, согласно Д. Рундквисту, первыми обособляются мине-
ралы молибдена, вольфрама и олова, затем тантала, ниобия,
бериллия, лития, далее различные сульфиды, флюорит, карбо-
наты. На некоторых месторождениях отмечены интрарудные
дайки гранит-аплитов, внедрившиеся между отдельными ста-
диями формирования грейзенов.
В грейзенах всех разновидностей сосредоточены ресурсы:
1) олова в форме касситерита, 2) вольфрама главным образом
в виде вольфрамита, 3) лития в литиевых слюдах, 4) бериллия
в форме берилла в силикатных грейзенах, фенита, бертрандита
и гельвина в карбонатных грейзенах, хризоберилла и изумруда
в грейзенах по основным породам. Причем известны месторож-
дения как простые, однометалльные, так и комплексные. В по-
следнем случае металлы комбинируются по два (оловянно-
104
вольфрамовые, вольфрам-молибденовые, молибден-бериллие-
вые, литий-бериллиевые и др.), по три (вольфрам-молибден-бе-
риллиевые), реже более. В грейзеновых месторождениях часто
сосредоточены богатые руды, хотя запасы их редко бывают
значительными.
Глава VII
СКАРНОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Скарнами называются породы известково-силикатного состава,
образовавшиеся метасоматическим путем в приконтактовой об-
ласти интрузивов среди карбонатных и в меньшей степени
среди силикатных пород. В тех случаях, когда в них сосредото-
чивается ценное минеральное сырье, формируются скарновые
месторождения полезных ископаемых. Скарновые месторожде-
ния называются также контактовыми, контактово-метаморфи-
ческими, контактово-метасоматическими, контактово-пневмато-
литовыми, пирометасоматическими.
Скарноидами Д. Коржинский предлагает называть породы,
сходные со скарнами, но образованные при метаморфизме «за-
грязненных» карбонатных пород, таких, как мергели, известко-
вистые туфы и им подобные, без существенного привнося эле-
ментов, необходимых для формирования скарнообразующих ми-
нералов.
Околоскарновыми, по Д. Коржинскому, называются породы,
состоящие преимущественно из полевых шпатов, кварца, скапо-
лита или эпидота и примыкающие к скарнам со стороны извер-
женных пород.
Скарноподобными этот геолог считает неопределенные по
происхождению породы, по минеральному составу близкие
к скарнам.
Автореакционными скарнами, по В. Жарикову, называются
породы, возникшие вследствие кальциевого метасоматоза уль-
трабазитов, щелочных ультрабазитов и габброидов.
Экзоскарновыми называются месторождения в скарнах, рас-
полагающиеся в породах, непосредственно примыкающих к ин-
трузиву.
Эндоскарновыми называются месторождения, образованные
вследствие метасоматического замещения пород перифериче-
ской части интрузива.
Большая часть скарнов относится к экзоскарновым образо-
ваниям, обычно размещающимся во вмещающих породах вдоль
непосредственного контакта интрузива. Некоторая часть экзо-
скарнов может отступать от контакта на десятки и даже сотни
105
метров, значительно реже до 1000 м, а в единичных случаях
даже до 2000 м. Существенно меньшая доля скарнов относится
к эндоскарновым образованиям, обычно приуроченным к узкой
приконтактовой зоне интрузива, но иногда находящихся на том
или ином расстоянии от него. Известны также комбинирован-
ные скарновые месторождения, сформированные отчасти за счет
изверженных, а частично за счет вмещающих их пород.
СКАРНОВЫЕ ТЕЛА
Форма залежей скарновых месторождений обычно доста-
точно сложная и разнообразная. По степени усложнения мор-
фологии среди них выделяются: 1) пластовые и пластообраз-
ные, 2) линзовидные, 3) штоки, 4) трубы, 5) жилы и жило-
образные тела, 6) гнезда, 7) сложные ветвящиеся залежи.
Гнездообразные скопления скарнов имеют незначительные раз-
меры, иногда всего лишь несколько метров в поперечнике.
Среди жилообразных тел, штоков и труб известны более круп-
ные залежи, вытянутые на сотни метров и даже на 1000—
1500 м. Наиболее крупными являются пластовые и пластообраз-
ные скарновые тела, протягивающиеся иногда на 2000—2500 м
при мощности до 200 м.
По составу исходных пород, на базе которых формирова-
лись скарны, выделяются три их разновидности: 1) известко-
вые, 2) магнезиальные, 3) силикатные, отличающиеся дета-
лями минерального состава.
Известковые скарны образованы при замещении из-
вестняков и относятся к наиболее распространенным. В число
главных скарнообразующих минералов известковых скарнов
входят: гранат (ряда гроссуляр — андрадит) и пироксен (ряда
диопсид — геденбергит); существенное развитие местами при-
обретают везувиан, волластонит, скаполит, амфиболы, эпидот.
Магнезиальные скарны более редкие и возникли они
при замещении доломитов. Типоморфными минералами этих
скарнов являются: диопсид, форстерит, шпинели, флогопит,
монтичеллит, ксантофиллит, гумит, серпентин, паргасит, люд-
вигит.
Некоторые геологи полагают, что магнезиальные скарны
формировались на магматической, а известковые — на постмаг-
матической стадии интрузивного процесса.
Силикатные скарны относятся к наиболее редким. Они
формировались при замещении гранитоидов, порфиров и их ту-
фов, траппов, аркозовых песчаников и алевролитов. Для их ми-
нерального состава наиболее характерен скаполит.
По преобладающим минералам различают скарны мономи-
неральные (гранатовые, пироксеновые и др.), диминеральные
(пироксен-гранатовые, везувиан-гранатовые и др.) и полимине-
ральные.
106
Рис. 47. Стандартная зональность скарнов и кривые изменения их химиче-
ского состава:
1 - гранит; 2 — осветленный гранит; 3 — околоскарновая порода — эндоскарн; 4 — кон-
такт гранитов и известняков; 5—7 — экаоскарн; 5- пироксен-гранатовый, 6 — преиму-
щественно гранатовый, Z - преимущественно пироксеновый; 8 мраморнзованный изве-
стняк; .9 - известняк
Размеры зерен минералов, слагающих скарн, обычно лежат
в пределах от долей миллиметра до 1—2 см; иногда отдельные
кристаллы, особенно пироксенов, достигают размеров 10—15 и
даже 30—50 см. Среди текстур скарнов наиболее развиты мас-
сивная, пятнистая, полосчатая и друзовая. Преобладающими
структурами являются гранобластовая, порфиробластовая, пой-
килобластовая, волокнистая и реликтовая.
Скарновым залежам свойственно зональное строение
(рис. 47). В общем случае наблюдается следующая смена зон
минерального состава. Неизмененные граниты по направлению
к контакту с вмещающими породами сменяются осветленными,
мусковитизированными гранитами. Они, в свою очередь, пере-
ходят в околоскарновые породы или эндогенные скарны пре-
имущественно гранатового состава с эпидотом и плагиоклазом.
Вслед за этим располагается мощная зона пироксен-гранато-
вых экзоскарнов, которая иногда переходит в мономинераль-
ные гранатовые и далее пироксеновые скарны. С ними сопри-
касаются мраморизованные известняки, постепенно, по мере
удаления от контакта, сменяющиеся неизмененными известня-
ками.
107
СВЯЗЬ С МАГМАТИЧЕСКИМИ ФОРМАЦИЯМИ
Скарновые месторождения, формирующиеся на всем протя-
жении геосинклинального цикла геологического развития и
после его завершения при платформенных условиях, необы-
чайно тесно связаны с родственными им изверженными по-
родами.
Скарновые месторождения ранней стадии геосинклиналь-
ного развития связаны преимущественно с плагиогранитами и
плагиосиенитами, являющимися кислыми и щелочными произ-
водными базальтовой магмы. Они особенно широко развиты
в базальтофильных геосинклиналях, выделяющихся по при-
знаку обильного магматизма ранней стадии развития. Такие
плагиогранитные и сиенитовые интрузивы концентрируются
в пределах геосинклинальных рвов, выполненных вулканоген-
ными породами базальт-риолитовой формации, обычно превра-
щенными впоследствии в зеленокаменные -синклинории.
В связи с этим для этой разновидности скарнов широко распро-
страненными вмещающими породами являются эффузивы и их
туфы. Описываемые месторождения отчетливо выделяются
среди других составом полезных ископаемых. К ним и только
к ним принадлежат скарновые месторождения руд железа,
меди и кобальта. Для некоторых подобных скарновых место-
рождений характерны околоскарновые зоны осветленных пород,
связанные с их альбитизацией, приводящей к полному разло-
жению темноцветных минералов и выносу железа. По мнению
некоторых геологов, такого экстрагированного железа вполне
достаточно для последующей его концентрации с образованием
промышленных железорудных залежей.
Скарновые месторождения средней стадии развития свя-
заны преимущественно с гранодиоритовой формацией, являю-
щейся умеренно кислой производной гранитной магмы. Они
встречаются в геосинклиналях всех типов, будучи распростра-
ненными преимущественно в их периферических зонах. Широ-
кое развитие в разрезах этих зон известняков и доломитов
приводит к тому, что вмещающими породами описываемых
скарнов обычно являются карбонатные породы. Более того, уме-
ренно кислый состав гранитоидов этой зоны некоторые иссле-
дователи склонны связывать с образованием их среди пород,
в составе которых распространены карбонаты, ассимилируемые
гранитной магмой и приводящие к повышению ее основности.
Состав полезных ископаемых этой разновидности скарнов не
столь специфичен. Однако достаточно определенными типо-
морфными месторождениями являются скарновые залежи
с шеелитом, формирующие вольфрамовые руды.
Скарновые месторождения поздней стадии геосинклиналь-
ного развития ассоциированы с малыми интрузиями гранитоид-
108
ного состава. Для последних особенно характерны гипабиссаль-
ный облик, развитие порфировых структур и размещение в мо-
бильных зонах, контролируемых крупными разломами. Оруде-
нение всех месторождений этой разновидности связано преиму-
щественно с завершающими стадиями скарнообразования. По-
этому они приурочены к скарнам, претерпевшим интенсивное
гидратное преобразование ранних силикатов, с развитием ам-
фиболов, хлорита, кварца, карбонатов и сульфидов. Оруденение
в них постоянно носит наложенный характер. По составу полез-
ных ископаемых это обычно комплексные месторождения, та-
кие, например, как вольфрам-молибденовые или свинцово-цин-
ковые.
Скарновые месторождения платформенного этапа ассоци-
ированы с магматическими породами зон геологической акти-
визации. Их примером могут служить железорудные скарны,
приуроченные к мезозойским траппам Сибирской платформы.
Наиболее сложны связи скарновых месторождений с много-
фазными интрузиями. В некоторых случаях скарнообразование
обусловлено лишь отдельными фазами интрузивного процесса,
иногда ранними, в других случаях поздними. Местами скарны
различной степени рудоносности формируются в связи со всеми
последовательными фазами магматических пород.
На большинстве скарновых месторождений развиты дайки
изверженных пород. Среди них выделяются доскарновые, ин-
траскарновые и постскарновые.
Среди доскарновых даек известны как комагматичные, так
и некомагматичные скарнообразующим массивам изверженных
пород. К комагматичным принадлежат апофизы этих массивов
состава гранодиорит-порфиров, гранит-порфиров, аплитов и т. п.
К некомагматичным относятся дайки спессартитов, порфиритов,
диабазов и т. п. Их наличие свидетельствует о разрыве во вре-
мени между образованием скарнообразующих изверженных по-
род и скарновых месторождений, разделенных периодом внед-
рения даек, чуждых этим массивам.
На некоторых месторождениях известны интраскарновые
мафические и сиалические дайки, внедрившиеся между после-
довательными стадиями скарнообразования.
Постскарновые дайки обычно мафического состава (диабаз,
диабазовый порфирит, лампрофир) выявлены на многих скар-
новых месторождениях.
Таким образом, все же можно отметить, что на ранних ста-
диях длительного скарнообразования преобладало формирова-
ние даек кислого состава, а на поздних стадиях и после завер-
шения образования скарнов превалировали дайки основного со-
става.
Скарновые месторождения формировались на всем протя-
жении развития земной коры. Они известны для протерозой-
109
ского, рифейского, каледонского, герцинского, киммерийского и
альпийского циклов развития. При этом отмечается некоторое
изменение в соотношении скарнов разного состава, связанных
с разными магматическими формациями, обусловленное раз-
личной степенью проявления последних в разных циклах геоло-
гического развития. В связи с тем, что плагиогранит-сиенитовая
формация ранней стадии геосинклинального развития шире
распространена среди складчатых областей древних геосинкли-
налей, связанные с ними скарновые месторождения руд железа
и меди преобладают в образованиях протерозоя, нижнего и
среднего палеозоя. Наоборот, в связи с большим развитием ги-
пабиссальных малых гранитоидных интрузий в молодых склад-
чатых областях ассоциированные с ними скарновые месторож-
дения комплексных руд цветных и редких металлов чаще встре-
чаются в верхнепалеозойских, киммерийских и альпийских
складчатых областях. Следует отметить, что по мере перехода
от молодых скарновых месторождений к древним все труднее
отличить их от сходных образований, возникших вследствие
разного рода метаморфизма (особенно контактово-магматиче-
ского) ранее существовавших, в том числе и первично осадоч-
ных месторождений.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ
Скарновые месторождения не образуют непрерывного
кольца вокруг интрузивов. Они формируются там, где магма-
тический контакт пересекает породы, благоприятные для скар-
нообразования, при наличии геологических структур, обеспечи-
вающих этот процесс (рис. 48). Наиболее благоприятными для
развития скарнов, как уже отмечалось, являются карбонатные
породы, а затем известковистые эффузивы и их туфы. Причем
метасоматическому процессу формирования скарнов более всего
способствуют не однородные толщи соответствующих пород,
а их переслаивание с породами иного состава. Но даже на тех
интервалах, где интрузив контактирует с подходящими для
скарнообразованиями породами, формирование скарновых ме-
сторождений обеспечивается соответствующей тектонической
подготовкой. При этом геологическая структура скарновых ме-
сторождений определяется тремя элементами: 1) поверхностью
контакта изверженных и вмещающих пород, 2) слоистостью
вмещающих пород, 3) тектоническими трещинами, пересекаю-
щими в зоне контакта как изверженные, так и вмещающие их
породы. На ранних стадиях в локализации скарнов наиболее
существенное значение имеют контактовая поверхность и слои-
стость вмещающих пород. На поздних стадиях все большее
значение приобретают трещинные деформации, контролирую-
110
EZ37 ЦзЕ-? Ek Д'/Д^ У/УДз EXE ГЕ |+t E IW к I k ШШ" Е~">
Рис. 48. Схема геологического размещения скарновых месторождений гор Койташ в Средней Азии. По Н. Ушакову.
1 — сланцы и песчаники PZ; 2 — известняки и светлые роговики PZ; 3 — известняки Сг; 4 — песчано-глинистые сланцы Сг; 5 — сланцы
Cs; 6 — конгломераты С»; 7 — пироксеновые роговики; 8 — граниты; S — дайки гранодиорит-порфиров; 10 — кварциты; II — скарновые поля;.
12 — тектонические нарушения
щие размещение оруденения, накладывающегося на извест-
ково-силикатную порцию минералов.
Поверхность контакта изверженных пород может быть по-
разному ориентирована по отношению к слоистости вмещаю-
щих толщ. Можно выделить две разновидности контакта: со-
гласный и секущий. Согласный контакт менее благоприятен для
возникновения скарновых месторождений, чем секущий, хотя и
при этих условиях местами возникают крупные пластообраз-
ные залежи, примером чему могут служить железорудные
скарны горы Магнитной на Урале. Более благоприятное для
скарнообразования секущее положение контакта может быть
в плане, в разрезе или как в плане, так и на глубине, при косом
положении контакта. Морфология тел скарновых месторожде-
ний при секущем положении контакта обычно сложнее, чем при
согласном.
Следует отметить, что первичный магматический контакт из-
верженных и вмещающих пород обычно неблагоприятен для об-
разования скарновых месторождений. Приваренная поверх-
ность, возникающая в период соприкосновения раскаленной
магмы с вмещающими породами, может обеспечить в лучшем
случае наличие тонкой скарновой каймы, обычно безрудной.
Формирование же наиболее важных в практическом отноше-
нии скарнов осуществляется на участках контакта, осложнен-
ных деформациями.
Слоистость вмещающих пород обеспечивает выборочное
развитие метасоматоза по определенным пластам пород и
вдоль их контактов. Наряду с оптимальной пористостью, тре-
щиноватостью и соответствующим химическим составом, благо-
приятствующим скарнообразованию, существенное значение
при этом имеют послойные тектонические подвижки, опреде-
ляющие пути проникновения скарнообразующих растворов
вдоль пластов.
Как известно, наиболее значительные зоны межпластового
проскальзывания, отслоения и дробления находятся между
пластами пород различного состава, с различными механиче-
скими свойствами. Такие зоны охотно возникают между карбо-
натными и силикатными породами, например между хрупкими
известняками и гибкими сланцами.
Секущие тектонические разрывы играют тройственную роль
в образовании скарновых месторождений. Во-первых, они ло-
кализуют скарны, формируя их жильные тела. Во-вторых, они
служат каналами, обеспечивающими проникновение скарнооб-
разующих растворов на участки локализации скарнов. В-тре-
тьих, тектонические трещины и зоны дробления, возникающие
в минеральных комплексах ранних стадий скарнообразования,
нередко определяют условия размещения наложенного оруде-
нения поздних стадий этого процесса.
112
Различные элементы тектонической структуры, контроли-
рующие локализацию скарновых месторождений, определяют
особенности морфологии их залежей. Вдоль согласных контак-
тов интрузий и при межпластовом метасоматозе формируются
пластообразные тела. Вдоль секущих поверхностей интрузивов
возникают пластообразные, линзовидные, трубчатые и гнездо-
вые залежи. По трещинам местами образуются скарновые
жилы. Комбинация этих элементов, обычная для скарновых
месторождений, обусловливает создание тел сложных очерта-
ний, детали морфологии которых определяются метасоматиче-
ским характером их происхождения.
ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
Скарновые месторождения формируются в результате ком-
бинированного воздействия тепла интрузий и горячих минера-
лизованных газово-жидких водных растворов. Воздействие ин-
трузивных массивов на окружающие породы двойное. С одной
стороны, они прогревают эти породы, производя их перекри-
сталлизацию без существенного привноса новых веществ. В ре-
зультате вокруг интрузивов возникают более или менее непре-
рывные ореолы пород, претерпевших термальный изохимиче-
ский метаморфизм. При этом за счет сланцев возникают
разного рода контактовые роговики, по песчаникам — кварциты,
по известнякам — мраморы.
С другой стороны, при выделении летучих соединений со
стороны интрузива или его глубинных частей происходят ал-
лохимические метасоматические процессы с образованием в пре-
делах этого ореола локальных скарновых тел, положение кото-
рых контролируется тектоническими деформациями; общее про-
тяжение их составляет не более десятой части периметра
интрузива. Соотношение между продуктами термального и ме-
тасоматического метаморфизма в ореолах интрузий! сводится
к следующему.
1. Термально метаморфизованные породы формируются
в основном при перекристаллизации без существенного прив-
носа новых веществ, а метасоматические породы (скарны) об-
разуются вследствие воздействия па вмещающие породы при
вносимых химических соединений.
2. Термально метаморфизованные породы формируются на
ранних стадиях внедрения и застывания интрузивов, образуя
непрерывный их ореол, а скарны обычно создаются позднее
в виде локальных залежей.
3. Термально метаморфизованные породы возникают при
остывании интрузивов на любой глубине и при любом давле-
нии, а скарны могут появиться лишь на сравнительно неболь-
шой глубине, где внутреннее давление летучих соединений ос-
113
тывающего интрузива в состоянии преодолеть внешнее давле-
ние налегающих на него пород.
Почти все исследователи отмечают приуроченность скарнов
к гипабиссальным интрузивам и отсутствие их в связи с абис-
сальными изверженными породами. Горными выработками и
буровыми скважинами скарновые месторождения Урала, Сред-
ней Азии и Кавказа прослежены на глубину до 1200 м. По
этим и другим данным оптимальный диапазон формирования
скарновых месторождений по глубине оценивается в 500—
2500 м.
Большинство скарновых месторождений формировалось
в широком интервале температур при их скачкообразном сни-
жении от начала к концу процесса. Опорные данные для тем-
пературной градуировки процесса скарнообразования таковы.
Температура синтеза главнейших скарнообразующих минера-
лов при высоком потенциале кальция и при участии легкорас-
творимых солей, по данным Д. Калинина, лежит в пределах:
1) андрадит и гроссуляр 950—225 °C, 2) диопсид, тремолит и
волластонит 350 °C, 3) геденбергит 320 °C. Эксперименты
В. Соловьева и X. Мервина по нагреву гранатов ограничивают
верхнюю температуру их выделения в 850—750 °C, при кото-
рой двупреломляющие гранаты, свойственные скарнам, транс-
формируются в изотропные. В. Жариков по сводным диаграм-
мам, построенным на основании экспериментальных данных и
расчетов плавления силикатных пород, реакции образования
силикатов, температур дегидратации водных силикатов, темпе-
ратур диссоциации карбонатов и полей равновесия скарнооб-
разующих силикатов установил четыре температурные фазы
скарнов: 1) волластонит-плагиоклазовая (900—750 °C), 2) пи-
роксен-гранатовая (800—500 °C), 3) гранат-эпидотовая (500—
450 °C), 4) пироксен-эпидотовая (около 400 °C).
Температурные интервалы формирования скарнов Тельбес-
ского района на основании исследования гомогенизации мине-
ральных включений, по данным В. Синякова, оцениваются сле-
дующим образом (в °C):
шпинель-пироксеновые..........................•................ 860—780
монтичеллитовые ................................................ 780—730
диопсидовые .................................................... 700—600
пироксен-гранатовые............................................. 580—480
магнетит-флогопитовые........................................... 500—400
датолитовые..................................................... 465—350
хлоритовые ..................................................... 400—380
В скарнах некоторых месторождений, например Лянгара
в Средней Азии и Питкяранты в Карелии, известен самородный
висмут, формирующийся при температуре ниже 270 °C.
Таким образом, начальная температура скарнообразования,
по-видимому, не превышала 900 °C, а конечная могла опу-
скаться до минимальной гидротермальной 100—50 °C.
114
Для скарнов намечается фациальная смена скарнообразую-
щих минеральных ассоциаций во времени их образования и
в пространстве в связи со снижением температуры, обусловли-
вающим возрастание кислотности процесса, регулирующей хи-
мические потенциалы кальция, магния и железа (В. Жариков).
Обычная смена фаций характеризуется вытеснением кальция
магнием, а затем железом, создающим ряд волластонит->дио-
псид->-салит->геденбергит->-андрадит.
Ряд исследователей обратили внимание на то обстоятель-
ство, что скарновые месторождения чаще всего приурочены
к гранитоидам повышенной основности или щелочности, обу-
словленной ассимиляцией магматическим расплавом карбонат-
ных пород. По мнению некоторых исследователей, такая асси-
миляция имела решающее значение не только для изменения
состава магматических расплавов, но также и для образования
скарновых месторождений. Так, например, Н. Власов отмечает,
что при ассимиляции известняков магмой в высокотемператур-
ную стадию идет процесс образования плагиоклазовых молекул
с поглощением оксида кальция. При этом часть железа, кото-
рая могла бы образовывать с алюминием ряд силикатов, ли-
шается этой возможности, поскольку оксид алюминия связыва-
ется с оксидом кальция в плагиоклазах. Поэтому железо как
более слабое основание вытесняется кальцием, не входит в ми-
нералы магматической стадии кристаллизации и способно кон-
центрироваться в постмагматических продуктах скарнов.
ГЕНЕЗИС
Существуют две главные гипотезы образования скарнов и
скарновых месторождений: инфильтрационно-диффузионная,
предложенная Д. Коржинским, и стадийная, наиболее глубоко
изученная П. Пилипенко.
Инфильтрационно-диффузионная гипотеза Д. Коржинского.
Вначале, при изучении скарнов Турьинских медных рудников
на Урале, Д. Коржинский для объяснения условий формиро-
вания скарновых залежей выдвинул идею биметасома-
тоза, которая заключается в следующем. По обе стороны
разогретого контакта силикатных пород — гранитоидов и карбо-
натных пород — известняков в горячем водном растворе, пропи-
тывающем эти породы, возникает резко неравновесная химиче-
ская система. С одной ее стороны в растворе будут находиться
элементы, свойственные карбонатной среде, а с другой! — сили-
катным породам. В связи с этим должно происходить выравни-
вание состава раствора с встречным диффузионным оттоком
химических элементов из области их высокой концентрации
в зону пониженной концентрации. На фронтах такого диффу-
зионного проникновения будут происходить обменные реакции
115
как между соединениями растворов, так и между ними и по-
родообразующими минеральными комплексами. При этом сфор-
мируются соединения, в состав которых входят элементы как
силикатных, так и карбонатных пород, т. е. известково-сили-
катные минералы скарнов.
При разной степени подвижности диффундирующих элемен-
тов снижение их концентрации в растворе по направлению
к фронту диффузии будет происходить с различной скоростью,
обусловливая зональный порядок размещения минеральных па-
рагенезисов скарнов.
Относительная подвижность различных элементов меняется
в зависимости от изменения температуры процесса. В началь-
ную стадию при высокой температуре создаются резко различ-
ные концентрации, с одной стороны, кальция карбонатных по-
род, а с другой — кремния и алюминия изверженных пород.
Общий парагенезис устойчивых минералов скарнов в эту ста-
дию определяется только этими тремя инертными компонен-
тами, не привносимыми и не удаляющимися из системы. Он
изображен Д. Коржинским при помощи трехкомпонентной! диа-
граммы (рис. 49). В данных условиях устойчивы только пара-
генезы, подчиняющиеся этой диаграмме. Прочие возможные ми-
нералы, отсутствующие на диаграмме, должны растворяться
Рис. 49. Диаграмма парагенезиса скарнов Турьинских месторождений
в зависимости от соотношения алюминия, кремния, кальция. По Д. Коржин-
скому:
Ли — анортит; Анд — андрадит; Гр — гранат; Гре — гроссуляр; /< — кальцит; Кв — кварц;
Орт — ортоклаз; П — пироксен моноклинный; Пл — плагиоклаз; /—V/ — позиция фигу-
ративных точек состава скарнов в процессе эволюции скариообразования
116
или замещаться. Состав возникающих при этом реакционных
зон отвечает закономерностям диаграммы и соседние зоны на-
ходятся в равновесии друг с другом. При помощи диаграммы
можно пояснить строение скарновых зон. По отношению
СаО: SiОг: А12О3 исходный кварцевый! диорит попадает
в точку I. Он должен преобразовываться в процессе интенсив-
ного метасоматоза, когда щелочи, кислород, магний и железо
становятся вполне подвижными. При этом магнетит растворя-
ется, роговая обманка и биотит замещаются диопсидом, а ор-
токлаз— олигоклазом. По мере диффузионного поступления
кальция кварц исчезает и образуется диопсид-плагиоклазовая
околоскарновая порода (точка II). Дальнейший привнос каль-
ция вызывает образование диопсид-гранатовой зоны (точка III),
переходящей в моном инеральную гранатовую (точка IV).
К этой зоне примыкает диопсид-геденбергитовый скарн, обра-
зующийся при замещении известняка (точка V). При этом ос-
тальные скарнообразующие компоненты либо ведут себя
вполне подвижно (Н2О, СО2, К, Na, О2, Mg, Fe), либо индиф-
ферентны (Ti, Р) и не влияют на соотношение скарнообразую-
щих минералов.
Окончательная картина зональной структуры скарнов созда-
ется в связи с постепенным разрастанием зон в направлении
диффузионного потока при наступлении тыловых зон на фрон-
тальные. В соответствии с законами кинетики метасоматиче-
ской зональности (Д. Коржинский) между зонами образуются
резкие границы (впереди отсутствует замещающий, а сзади —
замещаемый минерал). При переходе от авангардных к тыло-
вым зонам уменьшается число минералов, вплоть до образова-
ния мономинеральной последней зоны. Минеральный состав
этих зон, соответствующий ассоциациям минералов, одновре-
менно устойчивых в рамках тех или иных температур, отвечает
определенным ступеням равновесия.
Д. Коржинским выделяются десять ступеней равновесия,
которые характеризуются однозначным соответствием химиче-
ского и минерального состава скарнов. Для высокотемператур-
ной стадии намечаются две ступени: пироксен-гранатовая и
пироксен-эпидотовая. Для среднетемпературной стадии выделя-
ются также две ступени: актинолит-эпидотовая и хлорит-эпидо-
товая. Низкотемпературная стадия подразделяется на шесть
ступеней: пренитовую, пумпеллиитовую, кальцит-альбитовую,
кальцит-кварц-серицит-хлоритовую, кальцит-кварц-серицит-до-
ломитовую и цеолитовую.
С падением температуры меняется относительная степень
подвижности некоторых элементов, эволюционирует и геохими-
ческий режим от начальных к последующим стадиям процесса
скарнообразования. Например, железо на ранней высокотемпе-
ратурной стадии в ряду подвижных компонентов относится
117
к наименее подвижным и характеризуется реакционным изме-
нением концентрации. Благодаря этому иногда вместо железо-
содержащего салита возникает безжелезистый волластонит,
а содержание осаждающегося в скарнах железа закономерно
меняется внутри контактовой зоны, нарастая к ее внешней гра-
нице. Так, состав граната по направлению к экзоскарнам по-
степенно изменяется от гроссуляра, не содержащего железа,
до андрадита, в состав которого входит 31,5 % БегОз. Пониже-
ние температуры вызывает еще большее ослабление подвижно-
сти железа и приводит к массовому накоплению магнетита.
В дальнейшем, на более поздних низкотемпературных стадиях
железо становится совершенно инертным, а в числе подвиж-
ных элементов появляются сера и медь. Взаимодействуя с ра-
нее выделившимися соединениями железа, они будут формиро-
вать скопления пирита и халькопирита в зонах предшествую-
щей наибольшей концентрации железа по экзогенной границе
скарнов.
Однако необычайно стройная концепция формирования
скарнов по схеме биметасоматоз;, была поколеблена исследо-
ванием баланса вещества при фо 'мировании скарнов. Установ-
лено, что объем кремнезема, ид щего на формирование скар-
нов в известняках и достигают й 70 % объема оксида крем-
ния, заключенного в единице о ъема граннтоида, совершенно
немыслим только за счет десил жации последнего, а обязан
привнесу извне. Для образования некоторых эндоскарнов не
хватает оксида кальция, перемещающегося из известняков, и
дефицит его также компенсируется привиосом. Кроме того, по
схеме биметасоматоза невозможно образование скарнов, зале-
гающих исключительно среди силикатных или карбонатных
пород.
В связи с этим Д. Коржинскнй преобразовал идею бимета-
соматического происхождения скарнов в инфильтраци-
онно-диффузионную концепцию их образования. По этой
концепции скарновые месторождения формируются близ гра-
ницы силикатных и карбонатных пород в связи с циркуляцией
горячих растворов, привносящих химические соединения, выно-
симые как из глубинных магматических очагов, так и заим-
ствованные из пород на путях движения этих растворов.
Таким образом, при контактово-инфильтрационном процессе
в скарнообразовании участвуют как элементы, привносимые
раствором, так и элементы соприкасающихся силикатных и кар-
бонатных пород, поступающие в раствор вследствие диффузии.
Соотношение между теми и другими меняется от пункта по-
ступления раствора в приконтактовую область до пункта вы-
хода из нее. В точке входа раствора преобладают привносимые
соединения, далее, по мере отложения их соединений, роль их
заметно сокращается, и скарнообразованне осуществляется
118
в основном за счет встречной диффузии элементов силикатных
и карбонатных пород.
По мнению Д. Коржинского, «.. .преобладающая масса
скарнов развивается биметасоматически, но среди оруденелых
скарнов обй'чнб Наиболее ценными оказываются контактово-ин-
фильтрационные скарны, связанные с наиболее мощным воз-
действием постмагматических растворов в трещинных зонах».
Теоретическая концепция Д. Коржинского об условиях об-
разования скарнов представляет собой крупное достижение на-
учной мысли. Однако у нее есть и слабые стороны. Она обстоя-
тельно объясняет закономерности сочетания безрудных мине-
ралов скарнов, но оставляет в тени причины разнообразия
рудных минералов в скарнах, обусловливающие необычайную
широту скарновых месторождений. Кроме того, эта концепция
не увязана со стадийностью формирования скарнов, играющей
большую роль в их образовании и рудоносности.
Стадийность в образовании скарнов в настоящее время яв-
ляется общепризнанной. В ходе формирования скарновых ме-
сторождений выделяются следующие главные стадии: 1) свет-
лых слабожелезистых известково-силикатных роговиков,
2) темных железистых скарнов, 3) водно-силикатных скарнов,
4) кварц-карбонатно-сульфидных минеральных ассоциаций.
Стадия накопления светлых известково-силикатных диопси-
довых роговиков иногда резко отделяется от собственно скар-
новой стадии, иногда они постепенно сменяют друг друга. В эту
раннюю стадию светлых роговиков скарновые месторождения
полезных ископаемых не возникают. Наиболее четко отделя-
ются скарновая и водно-силикатная стадии, разобщенные, как
правило, перерывом минералонакопления, интраскарновыми
деформациями, иногда внедрением интраминерализационных
даек. Этот момент является переломным в скарнообразовании
еще и потому, что он отделяет период накопления безводных
силикатов от последующего времени их гидратного разложения
с формированием водных силикатов. В стадию темных желези-
стых пироксен-гранатовых скарнов накапливаются крупные
массы магнетита, иногда с боратами, а также графита. Все
остальное разнообразие скарновых месторождений связано
в основном с поздними водно-силикатной и кварц-карбонатно-
сульфидной стадиями. Последняя иногда совпадает с водно-си-
ликатной. В этом случае гидратное разложение ранее выде-
лившихся силикатов во времени совмещается с отложением
кварца, карбонатов и сульфидов. В иных случаях эти стадии
отделены друг от друга перерывом минералонакопления и тек-
тоническими деформациями.
Возникающие в процессе скарнообразования продукты по-
следовательных стадий минерализации накладываются на
предшествующие минеральные комплексы, в той или иной сте-
119
пени изменяя и замещая их, что способно завуалировать пер-
вичную классическую зональность скарнов.
Стадийная гипотеза П. Пилипенко. П. Пилипенко считал,
что главная масса вещества, необходимая для образования
скарнов и скарновых месторождений, привносится извне спе-
цифическими скарнообразующими растворами при энергичном
участии минерализаторов внешнего происхождения. При этом
состав привносимых веществ по мере снижения температуры
процесса постепенно менялся, обусловливая, с одной стороны,
зональное строение скарнов, а с другой — все их минеральное
разнообразие. П. Пилипенко весь процесс образования скарно-
вых месторождений делил на шесть фаз, или, как бы мы
теперь сказали, на шесть стадий скарнообразующего метасо-
матоза.
Первая стадия кремневого метасоматоза характеризуется
привносом кремния, протекает в условиях высокой температуры
и приводит к возникновению диопсидовой породы (светлые ро-
говики) .
Вторая стадия алюмосиликатного метасоматоза обуслов-
лена привносом кремния и алюминия, создающим условия для
образования железистых гранатов и пироксенов (темные желе-
зистые скарны).
Третья стадия галоидного метасоматоза связана с привно-
сом хлора, приводящим к накоплению скаполита в скарнах.
Четвертая стадия железного метасоматоза характеризуется
выделением двух- и трсхвалентного железа, что приводит, с од-
ной стороны, к накоплению магнетита и гематита, а с дру-
гой— к обогащению скарнов высокожелезистыми алюмосили-
катами— геденбергитом, лиевритом, железистым гранатом
и др. В течение четырех перечисленных стадий формируются
«сухие скарны», минералы которых не содержат воды.
Пятая стадия флюидно-водного метасоматоза протекает при
участии таких минерализаторов, как вода и углекислота, при-
водящих к образованию «водных скарнов», в состав которых
входят роговые обманки, эпидот, а также шеелит и кальцит.
Шестая стадия сульфидного метасоматоза, наиболее низко-
температурная, обусловлена привносом воды, сероводорода и
металлов, при участии которых формируются различные суль-
фиды и сульфосоли.
В схеме формирования скарновых месторождений П. Пили-
пенко также имеются спорные и неясные места. Например, она
не предусматривает различие продуктов скарнообразования на
разных стадиях тектоно-магматического цикла и в связи с раз-
личными изверженными породами. Однако центральная идея
представлений П. Пилипенко о смене состава веществ, привно-
симых для образования скарнов, по мере развития процесса
очень многое в составе и строении скарновых месторождений
120
объясняет совершеннее, чем другие гипотезы, не учитывающие
такой качественной эволюции.
Очень сходными со скарновыми являются некоторые оса-
дочные месторождения железных, а также марганцевых руд,
залегающие в карбонатных толщах, преобразованные вслед-
ствии метаморфизма, в частности на контактах с глубинными
изверженными породами, в скарны. Однозначное определение
генезиса таких месторождений вызывает известные трудности.
ПОДРАЗДЕЛЕНИЕ СКАРНОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Единая генетическая классификация скарновых месторож-
дений, учитывающая геологические и физико-химические осо-
бенности формирования их разновидностей, окончательно не
разработана. Существуют пять главных подходов к разделе-
нию группы скарновых месторождений на классы.
1. Скарновые месторождения разделяются по положению
относительно контакта изверженных пород на эндоскарновые
и экзоскарновые. Такое подразделение не удобно, так как
обычно одна часть скарновых залежей развивается по интру-
зиву и принадлежит эндоскарнам, а другая часть образуется
при замещении вмещающих пород и относится к экзо-
скарнам.
2. Скарновые месторождения расчленяются по стадиям об-
разования. Ф. Шахов выделял магнетитовые месторождения
скарновой стадии и прочие месторождения сульфидной стадии.
Е. Карпова и А. Ивашенцев разделяли скарновые месторожде-
ния на простые, образованные в раннюю, собственно скарновую
стадию, и сложные, созданные в течение всех стадий скарно-
образования. Такое подразделение очень ограниченно, так как
большинство скарновых месторождений принадлежит к слож-
ным образованиям, возникшим в результате накопления изве-
стково-силикатных минералов и их последующего преобра-
зования.
3. Скарновые месторождения можно группировать по фор-
мациям магматических пород, с которыми они связаны проис-
хождением. При этом выделяются: 1) скарновые месторожде-
ния железных и медных руд натровых гранитов базальтовой
магмы, 2) скарновые месторождения вольфрамовых руд бато-
литических гранитоидов, 3) комплексные скарновые месторож-
дения малых интрузий. Однако такая классификация, раскры-
вая основные стороны геологических условий образования
скарновых месторождений, не определяет физико-химических
условий их происхождения.
4. Скарновые месторождения подразделяются по составу
замещаемых пород на известковые, магнезиальные и силикат-
ные. Возможно, за отсутствием более совершенного подхода
121
к генетической классификации такая группировка и может
быть признана в настоящее время наиболее рациональной.
5. Скарновые месторождения расчленяются по составу по-
лезных ископаемых. Хотя такой подход не является генетиче-
ским, он очень удобен и широко распространен.
ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
Скарновые месторождения достаточно разнообразны по со-
ставу добываемых полезных ископаемых. Необычайно широк
круг месторождений известковых скарнов, в особенности для
металлических месторождений. В них известны месторождения
почти всех металлов, за исключением хрома, сурьмы и ртути.
Наиболее значительны известково-скарновые месторождения
железа, кобальта, меди, платины, вольфрама, молибдена,
свинца и цинка, золота, олова, бериллия, скандия, ниобия, ред-
ких земель, тория, урана. Для магнезиальных скарнов типичны
месторождения бора, железа, местами цинка и флогопита.
Железные месторождения. Скарновые железорудные место-
рождения известны как в известковых, так и в магнезиальных
скарнах (рис. 50). Встречаются они нечасто, обычно в изоли-
рованных рудных провинциях. В СССР самой крупной провин-
цией является Урал со скарновыми месторождениями гор Маг-
нитной, Благодать, Высокой, Качарским, Соколовским, Сарбай-
ским и др. Скарновые месторождения железных руд также
известны в Западной Сибири (Темиртау, Таштагол, Шалым,
Шерегеш, Абакан, Анзас и др.), в Восточной Сибири (Рудногор-
ское, Коршуновское, Таежное, Гаринское и др.), в Центральном
Казахстане (Кеньтюбе, Атансор и др.). За границей скарно-
вых месторождений железных руд меньше. Среди них можно
отметить Айронспринг, Айронмаунтин и др. в США, Христиа-
нине, Аренбаль и др. в Норвегии, Норберг и др. в Швеции,
ГП' ГЛ2 в7 Шб
Рис. 50. Схематический геологический разрез горы Магнитной:
1—диорит; 2— гранодиорит; 3 — гранит; 4— атачит (метаморфизованный туф); 5 —
нижнекаменноугольный известии; 6 — скарн; 7 — магнетитовая руда; 8 — диабазовые
дайки
122
Ковары в ПНР, Банат в СРР, а также месторождения КНР,
НРБ, ВНР, СФРЮ, Японии и Австралии.
Все эти месторождения обычно находятся в контактовых
ореолах гранитоидов повышенной основности или щелочности,
нередко натровой ветви (плагиограниты, плагиосиениты). Глав-
ная их масса образована метасоматическим путем в карбонат-
ных породах, менее — в силикатных породах среди эффузивов,
интрузивов, туфов и сланцев. Среди них известны тела пласто-
вой, штоковой и неправильной ветвистой форм. Размеры желе-
зорудных скарновых залежей достигают нескольких километров
в длину и несколько сотен метров по мощности. Преобла-
дающий рудный минерал магнетит, в меньшей степени —
гематит.
По минеральным ассоциациям среди скарновых месторож-
дений железных руд Г. Соколов выделяет четыре разновидно-
сти: 1) магнетитовые известково-скарновые (Магнитная и др.),
2) магнетитовые магнезиально-скарновые, магнезиально-изве-
стково-скарновые (Тейское, Таежное и др.), 3) магнетитовые
скаполит-альбититовые и скаполит-альбит-скарновые (Сарбай-
ское, Соколовское и др.), 4) магнетитовые и гематитовые вод-
но-силикатные (Абакан).
Запасы железных руд скарновых месторождений достигают
600 млн т при содержании железа от 35 до 50—54 %.
Железо-кобальтовые месторождения. Комплексные скарно-
вые месторождения железо-кобальтовых руд очень редки.
Г. Крутов выделяет скарны с мышьяковыми соединениями ко-
бальта и скарны с кобальтсодержащим пиритом. К первой раз-
новидности принадлежат месторождения Дашкесан в Азер-
байджане и Акджилга в Киргизии, а за границей Никель Плейт
в Канаде. Ко второй разновидности относятся Высокогорское
месторождение на Урале, Корнуэлл в Пенсильвании (США),
Гендерсонгрубе в Юго-Западной Африке.
Эти месторождения обычно тяготеют к сложнодифференци-
рованным интрузиям гранодиоритового состава с производ-
ными относительно кислого состава и повсеместными средними
и основными дифференциатами (диориты, габбро, диабазы).
В составе вмещающих пород преобладает смешанный комплекс
осадочных и эффузивно-осадочных пород с обязательным при-
сутствием среди них карбонатных отложений.
Кобальтсодержащий пирит обычно накапливается на ранней
стадии скарнообразования одновременно с магнетитом. Мышья-
ковые соединения кобальта, наоборот, формируются на позд-
ней стадии в ассоциации с сульфидами, кварцем и карбона-
тами. Главным кобальтовым минералом является кобальтин.
Обычно вместе с ним обнаруживаются глаукодот, кобальтсо-
держащий арсенопирит, иногда скуттерудит, а также мине-
ралы ряда саффлорит—леллингит.
123
Медные месторождения. Медное оруденение в скарнах рас-
пространено довольно широко, но оно редко достигает тех зна-
чительных масштабов, которые свойственны другим типам
медных месторождений. В нашей стране среди скарновых ме-
сторождений меди могут быть отмечены Турьинские рудники
на Урале, Чатыркуль, Ичкеульмес и др. в Казахстане, Юлия
и др. в Кузнецком Алатау. Из зарубежных выделяются Бишоп,
Клифтон, Мерисвил и др. в США, Кананеа, Санта Евлалия
п др. в Мексике, Тасу Империал и др. в Канаде, Банат в СРР,
а также месторождения Швеции, Финляндии, Перу, Боливии,
Ирана, Японии, Австралии, Индонезии и других стран.
Скарновые месторождения меди расположены в приконтак-
товой зоне гранодиоритов, плагиогранитов и плагиосиенитов,
обычно среди известняков. В ряде районов они тесно связаны
с магнетитовыми рудами, образуя комплексные магнетит-халь-
копиритовые скарновые месторождения. Главный рудообразую-
щий минерал — халькопирит обычно встречается совместно
с пиритом, пирротином, борнитом, сфалеритом и молибденитом.
При значительном развитии сфалерита или молибденита фор-
мируются комплексные медно-цинковые (Клифтон в США) или
медно-молибденовые (Киялых Узень в Хакассии) месторож-
дения. Обычно сульфидный комплекс формируется на поздней
стадии образования скарнов в связи с их гидратным разло-
жением.
Платиновые месторождения. Скарновые месторождения пла-
тиноидов чрезвычайно редки. К ним принадлежат скарны се-
верной части Бушвельдского комплекса ЮАР (Зандслот, Ва-
селкоп, Цвартфорштейн и др.). Руды этих месторождений со-
держат такие минералы платины и палладия, как сперрилит,
куперит и стибиопалладинит.
Вольфрамовые месторождения. Эти месторождения обра-
зуют отчетливые провинции шеелитовых руд в скарнах. К ним
принадлежит Среднеазиатская провинция Советского Союза.
В нашей стране; кроме того, они известны в Сихотэ-Алине на
Дальнем Востоке, в Хакассии, Якутии и на Южном Урале. Из
зарубежных заслуживают упоминания месторождения района
Милас Сити в шт. Невада, Бишоп в шт. Калифорнии (США),
Кентунг в Канаде, а также месторождения СРР, Финляндии,
КНР, Турции, Бразилии, Боливии, Бирмы, Австралии, Японии,
Индонезии.
Шеелитоносные скарны обычно приурочены к контактам
гранитоидных пород повышенной основности (рис. 51), обуслов-
ленной ассимиляцией прорываемых ими карбонатных пород
(гранодиориты, монцониты, адамеллиты). Вмещающими поро-
дами, как правило, служат известняки, хотя известны реальные
месторождения эндоскарнов (Чарух Дайрон в Средней Азии).
Для шеелитовых месторождений характерен пироксен-гранато-
124
вый состав скарнов с отсут-
ствием или резко ограничен-
ным количеством магнетита и
гематита. Вольфрам связан
в форме шеелита, к которому
необычайно редко и в очень
малых дозах присоединяется
вольфрамит. Иногда шеелито-
носные скарны охвачены более
поздней сульфидной минера-
лизацией.
Молибденовые месторож-
дения. Скарновые месторож-
дения молибдена встречаются
редко. Среди них выделяются
молибденитовые месторожде-
ния типа Азегур в Марокко,
Янцзы Чжанзы в КНР, Кай-
манес в Чили, Шарифабад
в Иране, а также комплекс-
ные шеелит-молибденитовые
месторождения типа Тырны-
ауз на Кавказе, Куихаба
в Бразилии, Тахталы Даг
в Турции и др. В отличие от
шеелитовых скарновых место-
Рис. 51. Схема геологического строе-
ния шеелитового скарнового место-
рождения Лянгар. По X. Абдуллаеву.
I — сланцы; 2 — известняки; 3 — адамел-
рождении, локализующихся
близ умеренно кислых грани-
тоидов, скарновые месторож-
дения молибденовых руд не-
редко ассоциированы с нор-
мальными и даже крайне кис-
лыми лейкократовыми грани-
тами (рис. 52).
Свинирво-цинковые месторождения. Скарновые месторожде-
литы; 4 - тоналиты; 5 — гранит-аплиты;
6 - известково-силикатные роговики; 7 —
скарны
ния свинцово-цинковых руд довольно часто встречаются как
в нашей стране, так и за рубежом. На территории СССР они
известны на Дальнем Востоке в хр. Сихотэ-Алинь (Верхнее,
Николаевское), в Центральном Казахстане (Кызыл Эспе, Аксо-
ран и др.), в Средней Азии в горах Карамазар (Алтын-Топкан,
Кансай и др.). Из заграничных можно упомянуть месторожде-
ния США — Лоуренс (шт. Нью Йорк), Бингем (шт. Юта)',
Центральное (шт. Нью-Мексико), Косо (штат Калифорния)
и др.; Трепча в СФРЮ, Рускица в СРР, Эль Потоси, Сан Фран-
циско, Парокия и др. в Мексике, Агилар в Аргентине, Раванж
в Иране, Акдаг в Турции, Калай Асад в Афганистане, Тем-
бушань, Сункушань и др. в КНР, Охори, Магоме, Кампона
125
Рис. 52. Схематический поперечный разрез молибден-вольфрамового скарно-
вого месторождения Тырныауз. По А. Пэку (в интерпретации автора).
1 ~ мраморизоваииые известняки; 2 — биотитовые роговики; 3 — лейкократовые граии-
тоиды; 4 — липариты; 5 — скарны
в Японии, Аммаберг в Швеции, Валле де Темперино в Италии.
Изверженные породы, с которыми связаны скарновые свин-
цово-цинковые месторождения, отмечаются резко выраженным
гипабиссальным обликом и порфировой структурой. Среди них
распространены гранодиорит-порфиры, гранит-порфиры, квар-
цевые порфиры (рис. 53). Вмещающие породы, как правило,
сложены известняками. Главные рудные минералы галенит и
сфалерит. Им сопутствуют кварц, карбонаты, барит и суль-
фиды, среди которых наиболее распространены пирротин, арсе-
нопирит, халькопирит, пирит, а также блеклые руды, станнин,
аргентит, висмутин и др. Эта ассоциация гидротермального па-
рагенезиса формируется на заключительной стадии образова-
126
Рис. 53. Схематический поперечный разрез свинцово-цинкового скарнового
месторождения Верхнее. По И. Томсону и Н. Мозговой.
I — кварцевые порфиры; 2 — андезиты; 3 — известняки; 4 — сланцы и песчаники; 5 —
кремнистые сланцы; 6 — скарны; 7 — проекции скарнов; В — окисленная цинковая руда;
9 — разлом; 10 — предполагаемые разломы
ния месторождения близ одновременно с гидратным разложе-
нием выделившегося ранее гранат-пироксенового минерального
комплекса, в процессе которого развиваются роговые обманки,
хлорит, эпидот, серицит, каолин.
Золотые месторождения. Обычно золоторудные месторож-
дения в скарнах ассоциируют с нормальными известковыми
скарнами гранат-пироксенового состава, с наложенным на них
гидратным преобразованием, сопровождающимся выделением
сульфидов, в том числе золотосодержащих. Золото чаще всего
связано с пиритом. Реже отмечаются золотоносные месторож-
дения магнезиальных скарнов. В рудах месторождения Минас
Жераис (Бразилия) содержится палладистое золото. Место-
рождение Суйан (КНДР) содержит золотые, медные и висму-
товые руды в магнезиальных скарнах с людвигитом и котоитом.
Оловянные месторождения. Оловоносные скарны встреча-
ются достаточно редко. К ним принадлежат Питкяранта и Ки-
тели в Карелии, мелкие месторождения Средней Азии, Даль-
него Востока, Якутии, Забайкалья и Кавказа. Они известны
в Рудных Горах ГДР, КНР, Италии (Тоскана), юго-западе
127
Африки, на Аляске, в Малайзии (Парк). Предполагается, что
некоторые из перечисленных месторождений (Рудные Горы, Ка-
релия) представляют собой скарнированные залежи древних
вулканогенно-осадочных оловоносных пород.
Бериллиевые месторождения. В скарнах бериллий обособля-
ется в гельвине Mn8[BeSiO4]S2, даналите Fe8[BeSiO4]6S6, хризобе-
рилле ВеА12О4, фенаките Be2[SiO4], бертрандите Be[Si2O7](OH)2
и берилле Ве3А12[Б18О18]. Эти минералы встречаются в гранат-
магнетитовых и пироксен-гранат-шеелитовых скарнах в виде
гнезд и скоплений неправильной формы. К этому типу при-
надлежат, например, месторождения Маунт Уайлер и Айрон
Маунтин в США (последнее с запасами бериллия в 30 тыс. т
при его содержании 0,4%). В слюдах бериллоносных скарнов
отмечаются повышенные концентрации скандия.
Ниобиевые месторождения. В скарнах Кайзерштуле и Шел-
липгена в ФРГ обнаружены скопления коппита (Na2, Са,
Ce)2(Nb, Ti)2)O6(F, ОН).
Редкоземельные месторождения. В скарнах на контакте ба-
толита Айдахо (США) и в Бостнице (Швеция) известны мине-
ралы редких земель.
Урановые и ториевые месторождения. Промышленные скоп-
ления урановой и ториевой руды в скарнах редки. Тем не менее
они известны в Австралии (Мэри Кетлин), Канаде (Банк-
рофт), Марокко (Азегур), на Мадагаскаре (Форт Дофин),
в Швеции (Вильгельм), ПНР (Ковары).
Борные месторождения. Месторождения бора в скарнах
приурочены исключительно к их магнезиальным разновидно-
стям. К ним принадлежат некоторые скарновые месторождения
СССР, НРБ, ЧССР, СРР, США, Франции, Перу, Малайзии.
Вмещающие породы этих месторождений во всех случаях
представлены существенно магнезиальными карбонатами,
обычно доломитами, реже магнезитами, перемежающимися
с пачками пород иного состава осадочного или вулканогенно-
осадочного происхождения. Преобладающими изверженными
породами, в контакте с которыми формируются бороносные
скарны, являются гранодиориты и граниты, хотя среди них из-
вестны также кварцевые нориты, диориты, сиениты, монцониты
и даже габбро и пироксениты. Иногда магнезиальные скарны
вместе с боратами в той или иной степени замещаются мине-
ральными комплексами известковых скарнов.
По составу борных минералов и особенностям их локали-
зации в магнезиальных скарнах Л. Шабынин выделяет четыре
типа месторождений: котоитовый, людвигитовый, суанитовый и
флюоборитовый. В месторождениях первого типа борная мине-
рализация связана с котоитом Mg3[BO3]2; железная руда в ней
отсутствует. В месторождениях второго типа ведущим борном
минералом является людвигит (Mg, Fe2+)2Fe^[BO3jO2, обычно
128
находящийся в тесной ассоциации с магнетитом. В месторожде-
ниях третьего типа бор входит в состав суанита Mg2[B20s],
обычно существенно замещенного ссайбейлиитом (ашаритом)
Mg[BO2](OH). В месторождениях четвертого типа бор локали-
зован в флюоборите Mg3[BO3][F, ОН]3.
Нерудные месторождения. Из нерудных полезных ископае-
мых в скарнах известны месторождения флогопита, графита,
хризотил-асбеста и талька. Месторождения флогопита в магне-
зиальных скарнах известны в докембрийских толщах Алдана,
Прибайкалья, Памира, в Канаде, Шри Ланка и в других ме-
стах. Они возникали на заключительном этапе скарнообразо-
вания вследствие флогопитизации прежде образованных шпи-
нель-пироксеновых и шпинель-форстеритовых масс.
Скопления графита в скарнах обычно представляют собой
продукты термического преобразования органического и биту-
минозного вещества. Кроме того, согласно П. Татаринову, при
диссоциации известняков в зоне горячего контакта магматиче-
ских и карбонатных пород выделяется в значительном количе-
стве углекислота, которая, реагируя с водородом, выносимым из
магмы, дает воду и углерод, кристаллизующийся в виде че-
шуек, встречающихся в скарнах. Графитсодержащие скарны
известны в Нуратииском хребте (Средняя Азия), в Ботоголе
(Восточный Саян), в Мэдоке (Канада).
Месторождения хризотил-асбеста и талька развиваются
в контактовых ореолах гранитоидных интрузий среди доломи-
тов. Им принадлежат месторождения хризотил-асбеста Запад-
ной Сибири, шт. Аризоны (США), Трансвааля (Африка) и
талька Онота (Восточный Саян), Мэдока (Канада) и Диллоне
(США).
Кроме того, известны скарновые месторождения бария
в виде скоплений витерита ВаСО3, например, Эль Порталь
(шт. Калифорния, США), а также горного хрусталя на Даль-
нем Востоке.
В контактовых роговиках, образованных за счет богатых
глиноземом глинистых сланцев или кислых эффузивов, могут
возникнуть скопления простых минералов глинозема. Среди них
выделяются месторождения андалузита AbfSiOJO, формирую-
щиеся при отсутствии значительных тектонических напряжений,
а также силлиманита Al[AlSiO5] и кианита AhtSiOJO, обра-
зующихся в обстановке значительных тектонических напряже-
ний. Привнос щелочей вызывает образование слюды, иногда ко-
рунда (Семизбугу в Казахстане), в том числе рубина и сапфира
(Восточный Афганистан). Иногда в этих условиях формируются
лазурит, известный, например, на Гиндукуше (Афганистан).
Присутствие во вмещающих породах магния может привести
к образованию молекул энстатита, которые, реагируя с андалу-
зитовыми молекулами, образуют кордиерит.
5 Заказ Ns 2527 >29
Скарны и руды. Комплексы ценных минералов обычно вы-
деляются в один из моментов достаточно длительной истории
формирования скарнов. По особенностям взаимоотношения ору-
дения со скарнообразующими минеральными комплексами
выделяются три типа скарновых месторождений.
Тип одновременного оруденения характеризуется накопле-
нием ценных минералов в период образования пироксен-грана-
товой ассоциации. К ним принадлежит большая часть магне-
титовых, боратовых и графитовых месторождений. В этом слу-
чае контуры рудных тел совпадают или являются близкими
с контурами залежей скарнов.
Тип сопровождающего оруденения — отложение ценных ми-
нералов непосредственно сменяет формирование известково-си-
ликатных минеральных комплексов. К ним относятся некоторые
магнетитовые, боратовые и вольфрамовые месторождения. При
этих условиях рудные тела могут занимать лишь часть объема
скарнированных пород.
Тип наложенного оруденения — накопление ценных минера-
лов связано с поздней стадией, продукты которой отчетливо
накладываются на известково-силикатную минеральную ассо-
циацию. К нему принадлежит большинство месторождений ко-
бальта, меди, свинца, цинка, золота, олова, тория, урана,
а также часть месторождений вольфрама в скарнах. Скарны
в подобных случаях выступают в существенной степени как
вмещающие породы. Контуры рудных тел при этом не совпа-
дают с очертаниями скарновых залежей, перекрывают их лишь
частично, нередко выходя в породы, вмещающие скарны.
Е. Карпова и А. Ивашенцев отмечают наличие следующей
связи между составом главных скарнообразующих минералов
и оруденением. С гранатами андрадитового состава чаще встре-
чаются железное, полиметаллическое и железо-кобальтовое
оруденение; с гранатами андрадит-гроссулярового состава —
преимущественно медное и частично вольфрамовое; с грана-
тами, в составе которых преобладает молекула гроссуляра, ас-
социирует главная масса вольфрамовых руд. При этом отме-
чено, что все виды оруденения в скарнах, кроме магнетитового,
связаны с анизотропными (аномальными) гранатами. Желези-
стые разновидности пироксенов с высоким содержанием геден-
бергитовой молекулы характерны для магнетитовых скарнов.
Высокое содержание оксидных (II) форм марганца и железа
в пироксене, принадлежащем к манган-геденбергиту, благопри-
ятно для нахождения скарнов с полиметаллическим орудене-
нием. Широкое проявление гидратного преобразования ранних
генераций скарнообразующих минералов с формированием ро-
говых обманок, хлорита, эпидота обычно связано с накопле-
нием в скарнах руд кобальта, меди, молибдена, свинца, цинка,
золота, урана.
130
Глава VIII
ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Гидротермальные месторождения создаются циркулирующими
под поверхностью земли горячими минерализованными газово-
жидкими растворами. Скопления полезных ископаемых гидро-
термального происхождения возникают как вследствие отложе-
ния минеральных масс в пустотах горных пород, так и в связи
с замещением последних. Поэтому форма тел гидротермальных
месторождений зависит, с одной стороны, от морфологии рудо-
вмещающих полостей, а с другой стороны, от очертаний заме-
щаемых пород. Наиболее типичны для гидротермальных место-
рождений различные жилы. Часто встречаются также штоки,
гнезда, штокверки, линзы, пластообразные залежи и сложные
комбинированные тела.''
Тела полезных ископаемых гидротермального генезиса
обычно размещаются среди пород, подвергшихся гидротермаль-
ному изменению в процессе рудообразования. Кроме того, они,
как правило, окаймляются ореолами рассеянной минерализа-
ции, постепенно затухающими по их периферии. / В связи
с этим гидротермальные тела полезных ископаемых часто не
имеют четких границ и оконтуриваются по данным опробования
на основе устанавливаемого минимального промышленного со-
держания ценных компонентов в руде. >
Размеры тел полезных ископаемых гидротермального про-
исхождения изменяются в очень широких пределах. Так, на-
пример, отдельные кварцевые золотоносные жилы Березовского
месторождения на Урале имеют длину 2—3 м, а Материнская
жила Калифорнии протягивается на -200 км. На глубину от по-
верхности земли гидротермальные жилы местами прослежены
до 3,5 км.
Одним из доказательств формирования рудных залежей при
циркуляции подземных минеральных вод может служить иссле-
дование минералообразования- в современных минеральных ис-
точниках. Так, горячие воды (80—96 °C) Узун-Гейзерной си-
стемы на Камчатке за 100 тыс. лет выносят (тыс. т): мышьяка
26, сурьмы 5, ртути 2,5, цинка 2, свинца и меди по 2,5. На Ку-
рильских островах горячие источники выделяют в год серной
кислоты более 250 тыс. т, соляной кислоты более 100 тыс. т,
железа около 13 тыс. т. Грандиозные фумаролы «Долины де-
сяти тысяч дымов» на Аляске ежегодно выделяют свыше мил-
лиона тонн соляной и около 200 тыс. т плавиковой кислоты.
Феноменальные горячие воды глубокой скважины Южной Ка-
лифорнии поступают с глубины 2 км и представляют собой
высококонцентрированный (36%) гидротермальный раствор,
5* 131
в состав которого входят хлориды щелочей, 2 г/т серебра, 15 г/т
меди, 100 г/т свинца и 700 г/т цинка. Подобного рода высоко-
минерализованные воды установлены также на полуострове
Челекен, на дне Красного моря, в Центральном Миссисипском
бассейне. Hpiy' циркуляции подобных вод происходит отложе-
ние таких минералов, как магнетит, спекулярит, молибденит,
вольфрамит, пирит, халькопирит, антимонит, киноварь, реаль-
гар, опал, гипс, барит и другие минералы гидротермального
происхождения. На выходах современных горячих минеральных
источников прилегающие породы претерпевают гидротермаль-
ное изменение, в них развиваются окварцевание, адуляризация,
пропилитизация, цеолитизация, каолинизация. '
Гидротермальные месторождения имеют крупное значение
в добыче цветных, редких, благородных и радиоактивных ме-
таллов. Из нерудных полезных ископаемых к ним принадле-
жат месторождения хризотил-асбеста, магнезита, флюорита, ба-
рита, горного хрусталя, исландского шпата, а также некоторые
месторождения флогопита, графита, апатита, гипса.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ВОЗРАСТ
Гидротермальные месторождения формировались на всем
протяжении длительного развития земной коры ' начиная
с 2,5 млрд лет и до наших дней, В протерозойскую и рифейскую
эпохи доминировали интрузии базальтового состава и крупные
батолиты кислых пород, в общем неблагоприятные для интен-
сивных гидротермальных процессов. В каледонскую эпоху гид-
ротермальная деятельность проявилась более определенно, но
преимущественно в направлении образования месторождений
золотых руд<С герцинской эпохи начинается расцвет гидротер-
мальной деятельности, приведшей к возникновению разнообраз-
ных месторождений. Интенсивные гидротермальные процессы
продолжались в киммерийскую и альпийскую металлогениче-
ские эпохи,/обусловив создание широкого круга месторождений
этой группы.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ
При изучении гидротермальных рудных полей и месторож-
дений намечаются бывшие пути движения рудоносных раство-
ров с разделением структурных элементов, определяющих эти
пути на рудоподводящие, рудораспределяющие и рудовме-
щающие.'',
,. Рудоподводящими являются геологические структуры, кото-
рые могут рассматриваться в качестве каналов, (определивших
места поступления рудоносных расплавов и растворов из глу-
бинных частей в пределы рудного поляДВ качестве рудоподво-
132
РудоВмещаюшие структуры
Рис. 54. Схема циркуляции рудоносных растворов по системе структур
дящих чаще всего описываются крупные разломы, вдоль кото-
рых располагаются отдельные рудные поля, месторождения и
телй. Такими же магистральными рудоподводящими каналами
в складчатых областях могут быть хорошо проницаемые пла-
сты или свиты пластов. Следует отметить, что сами рудопод-
водящие каналы не везде вмещают рудные тела, хотя несут
следы гидротермальной минерализации.
ЪРудораспределяющими называются геологические струк-
туры, по которым рудоносные растворы отводятся от рудопод-
водящих каналов на участки рудоотложения.) В качестве рудо-
распределяющих структур обычно рассматриваются разрывы
или водопроницаемые пласты, пересекаемые, пересекающие или
сопрягающиеся с рудоподводящим каналом.
Рудовмещающими являются структуры, локализующие руд-
ные тела и определяющие их форму, размеры и особенности
внутреннего строения. Они рассматриваются в главе, посвя-
щенной характеристике геологических структур месторождений
полезных ископаемых. Схема соотношения рудоподводящих, ру-
дораспределяющих и рудовмещающих структур показана на
рис. 54.
СВЯЗЬ С МАГМАТИЧЕСКИМИ ФОРМАЦИЯМИ
Гидротермальные месторождения формируются на всем про-
тяжении геосинклинального развития, а также при последую-
щей тектоно-магматической активизации платформ. Однако на
разных стадиях геологического цикла они отличаются по ин-
тенсивности образования и по составу руд. На ранней стадии
геосинклинального цикла в связи с перидотитовой и габбровой
формацией они практически не образуются. На средней стадии
геосинклинального развития гидротермальное рудообразование
проявляется шире, при этом формации гранодиоритов свойст-
венны гидротермальные месторождения преимущественно суль-
фидного парагенезиса, а гранитной — кварцевого парагенезиса,
тесно связанные с грейзенами. На поздней стадии геосинкли-
нального цикла возникает основная масса гидротермальных ме-
сторождений.
С формацией малых гипабиссальных интрузий связаны плу-
тоногенные, с формацией вулканических андезитодацитов •—
вулканогенные гидротермальные месторождения. На активизи-
рованных платформах, в ассоциации с формациями трапповых,
щелочных и гранитных пород также известны гидротермальные
образования.
Критерии генетической связи гидротермальных месторож-
дений и изверженных горных пород. Теснота связи различных
групп магматогенных месторождений полезных ископаемых
с теми или иными комплексами изверженных пород очень раз-
лична.('Наиболее тесно с изверженными породами связаны маг-
матические месторождения, представляющие собой фацию ма-
теринских пород. Достаточно тесная ассоциация существует
между массивами изверженных пород и размещенными по их
периферии месторождениями пегматитовой, 1 карбонатитовой,
альбититовой, грейзеновой и скарновой rpynnJ Значительно бо-
лее сложные генетические взаимоотношения устанавливаются
между гидротермальными месторождениями и теми комплек-
сами изверженных пород, с которыми они ассоциированы.
Сложность эта усугубляется тем, что гидротермальные место-
рождения находятся как внутри массивов изверженных пород,
так и вблизи них, а также во вмещающих их породах на рас-
стоянии до нескольких километров.
Среди признаков связи между гидротермальными место-
рождениями и комплексами изверженных пород могут быть на-
званы следующие: 1) одновременность образования извержен-
ных горных пород и гидротермальных месторождений, 2) при-
уроченность к одним и тем же геологическим структурам,
3) одинаковые фациально-глубинные условия образования,
4) одинаковая степень метаморфизма, 5) зональное размещение
месторождений по отношению к массивам магматических пород,
>34
6) геохимическое родство. По поводу двух последних требуется
дополнительное разъяснение.
Околоинтрузивная зональность определяется зо-
нальной сменой состава месторождений по мере удаления от
Разрез по линии А Б
Зоны
Кварц Поли- Арсено-
Пустая карвонатно- метал- пирита- Пирротино-
кбарцебая медная личесная бая бая
Рис. 55. Зональное размещение месторождений вокруг гранитного Кумыштаг-
ского массива в Таласском Алатау:
/ — третичные и четвертичные отложения; 2 — нижнепалеоэойские породы; 3 — граниты;
4 — роговики; 5 — пегматитовые жилы; 6 — везувиан-гранатовые скарны с шеелитом, мо-
либденитом, арсенопиритом н висмутином; 7—10 — жилы: 7 — пирротин-халькопиритовые,
пнрротиновые и халькопиритовые, 8 — арсенопиритовые, 9 — полиметаллические, 10—
кварц-карбонатные с халькопиритом и галенитом
135
интрузива. При этом обычно наблюдается смена высокотемпе-
ратурных более низкотемпературными образованиями^.; Группы
месторождений сходного состава последовательными зонами
опоясывают интрузив, создавая постепенно отходящие от его
границ рудные концентры (рис. 55). Зональность наиболее
резко проявляется вокруг неглубоко срезанных куполов диамет-
ром от 1 до 10—20 км, для узких штоков и очень глубоко об-
наженных массивов она нетипична. Стройность зонального рас-
положения месторождений могут нарушить благоприятные для
локализации руд породы и структуры, способные увести рудо-
образующие растворы в сторону от интрузива. Зоны с место-
рождениями различного состава обычно не образуют строгих
концентрических колец вокруг интрузивов, а размещаются экс-
центрично. При этом чаще всего рудоносные зоны смещаются
в сторону пологой кровли магматических массивов.
Геохимическое родство между интрузивами и тяго-
теющими к ним гидротермальными месторождениями может
быть установлено в связи с изучением: 1) абсолютного геологи-
ческого возраста интрузивов и месторождений, определяемого
методами радиометрической геохронологии, 2) развития ана-
логичных изотонов химических элементов, известных как в ру-
дах, так и в изверженных породах, особенно в акцессорных ми-
нералах последних, 3) уровня содержания металлов, входящих
в состав месторождений, в изверженных породах относительно
их кларка, 4) петрохимических особенностей магматических
пород.
' По уровню содержания рудообразующих элементов в со-
ставе изверженных пород можно судить об их родстве с приле-
гающими гидротермальными месторождениями полезных иско-
паем ых.) Заметно повышенное против кларка содержание таких
элементов может свидетельствовать об их возможной рудонос-
ности, а состав этих элементов о геохимической или металло-
генической специализации. Наиболее отчетливо такая специали-
зация обнаруживается в отношении гранитофильных элемен-
тов: олова, вольфрама, молибдена, бериллия, лития, тантала и
ниобия.
) Концентрация рудных элементов в составе изверженных по-
род происходит неравномерно как в пространстве, так и во вре-
мени. В пространстве они накапливаются у верхних апикаль-
ных частей магматических массивов. Их концентрация оцени-
вается по градиенту накопления, определяемому по
отношению содержания элементов у вершины массива к его со-
держанию в нижней части интрузива^ Например, градиент
накопления в рудоносных гранитных массивах Забайкалья со-
ставляет для олова 7, для рубидия 2,1. По времени рудообра-
зующие элементы накапливаются в магматических продуктах
заключительных фаз многофазовых интрузий. В этом случае их
136
концентрация оценивается по коэффициенту накопле-
ния. В. Ляхович вычислил среднюю величину коэффициента
накопления в трехфазовых гранитах рудных районов Совет-
ского Союза, оказавшегося равным для молибдена 1,1, воль-
фрама 1,3, свинца и фтора 1,4, бериллия и лития 1,6, урана 2,2,
тантала 2,7, ниобия 3,1, бора 3,9. У рудоносных интрузивов
градиент и коэффициент накопления выше, чем у безрудных.
Петрохимические особенности рудоносности магматических
пород оцениваются по общему уровню щелочности, типу ще-
лочности, глиноземистости, кислотности, железистости.' Э. Изох
отмечает, что общий уровень щелочности (Na2O+K2O) низкий
для золотоносных формаций, средний для вольфрам-оловянных,
повышенный для молибденовых и тантал-ниобиевых. |Тип ще-
лочности определяется соотношением Na2O и КгО; высоконат-
ровые ассоциации благоприятны для железного и медного ору-
денения; натровые для золотого, медно-молибденового; кали-
натровые для молибденовых и вольфрамовых руд; калиевые
для оловянного, бериллиевого, тантало-ниобиевого рудообразо-
вания. Высокая глиноземистость гранитов наиболее благопри-
ятна для формирования месторождений бериллия, а также не-
которых разновидностей оловянного и вольфрамового орудене-
ния. Для интрузивов с общей повышенной железистостью
характерны месторождения олова, вольфрама и молибдена,
с пониженной железистостью — месторождения железа, меди,
молибдена, свинца и цинка. '
( Для каждого рудного элемента в изверженных породах су-
ществует один или несколько минералов-концентраторов, на-
капливающих этот элемент в количестве до 80—90 % общего
его содержания в породе^ Биотит — главный концентратор
олова, тантала и ниобия; полевые шпаты концентрируют сви-
нец, отчасти молибден и вольфрам; акцессорные минералы, на-
пример сфен, накапливают редкие земли, уран, молибден, воль-
фрам.
Генетические формы связи гидротермальных месторождений
и изверженных горных пород.[ Гидротермальные и другие поли-
металлические минеральные месторождения могут быть свя-
заны с массивами изверженных горных пород непосредственно,
косвенно или случайно^^В. общем случае можно говорить о че-
тырех формах генетической связи между гидротермальными
месторождениями и магматическими породами:!
' 1) генетической, непосредственной, или материнской, при
которой постмагматические месторождения, развитые в центре
и по периферии определенных массивов изверженных горных
пород, являются их продуктами;
2) парагенетической, косвенной, или братской, при которой
постмагматические минеральные месторождения, часто разоб-
щающиеся от интрузивной массы, особенно на глубине, явля-
137
ются производными породившего их общего глубинного магма-
тического очага;
3) агенетической, случайной, объединяющей на одной пло-
щади генетически не связанные интрузивы и гидротермальные
месторождения, обычно принадлежащие разным геологическим
эпохам;
4) об отсутствии видимых связей типичных для постмагма-
тических месторождений, развитых на площадях без магмати-
ческих пород.
Глубина эрозионного среза. Отмечается закономерное изме-
нение степени рудной продуктивности рудообразующих интру-
зивов с углублением их эрозионного среза. / Продуктивность,
определяемая числом месторождений и их валовыми запасами,
в общем случае по направлению сверху вниз повышается при
приближении уровня эрозионного среза к выступам верхних
частей интрузивов, а затем понижается по мере углубления
среза к нижним частям интрузивов^В связи с этим целесооб-
разно выделение! трех уровней эрозионного среза’ интрузивных
массивов: 1) не доходящий до интрузивов, 2) мелкий, 3) глу-
бокий.
Не доходящий до интрузивов уровень эрози-
онного среза характеризует площади рудных районов, це-
ликом сложенных породами, перекрывающими интрузищ При-
сутствие последних на глубине подозревается по наличию
гидротермальных месторождений, зон гидротермального изме-
нения, иногда даек, а также по геофизическим данным.
Мелкий эрозионный срез рудоносных интрузивов
создает такую картину, при которой на территории рудоносных
районов среди широких площадей пород кровли наблюдаются
единичные и небольшие по площади выступы интрузий. Такая
обстановка наиболее благоприятна для максимального разви-
тия постмагматических месторождений, залегающих как в по-
родах, вмещающих интрузивы, так и в самих интрузивах, часто
распределяясь вокруг них по зонам различного состава руд.
. Глубокий эрозионный срез рудоносных интрузивов
определяется тем, что большие площади рудоносных районов
бывают сложены почти целиком глубинными магматическими
породами. Эта обстановка наименее благоприятна для интен-
сивного развития постмагматических месторождений, генетиче-
ски связанных с данной интрузией и в существенной степени
удаленных эрозией.
Дайки и гидротермальные месторождения. ^Дайки извержен-
ных пород чрезвычайно часто прорезают гидротермальные ме-
сторождения^ являясь ,почти непременным элементом их гео-
логической структуры. Совместное нахождение даек и гидро-
термальных рудных тел чаще всего обусловлено тектоничес-
кими разломами^ одинаково используемыми как при внедрении
138
магматических расплавов, формирующих дайки, так и при цир-
куляции гидротермальных растворов и локализации гидротер-
мальных залежей. /Дайки бывают дорудные, внедрившиеся
задолго до рудообразования, предрудные, возникшие перед на-
чалом рудообразования, интрарудные, разделяющие своим
внедрением стадии гидротермального рудообразования, поструд-
ные, сформированные вслед за образованием рудных тел, и по-
слерудные, внедрившиеся в последующий, более молодой период
магматизма. Обычно вначале формируются дайки кислого со-
става, затем основного и за этим образуются рудные жилы;
реже внедрение даек основного состава опережает возникнове-
ние кислых даек.
Рис. 56. Соотношение даек и гидротермальных рудных тел:
а — радиально-лучистая система даек (черные линии) и рудных жил (пунктир); б —
пересечение рудными жилами двух систем даек; в — пересечение дайкой рудной жилы;
г — рудные жилы, выполняющие трещины Ъперения по контактам дайки; б — развитие
оруденения вдоль контактов даек; е — развитие оруденения в телах даек;
/—вулканический шток; 2 — основные дайки; .3 — кислые дайки; 4 — руда; 5 — вкрап-
ленная руда; 6 — вмещающие породы
139
Пространственная связь гидротермальных рудных тел и
даек может быть шести главных типов:
I) дайки и рудные тела встречаются совместно на участке
месторождения, но залегают в самостоятельных геологических
структурах — разломах, отслоениях и др. (рис. 56,а);
2) дайки пересекаются рудными жилами, как это, напри-
мер, имеет место при образовании лестничных жил на Бере-
зовском золоторудном месторождении на Урале (см. рис. 56,6);
3) дайки пересекают рудные жилы, как это отмечается на
Хрустальном месторождении олова на Дальнем Востоке (см.
рис. 56, в);
4) последайковые рудные жилы выполняют трещины опере-
ния вдоль контактов даек, как это, например, установлено на
золоторудном месторождении Перрон в Канаде (см. рис. 56,г);
5) дорудные дайки и рудные жилы выполняют одни и те же
тектонические трещины, располагаясь параллельно, как это на-
блюдается на многих гидротермальных месторождениях (см.
рис. 56,6);
6) дайки содержат прожилково-вкрапленное оруденение,
как бы пропитываясь рудой (см. рис. 56, е).\
ЗОНАЛЬНОСТЬ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Первичная зональность рудных районов, полей, месторож-
дений и тел определяется закономерным изменением минераль-
ного и связанного с ним химического состава руд в простран-
стве.. В 20-х годах нашего века В. Эммонс выступил со своими
представлениями о причинах зональности. Он полагал, что вос-
ходящие растворы, отделяющиеся от остывающих массивов
магматических пород и насыщенные минеральными соедине-
ниями, отлагают минералы в порядке, обратном их растворимо-
сти, входя во все более холодные области. Опираясь на этот
принцип, он реконструировал постмагматическую рудоносную
систему,) разделив ее на шестнадцать зон (снизу вверх по мере
падения температуры): 'пустая кварцевая, оловянная, вольфра-
мовая, мышьяковая (арсенопиритовая), висмутовая, золотая,
медная, цинковая, свинцовая, серебряная, безрудная, серебря-
ная, золотая, сурьмяная, ртутная, пустая.! В дальнейшем было
установлено, что такая собирательная зональность нигде в та-
ком полном виде не проявляется, хотя отдельные ее звенья на-
блюдаются в природе.
В противовес одноактной схеме зонального размещения
постмагматических рудных месторождений С. Смирнов в 1937 г.
выдвинул модель ее многоактного формирования, получившую
название пульсационной гипотезы. Согласно этой ги-
потезе, рудоносные погоны не в один прием, а многократно,
периодически, импульсами отделяются из магматического очага
140
по мере его остывания. Состав металлов в этих погонах изме-
няется во времени, что приводит к последовательному форми-
рованию месторождений различного состава.
Порядок эндогенной зональности определяется масштабами
ее проявления. Возможно выделение трех порядков эндогенной
зональности: 1) региональная зональность складчатых обла-
стей, или зональность рудных поясов, 2) промежуточная зо-
нальность на площади рудных полей и месторождений, или зо-
нальность рудных узлов, 3) локальная зональность в рамках
индивидуальных залежей, или зональность рудных тел.
Зональность рудных поясов проявляется в закономерном че-
редовании зон эндогенных месторождений разного состава в по-
перечном сечении складчатых областей. Она обусловлена по-
следовательным внедрением рудоначальных магм различного
состава, занимающих в поперечном сечении геосинклиналей
строго определенные тектонические зоны, создавая в конечном
счете картину региональной металлогенической зональности.
Зональность рудных узлов определяется сменой состава
руды при переходе от одного рудного тела или группы тел
к другим телам на площади с эндогенным оруденением, объе-
диняемым единством геологической структуры и происхожде-
ния. Оно особенно отчетливо проявляется вокруг гранитоидных
массивов, как это было описано ранее.
Зональность рудных тел устанавливается по смене мине-
рального и соответствующего ему химического состава по мощ-
ности, простиранию и падению рудных залежей^Зональность
рудных тел по их мощности бывает однообразнощ)представлен-
ной одним комплектом зон состава, меняющегося от висячего
бока к лежачему боку залежи, и ^/повторяющейся, выраженной
чередованием таких зон.Юна бывает (симметричной и асиммет-
ричнойДЗональность по простиранию рудных тел определяется
сменой состава руды от одного конца залежи к другому, или
чередованием участков различных руд по ее простиранию; пе-
ремежаемость богатых и бедных зон приводит к выделению
рудных столбов в плоскости рудных тел^Зональность по паде-
нию рудных тел или вертикальная зональность обусловлена
сменой состава руды с глубиной.
' Зональное изменение состава руд одновременно как по про-
стиранию, так и по падению рудных тел приводит к концентри-
чески-зональному распределению различных минеральных
комплексов в их плоскости.] Так, например, в строении рудных
тел некоторых месторождений Дальнего Востока центральная
часть в плоскости жил сложена кварц-касситеритовой рудой,
далее следует зона пирит-пирритиновых, а еще далее полиме-
таллических руд с тонкозернистым касситеритом и, наконец,
периферическая часть жил сложена кварц-карбонатным мате-
риалом (карбонатный чехол).
141
Границы между зонами могут быть контрастными, с резкой
сменой состава руд, и неконтрастными, с плавным изменением
состава, определяемым постепенным вытеснением одних рудо-
образующих минералов другими.
Генетические типы зональности рудных тел достаточно раз-
нообразны.) Выделяются два рода первичной зональности гид-
ротермальных рудных тел зональность первого и второго
рода, распадающихся на ряд разновидностей.
I Зональность первого рода, или стадийная, обу-
словливается последовательным отщеплением от родоначаль-
ных магматических очагов рудоносных растворов меняющегося
состава и соответствующим последовательным отложением руд
разного состава. Эта зональность разделяется на три типа:
1) зональность повторных тектонических разрывов, 2) зональ-
ность тектонического раскрытия, 3) зональность внутрирудного
метасоматоза.'
Зональность второго рода, или фациальная,
связана с изменением геологических и физико-химических усло-
вий циркуляции рудоносных растворов на пути их движения,
приводящих к последовательному отложению минеральных
комплексов. Эта зональность также подразделяется на три
типа: 1) зональность состава пород, 2) зональность фильтра-
ции, 3) зональность отложения...
Зональность повторных тектонических раз-
рывов обусловливается перманентным приоткрыванием руд-
ных полостей в результате последовательных тектонических
деформаций и выполнением этих регулярно возникающих поло-
стей новыми порциями минеральной массы меняющегося со-
става.''; В случае возникновения новых тектонических полостей
в стороне от ранее сформированных рудных тел образуются
жильные поля и месторождения, сложенные сериями зо-
нально размещенных тел меняющегося состава. В случае
повторного взламывания полости, локализующей ранее образо-
ванную залежь и отложения новой порции руды, может возник-
нуть зональное взаиморазмещение руд разного состава в преде-
лах одного полистадийного рудного тела.
Зональность тектонического раскрывания
связана с выполнением минеральным веществом меняющегося
состава постепенно раскрывающихся и удлиняющихся трещин.
В этом случае их центральная часть выполняется рудой ранних
генераций, а концы—минеральной массой более позднего про-
исхождения. Известны случаи стадийного заполнения не удли-
няющихся, а укорачивающихся тектонических трещин. Так, по
данным Н. Петровской, некоторые золоторудные жилы Алдана
формировались в три стадии. Безрудный кварц первой стадии
выполнял протяженную полость жильной трещины. Минераль-
ный комплекс второй стадии заполнял уже укороченную часть
142
жилы по ее простиранию. Продуктивный рудный комплекс тре-
тьей стадии отложился в еще более суженной центральной ча-
сти жилы, создав золотоносную ее сердцевину.
Зональность внутрирудного метасоматоза
развивается в связи с выносом и переотложением по периферии
рудных тел растворами поздних стадий рудообразования веще-
ства, отложившегося на более ранних стадиях этого процесса.
Зональность состава пород полностью зависит от
изменения состава пород, пересекаемых рудоносной трещиной,
в случае их активного влияния на выборочное рудоотложещщ.
Так, на некоторых вольфрамовых месторождениях Восточной
Сибири участки жил, находящиеся в сланцах, сложены в основ-
ном кварцем с редкими сульфидами, а отрезки тех же жил, пе-
ресекающие мрамор, состоят из кварц-кальцитового материала
с высоким содержанием шеелита, образующего промышленные
части месторождения.
Фильтрационная зональность обусловливается
различной степенью подвижности соединений разных металлов
при их фильтрации через толщу горных пород, прилегающих
к рудораспределяющим каналам. При этом элементы наиболее
подвижные формируют внешнюю зону залежей, а инертные сла-
гают ее внутреннюю частьДПримером может служить зональное
строение мышьяк-ртуть-сурьмяных рудных тел Средней Азии,
при котором осевая часть рудоносных трещин выполняется ан-
тимонитом, прилегающие породы несут вкрапленность кино-
вари, а реальгар отгоняется еще далее.
Зональность отложения определяется закономерным
изменением по ходу гидротермального потока взаимосвязанных
физико-химических параметров, регулирующих отложение ру-
дообразующих минералов. 'При постепенной эволюции этих па-
раметров на путях восходящего гидротермального потока дол-
жен планомерно меняться минеральный состав выделяемых ими
руд, приводя к зональному распределению минеральных комп-
лексов в контурах рудных тел. Наибольшее значение имеет
изменение температуры, давления, кислотно-щелочной характе-
ристики, режима серы, кислорода и других химических эле-
ментов.
Вертикальный градиент зональности колеб-
лется в широких пределах. С одной стороны, известны случаи
смены состава руд на расстоянии в десятки метров, с другой
стороны, отмечаются случаи неизменного состава на протяже-
нии в километры. I Вертикальный градиент рудной зональности
обычно зависит от вертикального градиента изменения темпе-
ратуры в период рудообразования, также меняющегося в широ-
ких границах. Так, например, на оловянных и вольфрамовых
месторождениях Северо-Востока и Забайкалья он лежал в пре-
делах 20—40° на 100 м по вертикали.
143
Зональность гидротермально измененных по-
род обычно наблюдается по направлению в сторону от руд-
ного тела и по вертикали.
ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ПОРОД, ВМЕЩАЮЩИХ
РУДНЫЕ ТЕЛА
В процессе взаимодействия гидротермальных растворов
с породами, вмещающими рудные тела, происходит их метасо-
матическое преобразование. По главному химическому эле-
менту, вытесняющему другие породообразующие элементы, раз-
личают несколько видов околорудного метасоматоза.
Калиевый метасоматоз по мере снижения температуры про-
цесса проявляется в виде калиевой полевошпатизации, муско-
витизации, серицитизации и каолинизации. При калиевой по-
левошпатизации вокруг рудных тел развиваются ореолы орто-
клаза или микроклина. Мусковитизация связана с преобразо-
ванием темноцветных минералов и отчасти полевых шпатов
в мусковит. Серицитизация наиболее обычна в породах кис-
лого и среднего состава, в которых полевые шпаты, особенно
плагиоклазы, охотно замещаются агрегатом тонкозернистого
серицита. Каолинизация или аргиллизация выделяются по раз-
витию среди гидротермально измененных боковых пород таких
минералов каолиновой группы, как каолин, диккит, накрит.
Натриевый метасоматоз приводит к замещению калиевых
полевых шпатов натровыми или кислыми плагиоклазами типа
альбита. „ Альбитизация наиболее охотно развивается по кис-
лым магматическим породам.
! Кремневый метасоматоз может развиваться практически по
любым породам. При этом в процессе окварцевания по слан-
цам и тонкозернистым песчаникам возникают роговики, по кис-
лым и средним изверженным породам формируются вторичные
кварциты, по карбонатным породам образуются джаспе-
роиды.
Магниевый метасоматоз приводит к преобразованию извест-
няков и мраморов в доломиты. Доломитизация проявляется как
при сплошном замещении известняков, так и при частичном,
имеющем пятнистый характер.
Железо-магниевый метасоматоз осуществляется в виде хло-
ритизации по породам различного состава, в том числе по кис-
лым, средним и основным изверженным породам, туфам, гней-
сам, метаморфическим и глинистым сланцам, песчаникам, за
исключением чистых кварцевых и карбонатных пород.
', Кальциевый метасоматоз проявляется в виде пропилитиза-
ции и листвинитизации. Пропилиты развиваются среди сред-
них и основных пород, особенно эффузивных. В их состав вхо-
дят карбонаты (анкерит, кальцит), альбит, хлорит, эпидот, се-
144
рицит, соссюрит. Листвениты наиболее отчетливо проявляются
среди змеевиков, ультраосновных и основных пород. Этот про-
цесс выражается в развитии на месте темноцветных силикатов
и полевых шпатов, магнезиально-железистых карбонатов,
талька, хлорита, фуксита, серицита,
породы в карбонат-кварц-серици-
товый агрегат с пиритом.
Прочие изменения боковых по-
род включают серпентинизацию и
оталькование ультраосновных по-
род; турмалинизацию, биотитиза-
цию, адуляризацию, эпидотизацию,
алунитизацию, флюоритизацию,
графитизацию, баритизацию, гема-
титизацию и пиритизацию различ-
ных по составу формаций.
Изменение пород различного
состава сводится к следующему.
Наиболее типичным изменением
средних, кислых и щелочных маг-
матических пород, а также осадоч-
ных алюмосиликатных пород гли-
нистого и песчанистого состава
является их микроклинизация,
альбитизация, мусковитизация, се-
рицитизация, хлоритизация, оквар-
цевание и каолинизация, j Гидро-
термальное оруденение в Основных
и ультраосновных изверженных
породах сопровождается пропили-
тизацией, лиственитизацией, сер-
пентинизацией и оталькованием.
Молодые кайнозойские эффузив-
ные породы разного состава испы-
тывают пропилитизацию, цеолити-
зацию и алунитизацию.
/ Положение зон измененных по-
род контролируется теми же струк-
турами, которые определяют пути
циркуляции рудоносных растворов
и размещение рудных телу В связи
с этим наиболее часто измененные
породы облекают рудные тела со
всех сторон в форме чехла. Такой
чехол обычно имеет зональное
строение, определяемое его мета-
соматической колонкой (рис. 57).
пирита, с превращением
Рис. 57. Схема строения оре-
ола околорудных изменений
вмещающих пород в вертикаль-
ном разрезе вокруг жилы ура-
новой руды. По Э, Баранову,
Г. Вертепову, Г. Гладышеву.
1 — рудное тело; 2 — рудоносная
трещина; 3—6 — измененные по-
роды: 3 — аргиллнзироваииые, 4 —
окварцованные, 5 — альбитизирован-
ные, 6 — сернцитизированные; 7—
9 — осветленные: 7 — с пиритом,
в — без пирита, 9 — покрасневшие
145
Он может быть симметричным и асимметричным, с расшире-
нием в ту или иную сторону. Контуры площади измененных
пород обычно неправильные, с апофизами по поперечным тек-
тоническим нарушениям. Соотношение размеров площадей из-
мененных пород и рудных тел колеблется в широких пределах,
но чаще всего имеет соотношение от 1 до 5. Изменение боковых
пород при гидротермальном рудообразовании, так же как и
весь процесс рудообразования, протекает в развитии и осуще-
ствляется в несколько стадий, в результате чего изменяется как
состав руд, так и характер изменения боковых пород. В боль-
шинстве случаев гидротермальное изменение пород, вмещаю-
щих гидротермальные рудные тела, происходит на ранних ста-
диях, часто предшествуя главному этапу отложения руды, а не
только сопровождая его.
ОРЕОЛЫ РАССЕЯНИЯ
Вмещающие породы вокруг рудных тел обычно содержат
повышенное против нормального количество рудообразующих
металлов.^Площади с таким повышенным содержанием метал-
лов, окаймляющие рудные тела, называются ореолами рассея-
ния-Они бывают первичными и вторичными.
первичные ореолы рассеяния образуются при формировании
месторождений вследствие пропитывания вмещающих пород
минерализованными гидротермальными растворами и пред-
ставляют собой обычно тонкую, спорадическую вкрапленность
рудообразующих минералов, рассеянных во вмещающих поро-
дах по периферии рудных тел и не всегда улавливаемых гла-
зом. 'Рассеяние рудообразующих элементов проявляется в по-
вышении их содержания на несколько порядков против кларка
(против натурального геохимического фона породы) и опреде-
ляется по данным химических анализов проб, отбираемых при
металлометрической съемке.
Вторичные ореолы рассеяния образуются при химическом
разложении и механическом разрушении верхней части рудных
тел в приповерхностной зоне в связи с разносом рудного мате-
риала по поверхности земли. Среди них выделяются механиче-
ские, солевые, водные, газовые и смешанные ореолы.
Форма первичных ореолов, так же как и морфология зон гид-
ротермально измененных пород, имеет вид чехла, облекающего
рудные тела. Однако контуры ореолов менее правильны, они
извилисты, с резкими протяженными апофизами, отходящими
вдоль структур, благоприятных для оттока гидротермальных
растворов,— разломов, зон дробления, трещиноватости
(рис. 58) J Ореолы, как правило, больше вытянуты вверх над
рудными телами, чем в стороны от них^Ло сведениям разных
авторов, ореолы лития, рубидия и бора проникают над редко-
146
Рис. 58. Контроль надрудного ореола рассеяния разломами на сурьмяном
месторождении Акташ, Киргизия. По Н. Никифорову.
1 — подрудные известняки; 2 — надрудные сланцы; 3 — рудные тела; 4 — сбросы, 5 —
изолинии концентрации сурьмы (цифры в кружках- 1 —9—90 усл. ед., 2— 1—9 усл. ед.);
ореолы распространения в надрудных сланцах: 6 — мышьяка. 7 — олова и молибдена,
в — ртути, 9 — серебра
металльными пегматитами на высоту 15—50 м, ореолы золота
и других элементов распространяются над золоторудными те-
лами до 300 м, ореолы полиметаллических месторождений по
меди достигают 250 м, по свинцу и барию 400 м, по цинку
500 м, ореолы урановых месторождений достигают 200 м. Кон-
тур ореолов рассеяния в плане обычно превышает горизонталь-
ную проекцию рудных тел и даже площади гидротермально
измененных пород в несколько, иногда во много раз.
Исследования Э. Баранова, С. Григоряна и Л. Овчинникова
показали, что металлы, входящие в состав первичных ореолов
рассеяния, распределяются в них неравномерно. При этом одни
металлы занимают предпочтительно нижние подрудные части
ореолов, другие — средние сорудные, а третьи — верхние над-
рудные. Сводка данных по вертикальной зональности химиче-
ских элементов в первичных ореолах рассеяния гидротермаль-
ных месторождений, по мнению вышеуказанных авторов, позво-
ляет наметить единый ряд их распределения (сверху вниз):
147
Ba—Sb, Hg, As, Ag, Rb, Zn, Au, Cu, Bi, W, Mo, U, Sn, Co, Ni,
Be. Этот ряд универсальный, собирательный и в полном виде
не проявляется. По отдельным его звеньям на конкретных
месторождениях, по закономерному изменению отношений ме-
таллов, входящих в состав ореолов, можно судить об уровне
сечения рудных тел от их вершин до корней. Вместе с тем со-
держание рассеянных металлов по мере удаления в сторону от
рудных тел уменьшается в логарифмической пропорции, а ха-
рактер кривых рассеяния (дисперсии) металлов приближается
к теоретическимД При формировании первичных ореолов рас-
сеяния процесс инфильтрации, особенно упругой, обусловленной
напором гидротермальных растворов, преобладал над процес-
сом диффузии.
ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
Гидротермальные месторождения полезных ископаемых, как
уже указывалось, формируются из горячих химически агрессив-
ных газовых и жидких растворов./Большинство исследователей
считают, что растворителем является вода с растворенными
в ней минеральными солями и газами. Некоторые ученые, как,
например, Р. Гаррелс и Д. Дихтер, при помощи термодинами-
ческих расчетов показали, что углекислота в глубинных усло-
виях земной коры может быть также жидкой и служить рас-
творителем, из которого могут отлагаться руды.
I Рудообразующие растворы принадлежат к взвесям, колло-
идным и молекулярным растворам. '. Для их проникновения
сквозь массу горных пород необходимо, чтобы последние обла-
дали проницаемостью, определяемой их сквозностью.^
[ Пустоты в горных породах, используемые при гидротер-
мальном рудообразовании, разделяются на сингенетичные и
эпигенетичные. К сингенетичным относятся: 1) промежутки
между зернами породообразующих минералов, 2) плоскости
напластования, 3) миароловые пустоты эффузивов. Эпигене-
тичные' пустоты разделяются на нетектонические и тектониче-
ские. Среди нетектонических могут быть указаны: 1) пустоты
растворения, 2) пустоты, возникающие при увеличении или со-
кращении объема горных пород, 3) пустоты, связанные с кри-
сталлизацией и перекристаллизацией, 4) пустоты брекчий осе-
дания, 5) пустоты вулканических брекчий. К тектоническим
относятся: 1) полости межпластового и внутрипластового от-
слоения, 2) общая тектоническая трещиноватость горных по-
род, 3) отдельные разломы. Для локализации гидротермаль-
ного оруденения наиболее важны тектонические пустоты.1
Пористость горных пород бывает общая и эффективная. Об-
щая пористость представляет собой отношение объема всех пу-
стот к объему породы. Она варьирует от 0 до 55 %. I Эффектив-
148
пая пористость зависит от абсолютного размера пор и По этому
признаку разделяется на три группы: 1) сверхкапиллярные,
или обычные поры, диаметром более 0,5 мм, движение жидко-
сти по которым происходит по законам гидростатики, 2) ка-
пиллярные поры диаметром от 0,0002 до 0,5 мм, перемещение
жидкости, по которым обусловливается силами поверхностного
натяжения или внешним давлением, 3) субкапиллярные поры
диаметром менее 0,0002 мм, по которым движение жидкости
при обычных условиях не происходит.
Проницаемость определяется как свойство породы пропу-
скать через поры жидкость или газ при наличии разности дав-
ления, выражается в мкм2. (-Проницаемость независима от по-
ристости; так, например, высокопористые глины плохо прони-
цаемы, а более низкопористые пески хорошо проницаемы.
Проницаемость определяется крупностью зерен породы, конфи-
гурацией пор, их взаиморасположением и направлением дви-
жения раствора относительно структуры породы.) По величине
проницаемости все породы разделяются на /шесть групп:
1) очень хорошо проницаемые — с проницаемостью более
1 мкм2, 2) хорошо проницаемые — от 1 до 0,1 мкм2, 3) средне-
проницаемые — от 0,1 до 0,01 мкм2, 4) слабопроницаемые — от
0,01 до 0,001 мкм2, 5) очень слабопроницаемые — от 1 до
0,1 нм2, 6) практически непроницаемые—менее 0,1 нм2. Про-
ницаемость возрастает при предварительном гидротермальном
изменении и прогреве пород.
Температура образования гидротермальных
месторождений
Завершение раскристаллизации магмы на глубине происхо-
дит при температуре 1000—800 °C. Начальная температура гра-
нитного пегматитового расплава оценивается в 800—700 °C. Не-
посредственное измерение температуры газовых струй совре-
менных вулканов показывает, что хотя в отдельных редких
случаях она достигает 1020°C, обычно же лежит ниже 700 °C.
I Определение температуры кристаллизации минералов гидротер-
мальных жил по их газово-жидким включениям показывает
максимальное ее значение 560—540 °C. Все это позволяет
считать, что /начальная температура гидротермального рудо-
образования близка 700—600 °C и, постепенно понижаясь,
может опускаться до 50—25 °C. Наиболее обильное гидро-
термальное рудообразование происходит в интервале 400—
100 °C. J
Приемы определения температуры отложения минералов из
гидротермальных растворов разделяются на обсервативные,
связанные с наблюдением за некоторыми признаками минера-
лов, являющихся геологическими термометрами, и исследова-
149
тельские, обусловленные необходимостью выполнения тех или
иных лабораторных исследований.
Температура формирования минералов по первой группе
признаков определяется согласно точкам их плавления, диссо-
циации, полиморфных переходов, распада твердых растворов,
перекристаллизации, эвтектики, природной ассоциации, распре-
деления элементов между сосуществующими минералами, из-
менения физических свойств и габитуса кристаллов, а также
на основе данных гидротермального синтеза.. При лаборатор-
ных определениях температуры гидротермального рудообразо-
вания исследуются газово-жидкие включения, элементы-при-
меси, термоэлектрические потенциалы, термолюминесценция,
данные изотопного анализа и др.
Существуют два способа определения температуры гидро-
термального процесса по результатам исследования газово-
жидких включений — способ гомогенизации и способ декрепи-
тации. |В первом случае минерал нагревают и под микроскопом
следят за температурой превращения двухфазового включения
(жидкость с пузырьками газа) в гомогенную фазу. Этот момент
фиксирует температуру образования минерала, которую кор-
ректируют в зависимости от значения давления, определяемого
по предполагаемой глубине гидротермального минералообразо-
вания. Если гомогенизация происходит путем растворения га-
зовой фазы в жидкой, то минерал, вероятно, отложился из
жидкого раствора, если же гомогенизация наступает вследствие
перехода жидкой фазы в газовую, что происходит реже, то счи-
тают, что минерал выделился из газового раствора. Во втором
случае, по способу декрепитации, исследуемый минерал дробят
в порошок, затем нагревают и следят за температурой растрес-
кивания минеральных частиц из-за разрушения их стенок от
взрывания при возросшем давлении заключенных в них газово-
жидких включений. Метод декрепитизации не отличается вы-
сокой точностью.
[ Элементы-примеси входят в состав рудообразующих мине-
ралов в определенной пропорции, отвечающей температуре их
формирования. О температуре образования можно судить, на-
пример, по количеству оксида титана в титаномагнетите,
тантала и ниобия в касситерите, марганца в вольфрамите,
хрома в хромдиопсиде и ильмените, серебра в золоте, по
отношению сурьмы к висмуту в галените^ Исследование темпе-
ратуры образования сфалерита по содержанию в нем железа
показало, однако, что концентрация элементов-примесей за-
висит не только от температуры, но также и от состава рас-
твора, парциального давления и других параметров среды ру-
дообразования.
Термоэлектрические потенциалы гидротермальных сульфи-
дов, измеряемые в паре с металлом, выявляют изменение вели-
150
чины их электропроводности в зависимости от температуры об-
разования.
Термолюминесценция для оценки температуры минералооб-
разования может быть использована путем сопоставления кри-
вых температурного высвечивания.
Изотопный анализ позволяет по отношению изотопов кис-
лорода, водорода, углерода и серы, пользуясь специальными
расчетами, определять температуру отложения минерального
вещества.
Для оценки условий гидротермального рудообразования
важное значение имеет теплоэнергетический расчет процесса,
который может протекать только при значительном расходе
тепловой энергии. Такой вклад энергии необходим для разо-
грева раствора и рудовмещающей породы, ее растворения,
обеспечения рудообразующих химических реакций. На возник-
новение среднего по размерам гидротермального месторожде-
ния требуется 8- 105 кДж. Такое количество энергии не всегда
обеспечивается теплом, выделяемым при остывании изолиро-
ванного магматического массива, а требует длительного при-
тока глубинного тепла. Величина таких локальных рудообра-
зующих тепловых потоков, контролируемых структурными
каналами высокой теплопроводности, превышает среднее теп-
ловое поле Земли в несколько тысяч раз.
Давление при образовании гидротермальных
месторождений
Давление в некоторой степени соответствует глубине фор-
мирования гидротермальных месторождений. Так, согласно
И. Кушнареву, все эндогенные месторождения Кураминских
гор в Средней Азии образовались в пределах глубин 500—
4500 м. Это соответствует гидростатическому давлению 5—
45 МПа и литостатическому давлению 13—115 МПа. Фактиче-
ски оно может быть меньше или больше. Меньше оно может
быть при образовании открытых полостей вследствие тектони-
ческих деформаций, а больше в связи с превращением воды
в пар, сжатый в малом объеме пор и развивающий повышен-
ное давление. Предпринимались попытки оценки давления при
гидротермальном рудообразовании по сопоставлению кривых
гомогенизации совместно находящихся включений и углекис-
лоты, по разнице температур гомогенизации и декрепитации га-
зово-жидких включений, по сопоставлению температур раство-
рения зерен галита и исчезновению газового пузырька во
включении, на основании расчета плотности рудообразующих
минералов и другие способы. На основании почти 1000 опреде-
лений давления эндогенных флюидов В. Наумов, Г. Наумов
и др. пришли к заключению, что/гидротермальное рудообразо-
151
вание осуществляется при высоких давлениях — от первых де-
сятков до 400—500 МПа; наиболее продуктивной рудообразую-
щей стадии соответствует давление 150—200 МПа.
ИСТОЧНИКИ ВОДЫ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ
Могут быть указаны пять источников воды гидротермальных
растворов: 1) магматическая, или ювенильная вода, 2) вода ме-
таморфического происхождения, 3) захороненная вода древних
осадков, 4) атмосферная, или вадозная вода глубокой цирку-
ляции, 5) вода морей и океанов, вовлекаемая в гидротермаль-
ный процесс.'
Магматическая вода отделяется от магматических расплавов
в процессе их застывания и преобразования в изверженную по-
роду. .По разного рода исследованиям и расчетам А. Кадика,
Е. Лебедева и Н. Хитарова, кислые магмы содержат не менее
2 % и до 10% воды; основные — не менее 1% и до 5—6 %.
Содержание конституционной воды в граните около 1 %. Если
принять за среднее содержание воды в магматическом рас-
плаве 8 %, а удерживающееся при кристаллизации глубинных
пород 1 %, то 7 % воды, высвобождающейся при этом, соста-
вит около 0,2 км3 от каждого кубического километра расплава.
Метаморфическая вода формируется вследствие метамор-
физма горных пород на глубине под воздействием возрастающих
давления и температуры. В свежих слабометаморфизованных
породах могут находиться поровая, пленочная, капиллярная,
интерминеральная и конституционная водал/ Количество этих
форм воды может достигать 30 % и более' массы породы. Под
воздействием метаморфизма вода горных пород высвобожда-
ется, причем на низких ступенях метаморфизма резко сокра-
щается количество свободной воды, на высоких, при темпера-
туре свыше 300 °C, начинается вынос воды остальных форм.
Согласно Г. Войткевичу и Г. Лебедко, свежий осадок может
содержать до 60 % воды, в зоне диагенеза и катагенеза сохра-
няется 30—20 %> в породах зеленосланцевой фации около 4%,
в породах амфиболовой фации 2—1 %, а гранулитовой фации
лишь около 0,5%. Если принять плотность глинистых пород
равной 2,5 г/см3 и потерю воды при метаморфизме (после диа-
генеза и катагенеза) от 10 до 1 %, т. е. равной 9 %, то при ме-
таморфизме 1 км3 осадков высвободится около 200 млн т
воды. Гидротермальные воды, возникающие вследствие регио-
нального прогрессивного метаморфизма, продвигаются впереди
общего фронта метаморфизма, опережая его и создавая аван-
гардную зону гидротермальных процессов. Д. Коржинский по-
лагает, что подобного рода восходящие потоки ювенильных
вод, называемые им «сквозьмагматическими», на ранних ста-
диях обеспечивают гранитизацию пород, а на поздних, отде-
152
ляясь от гранитных расплавов, создают гамму постмагматиче-
ских продуктов.
Захороненная вода находится в пористом пространстве
древних осадков, погруженных вместе с последними на глубину
и слагающих различные формации осадочных горных пород.
Первоначальное количество такой воды может достигать пер-
вых десятков процентов от массы горной породы. Под воздей-
ствием интенсивных геологических процессов (тектонический
стресс, разогрев при внедрении магматических масс и др.) за-
хороненная вода может высвобождаться из горной породы, при-
ходить в движение и формировать подземные гидротермальные
потоки вдоль водопроницаемых структур. Эксперименты пока-
зали, что из глины, содержащей около 31 % воды, при дав-
лении 600 МПа отжимается около 65 % исходного количества
влаги; из известняка с влажностью 9,8 % при такой же на-
грузке выделяется около 50 % воды.
Атмосферная вода при соответствующих гидрогеологических
условиях может проникать в глубинные части земной коры, на-
греваться, минерализоваться и приобретать свойства горячих
минерализованных гидротермальных растворов^
Морская вода может быть вовлечена в гидротермальный
процесс в тех случаях, когда в придонные части моря или
океана внедряются магматические массы, создающие местные
очаги разогрева. Под их воздействием формируются восходя-
щие потоки тепла, засасывающие в свое основание фильтрую-
щиеся на глубину морские воды и вовлекающие их в систему
гидротермальной циркуляции.
Разделение гидротермальных месторождений по источни-
кам их воды на основании обычного изучения их геологии и
минералогии невозможно. Обнадеживающие перспективы та-
кого разделения открывает использование данных о диффе-
ренциальном распределении изотопов кислорода и водорода
в водах различного происхождения. Это послужило основанием
Рис. 59. Распределение магматиче-
ских, метаморфических, морских и ат-
мосферных вод в зависимости от со-
отношения вариаций изотопов кис-
лорода и водорода.
Точками показано поле распространения
вод первичных газово-жидких включений
гидротермальных минералов
153
для выделения генетических типов вод, создавших гидротер-
мальные месторождения, по отношению изотопов кислорода и
водорода (дейтерия) в составе жидких включений (рис. 59). На
этом рисунке намечена прямая линия атмосферных вод, идущая
под углом к осям координат, отрезок прямой, параллельный го-
ризонтальной оси, характеризующий морскую воду, поля маг-
матических, метаморфических и смешанных гидротермальных
вод.
ИСТОЧНИКИ МИНЕРАЛЬНОГО ВЕЩЕСТВА
ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ
Различают три источника минеральных веществ гидротер-
мальных месторождений: 1) ювенильный магматический, или
базальтоидный подкоровый, 2) ассимиляционный магматиче-
ский, или гранитоидный коровый, 3) фильтрационный внемаг-
матический.
Ювенильный магматический источник рудообразующих ве-
ществ особенно характерен для рудных месторождений ранней
стадии геосинклинальных циклов. Они являются производными
первичной подкоровой базальтоидной магмы, отделяющимися
от нее при подъеме и остывании в верхних зонах земной
коры. Таковы источники железа, марганца, титана, ванадия,
хрома, никеля, меди и платиноидов магматических месторож-
дений перидотитовой и габбровой формации. Вероятно, этот
источник в основном питал рудообразование скарновых место-
рождений плагиогранитной формации и колчеданных образо-
ваний базальт-риолитовой формации. Об этом свидетельствуют
вариации отношений изотопов серы почти всех перечисленных
месторождений, соответствующие метеоритному стандарту
(рис. 60). Продукты подкоровой базальтовой магмы характери-
зуются пониженным значением 87Sr/86Sr (обычно меньше 0,706),
в отличие от продуктов гранитной магмы, в которых это отно-
шение обычно больше 0,71.
Ассимиляционные магматические источники рудообразова-
ния свойственны преимущественно месторождениям средней и
поздней стадии геосинклинальных циклов. Они связаны с гра-
нитоидной магмой, возникающей при переплавлении нижней ча-
сти осадочной оболочки Земли и ассимилирующей все ее эле-
менты.,'Вариации изотопов серы, входящей в состав магмато-
генных месторождений, связанных с гранитоидами, испытывают
большие отклонения от метеоритного стандарта (рис. 61). Ти-
поморфными металлами постмагматических месторождений гра-
нитной группы являются олово, вольфрам, бериллий, литий,
ниобий и тантал.
/ Фильтрационные внемагматические источники обусловлены
заимствованием рудообразующих веществ из боковых пород на
154
Рис. 60. Вариации изо-
топного состава серы
сульфидов в эндогенных
месторождениях, связан-
ных с базальтоидной
магмой. По разным ав-
торам
21,9
------Метеорит
------Садбери
-----Монча
------Каула
------Норильск
----------------Болиден
------------------Черные руды Японии
------------------Седерный Кавказ
----------------Урал
12Р 22/ ~220 22,3 22fi «S/^S
Метеорит
Рис. 61. Вариации изо-
топного состава серы
сульфатов и сульфидов
в эндогенных месторож-
дениях, связанных с гра-
нитоидной магмой. По
разным авторам
льных месторождений
-Сулыраты гиоротерма
мных месторождений
-Эвапориты
-Сулырат океана
21,6 210 22,0 220 22,9 22,6 «s/^S
путях циркуляции гидротермальных растворов./ Можно разли-
чать частичное и более редкое полное заимствование такого ве-
щества. Частичное заимствование наиболее распространено для
таких петрогенных элементов, как кремний, кальций, магний,
калий и хлор. Промежуточные элементы гидротермальных ме-
сторождений, такие, как железо и марганец, также иногда заим-
ствуются из окружающих пород. Хорошо известно использова-
ние железа биотита для образования пирита под воздействием
содержащих серу гидротермальных растворов, приводящее
к образованию золотоносных березитов. Металлогенные эле-
менты гидротермальных месторождений иногда также в той
или иной мере могут быть извлечены гидротермальными рас-
творами из омываемых ими пород и переотложены в виде руд-
ных залежей. Такое явление описано для гидротермальных ме-
сторождений урана, цинка, свинца, золота, никеля, кобальта и
некоторых других металлов.
155
МОДЕЛИ ФОРМИРОВАНИЯ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ
МЕСТОРОЖДЕНИИ
В соответствии с пятью источниками воды для формирова-
ния гидротермальных месторождений можно различать пять
моделей их возникновения: 1) при участии магматической
воды, 2) при участии метаморфической воды, 3) при участии
захороненной воды, 4) при участии атмосферной воды, 5) при
участии морской воды.
Концепция формирования гидротермальных месторождений
при участии магматической воды. Магматический расплав со-
держит воду в количестве 1—5%, а также металлы, серу, уг-
лерод, водород и галоиды общим количеством в десятые доли
процента. По мере остывания расплава и выделения в нем
твердой фазы породообразующих минералов в остатке накап-
ливаются летучие соединения, способные отделиться от маг-
матической массы и создать независимые гидротермальные
системы, пригодные к производству гидротермальных рудных
залежей. Концентрация элементов в остаточных продуктах кри-
сталлизации магмы осуществляется вследствие:
1) накопления избыточных продуктов, остающихся от по-
стройки породообразующих силикатов (кремний, щелочи);
2) легкоплавкости, сохраняющей элементы в жидкой фазе
при остывании расплава;
3) летучести, обусловленной низкой температурой кипения
элементов, входящих в соединение с хлором, фтором, бором;
4) низкого теплопоглощения при образовании соединений,
выпадающих в осадок (принцип Ле Шателье);
5) отклонения в размерах атомов от элементов сходной ва-
лентности, не позволяющие изоморфно входить в решетки по-
родообразующих минералов;
6) различных поляризационных свойств ионов.
Полевые наблюдения показывают, что гидротермальные ме-
сторождения формируются после раскристаллизации перифери-
ческих частей интрузивов, после внедрения лейкократовых даек
и образования пегматитов. Это привело к заключению о том,
что в процессе раскристаллизации магматического расплава,
по мере накопления в нем твердой фазы породообразующих си-
ликатов увеличивается относительное количество летучих со-
единений, главную роль в которых играет вода. Летучие нара-
щивают внутреннее давление, которое в конце концов стано-
вится больше внешнего и приводит к их истечению за пределы
магматической камеры. Изложенные представления нашли от-
ражение в диаграмме П. Ниггли (рис. 62). На этой двухкомпо-
нентной диаграмме анализируется соотношение летучего ком-
понента А (вода) и нелетучего компонента В (силикат) в про-
цессе остывания магматической системы. В левой части изо-
156
Рис. 62. Диаграмма тем-
пературы и состава
(слева) и температуры и
давления (справа) для
систем летучего компо-
нента А (воды) и неле-
тучего компонента В
(силикатов). По П. Миг-
ели
_ Магма
Около
1000
От пегматитовой
до пневматолитодой
стадии
50-100
Л Концентрация В
Ортомагматическая
стадия
Гидротермалоная
стадия
Р~—
бражена кривая концентрации воды в магме по мере снижения
температуры системы от 1000 до 50 °C. В правой части пока-
зана кривая изменения давления воды. Из диаграммы следует,
что отделение воды от магматического расплава происходит
к концу его раскристаллизации. Однако опыты Р. Горансона,
показавшие ограниченную растворимость воды в гранитном
расплаве, потребовали учета этого важного обстоятельства.
Р. Горансон установил, что гранитная магма при температуре
900 °C и давлении, равном весу столба пород 15; 7,5 и 2 км,
способна удержать соответственно только 9,35; 8,15 и 3,75 %
воды. Накопление воды в таких размерах в остывающем магма-
тическом расплаве происходит задолго до его полной раскри-
сталлизации. При исходном содержании воды в магме 2 % из
интрузива, застывающего на глубине 10 км, отделение воды на-
чнется при 93 % раскристаллизации, а застывающего на глубине
2 км — при 50 % раскристаллизации. Таким образом, отделение
минерализованных водных растворов от остывающего маг-
матического расплава может начаться задолго до его полной
раскристаллизации и, начавшись на определенной стадии осты-
вания, перманентно продолжаться до ее полного завершения.
При этом в абиссальных условиях расплав будет постепенно
переходить в жидкий гидротермальный раствор, а в гипабис-
сальных и приповерхностных условиях от него будет отделяться
газовая фаза по принципу вскипания. Вычислено, что при ис-
ходном количестве воды в магме в 10 % такое вскипание будет
происходить с глубины 20 км, в 6 % с глубины 10 км, в 3 %
с глубины 3 км, в 1 % с глубины 1 км. При перманентном отде-
лении воды из магмы должен меняться состав растворенных
в ней и выносящихся за пределы магматического очага мине-
ральных соединений, фиксирующихся затем в продуктах гидро-
термальной минерализации меняющегося состава.
Отделение воды из магмы начинается при температуре, пре-
вышающей критическую температуру воды, равную 374 °C.
При этих условиях вода может существовать только в парооб-
разном состоянии. Экспериментальными исследованиями и
157
термодинамическими расчетами доказано, что магматические
газы в надкритическом состоянии способны растворять и пере-
носить в различной форме такое количество металлов, которое
достаточно для образования рудных месторождений. Кроме того,
критическая температура повышается в зависимости от раство-
ренных в ней минеральных веществ. В этом случае критическая
температура минеральных растворов может приблизиться
к температуре магматического расплава и такого рода раствор
может отделяться от магмы непосредственно в жидком виде,
минуя газообразную фазу. Таким образом, отделение минерали-
зованной воды из магмы, осуществляющей образование гидро-
термальных месторождений, может происходить двумя спосо-
бами: 1) непосредственная сепарация жидкого минерализован-
ного водного раствора, 2) отделение в виде минерализованного
пара, с последующей конденсацией в жидкость. В дальнейшем,
на участках перепада давлений, жидкие гидротермальные рас-
творы могут вскипать и отлагать минеральные соединения из
паровой фазы.
В раннюю стадию гидротермального процесса магматоген-
ные растворы, особенно если они парообразные, имеют кислую
характеристику. Затем они нейтрализуются и приобретают ще-
лочной состав. Такая эволюция химической характеристики
постмагматических гидротермальных растворов объясняется по-
разному. Д. Коржинский полагает, что причиной ее является
кислотно-щелочная дифференциация растворов, при которой
в силу кислотного фильтрационного эффекта возникает опере-
жающая волна кислотных компонентов, продвигающаяся бы-
стрее общего движения гидротермального потока. Другие иссле-
дователи считают, что первоначально кислые гидротермальные
растворы, реагируя с окружающими горными породами, имею-
щими щелочную характеристику, преобразуются в растворы ще-
лочного состава. Препятствием для легкого восприятия этих
двух схем служит то обстоятельство, что при смене кислых рас-
творов на щелочные они должны пройти через точку их нейтра-
лизации, при которой, как это следует из законов химии рас-
творов, все растворенные в них минеральные вещества должны
выпасть в осадок. В гидротермальном рудообразовании этого
не происходит. Поэтому наиболее реалистическим является
представление о том, что смена химического состава растворов
происходит в процессе эволюции магматического очага, кото-
рый вначале выделяет минерализованные растворы кислого,
а затем щелочного состава.
Концепция формирования гидротермальных месторождений
при участии метаморфогенной воды. Выше было указано, что
при метаморфизме выделяется огромное количество воды, спо-
собное питать гидротермальные растворы. (Отдача метаморфо-
генной воды породами повышается с возрастанием температуры.
158
Если взять породу с пористостью 2,5 % и содержанием воды
всего лишь 0,8%, то объем, занимаемый водой, будет равен
1,3 см3 на 1 г. Если эта порода попадает в условия с темпера-
турой 350 °C, то объем воды повысится до 1,56 см3 на 1 г и
имеющейся пористости для нее не хватит. Чтобы сохранить
воду в породе при этих условиях, потребуется сжатие до
100 МПа; при глубине залегания в 1100 м (30 МПа) это обус-
ловит избыточное давление воды в 70 МПа. При переходе по-
роды с водой в условия, определяющиеся температурой 400 °C,
избыточное давление достигает 120 МПа. Это давление может
служить реальной движущей силой для метаморфогенных
гидротермальных растворов (Н. Хитаров). При восходящем
просачивании таких растворов сквозь толщу горных пород про-
исходят химическая и минералогическая перегруппировка веще-
ства, мобилизация и вынос преимущественно примесных эле-
ментов за пределы фронта метаморфизма и их локализация
в виде метаморфогенных гидротермальных месторождений.
Согласно Я. Белевцеву, экспериментальными работами уста-
новлено, что суммарный вынос металлов из метаморфических
пород кислыми растворами при температуре 200 °C и давле-
нии 30 МПа за 100 ч составляет 40 % их первоначальной кон-
центрации.
Концепция формирования гидротермальных месторождений
при участии захороненных вод/Захороненная вместе с осадками
вода может прийти в движение и образовать циркулирующую
гидротермальную систему под воздействием интрузии, а также
при погружении и воздымании горных масс, создающих обста-
новку пресса, отжимающего воду из породы./Так, по расчетам
Д. Шарпа, при воздымании блока пород плато Озарк в США
пористость осадочных пород сокращалась с 50—40 до 5 %• При
этом с каждого квадратного километра рудоносного района
освобождалось от 80 до 800 тыс. м3 воды в год, имеющей тем-
пературу в зависимости от глубины от 300 до 100 °C. Формиро-
вание полиметаллических месторождений при этом протекало
в несколько стадий в связи с серией энергичных, но кратковре-
менных тектонических импульсов позднепалеозойского ороге-
неза, каждый из которых развивал давление, отжимавшее оче-
редную порцию растворов, обеспечивающих их подъем и раз-
грузку рудообразующих веществ.
Концепция формирования гидротермальных месторождений
при участии атмосферных вод. Модель формирования гидротер-
мальных месторождений по схеме циркуляции атмосферных
вод основана на представлении об их глубинном разогреве и
минерализации, придающим им свойства гидротермальных рас-
творов. Чаще всего в качестве разогревающего аппарата рас-
сматриваются массы магматических пород.' Атмосферная вода
глубокой циркуляции попадает в сферу воздействия такой
159
Рис. 63. Схема формирования гид-
ротермального месторождения
с участием атмосферных вод.
Области: I — питания атмосферных
вод, П—разгрузки гидротермальных
растворов и формирования гидротер-
мальных месторождений, Ш — цирку-
ляции, IV — смешанных магматоген-
но-атмосфериых гидротермальных рас-
творов;
/ — шток магматических пород; 2 —
зона формирования гидротермальных
месторождений; 3 — гидротермальные
потоки
1*7*1*
k ЕЗ2 Е23 ЕЗ» Гпк
Рис. 64. Схема формирования
гидротермального месторождения
с участием морских вод. По
X Омато и Р. Раю.
1 — породы основания; 2 — субмарин-
ные вулканические породы; 3 — шток
липаритов; 4 — морская вода; 5 — суль-
фидная руда; 6 — циркуляция разо-
гретых вод
магматической массы, разогревается, минерализуется, восходит
кверху и, охлаждаясь, сбрасывает растворенные в ней веще-
ства, формируя гидротермальные руды. Предполагается, что
охлажденная и деминерализованная вода вновь вовлекается
в нисходящий поток, создавая систему рециркуляции, не
требующую слишком большого количества воды для формиро-
вания длительно развивающихся гидротермальных месторожде-
ний (рис. 63). [Установлено, что атмосферные воды могут сме-
шиваться на глубине с магматическими и формировать гидро-
термальный раствор, выносящий как вещества ювенильного
160
магматического происхождения, так и продукты фильтрацион-
ного выщелачиванияЛКоличественные соотношения магматиче-
ской и атмосферной воды в рудообразующих гидротермальных
растворах меняются как в пространстве, так и во времени.
В глубинных плутоногенных месторождениях существенную
роль играли магматические воды, а в месторождениях припо-
верхностных, особенно вулканогенных, преобладали атмосфер-
ные. В центральной зоне общей гидротермальной системы, воз-
никающей в ореоле магматического тела, преобладали воды
магматического происхождения, а в периферической — атмо-
сферные. При этом, по мере развития процесса рудообразова-
ния, на его нисходящей ветви со снижением температуры атмо-
сферные воды проникали к центру системы и вытесняли магма-
тическую воду. Так, по данным У. Холла и других исследователей,
на ранней стадии формирования вольфрам-молибденового
месторождения Клаймакс, в США, рудообразующий раствор на
87 % состоял из магматической воды и лишь на 13 °/о из атмо-
сферной, но на заключительной стадии он в основном содержал
атмосферную воду.
Концепция формирования гидротермальных месторождений
при участии морской воды. Эта концепция приложима для суб-
маринных месторождений яшм, оксидных месторождений мар-
ганца и железа, а также колчеданных руд, образованных
в придонных частях и на дне морских водоемов.^Исследование
вариаций изотопов кислорода и водорода газово-жидких вклю-
чений в составе формирующих их минералов показало, что они
отлагались из гидротермальных растворов с участием морской
воды.1 Это позволило выдвинуть идею о вовлечении морской
воды в гидротермальную циркуляцию в очаге прогрева мор-
ского дна при внедрении субвулканических штоков (рис. 64).
ФОРМЫ ПЕРЕНОСА МИНЕРАЛЬНЫХ СОЕДИНЕНИЙ
В ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ РАСТВОРАХ
Существуют четыре основные гипотезы переноса вещества
гидротермальными растворами: 1) в истинных растворах,
2) в коллоидных растворах, 3) в легкорастворимых соедине-
ниях ионных растворов, 4) в легкорастворимых соединениях
комплексных растворов.;'
Гипотеза переноса минеральных веществ в истинных раство-
рах минералов, слагающих гидротермальные руды, предусмат-
ривает возможность отложения минералов из их растворов по
мере снижения температуры и возрастания концентрации^ Од-
нако эта гипотеза наталкивается на непреодолимое препятствие,
связанное с чрезвычайно низкой растворимостью подавляющего
большинства гидротермальных минералов. Так, например, рас-
творимость сульфидов составляет от /г-10-8 до /г-10“27%.
6 Заказ № 2527 1 61
Вследствие чрезвычайно низкой растворимости рудообразую-
щих минералов в истинных водных растворах требуется совер-
шенно невероятное количество воды, которое должно пройти
через жильную полость. Р. Гаррельс отмечает, что для отложе-
ния нескольких тонн сульфидной медной руды между стен-
ками такой полости должно пройти количество воды, равное
Средиземному морю. По расчетам Л. Фирсова, для образова-
ния золотоносных кварцевых жил потребовалась бы отдача
воды из слоя магмы мощностью 100 км, что невозможно.
Гипотеза переноса минеральных веществ в коллоидных рас-
творах минералов, слагающих гидротермальные руды, оказа-
лась более привлекательной в связи с тем, что растворимость
минеральных соединений в коллоидной форме превосходит рас-
творимость их в истинной форме в миллионы раз. Однако эта
гипотеза вызвала возражение по следующим причинам: 1) ма-
ловероятно возникновение коллоидных растворов в раскален-
ном магматическом очаге, хотя Ф. Чухров полагает, что из маг-
матического расплава могут сепарироваться газовые коллоиды
или аэрозоли, преобразующиеся по мере остывания в гидро-
золи; 2) трудность длительного переноса минеральных веществ
в коллоидном растворе от магматического очага до места отло-
жения вследствие их вероятной .быстрой коагуляции на этом
большом пути; 3) невозможность развития из вязких коллоид-
ных растворов интенсивного диффузионного и инфильтрацион-
ного метасоматоза, характерного для гидротермального рудооб-
разования. Распространенность колломорфных метаколлоидных
образований в гидротермальных рудах объясняется отложением
рудообразующего вещества не вследствие его кристаллизации,
а вследствие выпадения в форме геля, формирующегося в мо-
мент рудообразования.
Гипотеза переноса минеральных веществ в легкораствори-
мых соединениях простых ионных растворов с последующим
отложением труднорастворимых минералов предусматривает на-
личие в растворе диссоциированных ионов растворимых соеди-
нений. Легкорастворимыми соединениями металлов являются
хлориды и фториды, диссоциирующиеся на анионы хлора или
фтора и катионы металлов^] Предполагается, что в гидротер-
мальном растворе одновременно с галогенидами находится се-
роводород, который по мере снижения температуры раствора
также диссоциируется с выделением химически активных анио-
нов серы. Эти последние вступают во взаимодействие с катио-
нами галогенидов и переводят металлы в осадок в виде суль-
фидов по обменной реакции типа:
FeCl2 +H2S=FeS+2HCl.
растворим нерастворим
Однако изложенная схема вряд ли приложима к процессу
формирования гидротермальных руд, поскольку детальные ис-
162
следования показали, что константа электролитической диссо-
циации сероводорода не возрастает, а уменьшается при сниже-
нии температуры раствора.
Гипотеза переноса минеральных веществ в легкораствори-
мых соединениях комплексных ионно-молекулярных растворов
является наиболее приемлемой для выяснения форм переноса
минеральных веществ гидротермами. Это связано с тем, что
с одной стороны, растворимость комплексных соединений ме-
таллов превосходит растворимость их в простой ионной форме
в миллионы раз. С другой стороны, комплексные растворы до-
статочно чувствительны к изменениям физико-химической ха-
рактеристики растворов, в связи с чем комплексы сравнительно
легко распадаются на простые ионы и образуют труднораство-
римые соединения, выпадающие в осадок. Ядро комплекса вы-
ступает в роли катиона и обычно представлено двух-, трех- и
четырехвалентными металлами; оно может состоять из одного
или нескольких элементов. Обрамляющие ядро лиганды образо-
ваны отрицательно заряженными ионами или молекулами, свя-
занными с ядром таким образом, что их максимальное число
соответствует максимальному координационному числу централь-
ного катиона.. По составу лиганд для рудообразующих гидро-
термальных растворов выделяются различные комплексы.
В формировании силикатных 'и оксидных руд преобладают хло-
ридные комплексы, в образовании сульфидных руд — сульфид-
ные комплексы. Для урана отмечаются уран-карбонатные, уран-
фосфатные, уран-хлоридные, уран-фторидные и уран-силикат-
ные комплексы. Растворимость этих комплексов очень высокая.
Например, растворимость уран-карбонатных комплексов типа
Na4UO2(CO3)3 или Ca2UO2(CO3)3 даже при комнатной темпе-
ратуре достигает десятков граммов в литре воды. Они распа-
даются при понижении содержания углекислоты в растворе,
с изменением pH среды (устойчивы при pH от 5—6 до 8—9),
при окислительно-восстановительных реакциях. При этом отла-
гается уранинит, кальций может пойти на образование каль-
цита, а натрий на возникновение альбита, характерных для па-
рагенетических ассоциаций гидротермальных урановых руд.
Перемещение вещества гидротермальных растворов может
осуществляться инфильтрацией в движущемся растворе и диф-
фузией! в застойном растворе. В качестве наиболее убедитель-
ной причины восходящего движения гидротермальных раство-
ров рассматривается давление парообразной фазы в основании
гидротермальной колонны, накапливающейся при внедрении
и раскристаллизации магмы, гидравлически связанной с этой
колонной. Геологи, считающие, что гидротермальные растворы
отделяются от магматического очага сразу в жидкой фазе, ссы-
лаются на литостатический напор как вероятную причину их
подъема. Геологи, высоко оценивающие участие атмосферных
6* 163
вод в гидротермальном процессе, полагают, что восходящее дви-
жение гидротерм обусловлено гидростатическим напором, воз-
никающим в бассейнах подземных вод артезианского типа.
Иногда в качестве причины миграции гидротермальных раство-
ров рассматривается тектонический стресс, способный отжимать
раствор из водосодержащих пород по принципу фильтр-прес-
синга. Массоперенос гидротермальных флюидов под воздей-
ствием градиента давления пополняется переносом вследствие
термического градиента.
К диффузионным моделям относятся схемы, выдвинутые
Д. Коржинским и А. Бетехтиным. Д. Коржинский полагает, что
перемещение рудообразующих веществ в колонне гидротер-
мальных растворов и их дифференциация определяются нерав-
номерной диффузионной подвижностью минеральных комплек-
сов, с опережением кислотными компонентами щелочных со-
ставляющих. А. Бетехтин связывает возможность перемещения
гидротермального вещества с образованием вакуума в раскры-
вающихся на глубине трещинах, засасывающего гидротермаль-
ный раствор с дальнейшим диффузионным подтоком расство-
ренных в нем минеральных соединений.
I Отложение вещества из гидротермальных растворов может
быть обусловлено различными причинами. Оно может происхо-
дить вследствие обменных, в том числе окислительно-восстано-
вительных реакций между растворами и боковыми породами,
а также при смешении растворов разного состава. Другой при-
чиной выпадения минеральных продуктов служит изменение
водородного показателя (pH) на пути продвижения гидротер-
мальных, особенно комплексных, растворов.
Коагуляция коллоидов осуществляется ввиду резкого пересы-
щения или переохлаждения растворов, в результате химиче-
ских реакций обменного разложения, при распаде комплексных
ионов и под воздействием электролитов. На осаждение мине-
ральной массы может также действовать фильтрационный эф-
фект, сказывающийся в повышении концентрации растворенных
веществ гидротерм при их просачивании через полупроницае-
мые горные породы. Сорбция при гидротермальном рудообразо-
вании проявляется в форме адсорбции, абсорбции и хемосорб-
ции, но ее значение невелико из-за малой стехиометрической
емкости процесса.
Естественные электрические поля рассматриваются иногда
как фактор возможной полярной сепарации различно заряжен-
ных ионов гидротермальных растворов и как причину их отло-
жения.. Изменение температуры гидротермальных растворов
имеет прямое и косвенное значение для осаждения растворен-
ных в них веществ. Прямое влияние сказывается в уменьше-
нии констант растворимости большинства минеральных соеди-
нений по мере охлаждения и выпадения их в осадок. Косвен-
164
ное влияние обусловливает заметное изменение электролитиче-
ской диссоциации водных растворов с изменением их темпера-
туры, приводящее к изменению pH, контролирующей степень
растворимости рудообразующих веществ..
Изменение давления, его уменьшение, особенно резкое, про-
являющееся при переходе гидротермальных растворов из уз-
ких в широкие каналы, может привести к вскипанию раство-
ров, скачкообразному повышению концентрации растворенного
вещества в остаточной жидкой фазе и его отложению. Косвен-
ное воздействие давления определяется тем, что с падением
давления снижается электролитическая диссоциация раство-
ров, повышается их щелочность, увеличивается pH контроли-
рующая выпадение растворенных веществ в осадок.
МИНЕРАЛООБРАЗУЮЩИЕ ЭЛЕМЕНТЫ И МИНЕРАЛЬНЫЙ
ПАРАГЕНЕЗИС
Соотношение реакций ионов металлов с химически актив-
ными серой и кислородом имеет особое значение для образова-
ния гидротермальных руд. Эта сторона гидротермального рудо-
образования наиболее глубоко разработана А. Бетехтиным,
а термодинамика сульфидов и оксидов в связи с проблемами
рудообразования освещена А. Маракушевым и Н. Безменом.
Выяснено, что/в ходе развития гидротермального процесса кон-
центрация химически активных анионов серы постепенно уве-
личивается. Поэтому малосернистые соединения начальных вы-
сокотемпературных стадий сменяются высокосернистыми, хотя
к завершающим низкотемпературным стадиям химический по-
тенциал серы в растворах вновь падает и относительное коли-
чество сульфидов может сократиться. Если изменение режима
серы при гидротермальном рудообразовании происходит во вре-
мени, то режим кислорода меняется также в пространстве. Его
концентрация, или парциальное давление, сильно увеличива-
ется снизу вверх по пути восходящего движения гидротермаль-
ных растворов. В связи с этим происходит окисление ионов S2“
до [SO4]2-, меняется соотношение концентрации этих анионов
в пользу последних^-Поэтому/в верхних частях месторождений
создаются условия, предпочтительные для отложения сульфа-
тов, например барита, характерного для вершин гидротермаль-
ных рудных тел. 2
i Комбинации в соотношениях химически активных серы и
кислорода в гидротермальных растворах приводят к тому, что
труднорастворимые соединения одних металлов выпадают в оса-
док, а легкорастворимые других металлов сохраняются в рас-
творе и не входят в естественные минеральные парагенетиче-
ские ассоциации гидротермальных руд. Например, медь и цинк
в условиях режима серы выпадают в виде сульфидов, создавая
165
Рис. 65. Минеральные ассоциации Холстосонского вольфрамового месторож-
дения в рамках РТ условий кристаллизации по данным изучения газово-
жидких включений. По В Шапснко
месторождения этих металлов. Когда такой режим нарушается
воздействием кислорода с окислением ионов серы до [SO4]2~,
возникают легкорастворимые сульфаты меди и цинка, не вы-
падающие из раствора и не создающие месторождений этих
металлов.
। Металлы, способные в природных условиях давать как сер-
нистые, так и кислородные соединения, к которым принадле-
жат, например, железо и олово, в случаях низкой концентрации
кислорода, но высокой сероводорода, выпадают в виде суль-
фидов, а в условиях высокой концентрации кислорода — в форме
оксидов. '
| Различные металлы обладают различным сродством к сере
и кислороду. Поэтому в ходе гидротермального рудообразова-
ния металлы с более высоким сродством выпадают в соответ-
ствующих соединениях ранее остальных, а в случае более позд-
него появления способны вытеснить металлы с меньшим срод-
ством из ранее выделившихся соединений, замещая катион
Рис. 66. Диаграмма полей устойчивости сульфидов и оксидов железа, мар-
ганца и меди в зависимости oi химических потенциалов серы (11S2) и кис-
лорода (р.О2). По Л. Маракушеву и II. Безмену
166
___________02-
ъОгин+ЕОгэЗ+5гпЭ
слабого сродства более сильными По А. Маракушеву и Н. Без-
мену, ряд металлов по снижающемуся сродству к кислороду
при температуре 300 °C состоит из Be2, Mg2, Li2, Al3, Nb2, Mn2,
Cr3, Zn3, Sn4, W4, Fe3, Fe2,Co2, Ni2, Sb3, Pb2, Cu1, Hg2, Pt2, Ag2,
Au3; ряд снижающегося сродства к сере при той же темпера-
туре включает Zn2, Mo4, Sn2, Fe2, Pb2, Си1, Ni2, Со2, Fe4, Sb3, Hg2.
Соотношения металлов, серы, кислорода и других элементов,
возникающие при различных физико-химических условиях ги-
дротермального рудообразования, отражаются на составе вы-
падающих из растворов минералов, формирующих естественные
парагенетические сообщества. Для исследования таких параге-
нетических сообществ на основе макро- и микроскопического
изучения руд, а также экспериментальных и расчетных данных
применяются диаграммы полей минеральных равновесий.
На диаграмме «давление — температура» намечаются поля
устойчивости минералов и их групп в зависимости от комбина-
ций температуры и давления или адекватной ему газовой фу-
гитивности (рис. 65).
На диаграмме «концентрация — температура» выделяются
минеральные поля устойчивости в зависимости от температуры,
концентрации элементов, их активности или химического потен-
циала.
На диаграмме «концентрация — давление» оконтуриваются
минеральные поля устойчивости в рамках меняющегося дав-
ления.
На диаграмме «pH — Eh» описываются поля устойчивости
минеральных соединений в меняющихся кислотно-щелочных и
окислительно-восстановительных условиях. На рис. 66 пока-
заны поля устойчивости сульфидов и оксидов железа, марганца,
меди в зависимости от химических потенциалов серы и кис-
лорода.
Более детально такие поля описываются барицентрическими
диаграммами «состав — парагенезис». Они имеют характер изо-
барических фазовых диаграмм, не привязанных к определенной
температуре. Пример такой диаграммы, соответствующий трех-
компонентной системе Fe — S — О, изображен на рис. 67. Из
этой диаграммы следует, что в гидротермальных рудах могут
находиться три трехфазовые парагенетические ассоциации
(Fe — Fe3O4 — FeS; Fe3O4 — FeS — FeS2; FeS2 — Fe3O4 — Fe2O3)
и шесть двухфазных парагенетических ассоциаций (Fe — Fe2O3;
Fe —FeS2; Fe3O4 —FeS; Fe2O3 —Fe3O4; Fe2O3 —FeS2; FeS —
FeS2)..
Поля устойчивости в более сложной четырехкомпонентной
системе Си—-Fe — S — О показаны на рис. 68. Эта диаграмма,
согласно X. Мак-Кинстри, включает до десяти минеральных
фаз, но число совместно находящихся устойчивых фаз, согласно
Гиббсу, ограничивается семью. Из диаграмм следует, что среди
168
Рис. 67. Диаграмма «состав — па-
рагенезис» минералов в системе
Ft-S-O
Оа — линия эволюции сульфидов и ок-
сидов
Рис. 68. Диаграмма «со-
став—парагенезис» в си-
стеме Си—Fe—S—О.
Сплошные жирные линии
проходят на плоскостях
тетраэдра, обращенных
к наблюдателю; пунктир-
ные линии лежат на
нижних плоскостях тет-
раэдра; штрихпуиктир-
ные линии проходят
внутри тетраэдра
сульфидов и оксидов железа и меди могут встречаться разнооб-
разные парагенетические соотношения, указывающие на раз-
личные условия режима серы и кислорода в растворах, начи-
ная от ассоциации сульфидов меди с сульфидами железа, свой-
ственные высоким концентрациям серы, и кончая ассоциациями
сульфидов меди с оксидами железа, характерными для более
низких концентраций серы.
МЕТАСОМАТОЗ
. Минеральное вещество гидротермальных месторождений на-
капливается в процессе выполнения открытых полостей и заме-
щения боковых пород, или метасоматоза. Метасоматические
залежи отличаются от тел выполнения: 1) по неправильной из-
вилистой форме контактов, 2) по наличию реликтов незамещен-
ных пород (рис. 69), 3) по сохранению в горной массе минера-
169
лов замещенной породы, ус-
тойчивых при метасоматозе,
4) по «просвечиванию» эле-
ментов текстуры замещенных
пород во вновь отложенном
метасоматическом теле (быв-
шие слоистость, сланцева-
тость, флюидность, трещино-
ватость и пр.), 5) по отсут-
ствию гребенчатых и крусти-
фикационных текстур, типич-
ных для форм отложения
в пустотах, 6) по всесторон-
ней огранке кристаллов, рас-
а при отложении
Рис. 69. Гидротермальная метасома-
тическая залежь (белое) с реликтами
незамещенных пород
тущих при метасоматозе во все стороны,
в полостях только в направлении от их стенок.
Метасоматоз представляет собой такое замещение гор-
ной породы с изменением ее минерального и химического со-
става, при котором растворение старых минералов и отложение
новых происходят близ одновременно, так что замещаемая по-
рода все время сохраняет твердое состояние. Метасоматоз осу-
ществляется при обязательном участии газообразных или жид-
ких пленочных (поровых) растворов, просачивающихся через
породы, приносящих замещающие компоненты и выносящих
замещаемые соединения. Возможны два крайних типа такого
перемещения компонентов: при помощи диффузионного и ин-
фильтрационного метасоматоза. Основное значение при метасо-
матозе имеет инфильтрационная доставка замещающих компо-
нентов, роль же диффузии сводится к выравниванию концен-
траций компонентов раствора на участках замещения.
Как было указано в характеристике условий скарнового ру-
дообразования, при метасоматозе возникает серия сменяющих
друг друга минеральных .зон (метасоматическая колонка), со-
став и расположение которых зависят от дифференциальной
подвижности компонентов и физико-химических закономерно-
стей, управляющих их развитием. В первой зоне состав раство-
ров находится в равновесии с составом породы и здесь все ком-
поненты, кроме воды, ведут себя инертно. В последней зоне
происходит наиболее активное приспособление состава породы
к составу поступающего раствора, и здесь все компоненты
вполне подвижны. В промежуточных зонах часть компонентов
инертна, а. часть подвижна. Таким образом, по мере перехода
от передних зон к тыловым число вполне подвижных компонен-
тов возрастает, а инертных уменьшается с сокращением числа
одновременно существующих минералов, вплоть до образования
самой последней мономинеральной зоны, как это например, по-
казано в табл. 7.
170
Таблица 7
Метасоматическая колонка в грейзенезированных гранитах. По Б. Емельяненко
№ зоны Минеральный состав Инертные компоненты
0 Исходная порода — неизмененный гранит Все инертны
1 Ортоклаз, альбит, кварц, биотит, мусковит, магнетит Mg, Fe, Na, К, Al
2 Ортоклаз, альбит, кварц, мусковит, магнетит Fe, Na, К, Al
3 Ортоклаз, альбит, кварц, мусковит Na, K, Al
4 Ортоклаз, кварц, мусковит K, Al
5 Кварц, мусковит Al
6 Кварц Все подвижны
В гидротермальных месторождениях явления замещения
с развитием метасоматической колонки более свойственны ги-
дротермально измененным боковым породам рудных тел, чем
самим рудным телам. Но даже и среди первых идеальная кар-
тина метасоматического замещения наблюдается достаточно
редко. Ее осложнение обусловлено тем, что она разработана для
простых ионных, а не комплексных растворов—важнейших
в гидротермальном рудообразованип. Кроме того, эта схема не
учитывает изменения физико-химических параметров в ходе
гидротермального рудообразования, меняющего взаимораспре-
деление химических элементов и последовательность их отло-
жения. По классической схеме поровые воды могут лишь вы-
носить продукты метасоматического замещения, фактически же
нередко происходит переотложение этих продуктов на соседних
участках. Наконец, стадийность гидротермального рудообразо-
вания приводит к наложению минеральных образований позд-
них стадий на ранее выделившиеся минеральные комплексы,
искажая стройную картину метасоматический зональности.
Значительно более существенны интрарудный метасоматоз
и избирательный метасоматоз.
Интрарудный метасоматоз обусловлен тем, что про-
дукты последующих стадий гидротермального рудообразования
избирательно замещают минеральное вещество предшествую-
щих стадий, вынося его и переотлагая в других частях рудных
тел, чаще всего на их периферии или в прилегающих горных
породах. Такой процесс может как обогатить руду, если из нее
выносятся безрудные компоненты, так и обеднить ее, если уда-
ляются ценные соединения.
Избирательный метасоматоз проявляется в кон-
центрации руд метасоматического происхождения в строго опре-
деленных пластах пород или на их контактах (рис. 70). Изби-
171
Рис. 70. Кварц-касситерит-турмалино-
вая жила, пересекающая толщу крем-
нисто-глинистых сланцев; метасома-
тоз развивается по глинистым про-
слоям. По Д. Мак-Ллистсру
рательный метасоматоз определяется тремя группами свойств
замещаемых пород. Во-первых, он зависит от минерало-хими-
ческого состава пород. Если расположить наиболее распростра-
ненные горные породы по нисходящей степени благоприятности
к метасоматическому замещению, то их можно объединить в три
группы: 1) благоприятные для метасоматоза (известняки, до-
ломиты, пирокласты), 2) не вполне благоприятные для мета-
соматоза (изверженные породы, метаморфические породы,
аркозы), 3) неблагоприятные для метасоматоза (кварциты, пес-
чаники, глинистые сланцы). Во-вторых, избирательный метасома-
тоз зависит от оптимальной пористости, обеспечивающей филь-
трацию преобразующих растворов и охват поровой водой от-
дельных минеральных сростков замещаемой породы. Опти-
мально благоприятной для образования метасоматических
сульфидных рудных тел оказывается пористость от 2 до 8%.
В-третьих, избирательный метасоматоз определяется фильтра-
ционным эффектом, приводящим к концентрации метасомати-
ческих руд перед плохо проницаемыми породами, так называе-
мыми «экранами», состоящими чаще всего из сланцев или дру-
гих плохо фильтрующих образований.
КЛАССИФИКАЦИЯ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Существует серия классификаций гидротермальных место-
рождений. До начала XX в. преобладала классификация по
форме рудных тел (пласты, линзы, жилы и пр.). В дальнейшем
были предложены группировки гидротермальных месторожде-
ний на генетической основе. Среди них можно отметить клас-
сификации А. Бэтмана, выделявшего месторождения замеще-
ния, выполнения и смешанные, М. Усова и Г. Шнейдерхена по
глубинным магматическим фациям, X. Абдуллаева и Е. Заха-
рова по положению относительно изверженных пород, П. Ниг-
гли по отношению к магматическим породам и температуре об-
172
разования, И. Магакьяна и других по тектоно-магматическим
комплексам и др.
Наиболее популярной и до сих пор широко распространен-
ной является: классификация В. Линдгрена по температуре про-
цесса и глубине образования. Он выделил три класса гидротер-
мальных месторождений: 1) гипотермальный, формирующийся
на большой глубине, при очень большом давлении и высокой
температуре (500—300 °C), 2) мезотермальный, образующийся
на средней глубине, при большом давлении и средней темпера-
туре (300—200 °C), 3) эпитермальный, возникающий на неболь-
шой глубине, при умеренном давлении и сравнительно низкой
температуре (200—50 °C). В связи с тем, что температура ги-
дротермального процесса не всегда корреспондирует глубине,
в американской геологической литературе появились предложе-
ния о выделении дополнительных классов гидротермальных ме-
сторождений. Были названы классы лептотермальный, опреде-
ляющий их образование на средней глубине при низкой темпе-
ратуре, телетермальный, создающийся на самой малой глубине
при низкой температуре, и ксенотермальный, возникающий на
малой глубине, но при высокой температуре.
Разновидностью этой классификации является группировка
П. Татаринова и И. Магакьяна, выделивших ^два класса гидро-
термальных образований: 1) умеренных и значительных глубин
(свыше 1 км), 2) малых глубин и приповерхностных (менее
1 км). Каждый из этих классов разделяется на высокотемпера-
турные (свыше 300 °C), среднетемпературные (300—200 °C) и
низкотемпературные (менее 200 °C) образования. ;
Основные недостатки классификации гидротермальных ме-
сторождений по температуре и глубине образования сводятся
к следующему:
1) условия глубины и температуры не являются главными
факторами, определяющими генезис гидротермальных место-
рождений и отражающимися на их строении и составе; объеди-
нение месторождений по температуре образования также не
способно раскрыть их генезис, подобно тому как объединение
больных по температуре не свидетельствует об одинаковом ха-
рактере их заболевания;
2) температуру процесса и особенно глубину образования
месторождений практически определить объективно очень
трудно или невозможно; это приводит к тому, что месторожде-
ния подразделяются по признакам не наблюдаемым, а предпо-
лагаемым;
3) в тех случаях, когда температуру удается определить
точными методами, выясняется, что одни и те же гидротер-
мальные рудообразующие минералы могут возникнуть в самых
широких температурных рамках, перекрывающих границы всех
трех классов месторождений; так, например, образование золо-
173
то-кварцевых месторождений Урала происходило при темпера-
туре от 400 °C и более до 50 °C и менее.
Все это приводит к тому, что признаки глубины и темпера-
туры образования не могут быть положены в основу генетиче-
ской классификации гидротермальных месторождений. Они мо-
гут быть использованы для этой цели лишь как вспомогатель-
ные показатели.
В принятой в настоящем курсе классификации выделяются
три класса гидротермальных месторождений: плутоногенный,
вулканогенный и амагматогенный.
Плутоногенные месторождения
Гидротермальные месторождения этого класса связаны
с кислыми, умеренно кислыми и умеренно щелочными гипабис-
сальными изверженными породами отчасти ранней и средней,
но в основном поздней стадии геосинклинального этапа, а так-
же активизированных платформ. По преобладающему развитию
ведущей минеральной ассоциации в нем намечаются кварце-
вый, сульфидный и карбонатный подклассы; на роль самостоя-
тельных подразделений могут претендовать также баритовые,
флюоритовые и оксидно-железные месторождения. Распростра-
нены переходные месторождения кварц-карбонатиого, кварц-
сульфидного и карбонатно-сульфидного парагенезиса. Формиро-
вание рассматриваемых месторождений, как правило, осу-
ществляется в несколько стадий. Смена минеральных ассоциа-
ций по стадиям различна, но в ней отмечается общая тенденция
к выделению на ранних стадиях оксидных соединений (кварц,
магнетит, гематит, вольфрамит, касситерит и др.), на средних
происходит массовое выделение сульфидов, их аналогов и суль-
фосолей, а на поздних отлагаются карбонаты (кальцит, доло-
мит, анкерит, сидерит, магнезит).
Образование месторождений рассматриваемого класса со-
провождается отчетливым изменением боковых пород. Особенно
характерны серицитизация, хлоритизация, окварцевание, доло-
митизация, лиственитизация, пропилитнзация, флюоритизацпя,
пиритизация, гематитизация.( Для месторождений плутоноген-
ного класса наиболее типичны гипидиоморфнозернистая, алло-
триоморфнозернистая, панидиоморфнозернистая, ксеноморфно-
зернистая, порфировидная, эмульсионная, пластинчатая, зональ-
ная, решетчатая и сетчатая структуры руд.\
Среди рудных тел этих месторождений известны изометрич-
ные, плоские и трубообразные залежи как согласные с вмещаю-
щими породами, так и секущего типа. Размеры их колеблются
в широких пределах — от нескольких метров до десятков кило-
метров по максимальному направленикХуТипичны месторожде-
ния с многочисленными рудными телами. Они формировались
174
главным образом в условиях гипабиссальной зоны на глубине
от 1 до 5 км. Начальная температура процесса минералонакоп-
ления достигла 500 °C и более, но в большинстве месторожде-
ний была близка к 400—300 °C, затем она постепенно падала
и к концу процесса опускалась до 100—50 °C. Отложение руд
происходило в основном из жидкой фазы.
Среда минералообразования с самого начала гидротермаль-
ного процесса была слабокислой или нейтральной, а к концу
его обычно имела нейтральную или слабощелочную реакцию.
На ранних стадиях преобладал режим кислорода, на средних —
серы, сменявшийся углекислым режимом карбонатной стадии.
Гидротермальные месторождения кварцевого, сульфидного и
карбонатного парагенезиса принято разделять по составу пре-
обладающих рудообразующих минералов на формации.
Среди образований кварцевого парагенезиса вы-
деляются следующие главные формации: 1) кварц-золотая
(многочисленные месторождения во всем мире), 2) кварц-ар-
сенопирит-золотая (например, Кочкарь на Урале), 3) кварц-пи-
рит-золотая (Березовское на Урале), 4) кварц-турмалин-золо-
тая (Дмитриевское, Ключевское в Забайкалье), 5) кварц-кас-
ситеритовая (Онон в Забайкалье, Бутыгычаг в Якутии),
6) кварц-молибденитовая (Чикой, Сорское в Сибири, Клаймакс
в США), 7) кварц-халькопиритовая (меднопорфировые место-
рождения Коунрад в Казахстане, Алмалык в Узбекистане, Кад-
жаран в Армении, многочисленные месторождения Тихоокеан-
ского и Средиземноморского поясов), 8) кварц-энаргитовая
(Бютт в США), 9) кварц-шеелитовая (Бурановское на Урале),
10) кварц-шеелит-золотая (Восточная Сибирь), 11) кварц-
висмутиновая (Адрасман в Средней Азии), 12) кварц-урани-
нитовая, 13) кварц-гематитовая (Шварцвальд в ГДР),
14) кварц-баритовая (Медведевское на Урале), 15) горного
хрусталя (СССР и Бразилия).
В качестве примера образований кварцевого парагенезиса
могут быть указаны молибден-медно-порфировые месторожде-
ния, объединяющие кварц-молибденитовые, кварц-халькопири-
товые и переходные кварц-молибденит-халькопиритовые место-
рождения. Они формируют штокверки рассеянного оруденения
близ выступов магматических пород порфирового сложения.
Среди них различают две разновидности —диоритовую и мон-
цонитовую (Л. Густафсон и др.). Диоритовая группа формиру-
ется на заключительных ступенях ранней стадии геосинклиналь-
ного этапа в связи с плагиогранитами, производными базаль-
товой магмы. Она характеризуется преобладанием меди и
несколько повышенным содержанием золота. Месторождения
этой разновидности достаточно редки и промышленно не очень
существенны. Монцонитовая разновидность образуется на позд-
ней стадии геосинклинального развития в связи с гипабиссаль-
175
Уровень среза
месторождений
Жерло вулкана
Лос Пеламбрес
Уровень моря
Эль Куява
Эль Сальвадор
Лос Лорос_
О 1 2 3 км
I_________I_________I . I
Гранит осно6ания_
Чукикамата
I» га га* га*
Рис. 71. Реконструкция колонны коренных и гидротермально измененных по-
род медно-колчеданных месторождений. По Р. Силлитое.
1 — гранодиориты; 2 — шток порфиров; 3 — гидротермальная интрузивная брекчия; 4—
6 — ореолы: 4 — пропнлитизацни, 5 — серицитизации, 6 — кварц-полевошпатовых мета-
сом атитов
ними интрузиями щелочной гранитной магмы. Месторождения
этой группы отличаются повышенным содержанием молибдена,
Тиногда достигающим самостоятельного промышленного значе-
ния. Среди них известны крупные месторождения медных, мо-
либденовых и медно-молибденовых руд.
Обобщенная схема геологического строения, составленная
путем надстройки друг над другом медно-порфировых место-
рождений, формировавшихся на различной глубине и находя-
щихся на различном уровне эрозионного среза, показана на
рис. 71. Медно-порфировые месторождения сопровождаются
ореолом гидротермально измененных пород, среди которых вы-
деляется центральная часть кварц-полевошпатовых метасома-
титов, сменяющихся по направлению к периферии зоной кварц-
серицитовых пород и завершающихся мощным чехлом пропили-
176
тизированных образований. Рудоносные площади, сложенные
гидротермально измененными породами с прожилково-вкрап-
ленной минерализацией размером до нескольких квадратных
километров в плане и прослеживающихся на глубину до 2—
3 км, также имеют зональное строение. Центральное их ядро
обычно сложено слабооруденелыми окварцованными породами;
оно окаймляется кольцом кварц-слюдяных пород с повышен-
ным содержанием молибденита; сменяется зоной медных руд
с пиритом, халькопиритом, борнитом и первичным халькози-
ном; завершается ореолом убогой непромышленной минерали-
зации с преобладающим пиритом, иногда магнетитом и гема-
титом.
Образования сульфидного парагенезиса включают
в качестве характерных следующие формации: 1) галенит-
сфалерит-халькопиритовую (например, Садон на Кавказе),
2) галенит-сфалерит-пирит-баритовую (Сдлаир), 3) сульфидно-
настурановую (галенит-сфалеритовые, молибденитовые, халь-
копиритовые, марказитовые с урановой смолкой), 4) так
называемую «пятиэлементную формацию» (Со, Ni, Bi, Ag, U)
с рудами, состоящими в основном из арсенидов кобальта и ни-
келя, самородного серебра и висмута, 5) арсенидов и сульфо-
арсенидов никеля, кобальта и железа (Буаззер в Марокко),
6) арсенопиритовую (Запокровское в Забайкалье), 8) кассите-
рит-галенит-сфалеритовую (Хапчеранга в Забайкалье), 8) кас-
ситерит-хлорит-пирротиновую (Омсукчан на Колыме), 9) зо-
лото-антимонитовую, 10) ферберит-антимонитовую (Ноцара
в Грузии).
В образованиях карбонатного парагенезиса раз-
личают формации: 1) сидеритовые (Бакал на Урале), 2) родо-
хрозитовые (Бьютт в США), 3) магнезитовые (Сатка на
Урале), 4) кальцит-тремолит-тальковыех
Кроме достаточно разнообразных месторождений кварце-
вого, сульфидного и карбонатного типов могут быть указаны
оригинальные месторождения: 1) баритовые и витеритовые
(Грузия), 2) фенакит-флюоритовые (Сибирь), 3) апатитовые
(Касерис в Испании), 4) графитовые (Шри Ланка). Особое по-
ложение занимают месторождения хризотил-асбеста, формиро-
вавшиеся под воздействием гидротермальных растворов, при-
вносивших БЮг и СОг в среду железомагнезиальных силикатов
(оливин, энстатит) ультраосновных пород или БЮг и MgO
в среду карбонатных пород. /
Вулканогенные месторождения
Гидротермальные месторождения этого класса связаны глав-
ным образом с наземным, преимущественно андезит-дацито-
вым, вулканизмом поздней стадии геосинклинального этапа,
а также с щелочным и трапповым магматизмом активизиро-
177
ванных платформ. Наиболее характерны месторождения, при-
уроченные к жерлам палеовулканов и их периферии. Им свой-
ственны конические, кольцевые, трубчатые внутрижерловые и
радиально-трещинные внежерловые структуры. Рудные тела
имеют форму жил, труб и штокверков. Среди них имеются вы-
дающиеся, но чаще всего они невелики по размерам, быстро
выклиниваются с глубиной, хотя нередко сложены очень бога-
той рудой, образующей спорадические скопления или так назы-
ваемые «бонанцы».
Для вулканогенных месторождений характерно специфиче-
ское гидротермальное изменение рудовмещающих эффузивных
пород, проявляющееся в их окварцевании, пропилитизации, алу-
нитизации и каолинизации, свидетельствующих о кислом ха-
рактере рудообразующих растворов. Эти месторождения фор-
мировались в приповерхностной зоне на глубине от нескольких
десятков-сотен метров до километра из неглубоко располо-
женных магматических очагов. Они возникали в условиях рез-
кого спада температуры и давления при стремительно возра-
стающем воздействии кислородного потенциала.
Начальная температура рудообразования на ряде этих ме-
сторождений была высокой, достигала 600—500 °C, но быстро
спадала до 200—100 °C и даже менее. Такая обстановка при-
водила к большой скорости минералонакопления в сокращен-
ном по вертикали интервале, способствующей скучиванию (те-
лескопированию) накладывающихся друг на друга сложных и
разнообразных парагенетических ассоциаций. Для руд рассмат-
риваемых месторождений характерно обилие метаколлоидных
текстур. Многие жилы сложного состава, богатые золотом и
серебром («благородная формация»), на глубине в несколько
сотен метров сменяются простыми сульфидами с рядовым со-
держанием благородных металлов.
К вулканогенным гидротермальным месторождениям при-
надлежат следующие формации: 1) полиметаллическая золото-
серебряная, развитая среди третичных вулканических пород
Тихоокеанского кольца и Карпат, 2) золото-серебряная с тел-
луридами и селенидами, также известная среди вулканических
пород Тихоокеанского кольца, 3) касситерит-вольфрамит-висму-
тин-аргентитовая, представленная месторождениями Боливии
(Оруро, Потоси, Лалагуа и др.), 4) халькопирит-энаргит-халь-
козиновая (Браден в Чили), 5) флюорит-бертрандитовая (То-
мас в США), 6) молибденит-флюорит-настурановая, 7) кино-
варная (Вышково в Закарпатье), 8) самородной меди (оз.
Верхнее в США), 9) алунитовая (Заглик в Закавказье),
10) исландского шпата (Тунгуска в Сибири), И) самородной
серы, сульфидов железа и меди в отложениях фумарол, соль-
фатар и паровых струй (Курильские острова, Япония, Италия).
Типичным примером вулканогенных гидротермальных место-
178
Рис. 72. Схема геологического строе-
ния месторождения Крипл Крик
(в плане). По В. Линдгрену:
1 — древние граниты; 2 — лавовый покров;
3 — жерла вулканов; 4 — дамки; 5 — руд-
ные жилы
рождений может служить Крипл Крик в США (рис. 72). Си-
стема радиальных золото-серебряных жил этого месторожде-
ния, расходящихся от вулканического жерла, сложена пири-
том, марказитом, стибнитом, аргентитом, пираргиритом, поли-
базитом, в ассоциации с золотом, серебром и их теллуридами,
реже селенидами, кварцем, халцедоном, адуляром, флюоритом
и кальцитом.
Амагматогенные месторождения
Месторождения этого класса достаточно отчетливо выделя-
ются потому, что они находятся на площадях развития осадоч-
ных пород, где отсутствуют активные изверженные породы, ги-
дротермальными дериватами которых эти месторождения могли
бы являться. Ранее предполагалось, что они связаны с находя-
щимися на глубине и еще не вскрытыми эрозионной поверх-
ностью массивами магматических пород и их называли «теле-
термальными», т. е. удаленными от рудоначальных интрузий.
Позднее, когда появились сомнения в возможности отнесения
этих месторождений к магматогенным образованиям, их стали
называть нейтральным термином «стратиформные», в который
возможно вкладывать любой генетический смысл.
\ Генезис амагматогенных гидротермальных месторождений
Представляет собой одну из остро дискуссионных проблем рудо-
образования. Существуют четыре главные гипотезы.
1. Часть геологов склонна рассматривать их как первично-
осадочные сингенетичные месторождения, претерпевшие после-
дующее диагенетическое, катагенетическое и метаморфическое
179
преобразование той или иной степени (В. Домарев, В. Попов,
Д. Сапожников, Н. Страхов, Ж- Амштуц, А. Маухер, П. Рутье,
Г. Шнейдерхен и др.). В качестве обоснования этой точки зре-
ния приводились следующие характерные черты этих месторож-
дений:
1) нахождение исключительно в пределах осадочных толщ
с отсутствием изверженных пород, с которыми они могли бы
быть генетически связаны;
2) обычно пластовая форма рудных тел;
3) отсутствие признаков контроля рудоподводящими разло-
мами;
4) приуроченность к определенным частям стратиграфиче-
ского разреза;
5) размещение среди мелководных, несколько осолоненных
осадков прибрежных морских фаций;
6) гетерогенное ритмичное строение рудоносных толщ;
7) преимущественная связь оруденения с начальными транс-
грессивными или конечными регрессивными частями разреза;
8) переход пластовых рудных тел по простиранию в зоны
рудных конкреций — типичных осадочно-диагенетических обра-
зований;
9) признаки диагенетического преобразования вещества
с участием рудных минералов (стилолитовые швы, конкрецион-
ные обособления, эффект уплотнения и пр.);
10) нахождение среди свит пластов с повышенным содержа-
нием рудных элементов;
11) соответствие изотопного состава этих элементов изотоп-
ным соотношениям руд;
13) разброс вариаций изотопов серы с широким захватом
поля облегченной серы, свидетельствующий о ее биогенно-оса-
дочном характере;
13) часто более древний возраст металлов, входящих в со-
став руд, чем время образования вмещающих пород, свидетель-
ствующий о сносе металлов из более древних окружающих
пород;
14) сравнительно простой минеральный состав руд с тексту-
рами и структурами седиментационного стиля.
2. Другая группа геологов считает рассматриваемые место-
рождения эпигенетичными гидротермальными, связанными с за-
легающими на глубине и не вскрытыми эрозией изверженными
породами (Ф. Вольфсон, Е. Захаров, К- Сатпаев и др.). Этот
взгляд аргументируется следующими положениями:
1) наличие на некоторых месторождениях, наряду с соглас-
ными, секущих рудных тел;
2) проявление в ряде случаев гидротермального изменения
боковых пород, представленного окварцеванием, доломитиза-
цией, серицитизацией; каолинизацией;
180
3) агрессивный характер рудообразования, приводящий ме-
стами к возникновению брекчий растворения и отчетливому ме-
тасоматозу;
4) формирование руд на некоторых месторождениях в не-
сколько стадий, разделенных перерывом минералонакопления,
в ряде случаев отличающихся по минеральному составу;
5) иногда сравнительно высокая температура минераловы-
деления, определяемая по данным термических исследований
газово-жидких включений в 200—70 °C;
3. Некоторые геологи высказывались в пользу эпигенетиче-
ского образования этого класса гидротермальных месторожде-
ний под воздействием химически активных атмосферных вод
глубокой циркуляции (А. Германов, А. Перельман, Ч. Девид-
сон, В. Линдгрен и др.). В защиту такого взгляда приводятся
данные о заимствовании свинца из древних отложений и серы
из сульфатов подземных вод, основанные на исследовании ва-
риаций изотопов этих элементов.
4. Некоторые геологи развивают гипотезу о полихронном и
полигенном происхождении описываемых месторождений
(В. Смирнов, Г. Щерба и др.). В основу этой гипотезы поло-
жены данные о длительном развитии многих стратиформных
месторождений, несущих черты как сингенетичного осадочного
происхождения, так и эпигенетичного образования. В этом
случае рудообразование начинается с формирования сингене-
тичных и синхронных с вмещающими породами вулканогенно-
осадочных и осадочных руд, претерпевающих закономерные
диагенетические и катагенетические преобразования. После пе-
рекрытия таких залежей породами кровли оно могло посте-
пенно сменяться рудообразованием, связанным с деятельностью
подземных горячих минерализованных вод, привносящих до-
полнительную порцию руд и производящих перегруппировку
минеральной массы, способных к созданию эпигенетичных се-
кущих рудных тел. В зависимости от преобладания раннего
сингенетичного или позднего эпигенетичного рудообразования
в сформировавшихся таким образом месторождениях преобла-
дают черты либо сингенетичных, либо эпигенетичных образова-
ний. Изложенная концепция, устраняющая кажущиеся противо-
речия в облике стратиформных месторождений, представляется
наиболее достоверной.
' К амагматогенным относятся формации: 1) борнит-халько-
пиритовые месторождения меди в пластах песчаников («меди-
стые песчаники» Джезказгана в Казахстане, Удокан в Сибири,
медного пояса Замбии и Заира и др.); 2) галенит-сфалеритовые
месторождения свинца и цинка обычно в карбонатных породах
(Каратау в Казахстане, долины р. Миссисипи в США, Силезии
в ПНР и др.); 3) антимонитовые и киноварные месторождения
сурьмы и ртути (Кадамджай и Хайдаркан в Средней Азии, Ни-
181
Рис. 73. Схематический разрез Миргалимсайского свинцово-цинкового место-
рождения в Каратау, Казахстан:
1 — известняки; 2 — доломиты; <3 -- бронированные известняки; 4 — рудные тела; 5 —
тектонические послерудныо нарушения
китовка в Донбассе, Альмаден в Испании, Идрия в СФРЮ
и др.); 4) флюоритовые месторождения (Такоб в Средней
Азии).
Примером месторождений амагматогенного класса может
служить стратиформное месторождение Миргалимсай в Казах-
стане (рис. 73). Известны редкие стратиформные месторожде-
ния шеелита в гнейсах и песчаниках (Австрийские Альпы,
КНР), касситерита (Келлхани в Боливии), серебра и золота.
Глава IX
КОЛЧЕДАННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
К колчеданным относятся месторождения, руды которых сло-
жены преимущественно сульфидами железа. Минеральный со-
став всех колчеданных месторождений, вне зависимости от того,
сложены они массивной или вкрапленной рудой, отличается
резким преобладанием пирита, пирротина, иногда марказита,
с примесью халькопирита, борнита, сфалерита, галенита, блек-
лых руд, реже других рудных минералов. Нерудные минералы
развиты слабо и представлены обычно баритом, кварцем, кар-
бонатами, серицитом, хлоритом,гипсом.
Колчеданные месторождения повсеместно связаны с субма-
ринными базальт-риолитовыми вулканогенными формациями
ранней стадии геологического развития эвгеосинклиналей.
В связи с этим они в главной своей массе входят в состав офио-
литовых или зеленокаменных поясов, возникающих при после-
дующем метаморфизме на месте геосинклинальных трогов, вы-
полненных плутоническими и вулканическими производными
182
базальтовой магмы, а также их пирокластами, перемежающи-
мися с прослоями осадочных пород. Значительно реже они
встречаются в сланцевых геосинклиналях с ограниченными про-
дуктами раннего базальтового вулканизма (Австралия, Боль-
шой Кавказ и др.). В пределах этих поясов колчеданные место-
рождения вытягиваются прерывистыми цепями, длина которых
иногда достигает нескольких тысяч километров.
Рудоносная базальт-риолитовая формация расчленяется на
три субформации. К первой принадлежат монотонные недиффе-
ренцированные базальты, с которыми связаны серно-колчедан-
ные и очень редко медно-колчеданные месторождения кипрского
типа. Ко второй относятся контрастно дифференцированные ба-
зальт-риолитовые толщи, порождающие большинство медно-
колчеданных месторождений уральского типа. К третьей при-
надлежат последовательно дифференцированные базальт-анде-
зит-дацит-риолитовые формации, несущие полиметаллические
колчеданные месторождения рудноалтайского типа или типа
Куроко (Япония). По мере перехода от первой к третьей суб-
формации натровые породы вытесняются калн-натровыми.
Колчеданное рудообразование может проявляться неодно-
кратно на всех стадиях вулканического цикла, но подавляющая
масса колчеданов накапливается в конце вулканического цикла
на этапе кислого вулканизма и вслед за ним. Концентрирован-
ное рудообразование приурочено к периоду прекращения излия-
ния лав, кратковременные пароксизмы которого сменяются
более длительной поствулканической газово-гидротермальной
деятельностью. При этом площади субмаринного вулканизма
сокращаются, а глубоководные условия сменяются мелковод-
ными. В том случае, когда вслед за завершенным вулканиче-
ским циклом возрождаются новые вулканические циклы, могут
формироваться несколько последовательных комплексов колче-
данных месторождений.
РУДНЫЕ ТЕЛА
Рудные тела типичных колчеданных месторождений имеют
сложную конфигурацию. В них различают согласную с вмещаю-
щими породами пластообразную часть и систему секущих про-
жилково-вкрапленных руд, подпирающих согласное тело со сто-
роны его лежачего бока. Для согласных частей колчеданных
рудных тел часто отмечается зональное строение, проявляю-
щееся в том, что близ лежачего бока преобладает пиритная
руда, по направлению к висячему боку вытесняемая рудой пи-
рит-халькопиритного состава и еще далее преимущественно по-
лиметаллической рудой.
Прожилково-вкрапленные руды лежачего бока сопровожда-
ются ореолом гидротермально измененных пород серицит-хло-
183
ритового состава, а в слоистых пирокластических толщах вися-
чего бока наблюдаются горизонты обломочных руд.
Гидротермально измененные породы, подстилающие колче-
данные залежи, имеют зональное строение. Обычно намечаются
две зоны: внутренняя кварц-серицитовая, прилегающая к руд-
ному телу, и внешняя хлоритовая. На некоторых месторожде-
ниях эти зоны меняются местами. Отмечены случаи, когда
между кварц-серицитовой зоной и рудным телом находятся
кварциты с корундом, андалузитом, диаспором, пирофиллитом,
зуниитом, топазом, рутилом, апатитом, флюоритом. Все изме-
ненные зоны содержат вкрапленность пирита, реже других суль-
фидов. Не наблюдается какой-либо определенной зависимости
между размерами рудных тел и шириной ореола измененных
пород, которая может составлять как доли от мощности зале-
жей, так и превышать ее в несколько раз.
Площадям гидротермально измененных пород колчеданных
месторождений корреспондируют ореолы геохимического рас-
сеяния, также обычно имеющие зональное строение. По данным
Л. Овчинникова и Э. Баранова, во внешних их зонах преобла-
дают барий, серебро, свинец и цинк, а во внутренних — медь,
молибден, кобальт и висмут.
Рудные обломки встречаются как в пластах туфоконгломе-
ратов, непосредственно покрывающих рудные тела, так и на
расстоянии до нескольких метров от них. Размеры обломков
корреспондируют величине обломков заключающих их пород и
колеблются от нескольких миллиметров до нескольких десятков
сантиметров в поперечнике. Сложены они чаще всего сплош-
ным или вкрапленным пиритом с примесью кварца, хлорита и
серицита, иногда также халькопирита, сфалерита и других ми-
нералов, входящих в состав колчеданных руд. Границы облом-
ков срезают текстурные элементы руды (кристаллы, полосча-
тость, прожилковатость). Они рассматриваются как механиче-
ские осколки руды, образовавшиеся вследствие тектонических
сотрясений и эксплозий, следовавших за рудоотложением, взло-
мавших часть рудных тел и вынесших обломки вместе с разру-
шенными рудовмещающими породами за пределы рудных тел
и осадивших их в пирокластических образованиях кровли.
Колчеданные рудные залежи часто прорезаются поструд-
ными дайками диабазов, реже габбро-порфиритов и альбитофи-
ров. Общая схема строения типичного колчеданного месторож-
дения приведена на рис. 74.
Все колчеданные месторождения рассматриваются как про-
дукты восходящих минерализованных газогидротермальных по-
токов, генерированных глубинными вулканическими очагами.
Часть рудного вещества этих потоков отлагалась на путях их
подъема, фильтруясь сквозь колонну возникших перед этим
вулканических пород и формируя вулканогенные гидротер-
184
Рис. 74. Общая схема строения кол-
чеданного месторождения.
Туфы и конгломераты: 1 — кислого со-
става, 2 — среднего и основного состава;
эффузивы: 3 — кислого состава, 4 — сред-
него и основного состава; 5 — массивная
колчеданная руда; 6 — горизонты рудо-
кластов; 7 — прожилково-вкрапленная руда
среди гидротермально измененных пород;
в — зоны смятия и дробления
мально метасоматические залежи прожилково-вкрапленных руд.
Другая часть достигала дна геосинклинального бассейна и вы-
падала, образуя вулканогенные гидротермально-осадочные пла-
стовые залежи массивных руд.
Сходным образом формируются юные и современные скоп-
ления колчеданных руд на дне современных океанов. Колчедан-
ные залежи срединно-океанических хребтов приурочены к про-
дольным разломам и представлены цепями конусообразных
скоплений пирита, пирротина, марказита, сфалерита, халькопи-
рита, кубанита, гипса, ярозита, цеолитов, сформированными
струями горячих гидрозолей «черных дымов». Снизу к ним при-
мыкает колонна гидротермально измененных базальтов с про-
жилками и вкрапленностью пирита и халькопирита.
Пострудные тектонические деформации выводили колчедан-
ные тела из их первоначального субгоризонтального залегания,
а метаморфизм преобразовывал их вмещающие породы и руды.
Наиболее глубокая амфиболитовая фация метаморфизма
фиксируется в самых древних колчеданных месторождениях
докембрийского возраста. Значительно более широко распро-
странена менее высокотемпературная зеленокаменная фация.
Метаморфическое перерождение нередко сопровождалось ин-
тенсивным рассланцеванием пород с развитием типичных для
районов колчеданных месторождений кварц-хлорит-серицито-
вых сланцев и альбитовых порфиритоидов. Вследствие мета-
морфизма происходило развальцовывание и разлинзовывание
рудных тел, преобразование руд колломорфной текстуры в руды
кристаллической, полосчатой и сланцевой текстур, дробление
185
хрупких минералов (пирит) и смятие пластических минералов
(халькопирит, галенит), развитие альпийских прожилков, пре-
образование марказита и вюртцита в пирит и сфалерит, а части
пирита в пирротин, переход ультрадисперсного золота сульфи-
дов в более крупное.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ
Для колчеданных месторождений различают четыре порядка
геологических структур: поясов рудоносных вулкани-
ческих пород, рудных полей, месторождений и
рудных тел.
Положение региональных поясов вулканогенных пород с рас-
пределенными среди них полями колчеданных месторождений
контролируется глубинными разломами, определяющими геоло-
гическую позицию и особенности внутреннего строения тектони-
ческих трогов, возникающих на ранней стадии эвгеосинклиналь-
ного развития и прекращающих свое существование к средней
стадии геосинклинального цикла. Троги эти вытягиваются
в длину на несколько тысяч километров, имеют ширину 5—
100 км и представляют собой чрезвычайно контрастные эле-
менты региональной структуры складчатых областей. По ним
происходило местное погружение участков земной коры на глу-
бину 1— 10 км, сопровождавшееся интенсивным базальтоидным
магматизмом и вулканизмом, продукты которого заполняли
троги близ одновременно с их проседанием, без последующей
инверсии в положительную тектоническую структуру.
Расположение полей колчеданных месторождений в преде-
лах поясов контролируется центрами вулканической активности,
ограниченными площадями, прилегающими к жерлам вулка-
нов, неравномерно распределенных в рамках тектонических
трогов.
Положение и геологическая структура отдельных месторож-
дений внутри колчеданных полей определяются приурочен-
ностью их к центру и склонам положительных вулканических
построек, прорезанных секущими сбросами и зонами дробления
как тектонического, так и вулканического происхождения (вул-
канические кальдеры, газовые прорывы и пр.).
Структурная позиция частных залежей колчеданных руд оп-
ределяется локальными дизъюнктивами, вмещающими зоны
прожилково-вкрапленных руд, протягивающихся на глубину
свыше 100 м, и венчающими их пластовыми залежами массив-
ных руд. Комбинация таких секущих и согласных геологических
элементов определяет положение как одиночных рудных тел,
так и их колонн, заключающих в себе несколько субпараллель-
ных пластообразных залежей (рис. 75). Количественное соотно-
шение между согласными телами и секущими минерализован-
186
Рис. 75. Схематизированный геологический разрез центральной части много-
пластового колчеданно-полиметаллического месторождения Озерное в Буря-
тии. По Э. Дистанову, К. Ковалеву и Р. Тарасовой.
/ — кислые туфы; 2 — известняки; 3- известковистые туффнты; 4 — известковистые ту-
фобрекчин; 5 — автомагматические брекчии риолит-дацнтов; 6 — дайки диабазовых
порфиритов; 7 — сбросы; 8 — колчедан но-полиметаллическая руда
ними зонами, играющими роль рудоподводящих каналов, бы-
вает различно, но обычно решающее значение в концентрации
колчеданной руды принадлежит согласным элементам геологи-
ческой структуры. Последующие тектонические дислокации, по-
слерудные разломы и метаморфизм вуалируют первичное гео-
логическое строение в степени, нарастающей от молодых к древ-
ним колчеданным месторождениям.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ВОЗРАСТ
Колчеданные месторождения формировались на ранних ста-
диях всех циклов геологического развития. В архейском цикле
были образованы месторождения Канады, США, Гренландии,
Австралии и СССР (Карелия). В протерозойское время воз-
никли колчеданы СССР (Полярный Урал, Прибайкалье, Север-
ный Тянь-Шань, Закарпатье), Канады, Индии, Марокко, ЮАР,
Швеции и Финляндии. Каледонские колчеданы характерны для
СССР (Бурятия, Западный Саян, Джунгарский Алатау), Ка-
нады, ЧССР, Ирана, Норвегии, Австралии и Бирмы. Герцин-
ские колчеданные месторождения весьма распространены; они
развиты в СССР (Урал, Рудный Алтай, Казахстан, Средняя
Азия), США, Испании, Португалии, ФРГ, известны во Фран-
ции, Японии, КНР. Колчеданные месторождения киммерийского
цикла распространены менее, хотя известны в СССР (Кавказ,
187
Якутия), Албании, СФРЮ, НРБ, Иране, Японии и в Кордиль-
ерах Америки. Альпийская металлогения отличается новым
подъемом колчеданного рудообразования в СССР (Кавказ),
Турции, Греции, Италии, Франции, Кипре, Японии, Тихоокеан-
ского архипелага, Кордильерах и Андах Америки, Кубы.
От древних к юным металлогеническим эпохам не отмеча-
ется принципиальной смены условий колчеданного рудообразо-
вания и изменения характерных черт колчеданных месторожде-
ний. Можно отметить лишь при переходе от древних к молодым
месторождениям уменьшение степени их метаморфизма, сокра-
щение количества пирротина в рудах, усложнение минерального
и химического состава руд. При повторяемости геосинклиналь-
ного вулканизма в рамках одного металлогеиического цикла
может возникнуть несколько разновозрастных серий колчедан-
ных месторождений. Например, на Урале в пределах герцин-
ского цикла выделяются позднесилурийская, среднедевонская и
раннекаменноугольная местные эпохи рудообразования. Для по-
лицикличных геосинклинальных областей отмечается, что если
колчеданное оруденение возникает на ранней стадии древнего
цикла, то оно обязательно повторяется на ранних стадиях всех
последующих циклов. Зоны раннегеосинклинального базальто-
ндного вулканизма, несущие колчеданные месторождения в по-
лицикличных складчатых областях, со временем смещаются от
одного борта геосинклинали к другому. Например, на Кавказе
палеозойские колчеданные месторождения образуют самый се-
верный пояс Передового хребта Большого Кавказа, киммерий-
ские колчеданы смещены к югу в‘Закавказье и на Малый Кав-
каз, а альпийские колчеданные месторождения сосредоточены
еще южнее в пределах Аджаро-Триалетской части Сомхито-Ка-
рабахской вулканической зоны.
ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
В период расцвета гидротермальной теории рудообразова-
ния до 20—30-х годов нашего века колчеданные месторождения
рассматривались как метасоматические залежи, связанные с ин-
трузиями орогенных гранитов. В 1925—1930 гг., в период увле-
чения гипотезой рудных магм, их происхождение пытались
объяснить как следствие инъекции сульфидного расплава. Пе-
реломным моментом в развитии представлений о генезисе кол-
чеданных месторождений надо считать 1936 г., когда А. Зава-
рицкий выступил с новой гипотезой образования колчеданных
руд метасоматическим путем из минерализованных гидротер-
мальных растворов, поступавших из магматических очагов,
формировавших доорогенные вулканические комплексы, вслед
за их образованием. Развитием этой идеи надо считать взгляды
К- Офтедаля (1958) о вулканогенном эксгалятивно-осадочном
188
и доводы В. Смирнова (1959) и Т. Ватанабе (1956) о вулкано-
генном гидротермально-осадочном генезисе колчеданных руд.
С тех пор генеральная линия развития теории колчеданного
рудообразования прокладывается под знаком развития этой
концепции.
По этой концепции гидротермальные растворы поствулкани-
ческого происхождения проникали в участках дробления сквозь
колонну предрудных вулканогенно-осадочных пород, гидротер-
мально изменяли их и формировали зоны прожилково-вкрап-
ленных руд. Когда рудообразующие растворы достигали дна
геосинклинального бассейна, при резкой смене физико-химиче-
ской обстановки происходило массовое осаждение рудообразую-
щего материала с возникновением пластовых залежей массив-
ных руд. В случае если рудообразующие растворы были тяже-
лее морской воды, осаждение руды происходило над колонной
гидротермально измененных пород и прожилково-вкрапленных
руд с образованием проксимальных залежей; когда
такие растворы были легче морской воды, они могли сноситься
в сторону от рудоподводящей зоны прожилково-вкрапленных
руд и формировать дистальные или безкорневые
Рудные залежи.
Соотношение изотопов кислорода и водорода в газово-жид-
ких включениях рудообразующих минералов некоторых колче-
данных месторождений соответствует таковому морской воды,
из этого делается заключение об участии палеоморской воды
в рудообразующем гидротермальном растворе. Предполагается,
что морская вода проникала по зонам трещиноватости на глу-
бину в вулканические породы дна геосинклинального бассейна,
там разогревалась, минерализовывалась и вовлекалась в состав
восходящих рудообразующих гидротермальных растворов, фор-
мируя придонные залежи колчеданных руд. По поводу источ-
ников металлов, серы и других рудообразующих элементов су-
ществуют разногласия. Одни исследователи считают, что они
заимствованы при выщелачивании из вулканических пород
в процессе фильтрации сквозь них гидротермальных растворов,
другие полагают, что они генерированы непосредственно глу-
бинным вулканическим очагом. Соответствие изотопов серы
большинства колчеданных месторождений метеоритному стан-
дарту и отсутствие баланса между количеством выщелоченных
металлов из зон гидротермальной переработки и количеством
их в рудных телах склоняет скорее к признанию прямого маг-
матического источника рудообразующих веществ.
Глубина, давление и температура. Колчеданные месторож-
дения формировались в придонных частях палеоморей. При
этом вулканогенно-осадочные пластовые залежи массивной
руды отлагались при сравнительно низком давлении, а колонна
подстилающих их прожилково-вкрапленных руд, уходящая ме-
189
стами до глубины свыше 1000 м, формировалась в обстановке
более высокого давления. В первом случае давление определя-
лось столбом морской воды, которое при глубине в 500 м со-
ставляло 5 МПа, а при максимальной глубине 10 000 м могло
достигать 100 МПа. При образовании зон прожилково-вкрап-
ленных руд давление было выше, так как к гидростатическому
давлению добавлялось литостатическое давление толщи рудо-
вмешаюших пород. Оно могло еще более возрастать в связи
с давлением паров и газов, достигая колоссальных значений
в моменты вулканических эксплозий.
Температура формирования вулканогенно-осадочных частей
колчеданных месторождений соответствовала температуре при-
донных частей моря, но она повышалась вследствие разогрева
морской воды лавами, туфами и горячими флюидами. Однако
она не могла превышать температуру кипения, при которой
море должно было испариться. Такая максимальная темпера-
тура зависит от давления столба воды: у поверхности она со-
ставляет 100 °C, на глубине 100 м — 180 °C, на глубине 200 м—
215 °C, на глубине 500 м — 265 °C, а на глубине 2000 м около
365 °C. Температура образования гидротермальных метасома-
тических прожилково-вкрапленных руд могла достигать более
значительных величин. Об этом свидетельствуют данные по тем-
пературе декрепитации рудообразующих минералов. По раз-
ным данным она колеблется для вулканогенно-осадочных руд
от 40 до 220 °C, а для метасоматических прожилково-вкраплен-
ных руд от 200 до 500 °C. По совокупности существующих дан-
ных приблизительная температура формирования наиболее ха-
рактерных зон гидротермально измененных вулканогенных по-
род, окаймляющих колчеданные тела, была следующей (°C):
зона кварцитов, содержащих турмалин, корунд, топаз ............. 450—350
зона кварц-серицитовых пород ................................... 300—200
зона хлоритизированных пород .... .................. 250—200
зона каолинизированных пород . . ............ ............. 200—100
Таким образом, колчеданные месторождения, если принимать
во внимание весь процесс их образования — от переработки бо-
ковых пород до выпадения последних порций рудообразующих
минералов, создавались в широком температурном интервале,
достигавшем от 500 до 40 °C.
Характер рудообразующих растворов. На диаграмме состоя-
ния воды и минерализованного водного раствора, построенной
в координатах давления и температуры, проведены изобары А
и В (рис. 76). Изобара в 20 МПа примерно соответствует 1 км
литостатического или 2,5 км гидростатического давления. На
такой глубине, начиная примерно с 450 °C и ниже, рудообра-
зующий раствор будет жидким. Изобара 5 МПа отвечает 200 м
литостатического и 500 м гидростатического давления. На этих
глубинах, наиболее характерных для колчеданного рудообра-
190
Рис. 76. Кривые состояния воды
(HsO) и минерализованного водного
раствора (MHjO):
К точка критического состояния воды
(Г-374 °C, Р“21,8 МПа); К' — приблизи-
тельная точка критического состояния ми-
нерализованного водного раствора (1=
-500 °C, Р“25 МПа); А, В — изобары
зования (от высоких температур до 220—275 °C), рудообразую-
щий раствор будет газообразным и лишь ниже — жидким. Сле-
довательно, в формировании колчеданных месторождений весь-
ма существенную роль могла играть газовая фаза. Такое пред-
ставление соответствует природной картине отделения газов
действующих вулканов, преобладанию газовой фазы во вклю-
чениях рудообразующих минералов некоторых колчеданных ме-
сторождений и уникальным минерализованным аэрозолям «чер-
ных дымов», формирующим скопления колчеданов на дне со-
временных океанов.
По аналогии с современными вулканическими эксгаляциями
можно полагать, что по мере развития поствулканического гид-
ротермального процесса происходило снижение температуры и
кислотности растворов. Этот процесс описан Р. Лоджем. Он
рассматривает два типа обстановок отложения колчеданных
руд. Первая обстановка соответствует возникновению гидротер-
мально-метасоматических прожилково-вкрапленных руд на пу-
тях подъема рудообразующих растворов при температуре более
270 °C и характеризуется средним значением pH. Вторая обста-
новка отвечает накоплению вулканогенных гидротермально-оса-
дочных руд на дне водоема, характеризуется резким снижением
температуры и переходом от умеренно-кислых к щелочным ра-
створам.
ЭТАПЫ РУДООБРАЗОВАНИЯ
В общей истории колчеданного рудообразования намеча-
ются три этапа.
Первый (предрудный) этап обусловлен высокотемператур-
ными кислыми, по-видимому, истинными газовыми растворами,
191
скорее всего, близкими по составу и общей физико-химической
характеристике к ранним минерализованным галоидным газам
современных вулканических процессов. В этот этап не проис-
ходит заметного привноса вещества, но осуществляется интен-
сивная перегруппировка минеральной массы вулканогенных по-
род. Вследствие различной степени подвижности породообра-
зующих элементов и их реакционной способности в этих усло-
виях возникает метасоматическая колонна гидротермально из-
мененных пород. Наиболее характерна колонна, состоящая из
трех зон: 1) кварцитовой, 2) серицитовой, 3) хлоритовой. При
переходе от первой к третьей зоне снижается температура про-
цесса от 450 до 200 °C и pH растворов изменяется от 4—5 до
6—8.
Второй (колчеданный) этап сменяет первый, сливаясь с кон-
цом его. В этот этап происходит накопление основной массы
сульфидов железа из гидротермальных растворов как на путях
их подъема по рудоподводящим каналам, так и на дне водое-
мов. Подъем рудообразующих растворов по зонам предвари-
тельно выщелоченных при гидротермальном изменении пород
облегчается тем, что их пористость при этом возрастает в 3—5
раз. Химизм процесса на втором этапе резко меняется. Начи-
нают действовать растворы, пересыщенные ионами серы и же-
леза, обусловливающие массовое колчеданное отложение суль-
фидов железа в форме пирита, реже в виде пирротина или мар-
казита.
Третий (рудный) этап проявляется в ряде колчеданных ме-
сторождений. В отличие от предыдущих, слитных этапов, он от-
деляется от них отчетливым и иногда достаточно длительным
перерывом, во время которого минеральные массы ранних эта-
пов могли претерпеть частичный метаморфизм, тектонические
деформации и.внедрение даек изверженных интрарудных пород.
Гидротермальные растворы этого этапа были бессернистыми
или недонасыщенными химически активными ионами серы, но
содержали цветные металлы в форме хлоридов или комплекс-
ных ионов. Эти растворы реагировали с сернистыми соеди-
нениями железа, накопившимися в течение второго этапа ру-
дообразования, частично замещали их, вытесняя железо
сульфидов медью, цинком и свинцом, с формированием поли-
металлически-гидротермальных рудных тел.
Наиболее совершенные и богатые полиминеральные колче-
данные месторождения возникают при совмещении минеральных
продуктов всех трех этапов рудообразующего процесса. Вслед-
ствие проявления только первых двух этапов формируются
преимущественно серно-колчеданные, отчасти медно-колчедан-
ные залежи. При проявлении только первого этапа образуются
достаточно многочисленные зоны гидротермально преобразо-
ванных пород, не сопровождающиеся колчеданными рудами.
192
ПОДРАЗДЕЛЕНИЕ КОЛЧЕДАННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ
В состав вулканогенных колчеданных месторождений входят
секущие зоны гидротермально метасоматических прожилково-
вкрапленных руд и пластовые залежи гидротермально-осадоч-
ных руд. В одних случаях преобладает первая разновидность,
в других — вторая, в третьих — обе разновидности проявлены
примерно одинаково. В соответствии с этим выделяются три
класса колчеданных месторождений: 1) вулканогенный гидро-
термально-метасоматический, 2) вулканогенный гидротер-
мально-осадочный, 3) комбинированный вулканогенный гидро-
термально-метасоматически-осадочный.
Вулканогенные гидротермально-метасоматические место-
рождения в чистом виде встречаются редко. Они образуют зоны
и колонны преимущественно прожилково-вкрапленных, реже
массивных руд, иногда в сочетании с жилами среди туфовых,
лавовых и субвулканических пород. Их примером могут слу-
жить рудные тела некоторых месторождений Малого Кавказа,
а также четвертичные колчеданные месторождения гряды Ку-
рильских островов и Японии. Здесь неправильные тела замеще-
ния формировались среди молодых вулканогенных пород под
воздействием паров и газов, содержащих серу, которые разла-
гали андезиты, туфы и туфобрекчии с их опализацией и алуни-
тизацией. В рудах, вместе с самородной серой, находится пирит,
иногда барит.
Вулканогенные гидротермально-осадочные месторождения
встречаются чаще. Они имеют форму согласных пластовых за-
лежей массивных руд со слабо развитыми участками подсти-
лающих прожилково-вкрапленных руд. К ним принадлежат
многие колчеданные месторождения Урала, Рудного Алтая,
Большого Кавказа, Сибири, Средней Азии, а также колчедан-
ные месторождения крупнейших колчеданоносных провинций
Канады, Норвегии, Испании, Португалии, Турции, Японии, ФРГ
и других стран. Примером может служить месторождение Уруп
на Северном Кавказе (рис. 77). Главное рудное тело этого
месторождения имеет пластовую форму, залегает на гидро-
термально измененных кварцевых альбитофирах и согласно
(с переслаиванием) перекрывается кремнистыми сланцами, пе-
реходящими в туфы. Руда сложена пиритом, халькопиритом,
борнитом и сфалеритом, с примесью пирротина, марказита,тен-
нантита, халькозина, магнетита и гематита; из нерудных мине-
ралов присутствуют кварц, хлорит, серицит. В основании за-
лежи преобладают руды серно-колчеданного состава, кверху
постепенно переходящие в пирит-халькопиритовую руду и вен-
чающиеся богатой пирит-халькопирит-борнит-сфалеритовой ру-
дой. Рудное тело рассматривается как следствие отложения
сульфидного вещества из поствулканических растворов, филь-
Заказ Ms 2527 1 93
Рис. 77. Урупское колчеданное месторождение Северного Кавказа. По
Н. Скрипченко.
а — горизонтальное сечение на горизонте горных выработок; б поперечный разрез;
/ — гидротермально измененные породы лежачего бока; туфы: 2 — среднего состава,
3 — кислого состава; 4—кремнистые сланцы висячего бока; 5 — песчаники юры; 6 —
кварцевые альбитофиры; 7 — колчеданная руда; 3 —диабазы; 9 — кварцитовидвая по-
рода; /0 — тектонические контакты
тровавшихся сквозь кварцевые альбитофиры на дне девонского
моря.
Комбинированные вулканогенные гидротермально-метасома-
тически-осадочные месторождения распространены также до-
статочно широко. Они возникают вследствие объединения в кон-
турах рудных тел вулканогенных гидротермально-осадочных
пластовых частей обычно массивных руд и подстилающих их
гидротермально-метасоматических частей прожилково-вкраплен-
ных руд. Примером образований этого класса может служить
Гайское месторождение на Урале (рис. 78), приуроченное к вул-
канической постройке девонского возраста. Палеовулканическая
жерловина вулкана выполнена залежами гидротермально-мета-
соматической медно-колчеданной руды, а венчающая часть
представляет собой тело богатых цинково-медно-колчеданных
руд, отложившихся на дне водоема в вулканической кальдере.
Другим примером является известное испанское месторож-
дение Рио Тинто (рис. 79). Согласная пластовая залежь бога-
тых колчеданно-полиметаллических руд, относимая к вулкано-
генным гидротермально-осадочным образованиям, подстилается
194
Рис. 78. Схематизированный геологический разрез Гайского колчеданного ме-
сторождения:
/ — рыхлые мезо-кайнозойские отложения; 2 — крупнообломочные туфоконгломераты
плагнопорфнритовых базальтов; 3 — лавы пироксен-пл агиопорфиритовых базальтов; 4 —
игннмбрнтовидные витрокластические породы лнпаритового состава; 5 — кварцевые рно-
лито-дацнты; 6 — обвальные крупиообломочиые агломераты андезнто-дацитового состава;
7 — эксплозивная брекчия; 8 — порфнрокластические игнимбриты; 9 — поздние габбро-
диабазы; 10 — шлаковые туфы плагиолорфировых базальтов; 11 — жерловые вулкани-
ческие и вулканокластнческне породы; 12— участки тех же пород, подвергшиеся ин-
тенсивному гидротермальному преобразованию; 13 — убогие медно-колчеданные руды
вулканогенно-метасоматического происхождения; 14 — богатые цннково-медно-колчедан-
ные руды вулканогенно-осадочного происхождения
мощным штокверком медно-колчеданных руд, рассматриваемых
как гидротермально-метасоматическое образование на путях
подъема вулканогенных рудных растворов. К этому же классу
относятся колчеданные залежи Японии типа Куроко, залегаю-
щие среди вулканогенных пород миоцена. Здесь нижняя часть
рудных тел сложена окварцованными и серицитизированными
риолитами, содержащими вкрапленность и прожилки пирита и
195
Рис. 79. Схематизированный геологический разрез полиметаллически-колче-
даниого месторождения Рио Тинто, Испания. По материалам Ф. Палормо.
/—лавовые породы основного состава; 2 — переходный слой с конгломератами; 3 —
лавовые породы кислого состава; 4— туфы кислого состава; 5 — нижискамениоуголь-
ные граувакко-сланцевые породы; б — массивные и слоистые руды вулканогенно-оса-
дочного происхождения; 7 — штокверковые руды вулканогенно-метасоматического про-
исхождения; 8 — послерудный сброс
халькопирита и представляющими собой бедную руду, возник-
шую на путях подъема гидротермального раствора. Выше
располагается зона более богатых массивных пирит-халькопи-
ритовых руд. На самом верху находится скопление наиболее
богатых халькопирит-сфалерит-галенитовых руд, рассматри-
вающихся как отложение сульфидной массы из рудоносных ра-
створов, достигших морского дна.
Глава X
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ВЫВЕТРИВАНИЯ
Накопление вещества полезных ископаемых в коре выветрива-
ния может происходить двумя путями. Во-первых, вследствие
растворения и выноса приповерхностными водами не имеющей
ценности минеральной массы горных пород и концентрации
в остатке вещества полезного ископаемого. Такие месторожде-
ния называются остаточными. Во-вторых, наоборот, в связи
с растворением этими водами ценных составляющих горных
пород, их инфильтрацией и переотложением в нижней части
коры выветривания. Такие месторождения называются ин-
фильтрационными. Таким образом, группа месторожде-
ний выветривания разделяется на два класса: остаточный и
инфильтрационный.
196
Рис. 80. Месторождение площадной коры выветривания на змеевиках (раз-
рез):
I — покровные породы; 2 — охристо-глинистая порода; 3—5 — змеевнкн: 3 — нонтрони-
тизированные со скоплениями минералов никеля, 4 — разложенные со скоплениями ми-
нералов никеля, 5 — неразложенные
Рис. 81. Месторождение линейной
коры выветривания в змеевиках (раз-
рез):
Змеевики: I — неразложенные, 2 — вывет-
релые разложенные со скоплениями ми-
нералов никеля, 3 — охристо-глннистая по-
рода, 4 — зона трещиноватости
Рис. 82. Месторождение карстовой
коры выветривания (разрез):
1 — серпентиниты; 2 — нзвестиякн; 3 — кар-
стовые отложення; 4 — руда
По форме и условиям нахождения тел полезных ископаемых
среди месторождений выветривания различают три разновид-
ности: площадные, линейные и карстовые.
197
Месторождения площадной коры выветривания пла-
щом перекрывают коренные породы, преобразованию которых
у поверхности земли они обязаны своим происхождением
(рис. 80). Месторождения линейной коры выветривания
имеют форму жилообразных тел, проникающих в глубь корен-
ной породы по системе трещин на несколько десятков, реже
первые сотни метров (рис. 81). Карстовые месторождения
выветривания выполняют карстовые полости, обычно среди из-
вестняков (рис. 82).
Месторождения выветривания могут быть неизмененными,
а также переотложенными и преобразованными. Переотло-
женные залежи возникают вследствие некоторого смещения
выветрелой минеральной массы по склону местности. Преоб-
разованные тела коры выветривания формируются в связи
с дополнительным привносом (инфильтрацией) соединений, не
входящих в состав первоначальных продуктов разложения
(ожелезнение, омарганцевание, окремнение, карбонатизация
и пр.).
Залежи месторождений выветривания могут быть откры-
тыми, выходящими на поверхность, и погребенными под
более молодыми осадками. Среди них выделяются современ-
ные, или юночетвертичные, и древние, принадлежащие прош-
лым геологическим эпохам выветривания; последние иногда бы-
вают заметно метаморфизованными.
ПРОЦЕССЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ
Основными агентами преобразования горных пород в коре
выветривания являются: вода, кислород, углекислота, различ-
ные кислоты и микроорганизмы, колебания температуры.
Вода представляется наиболее действенным агентом вывет-
ривания. Она осуществляет: 1) растворение, перенос и отложе-
ние природных химических соединений в коре выветривания;
2) растворение твердых, жидких и газовых агрессоров (кисло-
род, углекислота, кислоты и др.) и доставку их на участки пре-
образования горных пород; 3) разложение породообразующих
минералов материнской породы при гидратации и гидролизе;
4) регулирование физико-химической обстановки процессов пре-
образования горных пород в коре выветривания, обусловленное
вариациями ее кислотности — щелочности (pH), окислительно-
восстановительного потенциала (Eh) и химического состава
растворенных в ней веществ.
Главным источником воды в коре выветривания являются
атмосферные осадки, просачивающиеся в глубь земли. При под-
земной циркуляции вода проходит через три зоны: 1) аэрации,
или просачивания; 2) полного насыщения с активным водооб-
меном; 3) полного насыщения с замедленным водообменом
198
Деятель-
ный
~\слой
Зона
'аэрации
Зона
полного
насыще-
ния с ак-
тивным
Водообменом
Зона полно-
го насыще-
.ния с пас-
сивным Во-
дообменом
Рис. 83. Схема циркуляции подземных вод при благоприятных условиях ин-
фильтрации осадков. По А. Лыкошину (с добавлениями).
Горизонты речной воды; ПГВ — паводковый, МГВ — меженный
(рис. 83). Наиболее активные реакции разложения горных
пород с участием подземных вод происходят в зоне аэрации
выше уровня грунтовых вод. Здесь формируются остаточные
месторождения, а близ этого уровня и ниже его образуются ин-
фильтрационные залежи. Воды зоны аэрации имеют кислую ре-
акцию, близ уровня грунтовых вод они нейтрализуются, а ниже
приобретают щелочную характеристику.
Кислород играет главную роль в реакциях окисления, имею-
щих большое значение при образовании коры выветривания.
В этих реакциях участвует: 1) кислород атмосферы; 2) кисло-
род, входящий в состав воздуха, растворенного в воде; 3) кис-
лород минеральных соединений окислительно-восстановитель-
ных реакций.
Углекислота активно участвует в процессах окисления и пре-
образует некоторые силикаты в карбонатные соединения. В этом
преобразовании может участвовать как углекислота атмосферы,
так и углекислота, растворенная в воде.
Кислоты неорганического и органического состава интенси-
фицируют процесс разложения горных пород в коре выветри-
вания, придавая ему определенную химическую направленность.
Микроорганизмы, главным образом бактерии, принимают
участие в преобразовании горных пород у поверхности земли:
I) они регенерируют кислород и углекислоту, поставляя эти
199
важные агенты изменения горных пород н кору выветривания;
2) они обменивают 11-ионы на катионы породообразующих сое-
динений, поддерживая кислые условия разложения пород; 3) об-
ладая свойством выборочной концентрации некоторых элемен-
тов почв, они способствуют их накоплению (известны орга-
низмы — концентраторы железа, марганца, ванадия, алюминия
и других элементов).
Температура в коре выветривания, хотя и колеблется в уз-
ких рамках (обычно от +20 до —20 °C), тем не менее играет
заметную роль в разложении горных пород. Наиболее интен-
сивно это разложение происходит при высокой температуре, оно
снижается по мере снижения температуры и может полностью
затихнуть при отрицательной температуре.
При разложении коренных пород в коре выветривания боль-
шое значение имеют реакции окисления, гидратации, гидролиза
и отчасти диализа.
Окисление происходит под воздействием кислорода, воды,
углекислоты, минеральных кислот и соединений элементов
высшей формы окисления. В процессе окисления минералы
материнских пород, представленные бескислородными или за-
кисными соединениями, переходят в более устойчивые в припо-
верхностных условиях окисные формы. При этом часть проме-
жуточных и конечных .продуктов реакций окисления оказыва-
ется растворимой и выносится. Другая часть, наоборот, стано-
вится труднорастворимой и накапливается в остатке. Так, в коре
выветривания концентрируются оксиды и гидроксиды ряда ме-
таллов (железо, марганец, алюминий и др.).
Гидратация — процесс, при котором вода может войти в ре-
шетку минерала (гидроксильная вода), образовать твердый ра-
створ (кристаллогидратная вода), войти в каналы решетки ми-
нерала (цеолитная вода) или сорбироваться минералом (адсор-
бированная вода). Процессы гидратации во многом определяют
поведение в коре выветривания алюминия, железа и марганца.
Гидролиз связан с обменными реакциями между основа-
ниями минералов коренных пород и водородными ионами элек-
тролитически диссоциированной воды. При гидролизе разруша-
ются силикаты, на их месте накапливаются глинистые мине-
ралы, а за счет вытеснения катионов образуются свободные
оксиды и гидроксиды алюминия, кремния, железа, марганца,
переходящие при одних условиях в раствор и выщелачиваю-
щиеся, а при других — выпадающие в осадок в виде оксидов,
гидроксидов, основных и кислых солей.
Диализ связан с диффузионным удалением из скоплений гли-
нистых продуктов выветривания металлических катионов и их
постепенным очищением до «чистых глин».
Подвижность разных химических элементов при выщелачи-
вании их из пород коры выветривания различна. Она может
200
Ряды миграции элементов при выветривании.
По Б. Полынову и А. Перельману
Таблица Й
Номер ряда Степень подвижности Элементы Коэффициент водной миграции
I Энергично выносимые Ci, Вг, I, S л-10—л>108
11 Легко выносимые Са, Na, К, F п
III Подвижные SiO2, Р. Мп, Со, Ni, Си п-10-1
IV Инертные Fe, Al, Ti п-10-8
быть охарактеризована коэффициентом водной миграции, пред-
ставляющим собой отношение среднего содержания элемента
в воде реки (мг/л) к произведению его содержания в горной по-
роде бассейна реки (%) на минеральный остаток воды реки
(мг/л). По такому коэффициенту выделены ряды миграции хи-
мических элементов горных пород (табл. 8).
ПРОФИЛИ ВЫВЕТРИВАНИЯ
В результате разложения минеральной массы коренных по-
род и избирательной миграции химических элементов возни-
кают коры выветривания со свойственными им месторожде-
ниями полезных ископаемых. Различают три основных профиля
выветривания.
Гидрослюдистый, или насыщенный сиалитный, профиль ха-
рактеризуется изменением первичных силикатов в основном при
участии гидратного и гидролизного преобразования без сущест-
венной миграции кремнезема. Типоморфными минералами коры
выветривания этого профиля являются гидрослюды и гидро-
хлориты, а также бейделлит и монтмориллонит.
Глинистый, или ненасыщенный сиалитный, профиль отлича-
ется некоторым дефицитом кремнезема, частично удаленным из
коры выветривания. Типоморфные минералы представлены као-
лином, галлуазитом, нонтронитом, кварцем.
Латеритный, или алитный профиль, возникает при полном
или почти полном нарушении связей между глиноземом и крем-
неземом и интенсивным выносом последнего из коры выветри-
вания. Типоморфные минералы представлены гидроксидами
алюминия (гиббсит), а также оксидами и гидроксидами железа.
Первый тип несуществен для формирования полезных иско-
паемых, со вторым типом связаны месторождения глин и као-
лина, с третьим типом ассоциированы все важнейшие остаточ-
ные месторождения коры выветривания.
Среди минералов, слагающих кору выветривания, выде-
ляются:
201
1) реликтовые первичные минералы коренных пород, устой-
чивые при выветривании, такие, как кварц, рутил, магнетит
и др.;
2) сохранившиеся минералы начальной стадии разложения,
к которым относятся гидрослюды, гидрохлориты;
3) аморфные мутабильные минералы, переходные коллоид-
ные выделения, со временем превращающиеся в1 свои кристал-
лические аналоги, например, халцедон, гель бурого железняка,
вад и др.;
4) вторичные минералы, относящиеся к конечным продук-
там выветривания (оксиды и гидроксиды алюминия, железа,
марганца и др.).
По поводу условий образования кор выветривания и связан-
ных с ними месторождений полезных ископаемых существуют
две гипотезы: синтетическая и стадийная.
Синтетическая гипотеза рассматривает происхождение кор
выветривания различного профиля как результат синтеза сво-
бодных золей гидроксидов алюминия, кремния, железа и дру-
гих элементов, на которые распадаются силикаты коренных
пород при выветривании. Согласно этой гипотезе, при разложе-
нии силикатов и других минералов в коре выветривания возни-
кают гидрозоли положительно заряженных гидроксидов типа
А12О3-пН2О или Fe2O3 • тН2О, а также отрицательно заряжен-
ных типа SiO2-pH2O или МпО2-гН2О. В одних случаях такие
гидроксиды под влиянием разных знаков их зарядов взаимно
коагулируют и выпадают в осадок в виде геля. В других слу-
чаях часть гидрозолей, таких, как гидрозоль кремния, выно-
сится из коры выветривания. В первом случае, когда осущест-
вляется коагуляция всех золей свободных гидроксидов, в том
числе глинозема и кремнезема, выпадает кремниево-алюминие-
вый гель, при последующем преобразовании которого форми-
руется кора глинистого профиля. Во втором случае, когда в оса-
док выпадает гель глинозема, а кремнезем выносится в ра-
створе, возникают условия для образования коры латеритного
профиля.
Стадийная гипотеза формирования кор выветривания раз-
ного профиля рассматривает их как продукты последователь-
ных этапов преобразования коренных пород при выветривании.
Согласно этой гипотезе, вначале возникает гидрослюдистый тип
коры, который при развитии процесса выветривания переходит
в глинистый тип, а в дальнейшем при глубоко зашедшем изме-
нении трансформируется в латеритный тип.
С этой гипотезой увязывается зональный облик кор вывет-
ривания. В ее поперечном сечении намечаются четыре зоны
(снизу вверх):
1) начальной дезинтеграции и гидратации; она содержит
значительное количество первичных реликтовых минералов и
202
возникших вдоль трещин их гидратированных заменителей (гид-
рослюды, гидрохлориты), а также продукты инфильтрации
верхних зон, выпадающие из раствора при смене кислой среды
на щелочную; pH этой зоны обычно 8,5—9 и выше;
2) гидратации и начального гидролиза по всей массе пород;
характеризуется накоплением гидрослюд и гидрохлоритов,
а также обильных инфильтратов из верхних зон, сложенных
карбонатами и гидросиликатами; pH этой зоны обычно близок
к 7,5—8,5;
3) гидролиза и конечного выщелачивания; типично накоп-
ление нонтронита и каолинита; pH около 5—8;
4) конечного гидролиза; развитие гидроксидов алюминия,
железа, марганца; pH этой зоны ниже 5.
В процессе развития коры выветривания верхние зоны раз-
растаются за счет нижних. В условиях длительного и глубокого
изменения, с образованием зрелой коры выветривания промежу-
точные зоны исчезают и формируется кора сокращенного
профиля, представленная зоной конечного гидролиза. В об-
становке, сдерживающей развитие, выветривание может задер-
жаться на промежуточных стадиях с возникновением коры
неполного профиля, сложенной, например, продуктами
гидратации и начального гидролиза.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
Климат имеет существенное значение в формировании кор
выветривания и их полезных ископаемых. Главными элемен-
тами климатических условий являются температура воз-
духа и количество осадков.
Низкая температура приполярных широт неблагоприятна для
образования кор выветривания. Теплый климат средних широт
способствует образованию хорошо проработанных кор выветри-
вания. Жаркий климат тропиков создает оптимальные условия
для формирования наиболее зрелых кор выветривания. Таким
образом, степень разложения коренных пород и зрелость кор
выветривания возрастает от полярных областей к экватору.
Малая влажность полярных областей, где осадки выпа-
дают в виде снега, исключает образование коры выветривания.
Такая же малая влажность низких широт, свойственная пус-
тынному климату, хотя и приводит к развитию солончаков, но
препятствует возникновению кор выветривания. Среднее и ре-
гулярное выпадение осадков, создающее стабильное увлажне-
ние верхней зоны земли, наиболее благоприятно для формиро-
вания коры выветривания. Обильные осадки в виде ливней,
огромная масса воды которых быстро промывает приповерх-
ностную часть земли, менее содействует процессам химического
разложения горных пород.
203
Следовательно, наиболее совершенные климатические усло-
вия для формирования кор выветривания с присущими им ме-
сторождениями полезных ископаемых складываются в тропиках
с круглогодичной высокой температурой воздуха и длительными
периодами непрерывного увлажнения почвы, в наименее благо-
приятные — в суровом климате заснеженных приполярных об-
ластей.
Климат со временем меняется, и там, где ранее были тропи-
ческие условия (например, на Южном Урале или на Колыме),
сейчас установился климат средних и даже северных широт.
Это объясняет наличие в таких областях законсервированных
кор выветривания и их полезных ископаемых.
Состав коры выветривания в существенной степени зависит
от состава разлагаемых пород. Ультраоснов ные и ос-
новные породы, в составе которых преобладают фемиче-
ские минералы, разлагаются быстрее и наиболее легко образуют
кору выветривания. На них возникают коры с мощной верхней
зоной остаточных продуктов выветривания, сложенных «ох-
рами», состав которых определяется развитием оксидов и гид-
роксидов железа и марганца. На глубине, в зоне полуразло-
женных пород, происходит мощное накопление продуктов ин-
фильтрации, представленных преимущественно карбонатами
кальция, магния и железа, а также силикатами никеля. К коре
выветривания этих пород приурочены месторождения железа
(бурый железняк), никеля (силикатные руды), а также бокси-
тов. Кислые породы, состав которых определяется преоб-
ладанием сиалических минералов, преобразуются медленнее, и
коры выветривания формируются на них только в обстановке
длительного и интенсивного разложения. В верхней зоне оста-
точных продуктов выветривания таких пород в зависимости от
климатических условий накапливаются глины или бокситы,
обычно слабо пигментированные оксидами и гидроксидами же-
леза и марганца. Инфильтрация продуктов распада в зону по-
луразложенных пород осуществляется в незначительных разме-
рах и без участия в них никеля и кобальта. В коре выветрива-
ния кислых пород возникают месторождения глин и бокситов.
Для тектонической структуры районов распространения ме-
сторождений выветривания особое значение имеют тектониче-
ские явления, возникающие после образования этих месторож-
дений. Особенно важны расколы площадей распространения
коры выветривания на тектонические блоки и перемещения
этих блоков друг относительно друга. При этом могут возник-
нуть три основные ситуации, влияющие на сохранность место-
рождений выветривания и их доступность; 1) месторождения
оказываются на приподнятых блоках, разрушаются эрозией и
не сохраняются: 2) кора выветривания вместе с ее месторожде-
ниями погружается в нисходящих блоках, перекрывается мощ-
204
ними толщами молодых осадков, оказывается глубоко захоро-
ненной н труднодоступной; 3) месторождения коры выветрива-
ния сохраняются под тонким покровом молодых отложений ста-
бильных тектонических блоков.
На образовании кор выветривания и их месторождений ска-
зывается рельеф местности. Сильно расчлененный высокогорный
рельеф, в условиях которого физическое разрушение крутых
склонов опережает химическое разложение слагающих пород,
неблагоприятно для развития кор и месторождений выветри-
вания. Также не очень благоприятен сглаженный равнинный
ландшафт, особенно с высоким стоянием уровня грунтовых вод,
не создающий условий для разложения пород в зоне аэрации.
Оптимальные условия для формирования месторождений вывет-
ривания определяются среднегорной, холмистой топографией
местности, обеспечивающей просачивание атмосферных осадков
до уровня грунтовых вод и их активный водообмен под дрени-
рующим влиянием местного базиса эрозии. Иногда на разме-
щение месторождений выветривания влияют местные детали
рельефа, в силу которых они сосредоточиваются предпочтитель-
нее не на поднятиях, а в локальных впадинах.
Месторождения выветривания развиваются вниз от дневной
поверхности до уровня грунтовых вод. Если при этом уровень
грунтовых вод медленно опускается, то синхронное погружение
уровня вод и наступающее на него химическое разложение при-
ведут к образованию мощной и концентрированной коры вывет-
ривания. Наоборот, если со временем уровень грунтовых вод
поднимется и перекроет кору выветривания, то развитие ее
прекратится, а созданные ранее месторождения выветривания
законсервируются под грунтовой водой. Коры выветривания
с заключенными в них месторождениями формировались в те-
чение длительного времени, достигающего 15—20 млн лет (Юж-
ный Урал). Наилучшие условия для их образования связаны
с периодами длительных перерывов в морском осадконакопле-
нии при постскладчатом платформенном режиме.
Выявлены коры выветривания с их месторождениями, при-
надлежащие разным эпохам — от древнейших до самых юных.
Коры выветривания архея установлены на Балтийском щите и
на Украинском массиве. Описаны коры выветривания раннего,
среднего и позднего протерозоя Балтийского щита, Русской
платформы, Анабарского и Алданского щитов, Алтае-Саянской
области, Канады. Известны девонская, докаменноугольная и ка-
менноугольная коры выветривания Курской магнитной анома-
лии, Донбасса, Кузбасса и других районов. Хорошо изучены
коры выветривания позднего триаса — ранней юры Урала, Ка-
захстана, Украины, Западной Европы и Северной Америки. Не
менее хорошо исследованы коры выветривания позднемелового,
среднетретичного, позднетретичного и четвертичного времени.
205
ОСТАТОЧНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
К остаточным продуктам выветривания принадлежат место-
рождения силикатных никелевых руд, бурых железняков, маг-
незита, марганца, бокситов, каолина, апатитов, барита, неко-
торых благородных и редких металлов.
Месторождения силикатных никелевых руд. Остаточные ме-
сторождения силикатных никелевых руд связаны с корами вы-
ветривания аподунитовых и апоперидотитовых серпентинитов,
сформированных в обстановке тропического и субтропического
климата мезозойского, третичного и четвертичного времени. Они
известны в СССР (Южный Урал), Бразилии, Новой Каледонии,
Филиппинах, Индонезии, Мадагаскаре, Кубе, Австралии,
СФРЮ, Албании и в других странах.
Их примером могут служить месторождения Южного Урала.
Здесь они приурочены к коре выветривания серпентинитовых
массивов, сформированных на месте ультраосновных интрузи-
вов нижнего и среднего палеозоя. Образование месторождений
происходило в течение длительного континентального периода
от поздней перми до средней юры в обстановке жаркого субтро-
пического климата, сменившегося в дальнейшем умеренным и
влажным климатом. Апоперидотитовые и аподунитовые серпен-
тиниты Урала состоят преимущественно из ферросерпентина,
представленного хризотилом и антигоритом. В их состав входят
(%): SiO2 35—45; MgO 30—34; Fe2+ 0,6—2 (до 6); Fe3+ до 7,5;
А12О3 ДО 1 (редко до 2); NiO 0,2—0,4; СаО 0,01—0,07. На ран-
ней стадии формирования коры выветривания высвобождается
магний и выносится в нижнюю часть коры и за пределы зоны
разложения. Сразу же начинается миграция кремнезема, про-
должающаяся на всем протяжении преобразования серпентина
и приводящая к его значительному выщелачиванию. В резуль-
тате в верхней части зрелой коры выветривания накаплива-
ются остаточные продукты разложения серпентинита, состоя-
щие в основном из гидроксидов железа. Часть магния, каль-
ция, кремния и железа при этом перемещается с раствором
в глубь коры и при изменении pH среды от щелочной до кис-
лой вновь выпадает в осадок в виде вторичных минералов. Ни-
кель в материнских породах находится преимущественно в оли-
вине, отчасти в ромбическом пироксене. Из оливина и пирок-
сена никель переходит в серпентин. При выветривании серпен-
тинита он переходит в водный раствор, выносится из верхней
части в глубь коры и вновь отлагается в виде вторичных нике-
левых минералов. В связи с дифференциацией мигрирующих
элементов в колонне коры выветривания возникает ее зональ-
ное строение (рис. 84). При этом выделяются три зоны
(сверху вниз):
1) остаточных продуктов выветривания конечного гидролиза
206
Рис. 84. Схема зонального строения остаточного месторождения силикатных
никелевых руд в коре выветривания серпентинитов площадного типа:
/ - гидроксиды марганца с сорбированным кобальтом; 2 — гидросиликаты никеля; .7 -
карбонаты магния и кальция
мощностью до 6 м, сложенная в основном гидроксидами же-
леза (зона охр);
2) незавершенного выветривания при гидратации и гидро-
лизе мощностью от 4 до 12 м, сложенная главным образом нон-
тронитом, феррибейделлитом и ферримонтмориллонитом (нон-
тронитовая зона); она содержит скопления гидроксидов мар-
ганца, сорбировавших кобальт;
3) полуразложенного и выщелоченного серпентинита мощ-
ностью от 5 до 25 м, обогащенного выделениями вторичных ни-
келевых минералов. В их состав входят: гарниерит Ni4[Si40io]X
X (ОН)4• 4Н2О; ревдинскит (Ni, Mg)e [S14O10] (ОН)8, айдырлит
Ni2Al4 [SiO4] (ОН) 4 5,5 Н2О и никельсодержащий феррибейдел-
лит; в нижней части этой зоны накапливаются переотложен-
ные карбонаты магния, кальция и железа; содержание никеля
в силикатных никелевых рудах коры выветривания составляет
0,5—5 %, в среднем 1 %; содержание кобальта 0,03—0,07 %.
Месторождения бурых железняков. При выветривании сер-
207
пентинитов происходит концентрация нс юлько никеля, но и
железа. Возникающие при этом остаточные месторождения бу-
рых железняков обычно облагорожены примесью никеля, мар-
ганца, хрома и носят название природно-легированных руц Та-
кие месторождения известны на Урале и Северном Кавказе, на
Кубе, Индонезии, Филиппинах, Западной Африке, США.
Месторождения магнезита. Остаточные месторождения маг-
незита формируются при гидролитическом разложении серпен-
тинитов водой, богатой углекислотой. Высвобождающийся при
химическом разрушении серпентина магний переходит в ра-
створ, выносится из верхней части коры выветривания и пере-
отлагается в виде карбоната на глубине, преимущественно
в зоне полуразложенных коренных пород. Такие месторожде-
ния выявлены на Южном Урале, в Казахстане, на Кубе, в Ин-
дии, Южной Африке, Греции, Новой Каледонии.
Месторождения марганца. Остаточные месторождения мар-
ганца возникают при выветривании разных горных пород, со-
держащих минералы марганца низших валентностей, такие, как
карбонаты, силикаты, и безводные оксиды этого металла. Они
преобразуются в гидроксиды четырехвалентного марганца,глав-
ным образом в вернадит и псиломелан, постепенно трансфор-
мирующиеся в безводный диоксид марганца — пиролюзит, ус-
тойчивый в коре выветривания. При этом из пород, содержа-
щих марганец в количестве десятые доли — первые проценты,
формируются крупные остаточные месторождения с содержа-
нием марганца в десятки процентов. Они известны на Кубе,
в Индии, Африке (Габон, Гана и др.), Бразилии, Австралии и
в других странах.
Месторождения бокситов. Среди остаточных месторождений
бокситов различают две разновидности — площадные и кар-
стовые.
Площадные, или латеритные, бокситы плащами перекры-
вают коренные породы, при выветривании которых они образо-
вались. Они формировались в обстановке щелочного гидролити-
ческого разложения пород в условиях жаркого и влажного тро-
пического и субтропического климата вследствие стадийного
выноса щелочноземельных элементов, щелочей и кремнезема
и накопления в остатке минералов глинозема. Известны мезо-
зойские, третичные и четвертичные латеритные месторождения
бокситов. Они создавались при выветривании различных глино-
земсодержащих пород. При выветривании щелочных пород воз-
никли бокситы Бразилии, Гвинеи, США; при выветривании
кислых пород образовались месторождения Индии, Африки,
Индонезии, Австралии; при разложении основных пород сфор-
мировались бокситы Индии, Гвинеи, Северной Ирландии, США.
Карстовые бокситы, или бокситы типа «терра-росса», выпол-
няют полости раскарстованных, карбонатных пород. При вывет-
208
ривании и эрозии последних такие полости выполнялись нераст-
воримым глинистым и железистым остатком, преобразующимся
в массу перемежающихся скоплений глин и железистых бокси-
тов. Карстовые месторождения бокситов свойственны Средизем-
номорской провинции (Испания, Франция, Греция, Турция,
СФРЮ); они известны в Африке, Индии, Индонезии, США;
в нашей стране они находятся на Тимане, Урале, Казахстане
и Енисейском кряже. В высокосортных бокситах содержание
глинозема превышает 50 % при отношении его к кремнезему
12—10:4. Минеральный состав как латеритных, так и карсто-
вых бокситов определяется наличием моногидратных (бёмит,
диаспор) и тригидратных (гиббсит, гидраргиллит) соединений
глинозема.
Месторождения каолинов. Широко распространенные оста-
точные месторождения каолинов формируются в коре выветри-
вания полевошпатовых кислых и щелочных пород.
Месторождения апатита и барита. Остаточные месторожде-
ния этих минералов создаются при выветривании содержащих
их известняков вследствие выноса растворимого карбоната каль-
ция и накопления в остатке у поверхности земли указанных ми-
нералов. Так возникают остаточные месторождения апатита при
выветривании карбонатитов.
Месторождения золота, олова, тантала и ниобия, редких зе-
мель иногда образуются в связи с концентрацией их нераство-
римых минералов в остаточных глинах коры выветривания.
ИНФИЛЬТРАЦИОННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
К инфильтрационным принадлежат месторождения урана,
меди, железа, серы.
Месторождения урана. Труднорастворимые четырехвалент-
ные соединения урана, свойственные глубинным уровням земной
коры, в коре выветривания окисляются и переходят в легко-
растворимые шестивалентные соединения. Большая часть урана
при этом выносится грунтовыми водами нередко на значитель-
ное расстояние, за пределы источников выщелачивания и пере-
отлагается с образованием инфильтрационных месторождений
Переотложение происходит на геохимических барьерах (А. Пе-
рельман) механического и физико-химического характера. Ме-
ханические барьеры обусловлены торможением в движении
грунтовых вод (водонепроницаемые экраны), а физико-химиче-
ские барьеры связаны с резким изменением химической обста-
новки, особенно щелочно-кислотных и окислительно-восстано-
вительных условий. Для типичных инфильтрационных место-
рождений урана характерно зональное строение рудных тел,
обусловленное сменой условий рудоотложения на пути движе-
ния подземных вод. При этом выделяются три зоны: 1) тыловая,
Заказ № 2527 2 09
Eh+
Eh* Eh-
Рис. 85. Схема зонального строения инфильтрационного уранового месторож-
дения:
1 — водоупорные породы (глины); 2 — выщелоченный песчаник; 3 — свежий песчаник;
4 — переотложенная урановая руда; 5 — направление движения грунтовых вод
окисления и выщелачивания с положительным значением Eh,
2) центральная, инфильтрационного рудообразования на геохи-
мическом барьере со скачкообразной сменой восстановительной
обстановки на окислительную и положительного значения Eh
на отрицательное; 3) передовая, неизмененных пород (рис. 85).
В состав инфильтрационных урановых руд входят: вторичные
оксиды урана (урановая чернь), силикаты урана (уранофан, ка-
золит и др.), известковые слюдки (отенит), медно-урановые
слюдки (торбернит, цейнерит) и другие оксидные производные
урана. Урановые месторождения выветривания известны среди
конгломератов, песчаников, углей и битуминозных пород палео-
зоя, мезозоя и кайнозоя.
Месторождения меди. Некоторые геологи полагают, что мед-
ные руды в пластах красноцветных песчаников представляют
собой продукты инфильтрационного переотложения из пород,
содержащих рассеянную медь, или из разрушающихся при вы-
ветривании коренных медных месторождений.
Месторождения железа. Эти месторождения, в основном кар-
боната железа (сидерита), рассматриваются как продукты ин-
фильтрационного взаимодействия грунтовых железосодержащих
вод с пластами проницаемых карбонатных пород, по которым
они протекали.
Месторождения серы. Формирование залежей самородной
серы происходит под воздействием углеводородов, фильтрую-
щихся сквозь массы гипса и ангидрита. При этом сульфаты вос-
станавливаются, преобразуясь в карбонаты и самородную серу
по реакции:
2CaSO4 + СН4 -► 2СаСО3 + 2Н2О + S2.
210
КОРА ВЫВЕТРИВАНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ
ИСКОПАЕМЫХ
Тела полезных ископаемых вблизи земной поверхности под-
вергаются химическому и физическому выветриванию, изменяю-
щему их минеральный, химический состав и концентрацию в них
ценных компонентов. Приповерхностное изменение тел полез-
ных ископаемых связано с тем, что минералы, слагающие ве-
щество полезного ископаемого, попадая в обстановку высокого
кислородного потенциала близ поверхности земли, оказываются
в ней неустойчивыми и подвергаются разложению. При этом
образуются новые соединения, часть которых сохраняется на
месте, другая часть мигрирует и переотлагается поблизости,
а третья часть выносится за пределы рудных залежей и рассеи-
вается. В соответствии с этим основное направление изменения
определяется как окисление, а интервал по вертикали, в пре-
делах которого это изменение протекает, называется зоной
окисления.
Наиболее радикальное изменение при выветривании претер-
певает большая часть сульфидных рудных тел, а также некото-
рых пластов углей, залежей соли и серы.
В зоне окисления сульфидных рудных тел выделяются че-
тыре подзоны (С. Смирнов): 1) поверхностный слой, 2) подзона
окисленных руд, 3) подзона окисленных выщелоченных руд,
4) подзона богатых окисленных руд. Ниже располагается зона
Рудные
зоны
Рис. 86. Схема соотношения измененной части рудного тела и зон цирку-
ляции приповерхностных вод среди пород равной проницаемости в попереч-
ном разрезе речной долины с показом химической эволюции среды вторич-
ного рудообразования
Химизм среды
Анионы,
мг/л
1 Ю 100 1000
Зона первичных
РУД
pH
1+ 5 6 7 8
Зона вторичного
обогащения
Катионы,
мг/л
0J
Подзона выще-
лоченных руд
Подзона богатых
окисленных руд
Поверхностный слой
Подзона окис-
ленных руд
НСОЭ
211
вторичного обогащения, переходящая в зону первичных руд
(рис. 86). Граница зоны окисления и зоны вторичного обогаще-
ния примерно совпадает с уровнем грунтовых вод. Однако по
зонам трещиноватых проницаемых пород окисление может про-
никать ниже, до глубины несколько сотен метров.
Ход химических преобразований тел полезных ископаемых
в зоне окисления наиболее подробно разобран для сульфидных
руд С. Смирновым в 1936 г. Основы химизма этого процесса
сводятся к следующему. Сульфиды в зоне окисления под воз-
действием воды с растворенными в ней кислородом и углекис-
лотой, а также обычно находящихся в ней в этих условиях
H2SO4, Fe2(SO4)3, отчасти CuSO4, переходят в сульфаты.
В связи с различной степенью растворимости сульфатных сое-
динений разных металлов легкорастворимая часть их может
быть вынесена циркулирующими водами и рассеяна или пере-
отложена с накоплением вторичных оксидных производных,
а труднорастворимая часть может сконцентрироваться на месте.
При этом в обоих случаях сульфатные соединения, являясь не-
устойчивыми, окисляются далее, и конечными продуктами изме-
ненных руд окажутся оксиды, гидроксиды, карбонаты, в мень-
шей степени фосфаты, арсенаты и арсениаты, ванадаты, анти-
монаты и антимониаты, молибдаты, хроматы, вольфраматы,
уранаты, силикаты, самородные элементы.
Химизм процесса изменения приповерхностных частей суль-
фидных месторождений может быть представлен на примере
окисления пирита. Он развивается поэтапно. На первом этапе
по схеме
2Fe'S2{ 7О2+2Н2О = 2FeSO4 + 2H2SO4.
Образовавшийся сульфат оксида железа (II) является неустой-
чивым и, окисляясь далее, на втором этапе переходит в суль-
фат оксида
12FeSO4 + ЗО2 + 6Н2О = 4Fe2 (SO4)3 + 4Fe (ОН)3.
Сульфат оксида железа в нейтральных или слабокислых ра-
створах также неустойчив и на третьем этапе, гидролизуясь,
в конечном итоге переходит в гидроксид железа
Fe2 (SO4)3 + 6Н2О = 2Fe (ОН)3 + 3H2SO4.
Гидроксид железа представляет собой легко коагулирующий
гидрозоль. Выпадающий гель дает начало разнообразным ги-
пергенным минералам железа, среди которых наиболее распро-
странены гидрогематит, гётит и лимонит.
Таким образом, цепь химических преобразований сульфида
железа в зоне окисления имеет следующий вид:
FeS2 -э- FeSO4 -> Fe2 (SO4)3 -> Fe (OH)3 -> 2Fe2O33H2O.
212
6 результате этих преобразований в верхних частях сульфид-
ных рудных тел накапливаются массы гидроксидов железа (бу-
рых железняков), образующие так называемую «железную
шляпу»; для нее также характерен ярозит К2О • 3Fe2O3 • 4SO3X
Х6Н2О.
При оценке промышленного значения рудных месторождений
по их измененным выходам на поверхности земли должны быть
получены ответы на следующие вопросы: 1) месторождение ка-
кого металла или металлов представляет данный выход, 2) ка-
ков возможный состав его первичных руд, 3) как увязывается
содержание металлов на выходе с содержанием их на глубине
в зоне первичных руд. Для разрешения этих вопросов изуча-
ются: 1) остаточные (неизмененные) минералы, 2) типоморф-
ные вторичные минералы, 3) индикаторные текстуры лимони-
тов зоны окисления (железной шляпы).
Остаточное первичные минералы в виде отдельных зерен и
скоплений нередко обнаруживаются даже в очень интенсивно
измененных приповерхностных частях рудных тел. Типоморф-
ными называются вторичные минералы измененной зоны руд-
ного тела, по наличию которых оценивается присутствие того
или иного металла в первичной руде. Индикаторная текстура
лимонитов представляет собой пористый скелет, образованный
тонкими переплетающимися перепонками кремнистого лимо-
нита и выполненный рыхлыми вторичными минералами. Его
строение консервирует структуру первичных минералов и поз-
воляет определять их нахождение в первичной руде. Сущест-
венную помощь в оценке интенсивно разложенных выходов руд-
ных тел могут оказать различные микрореакции и спектраль-
ный анализ образцов.
Кора выветривания рудных месторождений
По степени устойчивости и по характеру изменения главных
рудообразующих минералов в верхней, окисляющейся части
рудных тел металлические месторождения можно разбить на
четыре группы: 1) неизменяющиеся или слабо изменяющиеся,
2) с изменением минерального состава без выноса металла,
3) с изменением минерального состава и выносом металла,
4) с накоплением металлов.
Первая группа охватывает месторождения таких металлов,
главные рудообразующие минералы которых практически ус-
тойчивы в зоне окисления. К этой группе принадлежат место-
рождения оксидных и гидроксидных руд железа и марганца,
бокситов, хромита, олова (касситерита), вольфрама, ртути, зо-
лота в кварцевых жилах, платины.
Вторая группа включает месторождения таких металлов,
главные рудообразующие минералы которых, являясь неустой-
213
чивыми в зоне окисления, заменяются вторичными устойчивыми
минералами. К этой группе относятся месторождения карбонат-
ных руд железа и марганца, свинца, мышьяка, висмута, сурь-
мы, отчасти титана (ильменит). В верхних, окисленных частях
рудных тел этих месторождений происходит изменение мине-
рального состава главных рудообразующих минералов, но со-
храняется содержание металла. Рассмотрим процесс их преоб-
разования на примере изменения свинцовой руды. Главный ру-
дообразующий минерал первичных руд — галенит — неустойчив
в зоне окисления. В начальную стадию преобразования он за-
меняется сульфатом свинца — англезитом, соединением также
неустойчивым, но вместе с тем плохо растворимым в грунтовых
водах. При дальнейшем окислении англезит замещается карбо-
натом свинца — церусситом, конечным продуктом выветрива-
ния, соединением нерастворимым и устойчивым в зоне окисле-
ния. Общая цепь изменений такова:
галенит-► англезит -> церуссит
PbS PbSO4 PbCO3
В связи с тем, что промежуточные продукты этих измене-
ний и окончательные соединения практически нерастворимы,
вынос свинца из зоны окисления обычно не происходит. При-
знаками для расшифровки зон окисления свинцовых руд явля-
ются остаточный галенит, индикаторные текстуры лимонита
(так называемая ящичная текстура, консервирующая ортого-
нальную спайность галенита) и типоморфные вторичные мине-
ралы свинца. Главными типоморфными минералами свинца
в окисленной части его сульфидной руды являются церуссит и
англезит.
На месте карбонатных руд железа и марганца возникают
их оксидные и гидроксидные соединения.
Типоморфными минералами мышьяка (арсенопирита) слу-
жит скородит Fe[AsO4] • 2Н2О, висмута — бисмит Bi2O3nH2O и
бисмутит Bi2O(OH)2CO3, сурьмы — валентинит Sb2O3, сервап-
тит Sb2O4. Ильменит FeTiO3 вначале переходит в гидратирован-
ный ильменит, затем аризонит, далее в лейкоксен и, наконец,
в рутил, анатаз или брукит TiO2.
Третья группа состоит из месторождений таких металлов,
в которых в зоне окисления происходит изменение минераль-
ного состава руд и возможен вынос металлов. К этой группе
принадлежат месторождения цинка, меди, урана, никеля, ко-
бальта, молибдена, золота в сульфидной руде, бора эндогенных
месторождений.
Для третьей группы типичны цинковые месторождения.
Главный рудообразующий минерал их — сульфид цинка, или
сфалерит — в зоне окисления преобразуется в сульфат цинка.
Это соединение необычайно легко растворяется в грунтовых во-
214
дах. Воды эти могут в процессе длительной циркуляции про-
мыть верхнюю часть рудных тел и практически полностью уда-
лить из нее цинк. Лишь соприкосновение этих вод с карбонат-
ной средой способствует высаживанию цинка в форме карбо-
ната — смитсонита и переотложению цинковых руд в виде вто-
ричных залежей. В этих условиях свинец и цинк, дружные
в первичных сульфидных рудах полиметаллических месторож-
дений, в зоне окисления разлучаются. Устойчивые соединения
свинца в форме скоплений церуссита и англезита сохраняются
в верхней, измененной части полиметаллических месторожде-
ний, а цинк или совсем выносится из рудных тел, находящихся
в химически стерильных силикатных породах, или образует вто-
ричные залежи в известняках лежачего бока (рис. 87). Общая
схема изменения сульфида цинка такова:
смитсонит (в карбонатной среде)
сфалерит—-* цинкозит
ZnS ZnSO4 \
выносится (в силикатной среде).
Главными типоморфными минералами цинка в зоне
окисления являются: смитсонит ZnCOa и каламин
Zn4(OH)2(Si2O7)H2O. Характерна индикаторная губчатая тек-
стура лимонита по сфалериту.
Сульфиды меди, образующие первичные руды, на первом
этапе окисления преобразуются в сульфат этого металла. Он
легко растворим в грунтовых водах и легко выносится из
сплошных колчеданных медных руд. В прожилково-вкраплен-
ных рудных медных месторождений этот процесс осуществля-
ется не так легко и обычно в приповерхностных частях таких
месторождений обнаруживаются вторичные минералы, создаю-
щие характерную сине-зеленую окраску выходам редких ме-
сторождений. Общая схема изменения сульфидов меди в усло-
виях зоны окисления на примере халькопирита может быть
представлена следующим образом.
Халькопирит--> халькантит—>
CuFeS2 CuSO4-5H2O
Выносятся:
самородная медь
вторичные сульфиды
меди
оксиды меди
карбонаты меди
силикаты меди
Главными типоморфными минералами меди в зоне окисле-
ния являются: малахит Си2(ОН)2СОз, азурит Си3(ОН)2(СОз)2,
куприт Си2О, тенорит СиО, халькозин Cu2S, хризоколла
CuSiO3-nH2O. Отличительной чертой верхних частей медноруд-
ных залежей является вторичная зональность. У поверхности
располагается зона окисленных руд, представленная для сплош-
215
216
Рис. 87. Соотношения залежей вторичных свинцовых и цинковых руд на Ме-
сторождении Турлан. По И. Князеву.
Руды: 1 — церусситовые, 2 — смитсонитовые; 3 — известняки и доломиты; 4 — брекчии;
5~ глины; 6 — тектонические нарушения; 7 — горные выработки и скважины
ных колчеданных месторождений «железной шляпой», а для
вкрапленных — разнообразными оксидными производными
меди. Ниже располагается зона выщелоченных руд, в колче-
данных месторождениях нередко сложенная рыхлым материа-
лом (пиритные, кварцевые и баритовые сыпучки). Еще ниже,
близ уровня грунтовых вод, следует зона вторичных сульфид-
ных руд, обогащенная халькозином и ковеллином. На глубине
они постепенно переходят в первичные сульфидные руды.
Первичные минералы урана, такие, как уранинит и насту-
ран, являющиеся четырехвалентными оксидами, неустойчивы
в зоне окисления. Они переходят в устойчивые, но легко рас-
творимые в грунтовых водах соединения, которые могут быть
вынесены из окисленной части рудных тел. Однако часть урана
способна задержаться в зоне окисления, выпадая в присутствии
фосфорной, мышьяковой и ванадиевой кислот с образованием
двойных солей. При этом в сфере окисления урановых место-
рождений может возникнуть зональное распределение вторич-
ных минералов. В идеальном случае, согласно- В. Мелькову,
формируются следующие вторичные зоны (сверху вниз):
1) в поверхностном слое, когда из него вынесены все ура-
новые соединения, может находиться гиалит (стеклянно-про-
зрачная разновидность опала с адсорбированным ураном);
2) ниже располагаются силикаты урана, такие, как урано-
фан Са (UO2)2 • [SiO4]2(OH3)2 • ЗН2О;
3) еще ниже накапливаются желтые известковые слюдки
типа отенита Са (UO2)2[PO4]2.-8Н2О;
4) далее книзу могут появиться ярко-зеленые медно-урано-
вые слюдки вроде торбернита Cu(UO2)2[PO4]2* 12Н2О;
5) самая нижняя часть зоны окисления обогащается суль-
фатами и карбонатами урана, такими, как циппеит
2UO3SO3-4—6Н2О и шарпит UO2[CO3]H2O;
6) под этими зонами могут выделиться вторичные четырех-
валентные соединения урана в виде «урановой черни».
Таким образом, в хорошо проработанных зонах окисления
урановых месторождений в поверхностном слое этот металл
фиксируется в виде силикатов. В расположенных ниже частях
зоны окисления урановых месторождений, содержащих в своем
составе сульфиды, развиваются преимущественно разнообраз-
ные урановые слюдки, а в таких же частях зоны окисления бес-
сульфидных месторождений возникают главным образом гид-
роксиды урана.
Типоморфными минералами в зоне окисления никеля
служат аннабергит Ni3(AsO4)28H2O, кобальта — эритрин
217
Со3 ( AsO4) 28Н2О, молибдена — молибденит МоО2. Тонкодис-
персное золото колчеданных руд выщелачивается из зоны окис-
ления и переотлагается в зоне вторичного сульфидного обога-
щения. Бор почти полностью выносится из хорошо проработан-
ных зон окисления.
Четвертая группа отличается тем, что в зоне окисления ее
месторождений накапливаются металлы, отсутствующие в пер-
вичной руде. Это происходит с молибденом в форме вульфе-
нита РЬ[МоО4] и с ванадием в виде ванадинита PbsCl[VO4]3,
концентрирующихся в зоне окисления свинцовой руды, сложен-
ной церусситом и англезитом. Такая концентрация обусловлена
длительной циркуляцией грунтовых вод с кларковым содержа-
нием молибдена и ванадия, высаживаемых при соединении их
со свинцом.
Зона вторичного обогащения рудных месторождений
Зона вторичного обогащения формируется близ уровня
грунтовых вод при переотложении части металла, выщелочен-
ного из зоны окисления. Здесь происходит отложение вторич-
ных минералов, как бы цементирующих другие рудообразую-
щие минералы, в связи-с чем эту зону также называют зоной
цементации. Для возникновения зоны вторичного обогаще-
ния необходимо, чтобы в зоне окисления получились легкора-
створимые соединения, чтобы они не реагировали с осадите-
лями вмещающих пород, чтобы они при переходе из окисли-
тельной и кислотной верхней части рудных тел в щелочную
среду из нижней части выпадали в осадок. Этим требованиям
отвечают месторождения меди, урана, серебра и золота в суль-
фидной руде, иногда никеля.
Медь в виде растворенного в грунтовой воде сульфата про-
никает в верхнюю часть первичных руд и здесь, вытесняя же-
лезо сульфидов, выделяется в форме вторичных сульфидов
меди — халькозина и ковеллина
5FeS2 + 14CuSO4 + 12Н2О = 7Cu2S + 5FeSO4 + 12H2SO4.
Часто зона вторичного обогащения медных месторождений
представляет собой их основную ценность в связи с тем, что
содержание меди в ней превышает ее содержание в первичной
руде в 2—3 раза (рис. 88).
Уран, как было указано выше, в зоне окисления переходит
в легкорастворимое шестивалентное соединение. При миграции
такого раствора книзу в связи с изменением окислительной
среды на восстановительную происходит регенерация раствори-
мого шестивалентного урана на труднорастворимый четырехва-
лентный уран и его переотложение в форме порошковатой ура-
218
Рнс. 88. Соотношение зон окисленных, вторичных сульфидных и первичных
руд в поперечном разрезе месторождения Ла Каридад, Мексика. По В. Сае-
гарту и др.
Зоны руд / — окисленных, - вторичных сульфидных, 3 — первичных сульфидных
новой черни переменного состава /?UO2 •/?L'O3 •/?/Р1>0, форми-
рующей зону цементации.
Золото и серебро в сильно кислых грунтовых водах, харак-
терных для зоны окисления сульфидных руд, мигрирует из верх-
них частей! рудных тел и, переотлагаясь близ уровня грунтовых
вод, образует участки вторичного обогащения этих металлов,
иногда очень высокого содержания.
Кора выветривания нерудных месторождений
По степени устойчивости в зоне выветривания нерудные ме-
сторождения полезных ископаемых могут быть разделены на
три группы: 1) не изменяющиеся, 2) слабо изменяющиеся,
3) изменяющиеся.
Первая группа практически не изменяющиеся в коре вы-
ветривания, включает месторождения алмазов, горного хру-
сталя, драгоценных камней, гранатов, корунда, алунита, диато-
мита, трепела, песков, гравия, кварцитов и др. Породы, их за-
ключающие, могут претерпевать приповерхностное изменение,
но ценные минералы остаются неприкосновенными.
Вторая группа — слабо изменяющиеся в коре выветривания
нерудные месторождения, охватывает пегматиты, асбест, раз-
личные карбонатные и силикатные породы, глины. Близ земной
поверхности у этих месторождений происходит некоторое обо-
гащение обычно глинистыми минералами, гидроксидами же-
леза и марганца.
Третья группа заметно изменяющиеся в коре выветрива-
ния нерудные месторождения, может быть проиллюстрирована
на примере углей, серы и солей.
В углях у поверхности земли возрастает влажность от деся*
тых долей до 15 20 %, увеличивается содержание летучих от
5 до 20—25 %, снижается содержание кокса с 90 до 20 %, воз-
растает зольность от 3,5 до 42 %, падает теплотворная способ-
219
ность с 34,3 до 6,3 кДж. В связи с этими изменениями уголь
вблизи земной поверхности превращается в сажу, слагающую
угольный хвост пласта.
Сера неустойчива на поверхности и окисляется с образова-
нием квасцов типа алунита, ярозита, гипса, слагающих специ-
фическую «серную шляпу».
Соли, разлагаясь близ поверхности земли, формируют «со-
ляную шляпу» известняково-ангидрит-гипсового состава. Могут
также образовываться шляпы сильвинового, каианитового, ше-
нитового и сложного комплексного состава, содержащие серу и
бораты. Если изменение происходит при обильном воздействии
поверхностных вод, то значительная часть солей выщелачива-
ется и на их месте возникает соляной карст.
МЕХАНИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ ТЕЛ
ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
К механическим осложнениям тел полезных ископаемых
у их выходов на земную поверхность относятся: изменение эле-
ментов залегания, уменьшение и увеличение их мощности.
Изменение элементов залегания тел полезных ископаемых
может произойти на склонах долин, особенно в горных усло-
виях, при которых пластовые, жильные и прочие плоские за-
лежи у выхода их на поверхность земли способны изгибаться
вниз по склону.
Уменьшение мощности связано с выщелачиванием раствори-
мого материала из верхней части тела полезных ископаемых и
сближением пород висячего бока с породами лежачего бока.
При интенсивном выщелачивании на месте тела полезного ис-
копаемого может сохраниться лишь тонкий шов.
Увеличение мощности тел полезных ископаемых близ поверх-
ности земли может произойти за счет увеличения объема ве-
щества полезного ископаемого при его окислении. Так, на-
пример, при замещении первичного мышьякового минерала ар-
сенопирита вторичным скородитом объем рудной массы увели-
чивается в 2,5 раза. При этом избыток материала выжи-
мается из рудной полости и, расползаясь по склону, соз-
дает гипертрофированное представление о размерах рудной
залежи.
В связи с процессами выветривания усложняются детали
рельефа участков месторождений полезных ископаемых. Могут
возникнуть как положительные, так и отрицательные детали
микрорельефа. Положительные формы создаются при выветри-
вании устойчивых тел полезных ископаемых, залегающих среди
менее устойчивых пород. Их примером могут быть гребни квар-
цевых жил, возвышающиеся над местностью на 0,5—1 и даже
220
2—3 м. Отрицательные формы рельефа возникают в связи
с проседанием верхней части легкоокисляющихся тел полезных
ископаемых при их выветривании.
Глава XI
РОССЫПНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Месторождения россыпей формируются вследствие концентра-
ции ценных минералов среди обломочных отложений, возникаю-
щих в процессе разрушения и переотложения вещества горных
пород и коренных месторождений полезных ископаемых у по-
верхности Земли. Их образование связано с физическим и хи-
мическим выветриванием.
На месте разрушения коренных источников возникают элю-
виальные россыпи. При смещении выветрелого и дезинте-
грированного материала по склону формируются делюви-
альные россыпи. Его накопление у подножья склонов мо-
жет привести к образованию пролювиальных россыпей.
Перемываемый реками обломочный материал служит основой
для образования речных, или аллювиальных, россыпей.
Вынесенный в водоемы он образует вдоль берегов озер, морей
и океанов прибрежные, или литоральные, россыпи.
В результате ледниковой деятельности могут возникнуть лед-
никовые, или гляциальные, россыпи, а в результате дея-
тельности ветра — эоловые россыпи.
Таким образом, в группе россыпных месторождений выделя-
ются следующие классы: 1) элювиальный, 2) делювиальный,
3) пролювиальный, 4) аллювиальный, разделяющийся на под-
классы— косовой, русловой, долинный, дельтовый и террасо-
вый, 5) литоральный, 6) гляциальный, 7) эоловый.
По времени образования россыпи могут быть как юночетвер-
тичными, или современными, так и древними, или ископаемыми.
По условиям залегания они могут быть открытыми или погре-
бенными под толщей осадков, сформировавшихся после образо-
вания пород, вмещающих россыпь.
По форме залежей среди россыпных месторождений выде-
ляются плащевые, пластовые, линзовидные, ленточные, шнурко-
вые и гнездовые разновидности. Известны небольшие косовые
и русловые россыпи длиной в десятки метров; вместе с тем
встречаются протяженные аллювиальные россыпи золота, про-
слеживаемые на 3—5 и даже 15 км. Большую протяженность
имеют прибрежные россыпи. Например, россыпи Бразилии вы-
тянуты вдоль берега Атлантического океана на 200—300 км.
В россыпях концентрируются минералы, для которых харак-
221
терны три признака: 1) высокая плотность, 2) химическая ус-
тойчивость в зоне окисления, 3) физическая прочность. В соот-
ветствии с этим среди ценных минералов россыпей находятся
(в скобках указана плотность, г/см3): золото (19—16), платина
(19—14), киноварь (8), колумбит, танталит (8—5), вольфра-
мит (7), касситерит (7), шеелит (6), монацит (5), магнетит
(5), ильменит (5—4), циркон (4, 5), корунд (4), рутил (4), гра-
нат (6—4), топаз (6—3,5), алмаз (3,5). По составу ценных ми-
нералов россыпи бывают однообразные, с одним ценным мине-
ралом и комплексные (с несколькими ценными минералами).
Коренные источники-'ценных минералов россыпей разделя-
ются на три категории: 1) коренные месторождения полезных
ископаемых, 2) рассеянные, в том числе акцессорные минералы
горных пород, 3) древние россыпи.
За счет разрушения коренных месторождений возникают
россыпи золота, платины, алмазов, касситерита, вольфрамита,
колумбита, киновари, особенно характерные для делювиальных
и аллювиальных месторождений. При концентрации акцессо-
рное образуются главным образом россыпи монацита, ильме-
нита, рутила, циркона, граната, магнетита, наиболее характер-
ные для литоральных месторождений.
Из россыпей получают около половины мировой добычи ал-
мазов, титана, вольфрама и олова; в прошлом извлекали суще-
ственное количество золота и платины, добыча которых из рос-
сыпей в настоящее время снизилась до 10—20 % мирового
уровня. Кроме того, из россыпей добывали танталит, колумбит,
пирохлор, монацит, магнетит, гранат, горный хрусталь, барит,
корунд, киноварь, янтарь.
ЭЛЮВИАЛЬНЫЕ РОССЫПИ
Элювиальные россыпи — это продукт разрушения коренных
источников, непосредственно перекрывающих их выходы на зем-
ную поверхность. Среди них выделяются россыпи необогащен-
ные и обогащенные. Первые представляют собой развалы ве-
щества полезного ископаемого среди обломочного покрова вме-
щающих пород. Вторые образуются вследствие частичного вы-
мывания «пустых» пород дождевыми водами. Практическое
значение элювиальных россыпей небольшое. Среди них можно
отметить россыпи золота, алмазов Южной Африки, бадделиита
Бразилии, касситерит-колумбитовые россыпи Мазайзии и Ин-
донезии.
ДЕЛЮВИАЛЬНЫЕ РОССЫПИ
Делювиальные россыпи формируются при сортировке обло-
мочного материала в процессе оползания его по склону. При
этом выделяется верхняя зона интенсивного выветривания и
222
дезинтеграции горных по-
род, питающая россыпь
обломочным материалом.
Ниже по склону распола-
гается зона преимущест-
венного сноса этого ма-
териала. В самом низу
размещается зона замед-
ленного смещения обло-
мочной массы и ее на-
копления. Смещение об-
ломочной массы по
склону происходит под
влиянием силы тяжести
и зависит от угла склона,
мощности осыпи, разме-
ров обломков, их формы
и плотности, коэффици-
ента трения, а также та-
ких факторов, как коле-
бание температуры в те-
чение года и суток, опре-
деляющих промерзание и
оттаивание, воздействие
снеговых масс и явле-
ний солифлюкции. По
мере продвижения вниз
по склону тяжелые об-
ломки с ценными минера-
Рис. 89. Рудные струи делювиальной рос-
сыпи (в плане):
1 — коренные жилы; 2 — делювиальная россыпь
лами сепарируются в про-
дольных ложбинах и рос-
сыпь разбивается на
струи (рис. 89).
Среди делювиальных россыпей известны существенные ме-
сторождения золота и алмазов Африки, касситерита и вольфра-
мита, корунда в Казахстане, валунчатых железных руд Урала.
ПРОЛЮВИАЛЬНЫЕ РОССЫПИ
Пролювиальные россыпи находятся среди рыхлых отложе-
ний, накапливающихся у подножья гор вследствие смывания
временными потоками обломочного материала их склонов. Для
них характерны конусы выноса, которые могут слиться в не-
прерывную полосу, окаймляющую подошву гор, называемую
пролювиальным шлейфом. Обломочный материал пролювиаль-
ных шлейфов слабо окатан и плохо сортирован, что не способ-
ствует широкому развитию россыпных месторождений. Они
встречаются редко, как, например, пролювиальные россыпи ал-
мазов Африки и монацита Сибири.
223
АЛЛЮВИАЛЬНЫЕ РОССЫПИ
Подразделение и строение
В классе аллювиальных россыпей выделяются подклассы:
косовой, русловой, долинный, террасовый и дельтовый.
Косовые россыпи приурочены к прирусловым отмелям и ко-
сам. Формируются в речных отложениях высокой воды, распре-
деляясь в виде частых, но мелких скоплений тонкозернистых
минералов в верхней части песков и галечников. Они подвер-
жены легкому размыву, могут сформироваться в одно лето и
полностью смыться в следующий паводковый сезон. Практиче-
ское значение невелико.
Дельтовые россыпи относятся к переходным от речных
к прибрежным. В дельтовой фации аллювия иногда накапли-
вается тяжелая фракция ценных минералов, обычно в виде
мелких спорадических струй тонкозернистого состава. К ним,
например, относятся дельтовые россыпи касситерита в устьях
рек Юго-Восточной Азии, погруженные под уровень океана
вследствие опускания его берегов.
Русловые, долинные и террасовые россыпи приурочены к ос-
нованию аллювиальных отложений соответствующих элементов
речных систем.
В поперечном сечении аллювиальных россыпей выделяются:
1) плотик, 2) пески, или пласт, 3) торфа, 4) почвенный слой
(рис. 90).
Плотик бывает коренной и ложный. Коренной плотик сло-
жен коренными породами дна речной долины, состав и строе-
ние которых имеет огромное значение в формировании россы-
пей. С этой точки зрения различают четыре разновидности
Пески Пу
Ложный
плотик
Торфа!
Рис. 90. Схема строения аллювиальной россыпи в поперечном разрезе
224
Торфа П
Пески!
коренных плотиков: 1) ровный и гладкий, 2) волнистый, 3) кар*
стовый, 4) ребристый. Ложный плотик подстилает верхние за-
лежи сложных россыпей. Обычно ложный плотик представлен
пластом плотной глины, находящимся в породах кровли, рас-
положенных ниже основных золотоносных песков.
Пески состоят из валунно-галечных отложений, содержа-
щих в качестве связующей массы ту или иную примесь песча-
ного и глинистого материала. В них концентрируется основная
масса тяжелых минеральных частиц, образуя так называемый
«пласт».
Торфа представляют собой песчано-глинистые осадки, ино-
гда с линзами галечника, обедненные тяжелыми минералами и
слагающие породы кровли «пласта».
Распределение ценных минералов
Аллювиальные россыпи могут начинаться непосредственно
от коренного источника, когда в речные отложения поступает
хорошо гранулированный материал глубоко проработанной
коры выветривания. При формировании россыпи за счет пере-
малывания крупнообломочного материала речным потоком и
освобождения ценных минералов на некотором этапе их про-
бега россыпные месторождения не причленяются непосред-
ственно к коренному источнику.
От вершины, или головы, россыпь вытягивается вниз по те-
чению реки на разное расстояние в зависимости от гидрологиче-
ского режима, богатства коренного источника, глубины его эро-
зионного среза и зависания зерен и сростков минералов в реч-
ном потоке. Установлено, что крупные зерна золота размером
0,2—0,5 мм и более фиксируются в головной части россыпи,
формируя промышленные месторождения длиной от нескольких
километров до 10—12 км, заключающие 80—90 % запасов. Бо-
лее тонкое золото сносится вниз по течению, прослеживаясь
в речных косах, иногда отстоящих от коренных источников на
несколько десятков и даже сотен километров. При прочих рав-
ных условиях далее всего распространяются наиболее легкие и
прочные зерна алмазов, иногда транспортируемые рекой более
чем на 500 км. Вольфрамит, касситерит и колумбит, менее проч-
ные зерна которых не выдерживают длительного переноса, обра-
зуют значительно более короткие россыпи. Так, например, по
данным С. Лугова, в оловоносных россыпях Чукотки на рас-
стоянии 0,5—1,2 км от коренного месторождения сосредоточено
45 % запасов касситерита, на 1,2—3 км — 33%, а в пределах
3—5 км — 22 %.
Ценные минералы почти никогда не распределены в пласте
равномерно. В соответствии с неравномерным струйчатым рас-
пределением скоростей в турбулентном речном потоке фракции
аллювия, в том числе и фракция ценных минералов, выпол-
8 Заказ № 2527 2 25
Рис. 91. Распределение ценных минералов в аллювиальной россыпи.
Россыпь: а — хорошо выдержанная, б — выдержанная, в — невыдержанная
няют ложе реки в виде прерывистых продольных узких полос,
обусловливая струйчатый характер скоплений ценных минера-
лов в россыпях.
Аллювиальные месторождения по степени выдержанности
продуктивного горизонта и распределению в нем ценных мине-
ралов принято разделять на хорошо выдержанные, выдержан-
ные и невыдержанные (рис. 91).
Хорошо выдержанные россыпные месторождения характе-
ризуются более или менее равномерным распределением цен-
ного минерала, относительно постоянной мощностью пласта и
сравнительно ровным плотиком с незначительным уклоном.
Продуктивный горизонт (пески) по литологическому составу
отчетливо ограничивается от вышележащих осадков (торфов).
К этому типу относятся русловые, долинные и террасовые рос-
сыпи крупных рек с хорошо разработанной долиной.
Выдержанные по ширине и длине россыпные месторождения
с менее равномерной концентрацией ценных минералов обычно
характеризуются неровным плотиком с крутым уклоном. Пласт
по литологическому составу не всегда отличается от вышеле-
жащих осадков и оконтуривается по данным опробования шур-
фов и скважин. Зерна ценного минерала окатаны в различной
степени, встречаются самородки и сростки. К этому типу при-
надлежат россыпи средних размеров речных долин и ключей.
Невыдержанные россыпи отличаются прерывистым, гнездо-
вым распределением ценного минерала, иногда образующего
богатые локальные скопления. Плотик россыпи обладает кру-
тым падением, обычно неровный, с промоинами. Пласт или от-
дельные гнезда ценных минералов намечаются только опробо-
ванием при разведке и окончательно оконтуриваются во время
эксплуатации. Зерна ценных минералов неравновеликие,
обычны сростки с другими минералами, местами встречаются
самородки, иногда крупные. К этому типу принадлежат рос-
сыпи мелких ключей, логов и распадков, а также большинство
элювиальных и делювиальных россыпей.
226
Среди аллювиальных россыпей известны различные, в том
числе крупные месторождения. Так, например, запасы золота
в больших современных россыпях достигают десятков и даже
сотен тонн при содержании его от десятков миллиграммов до
нескольких граммов на кубический метр песков. Если считать,
как полагают многие геологи, золотое южноафриканское место-
рождение Витватерсранд россыпью дельты древней реки, то его
запасы измеряются десятками тысяч тонн при среднем содер-
жании около 8 г/т. Известны также крупные аллювиальные
месторождения платины, алмазов, олова и вольфрама.
Условия образования
Перенос обломочного материала рекой начинается при до-
стижении некоторой скорости течения воды. При малых скоро-
стях течения донные обломки находятся в покое. Максимальная
скорость, при которой не происходит перемещения обломков по
дну реки, называется «непередвигающей» скоростью. При ее
превышении начинается вибрация обломков на дне реки и их
отрыв от подстилающих осадков, что определяет «критическую
скорость отрыва». При дальнейшем нарастании скорости по-
тока возникает «передвигающая» скорость, обусловливающая
перемещение донных осадков вниз по течению и их сортировку.
Перемещение обломков по дну реки, согласно В. Гончарову,
является следствием горизонтальных усилий, развиваемых тече-
нием реки, и вертикальных усилий, возникающих при лобовом
сопротивлении обломков течению и вихревых возмущениях по-
тока у дна реки. Последние обусловливают отрыв обломков со
дна реки, подъем их на некоторую высоту с одновременным
сносом вниз по течению. Затратив энергию на подъем и описав
кривую, обломок опускается на дно, откуда он вновь выбрасы-
вается вверх, и так далее. Таким образом, перенос обломков
вниз по течению реки имеет скачкообразный характер, назы-
ваемый сальтацией.
Опытным путем доказано, что передвигающая скорость
в 1,35—1,5 раза выше критической скорости срыва. Масса об-
ломков, перемещаемых потоком, пропорциональна скорости
течения в шестой степени (закон Эри), а их диаметр соответ-
ственно пропорционален квадрату скорости. Скорости потока,
необходимые для начала движения обломков разного размера,
приведены в табл. 9.
Скорость течения рек испытывает как вековые, так и сезон-
ные колебания, обусловливая многократное перемещение аллю-
вия. Вековые изменения скорости связаны с изменением базиса
эрозии реки, при котором скорость течения реки возрастает и
затем, по мере развития эрозионного цикла, медленно падает.
При сезонных колебаниях скорость течения в паводок значи-
тельно выше, чем в межень. Наибольшее количество обломоч-
8* 227
Таблица 9
Критическая скорость срыва. По В. Гончарову и М. Великанову
Средний диаметр обломков, мм Скорость, м/с Средний диаметр обломков, мм Скорость, м с
0,10 0,27 15,0 1,10
0,25 0,31 25,0 1,20
0,50 0,36 50,0 1,50
1,00 0,45 75,0 1,75
2,50 0,65 100,0 2,00
5,00 0,85 150,0 2,20
10,00 1,00 200,0 2,40
ного материала переносится при паводках, несмотря на их
кратковременность. В паводки обломочный материал сносится
с плесов на перекаты, а в низкую воду происходит размыв пере-
катов и перемещение аллювия на плесы. Все это приводит к не-
равномерному распределению речных осадков на дне реки по
массе и размеру. Скорость течения у вогнутых берегов реки
выше, чем у выпуклых, что обусловливает снос речного мате-
риала со стороны вогнутого берега к выпуклому.
Скорость течения меняется с изменением живого сечения по-
тока и уклона реки. Все это создает условия для дифференци-
рованного переноса и осаждения различных фракций аллювия.
Истирание обломков приводит к отбору аллювиальных
фракций не только по их размеру и плотности, но и по их ме-
ханической прочности. Длина пути переноса обломков разного
состава (на которой их объем сокращается вдвое), по П. Штерн-
бергу, составляет (в км): мергеля 30, известняка 50, доломита
60, гранита 100—150, кварца 150.
Для каждого минерала существует наименьший критический
размер частиц, по достижении которого их окатывание и износ
практически прекращаются. Критический размер зерен минера-
лов с плотностью 3—4 г/см3 достигает 0,12—0,15 мм, а для
кварца и близких к нему по плотности минералов увеличива-
ется до 0,2—0,25 мм.
Концентрация ценных минералов
Этот процесс осуществляется в участках торможения реч-
ных потоков. По поводу условий накопления ценных минералов
в аллювиальных осадках и образования речных россыпей суще-
ствуют три гипотезы.
Первая гипотеза рассматривает условия формирования реч-
ных россыпей с учетом механизма сальтации аллювиальных ча-
стиц в потоке. При этом механизме легкие и мелкие частицы
нерудных минералов будут отрываться от дна реки выше, чем
тяжелые и крупные, сноситься дальше последних, позволяя им
накапливаться в остатке, образуя россыпное месторождение.
228
Вторая гипотеза, развивавшаяся Ю. Билибиным, определяет
возникновение россыпей дифференцированным движением ал-
лювиальной массы в придонном активном слое. При таком дви-
жении будет происходить отставание тяжелых частиц ценных
минералов от более быстро сносимых мелких и легких пород-
ных частиц, приводя к формированию в задерживающейся
фракции аллювиальной россыпи.
Третья гипотеза, высказанная Н. Шило, связывает условия
возникновения речных россыпей с первоначальным переносом
тяжелых ценных минералов в сростках с легкими минералами
и отложением ценных минералов при разрушении сростков.
Геоморфология и тектоника
Россыпи, приуроченные к различным геоморфологическим
элементам речных долин, каскадом спускаются от водораздела
к руслу реки (рис. 92).
Формирование всех этих субклассов россыпных месторожде-
ний связано с эрозионной деятельностью реки, вырабатываю-
щей свои равновесные продольный и поперечный профили. Эро-
зионный цикл распадается на три стадии: 1) раннюю, или
юную, 2) среднюю, или зрелую, 3) позднюю, или дряхлую.
В юную стадию при крайне неравновесном продольном
профиле реки происходит в основном интенсивное углубление
ее русла. Река течет в порожистых и водопадистых ущельях,
имеет крутой уклон и быстрое течение, пропиливающее ее
русло. В эту стадию преобладает снос продуктов размыва, не-
благоприятный для образования россыпей.
В зрелую стадию осуществляется разработка речной долины
при преобладающей боковой эрозии. В реке происходит сорти-
ровка обломочного материала и накопление ценных минералов
в его основании. Эти условия оптимальны для создания речных
россыпных месторождений.
Делювиальная Элювиальная
Рис. 92. Схема размещения россыпных месторождений различных классов и
подклассов в поперечном сечении речной долины
229
В дряхлую стадию, с выработанным профилем реки эрози-
онная деятельность предельно снижается, и формирование реч-
ных россыпей практически прекращается.
При повторяющихся эрозионных циклах происходит перера-
ботка речных отложений предшествующего цикла вместе с за-
ключенными в них россыпями, приводящая обычно к выносу
значительной массы «пустых» осадков и обогащению вновь воз-
никающих россыпей ценными материалами. Таким способом об-
разуются наиболее значительные аллювиальные россыпи.
Выработка продольного равновесного профиля реки начина-
ется от ее устья и постепенно распространяется к истокам. При
этом разные части речной системы оказываются в различных
стадиях эрозионного цикла. В соответствии с этим в бассейнах
рек выделяются четыре геоморфологические зоны (снизу вверх):
1) зрелых долин текущего цикла, 2) расширения долин, 3) уг-
лубления долин, 4) зрелых долин предшествующего цикла. Наи-
более продуктивна зона расширения долин с наличием в ней
всех подклассов россыпных месторождений. В зоне углубления
долин первоочередной интерес представляют террасовые рос-
сыпи. Зоны зрелых долин текущего цикла могут содержать
большие, но убогие россыпи, зоны зрелых долин предшествую-
щего цикла обычно заключают небольшие, но часто богатые
скопления ценных минералов.
Для создания и сохранения россыпей имеют значение тек-
тонические движения, предшествующие, сопровождающие и по-
следующие по отношению ко времени их образования. Во всех
случаях важны перемещения крупных блоков по разломам.
Во время, предшествующее созданию россыпей, по таким
разломам выдвигаются блоки пород и коренных месторожде-
ний, подставляющие свои бока выветриванию, разрушению,
размыву, сносу и являющиеся источником обломочных масс
с заключенными в них россыпями. В процессе формирования
аллювиальных россыпей крупноблоковые тектонические пере-
мещения обновляют базисы местной и генеральной эрозии, соз-
давая условия для повторных циклов эрозионной деятельности,
вследствие чего формируются богатые россыпи, возникающие
от многократного перемыва речных осадков.
С высоко выдвинутых после образования россыпей тектони-
ческих блоков россыпи могут быть полностью удалены денуда-
цией, а в низко просевших блоках — перекрыты мощными тол-
щами молодых осадков и запечатаны на глубине.
ЛИТОРАЛЬНЫЕ РОССЫПИ
Литоральные, или прибрежные морские и океанические, рос-
сыпи отличаются следующими особенностями (по В. Пятнову):
1) они располагаются узкой полосой между линиями при-
230
CM
120
Рис. 93. Строение прибрежной россыпи. По Ф. Щербакову и Ю. Павлидису.
/ — мелкий песок; 2 — крупный песок и гравий; 3 — галька; 4— ракушки и ракушеч-
ный детрит; 5—концентрат тяжелых минералов; средняя крупность материала (в мм)
лива и отлива, а в закрытых бассейнах, где не наблюдается
приливов и отливов, в зоне прибоя;
2) для них наиболее типичны россыпи рутила, ильменита,
циркона, т. е. акцессорных минералов горных пород; реже
встречаются россыпи касситерита и алмазов, совсем редко —
золота и платины; содержание типичных минералов в этих рос-
сыпях значительно выше, чем в аллювиальных, и достигает де-
сятков процентов;
3) им свойственны хорошо отсортированные, равномернозер-
нистые, обычно тонкозернистые, хорошо окатанные скопления
ценных минералов;
4) протяженность таких россыпей может быть очень боль-
шой, достигать десятков и даже сотен километров, но мощность
пластов, обогащенных ценными минералами, измеряется всего
лишь сантиметрами и десятками сантиметров, редко превышая
1 м;
5) россыпи этого класса обычно залегают в самой верхней
части песчаных отложений побережья и реже бывают пере-
крыты маломощным слоем песка в 0,5—1,25 м (рис. 93);
6) в продольном направлении россыпи имеют форму струй,
а в поперечном разрезе — форму узких линз, постепенно выкли-
нивающихся в сторону суши и моря;
7) с ними местами тесно связаны эоловые россыпи прибреж-
ных дюн.
Литоральные россыпи формируются при сносе разложенных
масс горных пород с берегов. Наиболее благоприятная обста-
новка для их образования возникает, когда берега сложены
комплексами древних гранитогнейсов, насыщенных пегмати-
тами, с развитой корой выветривания. Главная масса выветре-
лых пород сносится в море или океан прибрежными реками.
Затем их легкая глинистая фракция выносится вдаль от берега,
а тяжелые ценные минералы накапливаются близ побережья.
Продольными прибрежными течениями они вытягиваются от
устья рек вдоль берега. Затем под воздействием приливно-от-
231
ливных волн выбрасываются на пляж и оседая формируют при-
брежные россыпи. Механизм формирования прибрежных рос-
сыпей определяется тем, что волна, наступающая на берег, спо-
собна выносить тяжелые частицы, а отступающая волна, утра-
тившая значительную долю энергии, сносит с берега только
легкую фракцию. В остатке накапливается тяжелая фракция,
образующая прибрежную россыпь.
Концентрация ценных минералов в прибрежных россыпях
зависит не от их сравнительных размеров, а от абсолютной
массы обломков. Поэтому в россыпях обычно накапливается
крупная галька пород малой плотности и эквивалентные ей по
массе небольшие зерна тяжелых ценных минералов. Сущест-
вует понятие о гидравлическом эквиваленте, представляющем
собой отношение диаметра зерна тяжелого минерала к диа-
метру равновесного округлого зерна кварца: для циркона он со-
ставляет 0,5, для рутила 0,6, для золота 0,12. Гидравлический
эквивалент определяет соотношение размеров зерен кварцевого
песка и ценных минералов прибрежных россыпей.
Среди литоральных россыпей различают современные и
древние, или ископаемые, месторождения. Месторождения со-
временных прибрежных россыпей расположены вдоль берегов
Австралии, Новой Зеландии, Индонезии, Индии, Шри-Ланка,
Африки, Южной и Северной Америки. Среди ископаемых изве-
стны третичные, мезозойские и палеозойские россыпные место-
рождения ильменита, рутила, циркона на Украине, на Урале,
в Сибири, на Тимане и в других местах.
Прибрежные россыпи бывают значительных размеров. За-
пасы богатых песков этих россыпей достигают десятков миллио-
нов тонн, запасы тяжелых минералов местами оцениваются
в несколько миллионов тонн.
Глава XII
ОСАДОЧНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Осадочными называются месторождения полезных ископаемых,
возникшие в процессе осадконакопления на дне водоемов. По
месту образования они разделяются на речные, болотные, озер-
ные и морские; среди последних различают платформенные и
геосинклинальные. Тела полезных ископаемых этой группы
имеют сингенетичный характер, залегают согласно с вмещаю-
щими их осадочными породами и обычно занимают строго оп-
ределенную стратиграфическую позицию. Они имеют форму
пластов, иногда расщепляющихся, и плоских линз, которые
вследствие метаморфизма и тектонических движений могут
232
быть деформированы и приобрести более сложные очертания.
Среди них известны и современные, но наиболее распростра-
нены древние ископаемые образования.
Осадочные месторождения, особенно морские, как правило,
обладают крупными размерами. Отдельные их пласты протяги-
ваются на десятки километров и более; мощность пластов мо-
жет быть различной —от 0,5 м (угли Донецкого бассейна) до
500 м (соли Соликамска).
Осадочные месторождения полезных ископаемых имеют ог-
ромное промышленное значение. Среди них известны крупные
месторождения строительных материалов (гравий, песок, глина,
сланцы, известняк, мел, доломит, мергель, цементное сырье,
гипс, яшма, трепел), ископаемых солей, фосфоритов, руд же-
леза, марганца и алюминия, а также некоторых цветных, ред-
ких и благородных металлов (уран, медь, ванадий, серебро
и др.); к ним принадлежат все месторождения горючих иско-
паемых— уголь, горючие сланцы, нефть и горючий газ.
Группа месторождений полезных ископаемых осадочного ге-
незиса разделяется на четыре класса: механических, химиче-
ских, биохимических и вулканогенных образований. Вулкано-
генно-осадочные месторождения рассмотрены ранее на при-
мере колчеданных образований и здесь не описываются.
МЕХАНИЧЕСКИЕ ОСАДОЧНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Типичными представителями механических, или обломоч-
ных, осадочных месторождений служат месторождения гравия,
Таблица 10
Классификация обломочных пород по крупности зерен
Порода Разновид- ность Диаметр, мм Порода Разновид- ность Диаметр, мм
Глыбы — 1000 Песок Крупный Средний Мелкий 1—0,5 0,5—0,25 0,25—0,1
Валуны Крупные Средние Мелкие 1000—500 500—250 250—100
Алеврит Крупный Средний 0,1—0,05 0,05—0,01
Галька (щебень) Крупная Средняя Мелкая 100—50 50—25 25—10
Пелит (глина) Крупный Мелкий 0,01—0,001 <0,001
Гравий Крупный Средний Мелкий 10—5 5-2,5 2,5—1
233
песка и глины. Они различаются по крупности слагающих их
зерен (табл. 10).
Месторождения гравия. Среди гравийных месторождений
различаются образования: 1) временных горных потоков и ко-
нусов выноса, 2) отложения рек, 3) отложения ледников
(зандры, озы, камы и камовые террасы), 4) прибрежные мор-
ские и озерные.
Месторождения песка. По условиям образования пески раз-
деляются на: 1) элювиальные, 2) делювиальные, 3) пролюви-
альные, 4) аллювиальные, 5) флювиогляциальные, 6) озерные,
7) морские и океанические, 8) эоловые. Наибольшее практиче-
ское значение имеют аллювиальные, озерные и морские пески.
По составу среди песков выделяются мономинеральные (олиго-
миктовые) и полиминеральные (полимиктовые) разности. Рас-
пространены юночетвертичные и древнечетвертичные пески, из-
вестны месторождения песков третичного, мезозойского и па-
леозойского возраста.
Месторождения глин. По условиям образования выделяются
месторождения: 1) кор выветривания, 2) делювиальные, 3) ал-
лювиальные, 4) озерные, 5) морские, 6) ледниковые, 7) лёссо-
вые. Главные глинообразующие минералы: каолинит, галлуа-
зит, монтмориллонит, пирофиллит, аллофан и гидрослюды;
кроме того, в состав глин входят разные оксиды и гидроксиды,
а также примесь неразложенных породообразующих минералов
(кварц, полевые шпаты и др.). При содержании песка в коли-
честве 50—60 % порода называется суглинком, а в количестве
более 80 % — супесью.
Распространены глины четвертичные, третичные, известны
мезозойские и палеозойские месторождения.
ХИМИЧЕСКИЕ ОСАДОЧНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Среди хемогенных осадочных месторождений различают об-
разованные из истинных растворов, к которым принадлежат
соли, гипс, ангидрит, бораты и барит, и возникшие из коллоид-
ных растворов, к которым относятся руды железа, марганца,
алюминия, а также некоторых цветных и редких металлов.
МЕСТОРОЖДЕНИЯ СОЛЕЙ
Галогенные, или эвапоритовые, месторождения минеральных
солей состоят из хлоридов и сульфатов натрия, калия, магния
и кальция с примесью бромидов, йодидов, боратов (табл. 11).
По условиям образования выделяются: 1) природные рас-
солы современных соляных бассейнов, 2) залежи солей совре-
менных бассейнов, 3) соляные подземные воды, 4) ископаемые
или древние залежи солей.
234
Таблица 11
Минералы месторождений минеральных солей
Минерал Формула Минерал Формула
Хлор Галит Сильвин Карналлит иды NaCl КС1 KClMgCl26H,O Мирабилит (глауберова соль) Кизерит Эпсомит Na2SO4- 10Н2О MgSO4-H2O MgSO4-7H2O
Хлоридос Каинит Сульф Лангбейнит Пикромерит (ше- ульфаты KCl-MgSO4-3H2O аты K»SO4-2MgSO4 K2SO4-MgSO4X Астраханит Ангидрит Гипс Глауберит Карб Na2SO4-MgSO4X Х4Н2О CaSO4 CaSO4-2H2O CaSO4- Na2SO4 онаты
нит) Глазер ит Полигалит Тенардит •6Н2О 3K2SO4-Na2SO4 2CaSO4- K2SO4X XMgSO4x2H2O Na2SO4 Сода (декагидрит) Б 01 Калиборит NaaCO3- 10HaO заты KMg2BiiOi9'9H2O
Природные рассолы и залежи современных бассейнов при-
урочены к депрессиям морских побережий и континентальных
впадин. В первом случае они формируются в отшнурованных
лагунах морей при выпаривании воды в условиях сухого и жар-
кого климата с образованием лиманов, сивашей и прибрежных
соляных озер. Их примерами могут служить Данузлав в Крыму,
Сиваш у Азовского моря, Кора-БогазТол у Каспийского моря,
Джаксыклыч у Аральского моря.
Во втором случае они возникают в плоских бессточных кот-
ловинах сухих и жарких областей при систематическом выпа-
ривании поступающих в них поверхностных и подземных вод.
Они известны в Волго-Урало-Эмбенском районе, в Западно-Си-
бирской и Туркменской низменностях и в других местах.
Соляные подземные воды образуются при фильтрации под-
земных вод по породам, содержащим в своем составе раз-
личные соли.
Для ископаемых залежей минеральных ' солей существует
несколько точек зрения об их генезисе. Ф. Пошепный думал,
что соляные залежи формируются эоловым процессом в связи
с переносом брызг морской воды прибрежным ветром. А. Валь-
тер полагал, что соли накапливаются в бессточных впадинах
пустынь вследствие вымывания грунтовыми водами их кристал-
лов, рассеянных в осадочных породах. Ряд геологов защищает
гипотезу метасоматического образования соляных месторожде-
ний из эндогенных растворов, связанных с магматизмом, в ча-
стности с мантийным. Все же большинство геологов полагают,
235
что ископаемые соляные месторождения относятся к классиче-
ским осадочным образованиям. Считается, что они формирова-
лись в обстановке аридного климата в процессе испарения от-
носительно изолированных лагун и палеоморей. Содержание
солей в воде современного Мирового океана составляет (в %):
NaCl
MgCl
MgSO4
CaSO4
K2SO4
CaCO3
MgBr2
ссе воды к массе сухого остатка
2,723 77,76
0,381 10,88
0,165 4,74
0,126 3,60
0,086 2,46
0,012 0,34
0,007 0,22
В среднем оно равно 3,5%, или 35 г на 1 кг воды, повышаясь
в морях с затрудненным водообменом до 3,9 % (Средиземное
море) и даже 4,2 % (Красное море). При интенсивном разбав-
лении реками содержание солей снижается, например в Фин-
ском заливе Балтийского моря до 0,35 %.
В объеме океанических и морских вод, покрывающих 71 %
поверхности Земли, согласно В. Вернадскому, растворено около
22 млн. км3 солей. Если всю эту массу солей осадить из мор-
ской воды, то ею можно покрыть поверхность Земли непрерыв-
ным слоем мощностью около 42 м, а дно' океанов — слоем
около 60 м. В этом слое на долю NaCl придется 47,5 м,
MgCl2 — 5,8 м, MgSO4— 3,9 м, CaSO4—2,3 м, прочих солей —
0,5 м.
Порядок кристаллизации солей из растворов морской воды
зависит от их исходного состава и количества, пределов совме-
стней растворимости, температуры и времени испарения. Он
изучался рядом исследователей, среди которых наиболее содер-
жательны труды Я. Вант-Гоффа, Н. Курнакова и М. Валяшко.
По их данным, вначале отлагается гипс, затем галит и в конце
процесса, при наибольшем выпаривании, осаждаются сложные
и простые сульфаты натрия, калия и магния (рис. 94). В соответ-
ствии с этим обычно в основании соляных пластов находится
гипс, затем лежит галит, а верхнюю часть в полностью диффе-
ренцированных месторождениях венчают слои калиевых и маг-
ниевых солей.
Все известные крупные соляные месторождения формиро-
вались в обстановке жаркого и сухого климата в предгорных
прогибах или синклинальных прогибах платформ. Их плавное
и устойчивое прогибание обеспечивало, с одной стороны, дли-
тельное испарение и концентрацию солей, а с другой — накоп-
ление крупных соляных масс, формирующих залежи большой
мощности. Такие соляные месторождения известны в Пред-
уральском (рис. 95), Предкарпатском, Закарпатском, Донецком,
236
Состав
океанической
воды
Содержа
ние,
г/кг
0,12
Соли
Область кристаллизации солей
В процессе сгущения океанической боды
Форма
выделения
1,27
27,21
0,09
2,25
0,79
3,36
0,01
35,05
СаС03
CaSO,
NaCl
(NaBr)
MgSOi,
KOI
Плотность сгу-
щающейся океа
нической Воды
Область
формирования
зон
900
BOO
700
600
500
WO
300
200
100
t,o
MgCl2
Бора-
ты
Карбонатной
Галитооои
Гипс -
ангидритоВой
Кальцит
Гипс, полигалит,
гипс
Галит
Объем
В виде твердых рас-
творов с хлорирами,
начиная с галита
Эпсомит
Сакиит
Каинит -----
Сильвин
Карналлит —
биштрит
Соосажденныи бор,
звтонический борат
магния___________
кристаллизующихся
твердых солей
1,9 г/ch
Бишофитовой
I
Рис. 94. Изменение объема морской воды и выделяющихся из нее твердых
солей в процессе сгущения в природных условиях. По М. Валяшко
Предпиренейском, Предатласском, Предкордильерском и дру-
гих передовых прогибах, а также в Прикаспийской, Днепров-
ско-Донецкой, Московской, Ангаро-Ленской, Вилюйской, Поль-
ско-Германской, Северо-Германской, Внутриамериканской и
других синеклизах, поперечных прогибах и краевых впадинах
платформ.
Формирование соляных месторождений происходило нерав-
номерно в истории осадконакопления, с максимальным расцве-
том галогенеза в конце рифейского, каледонского, герцин-
ского, киммерийского и альпийского этапов геологического раз-
вития.
Многие соляные месторождения отличаются специфической
«соляной тектоникой», обусловленной низкой плотностью и вы-
сокой пластичностью солей. Выжимание соляных масс приво-
дит к возникновению соляных куполов (рис. 96).
Некоторые соляные месторождения содержат бор в виде
рассеянного калиборита. В рассолах некоторых соляных озер
накапливается литий; в соляных водах некоторых озер фикси-
руются бром и йод.
237
a
1 I ~l<?
Рис. 95. Схематизированный разрез соляного месторождения Предуральского
1—6— кунгурский ярус: 1 — покровные породы (гипсоносные глины, мергели, и «вестники,
подстилающая каменная соль, 5 - глинисто-ангидритовая толща. 6 соленоены«- глины
доломиты, 8 — песчаники, мергели, глины и конгломераты. 9 - и «вестники
РУДЫ ЖЕЛЕЗА, МАРГАНЦА И АЛЮМИНИЯ
h" . —7 [ilSF ЬёлЙЗ-?
IE7 L/y*
Рис. 96. Разрез место
рождений солей Финен-
бург в Стассфурте. По
Е. Фульду.
1 — мел; 2 — раковистые из-
вестняки; 3 - 5 — пестрые
песчаники: 3 — верхние;
4 — средние; 5 — нижние:
6 — каменная соль; 7 — со-
леносная глииа; 8 — калий-
ные соли; 9 — главный ан-
гидрит.
Осадочные месторождения железа, марганца и бокситы фор-
мируются из суспензий и коллоидных растворов на дне рек. озер
и морских водоемов в сходных геологических условиях и рас-
сматриваются совместно.
238
в
s 1=--==1? ЕЕЕЗ^
прогиба. По А. Иванову:
песчаники), 2 — покровная каменная соль, 3 — толща калнйно-магниевых солеи, 4 —
и мергели с гипсом и ангидритом: 7—9 — артинскнй ярус: 7 — глины, известняки и
Источником материала для образования этих месторожде-
ний одни геологи считают континентальную кору выветривания,
другие — подводные эксгаляции вулканогенного происхождения.
Поскольку схема вулканогенно-осадочного образования руд
была рассмотрена ранее на примере колчеданных месторожде-
ний, ниже освещается модель рудообразования с континенталь-
ным сносом. Максимальное количество железа мобилизуется
при выветривании основных пород с высоким содержанием
этого металла. Для накопления бокситов, наоборот, наиболее
благоприятны коры выветривания кислых пород, а для мар-
ганца— зоны выветривания пород с повышенным количеством
этого металла.
Вынос соединений всех трех металлов осуществляется ре-
ками и грунтовыми водами, высачивающимися на дне водоемов.
Их среднее содержание в речных водах низкое: для железа оно
обычно находится в пределах от 0,05 до 1,5 мг/л, для марганца
от 0,007 до 0,08 мг/л, для алюминия от 0,5 до 5 мг/л. Однако
суммарный вынос этих металлов реками огромный. Например,
Амазонка за 180 тыс. лет ее существования могла вынести
в Атлантический океан около двух биллионов тонн железа. Пе-
ренос соединений железа, марганца и алюминия осуществля-
ется в форме тонких взвесей, коллоидных и истинных раство-
ров. Главными соединениями металлов в растворе речной воды
являются гидраты оксидов, бикарбонаты и органические соеди-
нения, иногда сульфаты и хлориды.
Отложение соединений всех трех металлов происходит в при-
брежной зоне озер и морей, главным образом под воздействием
электролитов, растворенных в водах этих водоемов, коагули-
рующих коллоиды металлических соединений и переводящих
их в осадок. В связи с различной геохимической подвижностью
соединений железа, марганца и алюминия происходит их диф-
ференциация в прибрежной зоне. В ходе этой дифференциации
вначале ближе к берегу накапливаются бокситы, затем в верх-
239
xAlx /Ге\ /Мп\ Рис. 97. Дифференциация руд алю-
/ \/ \ ,/ миния, железа и марганца в при-
/ X. брежной части водоема
—---------yPoBwb м°р* ней части шельфа отлагаются
железные руды, а еще дальше,
уже в нижней части шельфа,
происходит садка марганцевых
руд (рис. 97). Дифференциация минеральной массы проявля-
ется не только в разделении трех металлов, но также и в изме-
нении минерального состава руд этих месторождений по на-
правлению от берега в глубь водоема. В залежах марганцевых
руд в этом направлении происходит смена четырехвалентных
соединений трехвалентными и затем двухвалентными, замена
оксидных соединений карбонатными. Для залежей железных
руд в том же направлении намечается переход от оксидов
к карбонатам и затем к силикатам.
Месторождения железа имеют форму пластов и пластооб-
разных залежей. Размеры их достигают крупных величин —
в длину отдельные пласты протягиваются на десятки, а их
свиты на сотни километров; ширина их несколько километров,
мощность до десятков метров. Примером таких железорудных
залежей могут служить тела Керченского бассейна, выполняю-
щие отдельные мульды (рис. 98). По минеральному составу руды
осадочных месторождений железа разделяются на три группы:
оксидные, карбонатные и силикатные. Оксидные руды бурых
железняков состоят в основном из лимонита, гидрогётита, гё-
тита, гематита, иногда магнетита с примесью других минералов.
Основным рудообразующим минералом карбонатных руд яв-
ляется сидерит. В состав силикатных руд входят желези-
стые хлориты типа шамозита и тюрингита. Для осадочных
месторождений железа необычайно типична оолитовая текстура
руд. Н. Страхов выделяет семь главных и серию мелких эпох
накопления железных руд в истории формирования осадочной
оболочки Земли. На рис. 99 выделены основные эпохи форми-
рования осадочных руд железа, рядом показаны эпохи накоп-
ления марганцевых руд и бокситов, свидетельствующие о бли-
зости их образования. Отмечается, что со временем от докем-
брия до неогена сокращается общий объем накопления
осадочных руд железа, уменьшается относительная роль гео-
синклинальных месторождений, постепенно вытесняемых плат-
форменными образованиями.
Месторождения марганца, так же как и железа, имеют
форму пластообразных залежей (рис. 100). По минеральному
составу руд А. Бетехтин среди осадочных и метаморфизован-
ных осадочных марганцевых руд различает гидроксидные, ок-
сидные, карбонатные и силикатные образования. Гидроксидные
240
Рис. 98. Геологическая схема южной части Керченского бассейна. По
М. Скобникбву:
1 — пески пересыпей, кос и террас; 2 — глины песчанистые и пески; 3 — бурые же-
лезняки; 4— ракушечники глинистые; 5 — известняки детритусовые, глины: 6 — из-
вестняки мшанковые; 7—13 — глины: 7 — трепеловидные, 8 — зеленовато-серые, 9 —
олнвково-зеленые» 10 — слоистые с прослоями мергелей, // — с прослоями стромато-
литовых известняков, 12— с мергелями и детритусовымн известняками, 13— майкоп-
ские
241
Рис. 99. Основные эпохи формиро-
вания осадочных месторождений же-
леза, марганца, алюминия (бокситов).
По И. Страхову
Рис. 100. Схематический разрез По-
луночного месторождения марганца.
По Ю. Леонову.
1 — аллювиальные отложения; 2 — наносы;
3 — опоковидиые глины; 4 — марганцовые
руды; 5 — кварц-глауконитовые песчаники;
6 — туфы пироксеновых порфиритов
руды состоят из псиломелана, пиролюзита, лимонита, глини-
стых минералов и опала. В состав оксидных руд входит, кроме
того, в качестве ведущего минерала манганит. Карбонатные
руды состоят из родохрозита, манганкальцита, опала, марка-
зита, пирита, глауконита и барита. В состав силикатных руд
входят родонит, бустамит, марганцовистые гранаты, обычно
в смеси с кварцем, гематитом, магнетитом. Среди осадочных
месторождений марганца И. Варенцов, В. Рахманов и другие
выделяют четыре фациальные разновидности: 1) прибрежно-
242
морские платформенные (Никопольское на Украине, Чиатур-
ское в Грузии), 2) прибрежно-морские субплатформенные
(Усинское в Кузнецком Алатау), 3) миогеосинклинальные (Ма-
лый Хинган), 4) эвгеосинклинальные (Магнитогорский синкли-
норий на Урале).
Месторождения марганца и железа на дне современных
океанов выявлены океанографическими экспедициями разных
стран. Грандиозные запасы их руд сосредоточены в железомар-
ганцевых конкрециях, выстилающих крупные площади дна Ти-
хого, Атлантического и Индийского океанов, а также содержа-
щихся в подстилающих их рыхлых отложениях (см. рис. 21).
Конкреции, плиты и корки имеют поперечник от десятых долей
сантиметра до нескольких метров. Главными рудными минера-
лами конкреций, по данным П. Безрукова и П. Андрущенко, яв-
ляются вернадит, псиломелан, гидрогётит и монмориллонит;
присутствуют пиролюзит, тодорокит, бернессит, вудраффит,
рамсделлит, гётит, филлипсит, халцедон хлорит.
Средний состав конкреций в (%): Мп 20 (40—8); Fe 16
(26—2,5); Со 0,33 (2,5—0,2); Ni0,6 (2-0,2); Си 0,35 (1,6—0,03);
РЬ 0,35—0,2; Zn 0,08—0,4; Ag 0,0003.
Основная масса конкреций сосредоточена в пелагических от-
ложениях, характеризующихся минимальными скоростями седи-
ментации. В центральных частях полей конкреций, среди радио-
ляриевых илов, наблюдается повышение содержаний марганца,
никеля и меди, обусловливающее горизонтальную зональность
в распределении металлов.
Запасы железомарганцевых конкреций в придонной части
Мирового океана достигают колоссальной цифры 2.5Х1012 т,
что на 2—4 порядка выше суммарных запасов, учтенных во
всех месторождениях железа и марганца на континентах.
По поводу источника железа и марганца океанических кон-
креций существуют шесть главных точек зрения:
1) континентальный снос и последующее осаждение на дне
океана (Н. Страхов Е. Гольдберг, Дж. Аррениус);
2) биологическая экстракция отмирающим животным ми-
ром океана (К. Корренс, Дж. Грюнер, Р. Ерлих);
3) химическое осаждение из вод океана (Дж. Меррей,
А. Ренард, X. Петтерсон);
4) подводное разложение океанической водой богатых же-
лезом и марганцем вулканических пород основного состава
(Дж. Меррей, Дж. Аррениус);
5) поступление из подводных вулканических газов и гидро-
терм;
6) комбинированное образование из разных источников
(П. Безруков, И. Варенцов, Е. Бонатти, Т. Кример, Г. Риддл).
Что касается элементов-примесей, таких, как медь, кобальт,
никель и других, то все исследователи сходятся на том, что
243
6
1
Рис. 101. Схема соотношения месторождений
бокситов, различных по условиям образования.
1 — остаточные (латеритные), 2 — склоно-
(ал-
6 —
Бокситы:
вые (делювиально-пролювиальные). 3 — долинные
лювиальные), 4 — котловинные, 5 — карстовые,
геосинклинальные
ме-
на
2 —
свиты.
Рис. 102. Схема геологического строения
сторождения бокситов Красная Шапочка
Северном Урале. Ло А. Пейве.
1 — вулканические породы сосьвинской свиты;
5 — известняки; 2 — слоистые сарайской
3 — массивные петропавловской свнты, 4 — вагранской
свиты, 5 — бокситы; 6 — надвиги; 7 — сбросы
244
главным процессом концентрации их в конкрециях была сорб-
ция из вод океана.
Месторождения алюминия (бокситы) разделяются на три
группы: 1) остаточные кор выветривания, или латеритные,
2) осадочные платформенные, 3) осадочные геосинклинальные
(рис. 101).
Залежи бокситов имеют форму пластов, линз, лентовидную
и гнездообразную (рис. 102). Они достигают длины и ширины
нескольких километров при мощности до первых десятков мет-
ров. Для многих из них характерна сложная, раскарстованная
поверхность почвы залежей. По структуре различают метасо-
матические бобовые, бобово-оолитовые, брекчиевые, песчанико-
вые и афанитовые бокситы. Они бывают каменистые, каверноз-
ные и рыхлые. В состав боксита входят: 1) глинозем, преиму-
щественно свободный, 2) оксиды железа, преимущественно
в форме гематита, гидрогематита, гётита и гидрогётита,
3) кремнезем, связанный главным образом с каолинитом, реже
с галлуазитом и хлоритом, 4) оксиды титана.
По минеральным формам обособления глинозема разли-
чают две главные разновидности бокситов: 1) моногидратную,
состоящую из бёмита или его кристаллической разновидности —
диаспора AI2O3 • Н2О; 2) тригидратную, состоящую из гиббсита
А12О3 • ЗН2О.
РУДЫ ЦВЕТНЫХ И РЕДКИХ МЕТАЛЛОВ
Реальными месторождениями цветных и редких металлов
осадочного происхождения представляются месторождения
урана, меди, ванадия, молибдена, стронция, германия. Они при-
урочены в основной массе к четырем группам осадочных пород:
1) так называемым черным сланцам битуминозной формации
ранней стадии геосинклинального развития, встречающимся
также среди платформенных образований, 2) фосфорсодержа-
щим породам, 3) пестроцветным отложениям поздней стадии
геосинклинального развития, 4) обломочным толщам делюви-
ально-пролювиальных фаций предгорных условий постороген-
ной стадии.
Черные сланцы содержат рассеянную вкрапленность суль-
фидов железа, меди, молибдена, оксидов урана и ванадия,
иногда достигающую промышленной концентрации; кроме
того, в их состав входят никель, хром, титан, кобальт, цинк,
свинец, серебро, золото, цирконий, лантан, скандий, бериллий,
торий и другие элементы.
Ураноносные углеродсодержащие черные сланцы известны
среди осадков протерозойских, рифейских, каледонских, гер-
цинских, киммерийских и альпийских геосинклиналей. Первич-
ная концентрация урана в них очень низкая и составляет
245
тысячные — сотые доли процента. Однако огромные массы ура-
ноносных черных сланцев нередко сосредоточивают грандиозные
запасы урана. Так, например, запасы урана в толще девонских
сланцев формации Чаттануга в США оцениваются в 5 млн т
при содержании металла всего лишь в 0,066%. Уран в них на-
ходится в формах уран-органических комплексов, сорбирован-
ных ионов и изоморфного замещения кальция в коллофане
(В. Данчев).
Примером месторождения меди может служить Мансфельд
в ГДР. Пласт битуминозных мергелистых сланцев мощностью
20—40 см прослеживается здесь среди конгломератов, песчани-
ков и глинистых сланцев перми на расстоянии нескольких ки-
лометров. В нем тонко распылены: борнит, сфалерит, халько-
зин, реже пирит, галенит, блеклая руда и самородное серебро.
Кроме элементов, входящих в состав этих минералов, руда со-
держит молибден, ванадий, никель, платину, палладий, рений
и др. Наблюдается зональность, заключающаяся в том, что медь
преобладает в глубинных зонах местных ложбин цехштейновых
осадков и в нижней части рудного пласта, а цинк, наоборот, по
периферии и в верхней части пласта.
Руда рассматривается как продукт взаимодействия содер-
жащей металлы морской воды с десульфурирующими бакте-
риями сапропелевого ила на дне моря. Позднее породы были
разбиты сбросами, на пересечении которых с рудным пластом
при циркуляции более поздних гидротермальных растворов воз-
никли баритовые жилы с арсенидами кобальта.
Примером месторождений ванадия являются кембрийские
металлоносные углеводородисто-кремнисто-глинистые сланцы
в Казахстане (В. Холодов). Ванадий содержится в ванадиевом
антраксолите, ванадийсодержащем мусковите и фенгите, кото-
рые преобразуются в роскоэлит.
Фосфорсодержащие породы часто содержат повышенное ко-
личество урана, местами сопровождаемого ванадием, серебром,
свинцом, хромом, молибденом и другими элементами. Хорошо
известным примером их является фосфоритовый пояс Скали-
стых гор формации Фосфория пермского возраста в США. Этот
пояс протягивается на 1500 км при мощности фосфорсодержа-
щей ураноносной формации от 100 до 300 м. Крупные размеры
пояса даже при очень убогом содержании урана (сотые и ты-
сячные доли процента) обеспечили накопление в пределах фор-
мации Фосфория 600 тыс. т урана.
Пестроцветные отложения содержат осадочные месторожде-
ния меди, урана, стронция. Первичная рудная минерализация
локализуется в серо-зеленых пачках, сформированных в восста-
новительных условиях и разделенных пластами красного цвета,
свидетельствующими о режиме окисления. На фоне обширных
площадей убогого оруденения пестроцветных толщ местами
246
возникают локальные скопления богатых руд, обусловленные
перегруппировкой рудных минералов при позднейшем воздейст-
вии пластовых вод.
Осадочные месторождения меди, согласно П. Беспалову,
формировались среди континентальных (русловые, озерно-бо-
лотные), подводных дельтовых, лагунных и заливно-морских
фаций при смене аридного климата гумидным. По направлению
от берега к открытому морю в них наблюдается обогащение
вначале свинцом, а затем цинком.
Обломочные толщи обычно имеют ритмичное строение с гру-
бообломочным материалом в основании ритмов и мелкообло-
мочным, обогащенным гумусовой органикой и углефицирован-
ными растительными остатками в верхней части. К последним
приурочены залежи урановых руд. Уран в них находится в сор-
бированном состоянии в виде урано-органических соединений,
а также уранинита и коффинита. Уран в этих месторождениях
фиксируется в процессе осадкообразования, при диагенетиче-
ских преобразованиях, а также под воздействием пластовых
вод, приводящих к его инфильтрации и перегруппировке.
Осадочные месторождения германия связаны с повышенным
содержанием этого элемента в золе некоторых углей.
Предположительно осадочные и вулканогенно-осадочные ме-
сторождения вольфрама (шеелита) и олова (касситерита) уста-
новлены в докембрийских комплексах Швеции, Австрии, Фран-
ции, Турции, ГДР и СССР. Предположительно к вулканогенно-
осадочным относятся месторождения серебра типа Сильвер Риф
в США.
БИОХИМИЧЕСКИЕ ОСАДОЧНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Формирование биохимических осадочных месторождений мо-
жет быть проиллюстрировано на примере фосфоритов, карбо-
натных и кремнистых пород, а также каустобиолитов.
ФОСФОРИТЫ
Среди фосфоритов выделяются платформенные и геосинкли-
нальные месторождения.
Фосфоритовые залежи обычно имеют пластовую или пласто-
образную форму и обладают значительными размерами. Так,
например, зона распространения фосфоритовых пластов геосин-
клинального месторождения Каратау в Западном Казахстане,
вытянута на 100 км при ширине 40—50 км, содержит от одного
до семи пластов.
Платформенные месторождения менее значительны по раз-
мерам. По степени концентрации фосфора, литологическим
признакам и текстурным особенностям среди фосфоритов,
247
согласно С. Риггсу и другим, можно выделить 1) глинистые
с рассеянным фосфоритом, 2) песчано-глинистые с рассеянным
зернистым фосфоритом, 3) песчанистые с желваковым фосфо-
ритом, 4) массивные фосфориты. Первые три разновидности от-
носятся к платформенным, а массивные фосфориты принадле-
жат к геосинклинальным образованиям.
Минеральный состав фосфоритовых месторождений опреде-
ляется фосфоритом, сложным соединением фосфорнокислого,
фтористого и углекислого кальция типа nCa3F2O5 • mCaF2X
Х&СаСОз. А. Казаков различает в нем три фракции;
1) фторапатит ЗСаз(РО4)2СаР2 (наиболее распространен-
ная);
2) карбонатапатит ЗСа3(РО4)2СаСОз;
3) гидроксилапагит ЗСа3(РО4)2Са(ОН)2.
В минеральный парагенезис с фосфоритом обычно входят
кальцит и глауконит, иногда хлорит, сидерит, гётит и каолинит,
а для платформенных месторождений также органическое ве-
щество.
Источником фосфора для фосфоритовых месторождений
служит сравнительно легко растворимый апатит магматиче-
ских пород. Фосфор, сносимый в морские водоемы, усваива-
ется животными и растительными организмами. Концентрация
фосфора в костях, панцирях, тканях и крови морских организ-
мов достигает значительных размеров. Содержание фосфорно-
кислого кальция в костях позвоночных животных достигает
60 %, в раковинах некоторых разновидностей лингул и оболу-
сов 80—91,5 %.
Обычно фосфор жадно усваивается морскими организмами
в приустьевых частях рек, создающих своеобразный биофильтр,
не пропускающий растворенные фосфаты в центральные части
водоемов. Фосфор поступает туда исключительно в биомассе,
из которой он и может накапливаться на дне бассейнов.
По мнению некоторых геологов, основным источником фос-
фора, растворенного в морской воде, является фосфор, привно-
симый подводными вулканическими эксгаляциями.
Отложение фосфатных соединений на дне моря может осу-
ществляться двумя способами — биологическим и биохимиче-
ским.
В первом случае в результате отмирания морских организ-
мов и скопления их на дне моря, согласно схеме Колле, сна-
чала происходит разложение органического вещества с обра-
зованием углекислого аммония и фосфорнокислого кальция.
Затем взаимодействие этих соединений приводит к выделению
фосфорнокислого аммония. Далее фосфорнокислый аммоний
реагирует с известковистыми раковинами, образуя фосфорит.
Эта схема приложима в основном для образования плат-
форменных фосфоритов, таких, как Вятско-Камские, Егорьев-
248
м
50
Уровень моря
гл -ч-1л'5мпа Зона фотосинтеза
uu2-iiu мпа Планктон
100
Рг0510-50мг/м3
Остаток Рг05100мг/м8
О
I
♦
200
300
ЧОО
500
I
♦
' ♦
Зона максимумаСОги РгО5
в растворе
Р205 >300 мг/м3$хЖ
С0,=до12 КГ5МПа
♦
1000 -5
2000
Рис. 103. Схема фосфоритообразования — осаждения фосфатов из морской
воды в зоне шельфа в условиях восходящих холодных глубинных течений.
По А. Казакову:
1—3 — фации: / — береговых галечников и песков, 2 — фосфоритная, 3 — известковых
осадков; 4 — падение остатков планктона; 5 — направление течений
ское подмосковное, Полпинское близ Брянска, эстонские близ
Таллинна и другие месторождения.
Более сложным биохимическим путем накапливался фосфор
в области шельфа платформенных морей и в геосинклинальных
бассейнах. Схема формирования фосфоритовых месторождений
для этих условий разработана А. Казаковым. Она основана на
результатах измерения концентрации фосфора в колонне вод
современных океанов. Эти измерения позволяют выделить че-
тыре горизонта вод с различным содержанием фосфора
(рис. 103). Первый, верхний горизонт глубиной до 50 м отно-
сится к зоне фотосинтеза, характеризуется поглощением фос-
фора фитопланктоном и низким остаточным содержанием его
в воде, редко достигающим 10—15 мг/м3. Второй горизонт глу-
биной от 50 до 300—400 м представляет собой зону прохожде-
ния отмерших организмов и отличается также низким, но по-
степенно нарастающим содержанием фосфора. В третьем гори-
зонте на глубине от 300—400 примерно до 1000—1500 м
происходит массовое разложение отмерших организмов, выделе-
ние из них фосфора и обогащение им воды; содержание Р2О5
достигает здесь 200—300 мг/м3 воды и даже более. В четвер-
том, самом глубоком горизонте, содержание фосфора вновь
снижается.
Фосфоритовое месторождение может образоваться при на-
личии глубинного течения, направленного из глубокой части
249
к берегу водоема. «В этом случае, когда эти глубинные холод-
ные воды, насыщенные СО2 и Р2О5, подводятся глубоководными
течениями в область материкового шельфа, неизбежно насту-
пает уменьшение парциального давления СО2. Этому способ-
ствует уменьшение гидростатического давления, нагрев восхо-
дящих вод, диффузия избытка СО2 в обедненные углекислотой
поверхностные зоны фитопланктона, а также и возможное до-
бавочное растворение этими восходящими «агрессивными» во-
дами известковых осадков... Вследствие уменьшения парциаль-
ного давления СО2 в этих восходящих слоях морской воды си-
стема ранее установившегося равновесия нарушается, и воды
становятся пересыщенными по отношению к СаСОз и
ЗСа3(РО4)2СаР22+» (А. Казаков, 1950).
Так возникают условия для химической садки кальцита и
фосфорита, их концентрации на склоне шельфа и образования
пластов фосфоритов геосинклинального типа. Таковы место-
рождения Каратау в Западном Казахстане (рис. 104), много-
численные месторождения формации Фосфория в США, место-
рождения МНР, Северной Африки и др.
Рис. 104. Геологическое строение фосфоритового месторождения Чулактау
в Каратау. По Б. Гиммельфарбу и А. Соколову:
1—5 — известняки: 1 — песчанистые, 2 — продуктивные, 3 — коралловые, 4 — мергелистые,
5 — оолитовые; 6, 7 — песчаники: 6 — слнвные, кварцевые, 7 — грубозернистые, кварц-
полевошпатовые; 8 — конгломераты; 9 — плитчатые известняки; 10 — доломнтизироваиные
известняки кембро-ордовика; //—-тальковые образования; 12 — фосфорнтоносная толща
нижнего кембрия; 13 — песчаники и сланцы венда: 14 — тектонические нарушения
250
Месторождения гуано. С точки зрения высокого содержания
фосфора месторождения гуано тяготеют к фосфоритам. Они
известны на островах Перу, где образуют пласты мощностью
до 35 м, в результате скопления в течение длительного времени
в обстановке жаркого климата экскрементов птиц, населяющих
острова.
КАРБОНАТНЫЕ ПОРОДЫ
К карбонатным породам, используемым в качестве полез-
ных ископаемых, относятся известняки, доломиты и мергели.
Известняки состоят в основном из кальцита (56 % СаО),
доломиты из доломита (34,4 % СаО, 21,9 % MgO), мергели —
из карбонатов в смеси с глиной. Переходные по составу по-
роды называются доломитовыми известняками, известкови-
стыми доломитами, доломитовыми известковистыми мергелями
и т. п.
Доломиты в протерозое и рифее при высоком давлении уг-
лекислоты атмосферы и повышенном значении pH морской
воды могли выпадать на дне моря в виде химического осадка.
Начиная с палеозоя при изменившихся условиях атмосферы и
гидросферы формирование доломитов идет в основном в ре-
зультате доломитизации известнякового осадка в процессе
диагенеза. Известны также вторичные доломиты и доломити-
зированные породы, связанные с гидротермальным изменением
известняков.
КРЕМНИСТЫЕ ПОРОДЫ
Источником кремния является кремнезем, находящийся
в морской воде, согласно К. Краускопфу, в виде истинного
раствора H4SiO4; растворимость аморфной разновидности
кремнезема достаточно высокая и достигает 10—14~3%. Среди
осадочных кремнистых пород различают диатомиты, трепелы и
опоки.
Диатомит представляет собой тонкозернистую пористую по-
роду, состоящую главным образом из мельчайших панцирей
диатомовых водорослей, накопившихся вследствие их массовой
гибели.
Трепел столь же тонкозернистая порода, состоящая из мель-
чайших округлых телец опала и халцедона с остатками радио-
лярий, спикул губок и фораминифер.
Опоки — более плотные кремнистые породы, состоящие из
аморфной массы кремнезема в смеси со скелетами диатомей,
радиолярий и губок; они рассматриваются как частично преоб-
разованные диатомиты и трепела.
В докембрии и раннем палеозое преобладали хемогенные
кремнистые образования. Затем они все более и более вытес-
251
нялись биогенными осадками, питательной средой которых яв-
ляется как кремнезем, привносимый поверхностными водами
в эпиконтинентальные и геосинклинальные моря, так и крем-
незем подводных вулканических эксгаляций геосинклинальных
морей. В связи с последними наблюдается периодический рас-
цвет кремнистого осадкообразования, следующий за вспышками
вулканической активности.
МЕСТОРОЖДЕНИЯ УГЛЕЙ
Геология ископаемых углей представляет большой самостоя-
тельный раздел учения о минеральном сырье, рассматриваемый
в специальном курсе. Здесь для полноты общей картины гео-
логии полезных ископаемых конспективно излагаются лишь
основные положения этого курса в основном по А. Матвееву,
Г. Иванову, И. Купрову и др.
Месторождения углей принадлежат к образованиям фито-
генным, связанным с жизнедеятельностью древних растений.
В хлорофильных зернах этих растений под влиянием световой
энергии происходил синтез из углекислого газа и воды первич-
ного органического вещества, аккумулирующего солнечную
энергию. При последующем неполном разложении отмерших
растений, осуществлявшемся при дефиците кислорода, проис-
ходило постепенное накопление органической массы, представ-
ляющей собой исходный материал для углеобразования. Пер-
вичная органическая масса ископаемых углей разделяется на
сапропелевую и гумусовую.
Сапропелевые осадки формировались при накоплении на
дне водоемов отложений простейших, главным образом планк-
foHHbix водорослей, ткани которых состоят преимущественно
из белков и жиров при незначительном количестве клетчатки.
Гумусовые осадки возникали при накоплении и последую-
щем преобразовании на дне водоемов отмерших высших расте-
ний. Эти растения накапливались автохтонно на месте их про-
израстания или аллохтонно, сносясь в пониженные части
рельефа водными потоками. Если такими депрессиями были
озера, то возникали л ими и чески е, а если прибрежные
части морей, то пара лические месторождения угля. Ткани
таких растений состоят в основном из лигнита и целлюлозы
(60—70 %), некоторого количества белков (до 15%) и незна-
чительной доли кутины, воска, смолы и суберина (до 5%).
В прибрежных зонах водоемов и в болотах происходило пер-
вичное разложение растительной массы, или их гумификация,
сопровождавшаяся накоплением слабее разрушающихся ком-
понентов, из смеси которых возникал торф, исходный материал
для гумусовых углей, имеющих наибольшее практическое зна-
чение.
252
Преобладают
целлюлоза
Исходный материал-
Условия^ накопления
Мало-
зольные
торфы
Чистые
сапропели
Высоко-
зольные
сапропели
Жиры
водорослей
протеины
--------
Высокозоль
ные синуса
выеа образо-
вания
Смешанные
гумуср 'сапро
пелесые оора
задания
£ I
5 и
^/7
| У
шиеся
Химический характер среды
| А н трациты
Слабо
разложив-
шиеся
Образование
гуматов
Cq и Fe
Влияние
катализа-
торов
Рис. 105. Схема образования углей. По И. Аммосову
Более значи-
тельное со-
держание
лигнина
Сильно
разложив-
шиеся
Плотные
угли
Слабо ---------
разложив разложив-
шиеся
Сильно
Влияние вос-
становитель -
ной среды
Диагенезис
Землистые Битуминозные Землистые
бурые бурые битуминозные
угли
бурые
угли
бурые
угли
Мет а мор Ф из м
В соответствии с этими двумя процессами накопления ис-
ходной органической массы, необходимой для углеобразования,
выделяются две группы ископаемых углей — гумулиты и сапро-
пелита. Гумулиты в свою очередь делятся на гумиты, пред-
ставляющие собой продукты слабого разложения, и липтобио-
литы, состоящие из сильно разложенной массы со значитель-
ной концентрацией в ней наиболее устойчивых продуктов.
Сапропелита подразделяются на гумито-сапропелиты и чистые
сапропелита.
Захоронение органической массы под перекрывающими
осадками, диагенез и последующий метаморфизм приводили
253
к ее углефикации и образованию ископаемых углей. При этом
происходило уплотнение, обезвоживание, цементация и поли-
меризация исходного рыхлого и влажного осадка. Вследствие
этого исходная растительная масса сапропеля и торфа претер-
певала следующий ряд постепенного и необратимого измене-
ния: бурый уголь, каменный уголь, антрацит, шунгит и графит
(рис. 105). Такое изменение достигает наибольшей степени
в геосинклинальных условиях и слабее проявляется на плат-
формах.
В составе углей различаются органическая и минеральная
массы. Органическая масса углей состоит из углерода (60—
96%), водорода (1—12%), кислорода (2—20 % и более),
азота (1—3 %), незначительного количества серы и фосфора.
В состав минеральной массы входят кремний, алюминий, же-
лезо, кальций, магний, калий, натрий и другие элементы. В не-
которых углях отмечается повышенная концентрация берил-
лия, никеля, кобальта, молибдена, урана, галлия, германия,
иттрия и других редких и рассеянных элементов. Известны слу-
чаи промышленного скопления в углях урана, германия и ва-
надия.
Структура углей определяется вхождением в их состав че-
тырех ингредиентов — двух матовых и двух блестящих. Мато-
вые составные части называются фюзен и дюрен, а блестя-
щие— витрен и кларен.
Микроструктура углей определяется комбинацией микро-
компоцентов, обычно различаемых лишь под микроскопом.
Среди них .выделяются основная масса и форменные элементы.
Основная масса представляет собой аморфное вещество, сфор-
мированное при глубоком разложении растительных остатков.
Форменные элементы сохраняют признаки первичной расти-
тельной структуры.
Для технических целей в составе углей выделяют балласт-
ную (негорючую) и горючую массы. В негорючую массу вхо-
дят влага (W) и зола (Л). Горючая масса состоит из летучих
компонентов (V), кокса (К) и серы (S) с разделением ее на
органическую, сульфидную и сульфатную. Для этих же целей
производится характеристика спекаемости и теплотворной спо-
собности углей.
Спекаемость определяется как способность угля переходить
при высокой температуре в пластическую массу, затвердеваю-
щую при остывании в механически прочный кокс. Теплотвор-
ная способность (Q) угля оценивается в джоулях на кило-
грамм топлива. Техническое разделение углей с учетом этих
характеристик приведено в табл. 12.
Угленосные отложения обычно состоят из перемежающихся
терригенных песчано-глинистых осадков. Непосредственно
в почве и кровле пласта чаще всего находятся тонкозернистые
254
Рис. 106. Геологический разрез уголь-
ного месторождения геосинклиналь-
ного типа (центральная часть Про-
копьевского района Кузбасса). По
В. Яворскому:
1 — пласты угля; 2 — тектонические раз-
рывы
Рис. 107. Геологический разрез уголь-
ного месторождения платформенного
ю типа (Азейское месторождение). По
S А. Матвееву
Таблица 12
Техническое подразделение углей
Группа углей Органический состав, % Летучие компо- ненты, % Влага, % Теплота сгорания, кДж/кг
с н O+N
Бурые 60—78 5 17—30 40—60 15—30 14,6—32,0
Каменные 75—92 3—6 3—17 10—42 4—15 30,0—37,6
Антрациты 92—97 1—3 1—3 10 5 33,5—35,0
глинистые или алевролитовые породы. По мере удаления от
пластов крупность зерна осадков плавно возрастает. Чередо-
вание таких гранулометрических переходов обусловливает рит-
мическое строение многопластовых угленосных толщ.
Толщу парагенетически связанных между собой угленос-
ных отложений ритмического строения принято называть угле-
носной формацией. По условиям образования они разделяются
на формации геосинклинальные (рис. 106) и платформенные
(рис. 107). Геосинклинальные угленосные формации преобла-
дали в палеозое, а платформенные доминируют в кайнозое. По
данным А. Матвеева, на территории СССР в бассейнах гео-
синклинального типа сосредоточено 35 %, в бассейнах переход-
ных 25%, а на платформах 40 % запасов углей.
Месторождения угля известны в осадках земной коры от
силурийских до четвертичных. П. Степанов установил, что в ис-
тории рсадконакопления выделяются три максимума, или три
эпохи углеобразования, разделенные временем минимального
углевыделения. Первый максимум приходится на поздний кар-
бон— раннюю пермь, второй на позднюю юру — ранний мел,
третий на поздний мел — третичный период.
П. Степановым в осадочной оболочке Земли выявлены пояса
угленакопления с узлами концентрации угленосных отложений,
окруженные периферическими зонами со слабым угленакопле-
нием. На поверхности земного шара выделяются следующие
три площади угленакопления: 1) каменноугольного, 2) перм-
ского и юрского, 3) позднемелового и третичного.
МЕСТОРОЖДЕНИЯ ГОРЮЧИХ СЛАНЦЕВ
Месторождения горючих сланцев состоят из глинистых, песча-
нистых и известковистых горных пород, содержащих значи-
тельное количество продуктов разложения органических ве-
ществ и обладающих вследствие этого горючими свойствами.
Содержание органического компонента не превышает 60%,
поэтому горючие сланцы отличаются от углей более значи-
тельной зольностью и меньшей теплотой сгорания. По проис-
256
хождению органических веществ различают гумусовые, битуми-
нозные и сапропелевые сланцы; используются промышленно-
стью только последние.
Среди месторождений горючих сланцев известны образова-
ния всех периодов — от кембрийского до третичного.
МЕСТОРОЖДЕНИЯ НЕФТИ И ГАЗА
Месторождениям нефти и газа посвящена огромная лите-
ратура. В данной книге в самом сжатом виде приводятся лишь
некоторые наиболее существенные общие сведения о геологии
нефти и газа, заимствованные в основном у И. Брода, Н. Вас-
соевича, И. Высоцкого, Н. Еременко, Г. Иванова, И. Купрова
и др.
Месторождения нефти, природного горючего газа и твердых
битумов тесно связаны генетически и пространственно. Нефть —
природная горючая маслянистая жидкость, состоящая из смеси
жидких и газообразных углеводородов, содержащая в раство-
ренном состоянии твердые битумы, а также примесь небольшого
количества органических кислородных, сернистых и азоти-
стых соединений. В ее состав входят углеводороды метано-
вого, нафтенового и ароматического рядов. Природный горю-
чий газ состоит из газообразных углеводородов, таких, как ме-
тан, этан, пропан и бутан, иногда с примесью легкокипящих
жидких углеводородов — пентана, гексана и др. Твердые уг-
леводороды метанового ряда образуют озокерит, нафтенового —
асфальт.
Все гипотезы происхождения нефти разделяются на две
группы — неорганического и органического генезиса. Среди не-
органических гипотез могут быть упомянуты карбидная, вул-
каническая, плутоническая, подкоровая и космическая.
Карбидная гипотеза предложена Д. Менделеевым. Она осно-
вана на лабораторных опытах получения нефти вследствие вза-
имодействия карбида железа и воды по реакции 2FeC + 3H2O->-
—>-F е2СОз+С2Нб.
Д. Менделеев предполагал, что под влиянием воды, прони-
кавшей по трещинам в глубинные части Земли и вступавшей
в реакцию с расплавленными карбидами металлов, формиро-
вались газообразные углеводороды, возгонявшиеся кверху. Ему
представлялось, что процесс образования месторождений
нефти и горючих газов длителен, непрерывен и совершается
до сих .пор, пополняя запасы этих углеводородов в земной
коре.
Вулканическая гипотеза связывает образование газонефтя:
ных месторождений с подъемом магмы, выделением из нее
газообразных углеводородов, их обособлением от других вул-
канических газов вследствие повышенной летучести и последу-
ющей локализации в виде скоплений нефти и газа.
Х/29 Заказ № 2527 257
Плутоническая гипотеза объясняет происхождение нефти
вследствие сплавления гранитной магмы с доломитами и фор-
мирования интрамагматического потока углеводородов
(А. Кравцов и др.).
Подкоровая гипотеза разъясняет образование нефти при
прохождении потока подкорового водорода через богатую угле-
родом магму мантии (В. Порфирьев, Н. Кудрявцев, И. Грин-
берг, Э. Чекалюк).
Космическая гипотеза, предложенная В. Соколовым, обос-
новывается фактами нахождения битумов в метеоритах и на-
личием углеводородов в хвостах комет, а также в атмосфере
планет Юпитер, Сатурн, Уран и Нептун. По представлениям
В. Соколова, углеводороды существовали еще в период звезд-
ного состояния Земли и находились в ее газовой оболочке. По
мере охлаждения Земли они поглощались застывающим суб-
стратом, а с образованием земной коры конденсировались в на-
иболее остывших верхних слоях литосферы.
Обширная критика этих гипотез содержится в специальной
литературе.
Органическая гипотеза защищается большинством геологов.
По этой гипотезе исходным материалом для газонефтяных ме-
сторождений являлась органическая, растительная и живот-
ная масса, захороненная в прошлые геологические эпохи на
дне водоемов под толщей перекрывающих их неорганических
осадков. Большинство сторонников органического происхожде-
ния нефти и газа исходным материалом для образования счи-
тают сапропель. Сапропелевая гипотеза была выдвинута не-
мецким ученым Г. Потонье и развита И. Губкиным.
По подсчетам ботаников и биохимиков количество углерода,
синтезируемого в тканях планктона и доставляемого в осадок
по мере его отмирания, исчисляется многими десятками милли-
ардов тонн в год. В первую стадию последующего преобразо-
вания органическая масса разлагается при активном воздейст-
вии микроорганизмов и превращается в битуминозное веще-
ство, а исходный остаток — в битуминозную породу. Во вторую
стадию, связанную с погружением осадков, под воздействием
повышающихся давлений и температуры, активизирующих
деятельность анаэробных бактерий и возбудителей брожения,
выделяются битумы — 1вердые, жидкие и газовые углеводо-
роды. В третью стадию нефть и газ перемещаются из области
распространения нефтематеринских толщ в благоприятные по
структурным и литологическим признакам породы, формируя
газонефтяные месторождения. По данным Н. Вассоевича и
других, устанавливается вертикальная зональность образова-
ния нефти в разрезе осадочных пород (рис. 108). В зоне дей-
ствия диагенеза происходит образование метана, мигрирую-
щего в атмосферу. В зоне катагенеза, на глубине 3—5 км
258
a
Зона диагенеза ,
кмр Л1
к.
3 -
4 -
5 -
6 -
7 *
в -
9 -
/Л
о
<ь
*
ч>
<3
$
<3
к
<3
<3
ч
>5 0,7
<3
$ 0, в
- 2/
кал
Не фть
Интенсивности
генерации
Главная зона
нсфтеобразования
Диагенетическая
зона газообразования
Нижняя патогенетичес-
кая или главная зона
газообразования
Верхняя катагенетичес-
зона газообразования
Низкий /7НМ
0,5 1 1,5 2
Зона образования
газоконденсатов
КМ
О
0,6
1,2
1,0
2,4
3,0
3,6
4,0 5р*А
10
Г.'.а-.-з
27
4,2
11
11
2_
0,6
. 1
|дг
^К0,5%-газ
В 0,0 нефти
6,0^
в % от содержания
Соцг 6 глинистых поро-
- , е, д I •^opi " ZJiuписть/д- пир
р ч о о 1 fife *2 gahMOM зтапе
Высокий /!т катагенеза
/,5%-газ
77, -нефть
33
14
Рис. 108. Условия образования нефти в разрезе осадочных пород. По Н. Вас-
соевичу:
а — принципиальная схема вертикальной зональности итерации нефти и газа органи-
ческим веществом в процессе литогенеза: R° - отражение витринита в масле; /7Н?Л —
нефтематеринский потенциал (приблизительно определяется величиной атомарного от-
ношения Н : С);
б — распределение по глубинам запасов нефти и газа в гигантских, крупных и сред-
них месторождениях
в главную фазу нефтеобразования формируются нефть и газ.
На глубинах 5—7 км образуются газоконденсаты. Еще ниже,
до 10 км, вновь возникает только газ, идущий на создание га-
зовых месторождений.
Газонефтяные месторождения состоят из двух групп по-
род— коллектирующи.х углеводороды и окружающих их. пре-
пятствующих утечке нефти и газа.
Среди коллекторов наиболее распространены слабо сцемен-
тированные песчаники, отчасти массивные трещиноватые по-
роды— известняки, кварциты, изверженные породы.
Породы-экраны, напротив, имеют низкую проницаемость.
Ими чаще всего являются глинистые сланцы и массивные не-
трещиноватые породы.
1/а9* 259
Большинство геологов считают, что современные залежи
нефти и газа сформировались вследствие миграции их в жид-
ком и газообразном состоянии в течение того или иного геоло-
гического времени и на то или иное расстояние.
Залежи нефти и газа по особенностям их строения
разделяются на две группы: 1) пластовые (см. рис. 13), 2) мас-
сивные (см. рис. 14), в том числе литологически ограниченные.
Пластовые залежи подразделяются иа сводовые, тектонически,
стратиграфически и литологически экранированные. Массив-
ные залежи подразделяются на залежи в структурных, рифо-
вых, соляных и эрозионных выступах.
Месторождения газа и нефти состоят из серии за-
лежей, подчиненных единым геологическим структурам, различ-
ным для складчатых и «платформенных условий. В складча-
тых районах выделяются две группы структур: 1) связанные
с антиклиналями, 2) связанные с моноклиналями. В платфор-
менных газонефтеносных районах намечаются четыре группы
структур; 1) в куполовидных и брахиантиклинальных подня-
тиях, 2) в эрозионных и рифовых массивах, 3) в гомоклиналях,
4) в синклинальных прогибах.
Газонефтяные бассейны, представляющие собой об
ласти крупного и длительного погружения в современной
структуре земной коры и заключающие в себе серии газонеф-
тяных месторождений, по их тектоническому положению раз-
деляются на четыре группы. К первой группе газонефтеносных
бассейнов, приуроченных к внутриплатформенным прогибам,
принадлежит ряд крупных районов. В прогибе иа докембрий-
ском основании находятся Мичиганский и Иллинойский бас-
сейны Северной Америки, на палеозойском основании располо-
жены Мезенско-Камский, Печорский, Урало-Волжский и Днеп-
ровско-Донецкий бассейны Русской платформы и некоторые
бассейны Северной Америки. Вторая группа охватывает бас-
сейны прогнутых краевых частей платформ. Их примером мо-
гут служить Северо-Каспийская впадина, возможно, впадина
Западно-Сибирской низменности и газонефтеносный бассейн
Голфкост у берегов Мексиканского залива. Третья группа кон-
тролируется впадинами древних глыбовых гор. К ним при-
надлежат бассейны Ферганской и Таджикской впадин в СССР,
Джунгарский, Таримский и другие бассейны КНР, бассейны
Скалистых гор США и др. Четвертая группа связана с пред-
горными и внутренними впадинами молодых альпийских гор-
ных сооружений. В нее входят Средне-Каспийский, Южно-Кас-
пийский, Азово-Кубанский, Предкарпатский и Сахалинский
бассейны в СССР, а за границей Ирано-Аравийский, Паннон-
ский, Трансильванский, Калифорнийский и другие бассейны.
Нефть и газ способны мигрировать из одних пород в дру-
гие, поэтому о времени их образования говорить трудно.
260
Можно лишь определять возраст вмещающих их толщ. Наи-
более древние проявления нефти обнаружены в синийских по-
родах Сибири. Они известны в кембрийских, ордовикских и
силурийских породах. Но наиболее значительные и широко
распространенные месторождения горючего газа и нефти начи-
нают встречаться во все возрастающем количестве начиная
с отложений девона до третичного возраста включительно.
Причем большинство палеозойских месторождений этих полез-
ных ископаемых приурочено к внутренним и краевым частям
платформ. Мезозойское газонефтенакопление связано преиму-
щественно с краевыми платформенными прогибами. Третичное
же газонефтенакопление в основном осуществлялось в передо-
вых и внутренних прогибах альпийских складчатых систем.
В истории нефтеобразования С. Максимов и Н. Еременко
намечают четыре планетарных мегацикла: раннепалеозойский,
средне- и позднемезозойский, мезозойский и кайнозойский. Они
в свою очередь распадаются на 16 частных циклов. Нефти
палеозойских циклов преимущественно парафинистые, мезо-
зойского — парафино-ароматические, кайнозойского — нафтено-
ароматические.
Глава XIII
МЕТАМОРФОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Серия метаморфогенных месторождений разделяется на две
группы: метаморфизованных и метаморфических образований.
Метаморфизованные месторождения подверглись изменению
одновременно с окружающими их породами в такой степени,
что метаморфические признаки в форме, строении и составе тел
полезных ископаемых оказываются резко доминирующими.
Метаморфические месторождения возникли вновь в про-
цессе метаморфизма в связи с перегруппировкой минерального
вещества метаморфизуемых пород.
Метаморфические процессы имеют локальный и региональ-
ный характер. К локальным разновидностям относятся авто-
метаморфизм и ореольный (контактовый) метаморфизм масси-
вов изверженных пород, а также динамометаморфизм вдоль
тектонических зон. Региональный метаморфизм развивается
вследствие совокупного действия статической и динамической
нагрузок горных пород, в обстановке повышающегося давления,
температуры и воздействия различных минерализаторов, осо-
бенно воды. В крайних формах он переходит в ультраметамор-
физм, обусловливающий выборочное или полное переплавление
изменяющихся пород.
9 Заказ Ns 2527 261
Региональный метаморфизм, вызванный повышением темпе-
ратуры и давления, называется прямым, или прогрессив-
н ы м, способствующим реакциям с выделением воды и угле-
кислоты из минералов. Метаморфизм, связанный со сменой
высокотемпературных минеральных ассоциаций низкотемпера-
турными, способствующий обратному поглощению воды и угле-
кислоты, называется обратным, регрессивным или
диафторезом.
Из о химический метаморфизм осуществляется без
привноса новых минералообразующих веществ; он свойствен
прогрессивной стадии. А л л о х и м и ч е с к и й метамор-
физм происходит с привносом новых веществ и изменением
химического состава метаморфизуемых пород; он особенно
характерен для регрессивной стадии. Вследствие метаморфизма
изменяются форма, строение и состав тел полезных иско-
паемых.
Форма тел полезных ископаемых, подвергшихся региональ-
ному метаморфизму, искажается, они обычно приобретают
сплющенный вид. Среди метаморфизованных месторождений
преобладают пластообразные, лиизовидные, ленто- и жилооб-
разные залежи сплошных и вкрапленных руд. Их размеры
иногда достигают значительных величин, как, например, в пла-
стовых залежах железных руд в железистых кварцитах, вытя-
гивающихся на километры и даже первые десятки километров
при мощности до первых сотен метров.
Текстура вещества метаморфизованных месторождений от-
личается развитием катаклаза и распрессовывания. Харак-
терно полосчатое, сланцеватое, плойчатое, очковое и лучистое
строение. Метаколлоидная текстура в процессе метаморфизма
преобразуется в кристаллическую. Тонкозернистое строение
укрупняется и заменяется более грубокристаллическим.
Структура минеральной массы метаморфизованных место-
рождений приобретает черты, свойственные метаморфическим
комплексам пород. Возникают граиобластические, порфиро-
бластические, лепидобластические, роговиковые, пластинчатые,
листоватые, волокнистые и сноповидные структуры.
Минеральный состав отличается переходом гидроксидов
в оксидные соединения. Лимонит и другие гидроксиды железа
преобразуются в гематит, магнетит, псиломелан и манганит за-
мещаются браунитом, гаусманитом, опал переходит в кварц.
Минеральные модификации малой плотности вытесняются ми-
нералами более высокой плотности. В связи с этим марказит
замещается пиритом, вюртцит — сфалеритом. Фосфорит преоб-
разуется в апатит. Органическое вещество графитизируется.
В Байкальской горной области, по сведениям Л. Салопа, от-
мечаются последовательные стадии преобразования сульфидов
железа при метаморфизме. Вначале слабометаморфизованная
262
ассоциация серицит — хлорит — пирит сменяется ассоциацией
более высокой ступени метаморфизма биотит — пирротин, далее
пирротин замещается магнетитом, при еще более прогрессив-
ном метаморфизме магнетит замещается железосодержащими
силикатами — биотитом и гранатом. По наблюдениям Г. Вер-
тушкова, на Урале с увеличением метаморфизма железотита-
новых руд вначале заметно уменьшается содержание железа,
а затем, несколько медленнее, содержание титана; ильменит-маг-
нетитовые месторождения переходят через ильменитовые в иль-
менит-рутнловые, а на крайних стадиях метаморфизма — в ру-
тиловые.
При контактовом метаморфизме происходит халькопирити-
зация борнита, возникают структуры распада борнит — халько-
пирит, сфалерит — халькопирит, галенит — касситерит (по тил-
литу), в железосодержащих сульфидах может возникнуть маг-
нетит.
Для минеральных ассоциаций метаморфогенных месторожде-
ний характерны минеральные парагенезисы соответствующей
фации метаморфизма.
Метаморфизм, особенно региональный, способен уничто-
жить месторождения полезных ископаемых, радикально их из-
менить и создать новые. При метаморфизме в первую очередь
уничтожаются месторождения, чувствительные к высоким тем-
пературам, такие, как битуминозные и самородной серы.
К радикально измененным, метаморфизованным принадле-
жат значительные месторождения железа, марганца, а также
некоторые месторождения фосфора, цветных, благородных и
радиоактивных металлов.
К возникающим в процессе метаморфизма собственно мета-
морфическим месторождениям относятся месторождения мра-
мора, кварцита, кровельных сланцев, высокоглиноземистого
сырья (кианит, андалузит, силлиманит), флогопита, амфибол-
асбеста, нефрита, лазурита, графита, корунда и наждака, гра-
ната, титана, горного хрусталя. Практическое значение некото-
рых перечисленных месторождений весьма существенно.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ВОЗРАСТ
Метаморфогенные месторождения локального контактового
происхождения, обусловленного воздействием интрузии, так же
как и последние, могут иметь самый различный возраст — от
наиболее древнего до самого юного. Среди метаморфогенных
месторождений, связанных с регионально метаморфизованными
комплексами горных пород, резко преобладают древние обра-
зования. Большинство из них принадлежит докембрийским
(архейским, ранне-, средне- и позднепротерозойским) форма-
циям. Известны раннепалеозойские метаморфогенные место-
9* 263
рождения, к которым, например, относятся наждачные место-
рождения Урала. Среди более молодых пород рассчитывать на
встречу метаморфогенных месторождений регионального харак-
тера труднее.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ
Метаморфогенные месторождения полезных ископаемых ре-
гионального характера возникают на значительной глубине
в обстановке высоких температур и давлений. В этих условиях
пластические деформации вещества преобладают над хруп-
кими. Граница между зонами преобладающих хрупких и пла-
стических деформаций горных пород проходит, по данным
А. Гейма, на глубине 2,6 тыс. м, а по представлениям Р. Ван-
Хайза — на глубине 12 тыс. м. Поэтому регионально метамор-
физованным месторождениям полезных ископаемых свой-
ственны структуры сильно уплотненных рассланцеванных тек-
тонических зон, усложняющих изоклинальную складчатость,
нарушенную сколами, чаще всего продольными по отношению
к складчатости. Для них характерны складки волочения, те-
чения и скольжения, с интенсивными кливажом и сланцева-
тостью.
По совокупности существующих данных для регионально
метаморфизованных образований могут быть намечены три
группы структур месторождений полезных ископаемых:
1) складчато-трещинные, 2) складчато-разрывные, 3) зон смя-
тия.
Складчатые структуры метаморфогенных месторождений ха-
рактеризуются наличием уплотненных, разбитых густой сетью
трещин изоклинальных складок, с очень характерным крутым
погружением шарниров которых часто связаны рудные столбы.
Складчато-разрывные структуры встречаются чаще и опре-
деляют локализацию рудных тел не только вдоль пластов
сильно смятых трещиноватых пород, но и по осложняющим их
взбросам и сдвигам, а также на их пересечениях.
Зоны смятия, представляющие собой плоские, интенсивно
развальцованные нарушения, обычно согласные с общим пла-
ном рассланцевания, относятся к наиболее типичным геологи-
ческим структурам, свойственным региональным метаморфоген-
ным месторождениям.
Структуры регионально метаморфизованных месторождений
формируются после первичного рудонакопления и обычно со-
провождаются той или иной степенью перегруппировки веще-
ства. В процессе развития таких структур преобладают про-
скальзывания по множеству продольных, параллельных друг
другу тектонических плоскостей с образованием А- и В-текто-
нитов. При этом тела полезных ископаемых сплющиваются и
264
растягиваются вдоль общей раслрессованности вмещающих по-
род; первичные дискордантные контакты сглаживаются, и за-
лежи приобретают вид согласных с окружающими их метамор-
фическими толщами. На контактах хрупких тел полезных
ископаемых и более податливых вмещающих пород могут воз-
никнуть зоны тектонических срывов и даже брекчий.
При деформации горных пород и руд в условиях развития
метаморфизованных месторождений отмечаются дифференциро-
ванные тектонические изменения, обусловленные тем, что по-
родообразующие минералы деформируются труднее, а некото-
рые рудообразующие минералы, например сульфиды, легче.
При этом различные сульфиды также по-разному реагируют на
тектонические усилия. Часть из них, такие, как пирит, арсено-
пирит и другие, испытывают преимущественно хрупкий ката-
клаз и дробятся. Другие минералы, как, например, галенит,
халькопирит, менее сфалерит, деформируются пластически, за-
текая в пространство между раздробленными зернами более
хрупких минералов. Сопровождающая такую силовую пере-
группировку перекристаллизация рудообразующих минералов,
связанная с ультралокальным перерастворением, приводит
к очистке их от разного рода включений и примесей. Именно
такая комбинация плотной сколовой деформации, перегруппи-
ровки вещества и его перекристаллизации может изменить до
неузнаваемости облик метаморфизованных месторождений.
ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ
Формирование метаморфогенных месторождений происхо-
дит при высокой температуре, которой иногда сопутствует вы-
сокое давление, при участии таких минерализаторов, как вода,
углекислота, сероводород и другие летучие соединения.
Температура рудообразования. Теоретически и эксперимен-
тально установлено, что нижняя температурная граница ре-
гионального метаморфизма (по пределу устойчивости каолина)
колеблется в пределах 450—500 °C, переход от низкой к сред-
ней температуре (по исчезновению хлорита) осуществляется
при 600 °C, от средней к высокой температуре (по кривой устой-
чивости мусковита) при 700—750 °C, а верхняя граница, уста-
новленная по парагенезису пироксена и гиперстена, определя-
ется в 900—950 °C.
Расчеты Дж. Ферхугена выявили, что такие высокие значе-
ния температуры недостижимы при простом погружении толщ
горных пород и заключенных средн них месторождений полез-
ных ископаемых на глубину, соответствующую геологическим
данным. Например, для пород амфиболовой фации при плотно-
сти теплового потока Земли, равной 4—8- 1(5 2 Вт/м2, создаю-
щей геотермический градиент около 20 К/км, необходимо по-
265
гружение пород на глубину 30—40 км. Однако, например, на
Центральном плато Франции известны породы этой фации, воз-
никшие на глубине всего лишь 7 км. Следовательно, важным
источником тепловой энергии при метаморфизме являлся пе-
риодически усиливавшийся тепловой поток из недр Земли, без
участия которого региональный метаморфизм высоких фаций
не мог развиваться.
Давление при рудообразовании. Величина давления при ре-
гиональном метаморфизме определяется по смене минералов и
минеральных парагенезисов одинакового химического состава,
но разного удельного объема. Для этой цели могут сопостав-
ляться, например, такие пары, как гиперстеновые сланцы и
эклогиты, нефелиновые и жадеитовые породы и др. По этим
данным давление может достигать 1500—1700 МПа. В. Собо-
лев, анализируя подобные соотношения на кривых равновесия
в координатах «давление — температура», пришел к заключе-
нию, что формирование кристаллических сланцев происходит
в пределах 700—200 МПа. Такой уровень давления также не
может быть достигнут вследствие погружения горных пород и
находящихся среди них залежей полезных ископаемых в зем-
ную кору. Поэтому считается, что статическое давление на-
грузки горных пород в период метаморфизма существенно уве-
личивается за счет динамических напряжений тектонических
процессов и давления, развиваемого газовой фазой при явле-
ниях дегидратации и диссоциации минеральных масс, неустой-
чивых при высокотемпературном режиме.
Роль воды. В метаморфическом процессе принимают уча-
стие четыре главных типа воды: 1) вода порового простран-
ства неметаморфизованных пород; 2) вода, связанная в мине-
ралах-гидратах; 3) вода, поступающая в зоны низких ступеней
вследствие дегидратации из зон высоких ступеней метамор-
физма; 4) ювенильная вода магматического происхождения.
В процессе метаморфизма вода выполняет ряд важных функ-
ций: 1) пары воды развивают высокое давление, обусловливая
соответствующее течение метаморфизма; 2) вода понижает
температуру метаморфических преобразований; 3) она много-
кратно ускоряет ход этих образований; 4) увеличивает кристал-
лизационную способность минералов в метаморфическом про-
цессе; 5) вода выступает в роли активного растворителя хими-
ческих соединений, участвующих в метаморфических реакциях,
обеспечивая избирательный вынос и переотложение части из
них.
Роль углекислоты. При метаморфизме карбоиатсодержащих
пород большое значение приобретает парциальное давление
углекислоты. Как показал Д. Коржинский, оно увеличивается
с глубиной за счет возрастания разложения содержащих угле-
кислоту минералов. Это, в свою очередь, приводит к тому, что
266
по мере увеличения ступени метаморфизма карбонаты посте-
пенно вытесняются силикатами, более бедными кальцием, мар-
ганцем и железом.
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ФАЦИИ
И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
Возрастание температуры и давления при метаморфизме
приводит к серин следующих друг за другом преобразований,
характеризующих последовательные ступени метаморфизма.
Породы, достигающие внутреннего равновесия на той или иной
ступени метаморфизма, зависящей от уровня температуры и
давления, образуют метаморфическую фацию. На рис. 109 изо-
бражена схема соотношения метаморфических фаций в зависи-
мости от условий давления и температуры, в основу которой
положена упрощенная диаграмма П. Эсколы и других исследо-
вателей, вполне достаточная для наших целей. Минеральный
состав фаций связан с валовым химическим составом исходных
пород, средн которых выделяются: 1) пелитовые, или глинозе-
мистые, 2) кварц-полевошпатовые, 3) известковые, 4) основ-
ные, 5) ультраосновные, пли высокомагнезиальные.
В настоящее время все фации метаморфических пород при-
нято разделять на две группы — контактового и регионального
метаморфизма.
800
W0
Б00
Z00
270
630
990
1350
21
-39
Рис. 109. Физические условия возникновения метаморфических фаций. По
данным П. Эсколы, Н. Елисеева, В. Соболева, Ф. Тернера, Дж. Ферхугена
и др.:
I ь фации. / цеолитовая, 2 — геленоелаицевая, 3 - амфиболитовая, 4 — глаукофане-
вам. 5 — гранул» ювая. 6>— эклогитовая
267
Таблица 13
Метаморфогенные месторождения в фациях регионального метаморфизма
Фация Важнейшие минералы Полезные ископаемые
Цеолитовая Кварц, альбит, хлорит, пумпеллиит Самородной меди (типа оз. Верхнего)
Зеленых сланцев Кварц, альбит, биотит, мусковит, тремолит, хло- рит, эпидот Магнетит-гематитовые квар- циты, золото и уран, кол- чеданы, наждак, плотный графит, асбест, нефрит, гор- ный хрусталь
Глаукофановая Кварц, спессартин, родо- нит, бустамит, глаукофан, эгирин, жадеит, лавсонит, мусковит, эпидот, хлорит, кальцит Силикатные марганцевые и цинковые руды; магнетит- амфиболовые руды
Амфиболитовая Кварц, кианит, ставролит, плагиоклаз, гранат, рого- вая обманка, диопсид, слюда Железные руды таконитов и итабиритов; сульфидные руды; кианит, диаспор, сил- лиманит, андалузит, корунд, наждак, флогопит, кристал- лический графит, ильменит, апатит, лазурит Амфибол-пироксен-магнетн- товые кварциты, гранаты, рутил
Гранулитовая Кварц, плагиоклаз, поле- вой шпат, роговая обман- ка, диопсид, гиперстен, гранаты, силлиманит, био- тит, рутил Омфацит, гранат, кианит, энстатит, рутил
Эклогитовая Рутил (титан)
Породы контактового метаморфизма образуются при высо-
кой температуре, но при низкой нагрузке и изменчивом давле-
нии'газовой фазы. Среди них, в порядке повышающейся тем-
пературы формирования, выделяются четыре фации: 1) альбит-
эпидот-роговиковая, 2) роговообманково-роговиковая, 3) пи-
роксен-роговиковая, 4) санидинитовая.
Породу регионального метаморфизма возникают при высо-
кой температуре, нагрузке пород и давлении газовой фазы.
Среди них, в порядке повышающейся температуры образования,
различается шесть фаций, разделяющихся на субфации со
свойственными им минеральными ассоциациями, описанными
в курсах петрографии (табл. 13):
1) цеолитовая, формирующаяся при температуре 100—
350 °C и давлении не выше 300 МПа, метаморфическому уровню
которой, возможно, отвечает цеолит-хлоритовая ассоциация
с самородной медью месторождения Верхнего озера в США;
2) зеленых сланцев, возникающая при температуре 300—
550 °C и давлении 200—500 МПа, ей соответствуют: магнетит-
гематитовые железистые кварциты, метаморфизованные разно-
268
сти колчеданных руд, золото-урановые месторождения типа
Витватерсранд (ЮАР) и Блайнд Ривер (Канада), кварц-
сульфидные золотоносные штокверки, образования наждака,
плотного и чешуйчатого графита, асбеста, нефрита, горного
хрусталя;
3) глаукофановая, образующаяся при температуре 350—
600 °C и давлении 400—600 МПа, которой отвечают месторож-
дения силикатных руд марганца и цинка, а также магнетит-
амфиболовых сланцев;
4) амфиболитовая, формирующаяся при температуре 600—
800 °C и давлении 400—600 МПа, с ней ассоциируют: железные
руды таконитов и итабиритов; метаморфизованные месторожде-
ния сульфидных руд в кристаллических породах платформ; ме-
сторождения кианита, диаспора, андалузита и силлиманита;
керамические, слюдоносные и редкометалльные пегматиты в до-
кембрийских кристаллических комплексах, а также месторож-
дения корунда, гранатов, флогопита, кристаллического гра-
фита, апатита и лазурита;
5) гранулитовая, возникающая при температуре 700—
1000 °C и давлении 600—900 МПа, с месторождениями амфи-
бол-пироксеп-магнетитовых кварцитов, гранатов, рутила;
6) эклогитовая, образующая при температуре 600—800 °C и
давлении 80—1200 МПа, полезные ископаемые которой, ско-
рее всего, ограничиваются скоплениями рутила.
ПОДРАЗДЕЛЕНИЕ МЕТАМОРФОГЕННЫХ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Серия метаморфогенных месторождений подразделяется на
две группы — метаморфизованных и метаморфических образо-
ваний. Группа метаморфизованных месторождений в свою оче-
редь расчленяется на два класса: регионально метаморфизо-
ванных и контактово-метаморфизованных месторождений.
В дальнейшем, может быть, откроется возможность рациональ-
ной генетической группировки метаморфогенных месторожде-
ний по фациям метаморфизма.
РЕГИОНАЛЬНО МЕТАМОРФИЗОВАННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
В классе регионально метаморфизованных месторождений
известны месторождения железа, марганца, свинца, цинка,
меди, золота и урана, фосфора; все они залегают среди докем-
брийских, отчасти нижнепалеозойских метаморфических пород.
В качестве примеров охарактеризованы: 1) железорудные ме-
сторождения Кривого Рога в СССР, 2) марганца в Бразилии,
Индии, Африке, Австралии и других странах, 3) золота и урана
месторождения Витватерсранд в ЮАР, 4) апатитов в Сибири.
Регионально метаморфизованные месторождения железных
руд распространены среди докембрийских, отчасти нижнепа-
269
леозойских пород всех девяти платформ земного шара. Эти
руды составляют подавляющую часть мировых запасов железа
и являются главным источником его на Мировом рынке. Среди
них выделяются три разновидности — железистые кварциты, та-
кониты и итабириты.
К месторождениям железистых кварцитов, помимо Кривого
Рога, в СССР относятся известные месторождения Курской
магнитной аномалии, Оленегорское на Кольском полуострове,
Чаро-Токкинское в Читинской области, Хинганское на Дальнем
Востоке и другие, а за границей — очень крупные месторожде-
ния оз. Верхнего в США, Лабрадора в Канаде, месторождения
Бразилии, Швеции, КНДР, КНР, Индии, Южной Африки,
Австралии. Их состав определяется чередованием тонких про-
слоев кварца с гематитом или магнетитом в ассоциации со слю-
дяными, амфиболовыми и хлоритовыми сланцами, что позво-
ляет относить их к сравнительно низкотемпературной метамор-
фической фации зеленых сланцев.
К месторождениям таконитов принадлежат низы некоторых
железорудных формаций КМА, Кривого Рога, а также районов
Малого Хингана. Они представляют собой грубополосчатые
руды, в состав которых, кроме магнетита и кварца, входят кум-
мингтонит, гранат и амфибол, что позволяет относить их к ам-
фиболовой фации метаморфизма.
К месторождениям итабиритов относятся некоторые залежи
Австралии, Бразилии, Венесуэлы, Швеции, Норвегии. Их состав
определяется тонкополосчатым чередованием гематита, магне-
тита и кварца с небольшим количеством амфибола, граната,
пироксена, полевого шпата, что свидетельствует об их принад-
лежности также к амфиболитовой фации метаморфизма.
Кривой Рог. Геологическое строение Криворожской руд-
ной зоны определяется ее расположением среди метаморфиче-
ских пород Украинского кристаллического щита. Она вытянута
в субмеридиональном направлении примерно на 100 км и имеет
ширину до 6—7 км. Ее продолжением на севере служат желе-
зорудные месторождения Кременчуга, еще далее железистые
породы в основании Днепровско-Донецкой впадины и, наконец,
аналогичные породы Курской магнитной аномалии; иа юге она
прослеживается по магнитным аномалиям Причерноморской
впадины.
Территорию Криворожского района, согласно Н. Семененко,
Я. Белевцеву и другим, слагают породы протерозойской криво-
рожской серии, имеющие возраст 1700—1900 млн лет и обра-
зующие сложноскладчатую полосу метаморфических сланцев и
железистых роговиков, западнее и восточнее которой распро-
странены кристаллические сланцы, гнейсы и мигматиты архея.
В составе криворожской серии выделяются три свиты — ниж-
няя, средняя и верхняя. Нижняя свита мощностью 100—250 м
270
состоит из переслаивания амфиболитов, амфиболовых сланцев,
песчаников, кварцитов и сланцев серицитового, хлорит-серици-
тового, слюдяного и гранатового состава. Средняя продуктив-
ная железорудная свита мощностью 1200—1300 м сложена пе-
реслаивающимися магиетит-мартитовыми роговиками, джеспи-
литами, хлоритовыми, хлорит-биотитовыми и амфиболовыми
сланцами; в ее полном разрезе насчитываются семь желези-
стых и семь сланцевых горизонтов. Верхняя свита мощностью
более 2500 м представлена доломитами, песчаниками, конгло-
мератами и сланцами углисто-серицитового, слюдистого, амфи-
болового и другого состава.
В структурном отношении железорудная полоса Кривого
Рога представляет собой сложную складчатую синклинальную
зону, которая рассматривается как реликт древней геосинкли-
нали. В ее развитии намечаются три стадии. В раннюю, соб-
ственно геосинклинальную, стадию происходило накопление
3
Рис. ПО. Тектоническая схема Криворожского бассейна. По Я. Белевцеву:
I - Тарапако-Лихмановская антиклиналь. II - Западно-Ингулецкая мульда; III - Ви-
сточно-Ингулсцкая мульда; / V — Сакса ганская антиклиналь; V — Сакса га иска я синкли-
наль; VI .Ппхманевская синклиналь; VII Советская антиклиналь;
/ - саксаганскнс плагиогпаниты; ‘2 — амфиболиты, 3 — нижняя свита криворожской се-
рии; 4 тальк карбонатный горизонт; 5 — желе «трудные горизонты средней свиты; 6 —
сланцевые iори гонты средней свиты; 7 верхняя спита; 8 - тектонические перемете
ния; 9— кировоградские микроклин-плагиоклазовые граниты
271
вулканогенных, терригенных и железокремнистых осадков ниж-
ней и средней свит. В среднюю стадию породы были смяты
в складки, уплотнены и метаморфизованы. В позднюю стадию
происходило дальнейшее усложнение геологических структур и
метаморфизм пород. На средней и поздней стадиях внедрялись
различные изверженные породы, сопровождавшиеся постмагма-
тическими процессами.
В результате длительных и интенсивных дислокаций и мета-
морфизма криворожская серия пород была сильно изменена
и деформирована. В наиболее полном виде Криворожский син-
клинорий представлен в центральной части Криворожского бас-
сейна близ г. Кривой Рог. Здесь он выражен серией крупных
складок, осложненных складчатостью более высокого порядка
и многочисленными разрывами (рис. 110).
Рудные тела Кривого Рога разделяются на бедные и бога-
тые. К бедным принадлежат серии пластов железистых квар-
цитов, вытянутые на десятки километров при мощности в сотни
метров. Они состоят из тонко чередующихся прослойков кварца,
минералов железа (магнетит, гематит, мартит) и силикатов
(хлорит, биотит). Содержание железа в них составляет всего
лишь 25—43 %. Богатые руды с содержанием железа 50 % и
более залегают среди железистых кварцитов и приурочены
к тектоническим осложнениям пластов последних — флексурам,
шарнирам складок, сбросам и зонам интенсивной трещинова-
тости. Они образованы вследствие дополнительного эпигенети-
ческого привноса железа или выноса нерудных составляющих,
в основном кварца. По форме среди них отмечаются пласто-
вые, линзо- и лентовидные и столбовые залежи различных раз-
меров.
По минеральному составу богатые руды Кривого Рога раз-
деляются на магнетитовые, мартитовые, гематитовые и гема-
тит-красковые (гематит-гидрогематитовые). В их состав, кроме
перечисленных минералов железа, входят кварц, хлорит, био-
тит, карбонаты, полевой шпат.
Северная часть бассейна имеет более сложное строение,
обусловленное воздействием на железистые кварциты эндоген-
ного щелочного метасоматоза. При этом вначале, в магнези-
ально-железистую стадию накапливались магнетит, гематит,
куммингтонит (железисто-магнезиальный амфибол) и грюне-
рит (магнезиально-железистый амфибол). Затем выделялись
альбит, эгирин и щелочные амфиболы. В заключение формиро-
вались карбонаты — доломит, анкерит, реже сидерит и кальцит.
Проблема генезиса месторождений Кривого Рога достаточно
сложна. Что касается бедных руд, то ни у кого не возникает
сомнения в их первичном осадочном морском происхождении.
В последнее время на смену представлению о континенталь-
ном источнике железа все настойчивее выдвигается гипотеза
272
вулканогенного его происхождения. Об этом свидетельствуют
следующие данные: 1) формирование железистых джеспилитов
в начальную геосинклинальную стадию геологического цикла
развития, сопровождавшуюся заметной вулканической актив-
ностью; 2) пространственная ассоциация железистых кварцитов
с метаморфизованными продуктами геосинклинального вулка-
низма; 3) кварцевый (яшмовидный) парагенезис железа, ха-
рактерный для вулканогенно-осадочных образований; 4) отсут-
ствие прибрежного контроля в размещении железистых квар-
цитов.
Значительно более дискуссионным является генезис зале-
жей богатых руд, образованных в значительной степени при
перегруппировке минерального вещества бедных руд. По этому
поводу следует упомянуть, по крайней мере, три точки зрения.
Согласно первой из них, в свое время поддерживаемой
И. Танатаром, Н. Семененко, Я. Белевцевым и другими, фор-
мирование богатых руд Кривого Рога обусловлено гидротер-
мальным процессом, связанным с гранитной интрузией пост-
криворожского возраста. В пользу этой точки зрения свидетель-
ствовали явления метасоматических преобразований в богатых
рудах, интенсивный натровый метасоматоз в северной части
бассейна, многостадийность привноса и выноса вещества бо-
гатых руд.
Согласно второй гипотезе, высказанной М. Доброхотовым,
И. Гинзбургом, Д. Коржинским, Г. Соколовым, образование
скоплений богатой руды в Кривом Роге связывалось с глубин-
ной пластовой циркуляцией поверхностных щелочных вод, вы-
носящих кварц железистых кварцитов и накапливающих в ос-
татке минералы железа при частичной их перегруппировке.
Эта инфильтрационная гипотеза не учитывала застойный ха-
рактер вод глубокой циркуляции, отсутствие зоны разгрузки
артезианских вод Криворожского синклинория и невозмож-
ность возникновения зон высокотемпературного щелочного ме-
тасоматоза под воздействием холодных поверхностных вод.
Согласно третьей гипотезе, богатые руды Кривого Рога
имеют метаморфогенное происхождение. Этот взгляд был вы-
сказан в свое время Э. Фуксом, П. Пятницким, П. Каниболоц-
ким и затем развивался Я. Белевцевым. В его защиту приво-
дятся следующие аргументы: 1) химический и минеральный
состав богатых руд соответствует составу вмещающих их бед-
ных руд железистых кварцитов; 2) преобладание структур за-
мещения в богатых рудах свидетельствует о преимущественно
метасоматических процессах; 3) приуроченность скоплений бо-
гатых руд к зонам облегченной циркуляции (зоны трещинова-
тости); 4) отсутствие пространственной и геохимической связи
между богатыми рудами и интрузиями; 5) возможность воз-
никновения при глубинном метаморфизме высокотемператур-
273
Рис. 111. История формирования метаморфогенных руд Криворожского бас-
сейна. По материалам Я Лазаренко, Я. Белевцева и др.
Типы руд: / “ силикатные, 2 —- карбонатные, 3 — магнетитовые, 4 — гематитовые. 5
бурый железняк, 6 — с силикатами и другими минералами гидротермального измене
имя; стрелки — пути преобразования
них химически агрессивных водных растворов, способных к ак-
тивной перегруппировке минеральных веществ. Селективный
вынос и переотложение вещества растворами метаморфоген-
ного происхождения связывается с их различной растворимо-
274
стью при различных значениях pH и Eh среды, меняющихся
в ходе циркуляции.
Таким образом, богатые руды Криворожского месторожде-
ния имеют сложный полигенный генезис. Образование их про-
исходило в три этапа: 1) первичное хемогенное накопление сое-
динений железа, скорее всего, вулканогенно-осадочного харак-
тера; 2) повсеместное и неоднократное преобразование осадков
вследствие процессов метаморфизма, а местами, вероятно,
в связи с эндогенными гидротермальными процессами, привед-
шее, в частности, к концентрации железа в залежах богатых
руд; 3) дополнительное обогащение их вследствие глубинной
циркуляции химически активных атмосферных вод, способство-
вавших выносу кремнезема (рис. 111).
Марганцевые месторождения Индии и других
стран. Среди метаморфизованных первично-осадочных место-
рождений марганцевых руд выделяются две разновидности.
К одной из них принадлежат месторождения, сформированные
вследствие изменения первичных оксидных руд, а к другой —
месторождения, образовавшиеся в связи с метаморфизмом
опал-карбонатных марганцевых руд. В первой группе в свою
очередь намечаются месторождения слабой и сильной степени
метаморфизма. Примером относительно слабо метаморфизо-
ванных первично-осадочных оксидных руд марганца могут слу-
жить месторождения Центрального Казахстана, руды которых
сложены главным образом браунитом и гаусманитом. Интен-
сивно метаморфизованные залежи первичных оксидных руд
распространены в Индии, Бразилии, Австралии, странах За-
падной и Южной Африки. Рудные тела этих месторождений,
в составе которых доминируют кварц, марганцевые гранаты,
марганцевые пироксены и амфиболы, залегают среди гнейсов,
кристаллических сланцев, кварцитов и мраморов (гондитовый
тип Индии).
При изменении опал-карбонатных руд марганца возникают
метаморфизованные месторождения силикатно-карбонатного
состава. При этом опал исчезает, соединяясь с основаниями и
образуя силикаты и гидросиликаты (бустамит, родонит, беме-
нит и др.). Карбонаты же марганца подвергаются перекристал-
лизации. Общую картину метаморфизма при этом дополняют
многочисленные тонкие прожилки, состоящие из тех же мине-
ралов (силикатов и карбонатов), а также пирита или пирро-
тина. К этой разновидности метаморфизованных месторожде-
ний марганца А. Бетехтин относит Усинское месторождение За-
падной Сибири.
Витватерсранд. Золотоносные конгломераты относятся
к достаточно редким образованиям. Тем не менее в ЮАР, кроме
Витватерсранда, известны месторождения Одентал, Эльдорадо
и др. Они известны также в Гане (Тарква), Габоне (Мунава),
275
Танзании (Ассонго), Индии (Чикмагалура), Канаде (Элиот
Лейк, или Блайнд Ривер), Бразилии (Жакобина), Швеции (Ве-
стверик), Австралии (Уэстмориленд).
Район урансодержащих золотоносных конгломератов Вит-
ватерсранда расположен в ЮАР и протягивается к юго-западу
от Иоганнесбурга на 350 км при ширине 25—100 км. Он дает
около 800 т золота в год, что составляет почти половину ми-
ровой добычи; кроме того, здесь добываются уран, серебро, ос-
мистный иридий, платина, алмазы. За все время эксплуатации
из недр Витватерсранда добыто 30 тыс. т золота, запасы его
оцениваются в 60 тыс. т.
Территория района сложена породами трех ярусов. Нижний
ярус состоит из сильно дислоцированных гранитогнейсов и
кристаллических сланцев архея. На нем располагаются смя-
тые в линейные складки сланцы, кварциты, конгломераты и
эффузивы Витватерсрандской, Вентерсдорпской и Трансвааль-
ской систем позднего докембрия, относящиеся к среднему ярусу.
Самый верхний структурный ярус слагают пологолежащие кон-
тинентальные отложения верхнего палеозоя. Пласты рудонос-
ных. конгломератов залегают в пределах Витватерсрандской
системы, имеющей мощность 7,8 км. Наибольшее их число со-
средоточено в верхнем отделе системы, сложенном чередую-
щимися слоями конгломератов, кварцитов и кремнисто-глини-
стых сланцев с небольшим участием эффузивов и имеющем
мощность 1,5—5,5 км (рис. 112).
Рудные тела Витватерсранда состоят из пачек конгломера-
тов, разделенных прослоями кварцита, образующих так назы-
ваемые «рифы», промышленные разновидности которых назы-
ваются «банкеты». Мощность конгломератовых прослоев ко-
леблется от нескольких сантиметров до 3 м, мощность рифов
достигает 50 м. Они протягиваются на десятки километров и
вскрыты горными выработками до глубины 3,8 км. Содержа-
*—Верхний отвел
-Нижний отдел
Рис. 112. Разрез месторождения Витватерсранд в Центральном Ранде. По
У. Меллору.
/ — древние граниты; 2 — кварциты Ораидж-Грав; 3 — сланцы свиты Хоспител-Хилл; 4 —
Контортсд-Бед (смятый слой); 5 кварциты свиты Хоспнтел-Хилл; 6 — конгломерат
(риф) Гавермснт; 7 — слои Промайз; 8— слои Коронешен; 9— сланцы Западного Ранда;
10 — конгломерат Прометей; // — конгломерат (риф) Мейн; 12 — конгломераты (рифы)
Берд; 13 — сланцы Кимберли; 14 — конгломераты (рифы) Кимберли; /5 — конгломераты
(рифы) Эльсбург; 16 — вентерсдорпские мандельштейны
276
ние золота в промышленной руде близко к 8 г/т, его средняя
пробность 880; содержание урана находится в пределах от
0,005 до 0,1 % и составляет в среднем 0,02 %.
Золотоносные конгломераты имеют олигомиктовый или мо-
номиктовый состав, сложены окатанной галькой светлого
кварца, реже галькой кварцита и сланца размером 3—6 см, ме-
стами раздробленной. Темный цемент конгломератов состоит из
кварца, серицита, хлорита, хлоритоида, карбоната, углистого
вещества и сульфидов. В обломочной фракции встречены хро-
мит, циркон, шпинель, гранат, ксенотим, рутил, эвксенит, алмаз,
апатит, турмалин, монацит, сростки осмистого иридия и платины.
Среди сульфидов и близких им минералов, составляющих 5—
10 % рудной массы, наиболее распространен пирит. Кроме того,
зафиксированы пирротин, арсенопирит, галенит, сфалерит, пент-
ландит, кобальтин, миллерит, линнеит, альгодонит, герсдорфит
и скуттерудит.
Золото разделяется на первичное и вторичное. Первичное
золото содержится в сульфидах, а также в виде мелких оваль-
ных зерен размером от 1 до 100 мкм среди цемента. Вторичное
золото тонкими прожилками режет как цемент, так и гальку.
Урановые минералы представлены тухолитом, уранинитом и
браннеритом, зерна которых сосредоточены в цементе конгло-
мератов.
Проблема генезиса золотоносных и ураноносных древних
конгломератов сложна и дискуссионна. Очевидна принадлеж-
ность Витватерсранда (в его современном виде) к зеленослан-
цевой метаморфической фации. Вместе с тем чрезвычайно спор-
ным является первичный генезис руд этого метаморфизованного
месторождения.
Многочисленные исследователи Витватерсранда разделяются
на два лагеря. Представители одного из них, к которым при-
надлежат Л. Грейтон, Ч. Девидсон, В. Мак-Келви, Д. Эрхардт,
Э. Хейнрих и другие, защищают первичное гидротермальное
происхождение руд этого месторождения. Более многочислен-
ные сторонники другой группы, к которым относятся В. Дома-
рев, В. Котляр, Г. Бейн, У. Гарлик, Н. Катаяма, Б. Либенберг,
А. Мак Грегор, С. Михолич, П. Рамдор, Д. Симпсон, Г. Шней-
дерхен и другие, доказывают первичный седиментационный ге-
незис Витватерсранда, относя его к древней прибрежной мор-
ской россыпи, претерпевшей соответствующие стадии диагенеза,
катагенеза и низкой ступени метаморфизма.
Основные доводы в пользу первичного гидротермального
генезиса Витватерсранда сводятся к следующему:
1) близость абсолютного возраста уранинита в рудах и гра-
нитов в смежных с Витватерсрандом районах;
2) наличие, наряду с согласными пластовыми телами, секу-
щих жил и штокверков;
277
3) высокая температура выделения рудообразующих мине-
ралов (например, сфалерита до 450 °C);
4) эпигенетичный характер отложения некоторой части руд-
ных минералов, в частности золота, иногда секущего тонкими
прожилками как цемент, так и гальку конгломератов;
5) присутствие в рудах кобальта и никеля, не свойственных
россыпям;
6) несоответствие высокого содержания золота в конгломе-
ратах и серебра в этом золоте содержанию этих металлов
в типичных россыпных месторождениях; повышение пробности
золота с глубиной;
7) невозможность консервации легко разлагающегося ура-
нинита в россыпных месторождениях, хотя, принимая во вни-
мание низкое содержание кислорода в атмосфере протерозоя,
как урановые минералы, так и сульфиды могли сохраниться
в их первоначальном виде.
Гипотезы первичного седиментационного образования руд
Внтватерсранда варьируют. По одним нз них происхождение
первичных руд связывается с процессами: 1) возникновения
особых для древнего времени грандиозных прибрежно-морских
россыпей; 2) обломочного накопления золота и хемогенного
выделения соединений урана и других металлов нз морской
воды в зоне прибрежных морских осадков; 3) сорбционного
скопления соединений урана в торфяниках континента и нх
сноса в прибрежную зону; 4) привноса урана и других элемен-
тов в ранее сформированную золотоносную россыпь глубннно-
ннфнльтрационными растворами; 5) обогащения ураном ранее
сформированных пластовых рыхлых золотоносных конгломера-
тов поверхностно-инфильтрапионными водными растворами.
В пользу первичного седиментационного генезиса руд Внт-
ватерсранда выдвигаются следующие аргументы:
1) отсутствие связи оруденения с разломами, которые
могли бы служить рудоподводящими каналами для гидротер-
мальных растворов;
2) прибрежная фация пород, в которых локализованы ме-
сторождения, и контроль рудоносностн береговой линией бас-
сейна;
3) строгая приуроченность оруденения к определенным пла-
стам, занимающим выдержанное стратиграфическое положение;
4) тяготение рудных скоплений к базальным горизонтам
и нижним частям пластов конгломератов;
5) струйчатый характер распределения золота и урана на
площади провинции; приуроченность некоторых рудных струй
к отложениям древних потоков, врезанных в окружающие
породы;
6) наличие в составе руд обломочных, бесспорно, россыпных
минералов хромита, циркона, граната, алмаза, платины и др.
278
Трудно судить о генезисе месторождения, не видя его. Од-
нако в настоящее время больше данных для того, чтобы рас-
сматривать Витватерсранд как грандиозную древнюю прибреж-
но-морскую россыпь, претерпевшую метаморфические преобра-
зования с перегруппировкой при этом значительной части
слагающего его вещества.
Апатиты Сибири. В Южном Прибайкалье, а также на
Алданском щите известны глубокометаморфизованные фосфо-
ритсодержащие пласты докембрийских геосинклинальных пород.
Согласно Б. Гиммельфарбу и М. Сахаровой, площадь место-
рождения Слюдянка сложена интенсивно дислоцированными
амфиболовыми и пироксеновыми гнейсами, биотит-полевошпа-
товыми сланцами с пачками мраморов и кварц-диопсидовых
пород. Пачки кварц-диопсидовых пород мощностью от 20 до
120 м состоят из прослоев кварцита, диопсидового кварцита,
диопсида, тремолит-диопсида и содержат прослои апатита мощ-
ностью от 5 до 15 м. Среднее содержание Р2О5 в них колеб-
лется в пределах 2.5—11,5%. В составе апатитоносных пород
М. Сахарова выделяет два комплекса минералов. Первый, воз-
никший вследствие регионального метаморфизма за счет песча-
ников, доломитов и фосфоритов, включает кварц, диопсид,
апатит, кальцит. Второй, сформировавшийся при позднейшем
метасоматозе, охватывает тремолит, скаполит, флогопит, калие-
вый полевой шпат. При метасоматической перегруппировке
произошло перемещение части минерального вещества вдоль
тектонических нарушений с образованием локальных гнездовых
и жильных скоплений крупнокристаллического апатита.
КОНТАКТОВО-МЕТАМОРФИЗОВАННЫЕ
МЕСТОРОЖДЕНИЯ
В классе контактово-метаморфизованных могут находиться
разнообразные месторождения, не всегда легко выделяемые
среди эндогенных скарновых образований, развитых в интру-
зивных ореолах. В качестве их примеров будут описаны неко-
торые месторождения железа, графита, корунда и наж-
дака.
Железные руды. Осадочные пласты оксидных и карбонатных
руд под воздействием прорывающих их интрузий преобразу-
ются, приобретая черты сходства с согласными залежами скар-
новых месторождений железа. К подобного рода контактово-
метаморфизованным месторождениям железных руд в Совет-
ском Союзе некоторые геологи относят месторождения Южной
Якутии. Из зарубежных месторождений к ним причисляют Ко-
вары в ПНР, Остеродер и некоторые участки Зигерланда в ФРГ,
Мансье в Швеции, Гунфлит и Мезаби у оз. Верхнего в США
и др.
279
Южноякутские скарново-магнетитовые месторождения рас-
положены вдоль нескольких параллельных полос, обусловлен-
ных складчатостью железорудной толщи архея, залегающей
среди метаморфических сланцев, кварцитов, мраморов и гней-
сов, прорванных гранитами. Формирование железорудных ме-
сторождений, по Д. Сердюченко, прошло через три этапа:
1) образование осадочных месторождений железной руды и же-
лезосодержащих пород, 2) преобразование их вследствие регио-
нального метаморфизма в магнетитовые кварциты, магнетито-
вые амфиболиты, магнетит-пироксен-скаполитовые породы,
3) контактовое изменение в ореолах гранитов в скарново-маг-
нетитовые залежи. Однако другие геологи (Л. Шабынин и др.)
рассматривают эти месторождения как обычные скарновые
с железом, привнесенным из магмы.
Месторождения графита. Графитовые месторождения воз-
никают в ореоле интрузий, рвущих пласты каменного угля. Их
примером может служить Курейское месторождение, генетиче-
ски связанное с пластами каменного угля Тунгусского бассейна
Красноярского края позднепалеозойского возраста, подверг-
шимися сильному контактовому метаморфизму под воздейст-
вием сибирских траппов (рис. 113).
Месторождения корунда и наждака. Эти месторождения
возникают вследствие контактового влияния интрузий на за-
лежи бокситов. При слабом метаморфизме образуются диаспо-
ровые породы, а при более сильном метаморфизме бокситы
переходят в наждак, который состоит из корунда, шпинели,
магнетита, пирита, андалузита, диаспора и некоторых других
минералов. Такие месторождения известны в Греции.
g-IEU [7~v];
Рис. 113. Схематический геологический разрез Курейского месторождения гра-
фитов:
/ — песчаники верхнего карбоиа; 2 — сланцы и кварциты; 3 — графитовые сланцы; 4 —
графит, образовавшийся по пласту угля; 5 — карбонатные породы; 6 — диабазовые
порфириты
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Метаморфические месторождения возникли вследствие пе-
рекристаллизации, собирательной кристаллизации и перегруппи-
ровки вещества тех толщ пород, в которых они обнаружива-
ются. В отличие от метаморфизованных они образованы не за
счет ранее существовавших месторождений, а в результате
метаморфизма горных пород. При этом метаморфизм совер-
шался с участием того или иного количества флюидов, но без
привноса вещества из-за пределов рудовмещающих толщ по-
род, при высоких температурах и давлении, но недостаточных
для выборочного или полного переплавления пород. Типичными
метаморфическими образованиями являются многочисленные
месторождения мраморов, возникшие при изменении извест-
няков, месторождения кварцитов, образовавшиеся при мета-
морфизме песчаников, и месторождения кровельных сланцев,
сформировавшиеся при низкой ступени метаморфизма глини-
стых сланцев. К фации зеленых сланцев принадлежат метамор-
фические месторождения асбеста, к амфиболовой фации —
флогопита, а также кианита, наждака и графита, к гранулито-
вой— граната, к эклогитовой — рутила (титана). Некоторые
геологи к метаморфическим относят месторождения золота
в породах докембрия. Особый случай представляет возникно-
вение месторождений алмазов вследствие ударного метамор-
физма при падении на землю метеоритов.
Амфибол-асбестовые месторождения. Согласно Ю. Андре-
еву, месторождения щелочно-амфиболовых асбестов встреча-
ются: 1) в виде родусит-асбеста среди глинисто-доломитовых
толщ; 2) в виде крокидолита в железистых и яшмовидных
кварцитах; 3) в виде магнезиоарфведсонита в серпентинитах;
4) в той же минеральной форме среди доломитов и приурочен-
ных к ним магнетитовых скарнов. Все они располагаются
в толщах пород, претерпевших региональный метаморфизм
низкой, обычно зеленокаменной фации. Минеральный и хими-
ческий состав залежей отвечает составу вмещающих пород,
что позволяет рассматривать их в качестве продуктов мета-
морфической перегруппировки элементов вмещающих пород
под воздействием щелочных растворов. Не исключено, что в не-
которых случаях эти растворы имеют магматогенное происхож-
дение.
Флогопитовые месторождения. Известны в архейских мета-
морфических комплексах Алданского щита. Проявляются
в форме согласных тел флогопитоносных пород на контакте
алюмосиликатных и карбонатных пород, пластово-секущих тел
аналогичного состава среди гнейсов, сланцев и гранитов,
а также в виде жил и штокверков, сложенных диопсидом, пар-
гаситом, флогопитом и кальцитом в алюмосиликатных породах
281
и флогопитоносных диопсидовых породах первых двух типов.
Диопсидовые породы рассматриваются как магнезиальные
скарноиды, возникшие на контакте алюмосиликатных и карбо-
натных пород на прогрессивной стадии метаморфизма грану-
литовой фации при температуре 800—700 °C. Флогопиты сфор-
мировались позднее на регрессивной стадии метаморфизма
амфиболитовой фации при температуре 600—550 °C (В. Дук,
М. Салье, В. Байкова и др.).
Кианитовые и силлиманитовые месторождения. Три моди-
фикации состава Al2SiOs представлены метаморфическими
минералами амфиболитовой фации—андалузитом, кианитом
и силлиманитом. По данным Н. Елисеева, андалузит устойчив
при высокой температуре и низком давлении, кианит — при
средней температуре и высоком давлении, силлиманит — при
высокой температуре и высоком давлении.
Кианитовые и силлиманитовые месторождения известны
на Кольском полуострове, в Якутии (Чайнытское), Карелии,
Северной Индии и в других районах мира. Наиболее полно
изученное месторождение находится в Карелии среди глубоко
метаморфизованных докембрийских пород свиты Кейв, превра-
щенных в гнейсы, слюдяные, гранатовые, ставролитовые, киа-
нитовые и другие сланцы, амфиболиты, мраморы и доломиты,
развитые непрерывной полосой протяжением около 200 км и
шириной до 10—14 км (рис. 114).
Согласно И. Белькову, первичным материалом, за счет ко-
торого возникли кианитовые сланцы, послужили обогащенные
глиноземом и органическим веществом осадки позднеархей-
ского возраста. Они претерпели четыре этапа метаморфизма.
Первый этап связан с глубинным региональным изменением
осадков, соответствующим амфиболитовой фации на глубине
до 10 км при температуре более 450—500 °C. При этом после-
довательно возникли андалузитовые, а затем кианитовые, став-
ролитовые, гранатовые и другие сланцы. Второй этап обуслов-
лен контактовым воздействием основной интрузии, вследствие
которого кианитовые сланцы подверглись щелочному метасо-
матозу, фельдшпатизации и перекристаллизации с образова-
нием скоплений идиобластического и порфиробластического
кианита. Третий этап связан со складчатостью свиты Кейв и
синхронной ей интрузией плагиомикроклиновых гранитов,
сформировавших сложноскладчатую структуру месторождения.
Четвертый этап обусловлен мощной постскладчатой интрузией
щелочных гранитов, приведшей к частичному преобразованию
кианитовых сланцев в силлиманитовые породы.
Месторождения наждака. Метаморфические месторождения
наждака известны среди древних метаморфических пород амфи-
боловой фации Урала (Прииртышская группа). Штокообразные
тела этих месторождений залегают среди мраморизованных из-
282
D 4 6 км
U -J___I 1 — .J
ЕгГЬ г-* - / |л ' л | ч [Wfc - H
Рис. 114. Схема геологического строения центральной части кианитовых сланцев свиты Кейв. По И. Белькову.
1 метабазиты; 2 — двуслюдяные ставролит- и гранатсодержащие, слюдяно-гранатовые, мусковит-кварцевые и другие сланцы пачки Д;
3 — порфиробластические плагиоклаз-ставролитовые и плагиоклаз-ставролит-кианитовые сланцы пачки Г; 4 — мусковитовые кварциты
пачки В; 5 — кианитовые и ставролит-киаинтовые сланцы пачки Б; 6 — хлоритовые, слюдяио-гранатовые и ставролит-гранатовые сланцы;
7 — биотитовые, гранат-биотитовые и амфиболовые гнейсы
Ьестняков и состоят из корунда, хлоритоида и пирита, с приме-
сью магнетита, рутила, диаспора, апатита, биотита и серицита.
Рассматриваются они как продукты воздействия на карбонат-
ные породы глиноземсодержащих десилицнрованных химиче-
ски активных водных растворов метаморфического проис-
хождения.
Месторождения графита известны среди древних метамор-
фических комплексов пород преимущественно амфиболовой
фации Украины, Урала, Восточного Саяна, Дальнего Востока
и других районов. Они представляют собой полосы гнейсов и
сланцев, содержащих рассеянную вкрапленность кристалличе-
ского графита, варьирующего в пределах 5—15%. Его обра-
зование связывается с региональным метаморфизмом толщ
пород, содержащих первично-осадочное битуминозное вещество.
Месторождения горного хрусталя зеленосланцевой фации
прогрессивной стадии метаморфизма описаны в Восточной Си-
бири, а той же фации регрессивной стадии —в Якутии, Сред-
ней Азии, на Урале (Ю. Соколов).
Месторождения граната. Переход от амфиболитовой к гра-
нулитовой фации сопровождается исчезновением гидроксилсо-
держащих минералов, в частности слюд. Вместо слюд в поро-
дах гранулитовой фации, согласно Н. Елисееву, образуются
гранат и ортоклаз. При этом за счет биотита и мусковита
возникает альмандин, а за счет флогопита при более высокой
температуре формируется пироп.
Метаморфические гранатовые месторождения среди кри-
сталлических, обычно ставролит-полевошпатовых сланцев из-
вестны на Урале, в Карелии и других районах распространения
пород средних ступеней метаморфизма.
Месторождения титана. В. Вертушковым месторождение
титана описано среди амфиболитов Урала. Оно возникло вслед-
ствие метаморфизма пород габброидного состава в условиях
эклогитовой фации. При этом большая часть силикатов очи-
стилась от изоморфной примеси титана и последний обосо-
бился в форме самостоятельных минералов рутила и ильме-
нита. Вследствие собирательной кристаллизации титановых
минералов рутил и ильменит на ранней стадии метаморфизма
образовали заметные индивидуальные стяжения вкрапленных
руд. При дальнейшем развитии метаморфизма ильменит очи-
щался от железа и формировались вкрапленные рутиловые
руды среди амфиболитов и эклогитов.
Месторождения золота. Золотое месторождение Хоумстейк
в Северной Америке, по данным Д. и Р. Роя, основанным на
детальном анализе вариаций дейтерия, изотопов углерода и
серы, мольных отношений COs и Н2О, содержании СН4 в жид-
ких включениях рудообразующих минералов, принадлежит
к метаморфическим образованиям. Р. Бойл относит к метамор-
284
фическим еще более широкую группу золотых месторождений.
По данным В. Буряка и других, такого же происхождения зо-
лотое оруденение, сосредоточенное в кварцевых и пиритовых
прожилково-вкрапленных скоплениях среди архейских и про-
терозойских пород, претерпевших метаморфизм зеленосланце-
вой, отчасти амфиболитовой фации. Представляется, что в этих
и аналогичных случаях золото концентрируется в процессе
метаморфизма из рассеянного первично-осадочного или вулка-
ногенно-осадочного состояния. Возможность отнесения рас-
сматриваемых месторождений к метаморфическим все еще
остается проблематичной.
Месторождения алмазов. Эти месторождения возникают
при стремительном и огромном возрастании давления и тем-
пературы вследствие соударения с Землей крупных метеори-
тов, создающих метеоритные кратеры или астроблемы. Пико-
вые давления при этом могут достичь нескольких сотен тысяч
мегапаскалей, а температуры 2000 °C и более. В. Масайтис
и другие описали такой кратер в Сибири. Этот кратер попереч-
ником около 100 км возник среди архейских биотит-гранато-
вых и гиперстеновых гнейсов, в прослоях графита которых,
превращенных в ударно-метаморфизованные импактиты, най-
дены алмазы в ассоциации с лонсдейлитом (алмаз гексаго-
нальной сингонии).
Альпийские жилы. Альпийскими жилами называются тре-
щины, выполняющиеся минеральным веществом в процессе
метаморфизма прорезаемых ими пород. Они замечательны тем,
что кристаллизующиеся в их полости минеральные парагене-
зисы в точности соответствуют минеральному составу вмещаю-
щих пород. Так, в зеленокаменных сланцах возникают жилы,
состоящие из альбита, эпидота и кварца; в роговообманковых
сланцах —жилы амфибола и плагиоклаза; в сульфидных за-
лежах— прожилки переотложенных сульфидов; в толщах
кварцитов — альпийские жилки горного хрусталя; в глинисто-
доломитовых породах — жилы родусит-асбеста. Обычно такие
прожилки не имеют самостоятельного практического значения;
лишь альпийские жилы амфибол-асбеста и горного хрусталя
иногда образуют промышленные месторождения.
Глава XIV
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Геологические структуры, определяющие облик месторожде-
ний полезных ископаемых, формируются значительно длитель-
нее, чем тела минерального сырья. Часто они закладываются
задолго до возникновения залежей полезных ископаемых, со-
285
провождают образование залежей и продолжают развиваться
после накопления минерального вещества. Таким образом,
в длительной истории развития структуры месторождений
полезных ископаемых можно выделить три этапа: домине-
рализационный, интраминерализационный и
постминерал и зационный. В дальнейшем для крат-
кости мы их будем называть: дорудный, интрарудный и пост-
рудный этапы, хотя эти понятия будут относиться ко всем
разновидностям минерального сырья, а не только к руде.
ДОРУДНЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ
Элементы дорудных геологических структур имеют решаю-
щее значение для образования эпигенетических, особенно эн-
догенных месторождений полезных ископаемых, определяя
пути поступления минерального вещества и место его локали-
зации. При этом можно различать рудоподводящие, рудорас-
пределяющие и рудовмещающие элементы геологической
структуры (см. рис. 54).
Рудоподводящими являются геологические структуры, кото-
рые могут рассматриваться в качестве каналов, определивших
места поступления рудоносных расплавов или растворов из
глубинных частей в пределы рудного поля. В качестве таких
рудоподводящих каналов чаще описываются крупные разломы,
вдоль которых располагаются отдельные рудные поля и место-
рождения. Такими же магистральными каналами в сильно
складчатых областях, очевидно, могут быть также пласты или
свиты пластов, благоприятных по структуре для циркуляции
растворов.
В ряде случаев рудоподводящие каналы сами не вмещают
рудных тел, хотя и несут следы рудной минерализации в виде
зон гидротермально измененных пород и непромышленных,
рассеянных руд, которые могут служить поисковыми призна-
ками.
Рудораспределяющими называются геологические струк-
туры, по которым рудоносные растворы могли отводиться от
рудоподводящих каналов в сторону, на участки рудоотложе-
ния. В качестве рудораспределяющих структур обычно рас-
сматриваются разрывы или водопроницаемые пласты, пересе-
каемые или сопрягающиеся с главным рудоподводящим
каналом.
Наиболее подходящим случаем для отвода рудоносных ра-
створов является расположение со стороны висячего бока ру-
доподводящего канала разрывов или водопроницаемых пла-
стов, отходящих вверх.
Отвод растворов от рудоподводящего канала возможен
также по диагональным или поперечным разломам, смещаю-
щим поверхность канала. Распределяющими структурами.
286
кроме того, могут служить поперечные сдвиги, которыми рас-
калываются крупные разрывы типа надвигов при их неравно-
мерном движении по фронту, в случае если эти надвиги явля-
ются рудоподводящими каналами.
Рудовмещающими называются геологические структуры,
которые вмещают рудные тела, определяя их форму, размеры,
а в некоторых случаях и особенности строения.
Следует указать, что разделение дорудных геологических
структур по путям движения рудоносных растворов не всегда
возможно из-за гипотетичности рудоподводящих и рудораспре-
деляющих каналов, и хотя оно, безусловно, целесообразно, но
может производиться только в тех случаях, когда имеются до-
статочно убедительные объективные данные.
Нередко все или несколько элементов структур из числа
указанных совпадают. Так, рудораспределяющие структуры
могут оказаться и рудовмещающими, и тогда прослеживание
рудоподводящих структур сразу приводит к рудным телам,
располагающимся на пересечении благоприятных для рудоот-
ложения участков. Часто, особенно среди некоторых гидро-
термальных месторождений, рудоподводящие структуры явля-
ются одновременно и рудовмещающими. В этом случае про-
никновение рудоносных растворов из глубины и рудоотложе-
ние совершаются в одних и тех же геологических струк-
турах.
РУДОВМЕЩАЮЩИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ
Выделяются шесть групп рудовмещающих геологических
структур: 1) согласные, 2) секущие крупных разломов, 3) се-
кущие тектонических трещин, 4) плутоногенные, 5) вулкано-
генные, 6) комбинированные. Полная классификация рудовме-
щающих геологических структур по группам сводится к сле-
дующему.
Согласные структуры слоистых толщ
Шарниры складок, флексуры, зоны межпластовых и внутрипластовых срывов
и дробления, водонепроницаемые экраны, пласты «благоприятных» пород
Секущие структуры крупных разломов
Надвиги, сбросы и сдвиги
Секущие структуры тектонических трещин
Трещины отрыва, трещины скола, трещины скола и отрыва, трещины оперения,
пересечения трещин, зоны трещиноватости, зоны рассланцевания
Плутоногенные структуры
Магматическое расслоение, последовательные инъекции, магматическое тече-
ние, контракционные трещины, контакты интрузий
287
Вулканогенные структуры
Вулканические жерла, вулканические кальдеры, трубки взрыва, кольцевые
трещины, вулканическое наслоение
Комбинированные структуры
Пересечения трещин и пластов
Согласные структуры слоистых толщ
Тела в шарнирах складок. По механизму образования
складки могут быть разделены на пять групп: 1) изгиба со
скольжением; 2) блокированные; 3) поперечного изгиба;
4) диапировые; 5) скалывания.
По соотношению слоев складки подразделяются на складки
с параллельной и с подобной внутренней структурой.
По типам складчатых комплексов различают линейную
(полную, альпинотипную) и купольную (прерывистую, герма-
нотипную) складчатости; иногда выделяют также промежуточ-
ную (гребневидную, сундучную) складчатость.
Наиболее благоприятны для эндогенного рудообразования
шарниры складок изгиба со скольжением и блокированные,
в которых формируются зоны отслоения, трещиноватости и
дробления. Тела полезных ископаемых, занимая область шар-
нира складок осадочных пород, имеют форму седловидных
жил. Чаще встречаются одноэтажные седловидные жилы, но
известны также случаи многоэтажных месторождений седло-
видной формы, в которых рудные тела в шарнире складки
повторяются в нескольких горизонтах.
Седловидные залежи могут залегать практически среди
любых пород, но наиболее благоприятной является комбинация
водопроницаемых пород, таких, как песчаники, слоистые или
дробленые известняки, туфоэффузивы, и перекрывающих их
водоупорных пород, которыми чаще всего бывают сланцы. Не-
редко складки с приуроченными к ним седловидными зале-
жами осложнены продольными или поперечными сбросами,у
которые рассматриваются иногда как рудоподводящие струк-
туры. Для седловидных тел характерны значительные раздувы
залежи у оси складки, сравнительно быстрое выклинивание на
крыльях и большая длина по простиранию, превышающая
ширину залежи в несколько, иногда более чем в десять раз
(рис. 115).
Чаще всего седловидные залежи приурочены к шарнирам
антиклинальных складок, но известны седловидные залежи,
приуроченные к сжатым синклинальным складкам, имеющим
крутое погружение шарнира. К шарнирному типу относятся
тела некоторых полиметаллических месторождений Алтая и
Центрального Казахстана, сурьмяных и ртутных месторожде-
288
Рис. 115. Схема строения антикли-
нальной седловидной рудной залежи,
разбитой поперечным сбросом
Рис. 116. Месторождения горного
хрусталя в шарнире антиклинальной
складки. По А. Попадину.
1 — песчаники; 2 — алевролиты; 3 — квар-
цевые жилы; 4 — окварцевание
ний Средней Азии, некоторые железорудные залежи Кривого
Рога, тела золоторудных месторождений Сибири, месторожде-
ний горного хрусталя (рис. 116). Среди зарубежных место-
рождений этого типа наиболее характерными являются залежи
золоторудных месторождений Бендиго в Австралии, Новой
Шотландии в США, в Канаде.
Тела во флексурах. Тела полезных ископаемых, приурочен-
ные к зонам отслоения во флексурных изгибах пластов оса-
дочных пород, имеют форму линз, погружающихся вдоль оси
расслоенных пород. Наиболее благоприятными породами для
образования рудоносных флексур являются сланцы и туфоэф-
фузивы. Для рудных тел, приуроченных к флексурам, харак-
терны выдержанность и большая протяженность вдоль оси рас-
слоения, нередко значительно превышающая длину и тем более
мощность рудных линз. В нашей стране известны залежи кол-
чеданных руд, залегающие во флексурах (Урал, Алтайг Сред-
няя Азия). Примером зарубежных месторождений могут слу-
жить линзы золотой руды во флексурах Холлинджер в Канаде
(рис. 117).
289
Рис 117 Кварц-
иитые жилы во
флексурах Хол-
линджер По И
Лоомхерти.
Рис. 118. Концент-
рация золотых руд
(черное) на уча-
<тке межпластовой
деформации место-
рождения Карибу,
Канада. По Л. Бел-
лу.
/-•руда; I — слан-
цы; J — крепкие квар-
цшы; 4 - кварциты;
- горные выра-
ботки
Тела в зонах межпластовых и внутриклассовых срывов и
дробления. Эти тела полезных ископаемых чаще всего имеют
форму пластообразных или линзовидных залежей, располагаю-
щихся на крыльях складок, обычно между породами различ-
ной тектонической компетентности, такими, как известняки и
сланцы, кварциты и сланцы, туфы и эффузивы и др. При этом
290
пластичные породы в ряде случаев бывают интенсивно сплоены,
а хрупкие — раздроблены, трещиноваты или брекчированы.
Этот тип структур является довольно распространенным.
С ним связаны тела многочисленных полиметаллических ме-
сторождений Забайкалья, Казахстана, Средней Азии, пласто-
вые залежи некоторых сурьмяных месторождений Средней
Азии, золотых руд в складчатых структурах (рис. 118).
Тела под водонепроницаемыми экранами. Положение мно-
гих тел полезных ископаемых обусловлено не только опреде-
ленными геологическими структурами, согласными с напласто-
ванием осадочных пород, но и наличием водоупорных пород,
перекрывающих эти структуры. Такие породы, препятствую-
щие растеканию рудоносных растворов и способствующие кон-
центрации руды, часто имеют большое значение в формирова-
нии гидротермальных месторождений. Иногда роль этих пород
становится решающей в локализации руды, и тогда приходится
говорить о структуре водонепроницаемых экранов. Такими эк-
ранами чаще всего являются сланцы, массивные (сливные)
породы разного состава и глинистый материал, растертый
в полости надвигов. Рудные тела, положение которых контро-
лируется водонепроницаемыми экранами, обычно имеют форму
пологих пластообразных залежей и линз, нередко с ровным
висячим и извилистым лежачим боком (рис. 119).
Тела в пластах «благоприятных» пород. Это — метасомати-
ческие залежи обычно вкрапленных руд, чаще всего полиме-
таллических или медных. Полиметаллические руды приуро-
чены к пластам или пачкам пластов доломитов, залегающих
среди карбонатных толщ, а медные — к пластам или пачкам
пластов песчаников (рис. 120). Такие пласты обычно имеют
значительное протяжение, достигающее нескольких километ-
ров.
Локализация оруденения в строго выдержанных пластах,
имеющих определенное стратиграфическое положение в раз-
резе пород района, как указывалось выше, по мнению одних
исследователей, объясняется оптимальной пористостью этих
пЛастов, благоприятных для циркуляции рудоносных растворов
и рудоотложения. Другие исследователи склонны относить
описываемую группу месторождений к сингенетичным осадоч-
ным образованиям. Третьи геологи рассматривают их как по-
лигенные и полихронные образования первично сингенетичных
руд с последующим эпигенетичным преобразованием.
Кроме полиметаллических и медных образований к этой
группе близки месторождения других металлов, как, например,
вкрапленных арсенопиритовых руд Средней Азии, железных
(гематитовых, сидеритовых руд) ряда районов, обычно зале-
гающие в известняках, а также ртутных, сурьмяных, барито-
вых и флюоритовых руд.
291
Рис. 119 Схема строения флюоритового месторождения Таскайныр-Южный,
залегающего под экраном. По Я. Самсонову.
!- эоловые отложения; 2 — плотные песчаники; 3 — алевролиты и аргиллиты; 4 — кон-
гломераты; 5- известняки; Л- диабазовые порфириты; 7 — кальцитовые жилы; 8 —
кварц-флюоритовые жилы; 9 - -флюоритовое тело, 10 — основные тектонические нару-
шения
Рис. 120. Пластовые залежи свинцовой и медной руды месторождении Джар-
гелап в Киргизии. По В. Попову:
I -четвертичные отложения;, 2 — гипсоносная иодсвнга (песчаники, гравелиты, сланцы,
мергели, глины, известняки, гипсы, ангидрит, галит) мощностью 400 м; 3 — известня-
ковая подсвита (известняки, доломиты с прослоями глин и глинистых сланцев) мощ-
ностью 30 - 60 м; 4 — • под свита красноцветных обломочных пород (конгломераты, грч-
велнты, песчаники, аргиллиты) мощностью 0---600 м; 5 — пласт со свинцовым орудене-
нием, 6 — пласт с медным оруденением; 7 - тек тонические нарушения
Секущие структуры крупных разломов
Дорудные тектонические разломы служат путями проник-
новения рудоносных магматических расплавов и растворов из
глубинных частей земной коры в ее верхние этажи, к участкам
локализации магматогенных месторождений полезных ископае-
мых. Будучи вытянуты цепями вдоль таких разломов, эти ме-
сторождения образуют линейные рудные пояса, играющие
важную роль в закономерностях пространственного размеще-
ния эндогенного минерального сырья. Среди рудо контрол ирую-
293
щих тектонических разломов выделяются протяженные плане-
тарные и рядовые нарушения.
Планетарные разломы определяют положение рифтов и гео-
синклиналей с их грандиозными поясами минеральных место-
рождений, к ним относятся интрагеосинклинальные или крае-
вые глубинные разломы с цепями раннегеосинклинальных и
позднегеосинклинальных месторождений, периферические и
внутренние разломы платформ, контролирующие пояса мине-
ральных образований, скрытые разломы фундамента, трасси-
руемые в породах верхнего структурного яруса полосами маг-
матогенных месторождений. Рядовые разломы наиболее ши-
роко развиты в природе. Вдоль них нередко на десятки и даже
сотни километров вытягиваются узкие пояса эндогенных место-
рождений полезных ископаемых.
Часто рудоконтролирующие разломы встречаются парал-
лельными сериями, отстоя друг от друга на то или иное более
или менее выдержанное расстояние. Я. Кутина определяет это
расстояние для рудоконтролирующих разломов Центральной
Европы, Северной Америки, Южной Америки и Африки в 50—
20б км. Б. Руденко отмечает, что «тектонический шаг» рудо-
контролирующих разломов в Восточных Мугоджарах состав-
ляет 10—20 км. Среди секущих структур рядовых разломов
выделяются рудные тела в надвигах и залежи в сбросах
и сдвигах.
Тела в надвигах. Гидротермальные месторождения, как уже
указывалось, нередко вытягиваются цепью вдоль региональных
надвигов, которые при этом рассматриваются как рудоподво-
дящие каналы. Но тела этих месторождений обычно располага-
ются несколько в стороне от надвига и очень редко выполняют
полость его. Примером редкого случая размещения рудных
тел в полости надвига являются некоторые ртутные место-
рождения Средней Азии и Западной Сибири (рис. 121). По-
добное же положение занимают некоторые ртутные месторож-
дения США и Испании.
Тела в сбросах и сдвигах. Тела полезных ископаемых, при-
уроченные к полости региональных сбросов, сдвигов или сбросо-
сдвигов, хотя и не очень распространены, но тем не менее они
встречаются чаще тел, выполняющих зону надвиговых нару-
шений. В этом случае тела полезных ископаемых обычно имеют
форму крупных жил, жилообразных тел или сплющенных труб,
распространяющихся на значительную глубину.
Тела полезных ископаемых, приуроченное к крупным над-
вигам и сбросам, часто бывают единичными. Они, в отличие
от месторождений, развивающихся по системам тектонических
трещин, не образуют жильных полей, нередко занимающих
значительные площади. Залежи полезных ископаемых, связан-
ные с надвигами или сбросами, скорее могут следовать вдоль
294
Рис. 121. Приуроченность к надвигу руд-
ных тел ртутного месторождения Ак-
таш. По В. Кузнецову:
1 — метаморфические сланцы; 2 — серпенти-
ниты; 3 — известняки; 4 — песчаники; 5 — дио-
риты; 6 — руды массивные (а) и вкраплен-
ные (б); 7 —вероятные пути движения рудо-
носных растворов; 8 — иадвиг
Рис. 122. Золото-серебряная жила Сан-
Рафаэль (Мексика), приуроченная
к сбросу. По В. Линдгрену.
! — покров юного андезита; 2 — рудная жнла;
3 — миоценовые интрузивные андезиты; 4 ~
юрские сланцы и песчаники
м
этих нарушений, составляя как бы звенья протяженной цепи
рудного поля.
К этому типу относятся некоторые месторождения редких
металлов в линейных альбититах Сибири и Украины, золото-
рудные месторождения Сибири, полиметаллические месторож-
дения Северного Кавказа, Закавказья, зарубежных стран
(рис. 122).
295
За рубежом к этому типу чаще относятся золоторудные
месторождения, наиболее характерным примером которых явля-
ется «Материнская жила» Калифорнии, вытянутая с переры-
вами вдоль зоны взбросов на 195 км.
Секущие структуры тектонических трещин
Тектонические трещины, расчленяющие горные породы,
будучи выполнены минеральным веществом, формируют
жильные поля и штокверки. Для этого типа структур харак-
терно их массовое развитие, приводящее к возникновению не
одиночных жил, а жильных полей с десятками и даже сотнями
рудных тел на их площади. Все тектонические трещины по
условиям образования разделяются на трещины отрыва и тре-
щины скола, закономерно ориентированные в пространстве
в соответствии с положением эллипсоида деформации горных
пород.
Тела в трещинах отрыва. Тела полезных ископаемых, при-
уроченные к трещинам отрыва, имеют форму коротких жил
неправильной формы как в плане, так и в поперечном разрезе.
Они обычно встречаются группами, располагающимися на уча-
стках, деформированных растягивающими усилиями, в переги-
бах пластов, в зонах пологого отслоения куполов изверженных
пород, в полостях поперечных разрывов даек изверженных по-
род (лестничные жилы, см. рис. 9) и др. Эти жилы, как пра-
вило, невелики по простиранию и в глубину, но при их выкли-
нивании через некоторый промежуток на той же линии или
кулисообразно обычно появляются новые жилы. Таким обра-
зом, при коротких размерах отдельных жил, залегающих в тре-
щинах растяжения, общая длина жильных зон данного типа
как в плане, так и в глубину может быть очень протяженной,
превышающей сотни метров.
К этому типу относятся жилы некоторых золотых месторож-
дений Урала, оловянных и вольфрамовых месторождений Ка-
захстана и Восточной Сибири, мышьяковых месторождений
Средней Азии и Кавказа, пегматитовые жилы Восточного За-
байкалья, Кольского полуострова и др. Зарубежными приме-
рами могут служить так называемые рубцовые жилы полиме-
таллической руды Миссисипской долины (рис. 123).
Тела в трещинах скола. Многочисленные рудные поля, пред-
ставленные серией выдержанных параллельных жцл, чаще
всего связаны с системой трещин скола, расчленяющих породы,
вмещающие месторождения. Выделяются рудные поля, обра-
зуемые минерализованными трещинами односистемного и двух-
системного скола.
Жилы в трещинах скола обычно более протяженные и вы-
держанные, чем жилы в трещинах отрыва Длина их нередко
29G
достигает сотен метров, а суммар-
ная длина всех жил рудного поля
иногда определяется первыми де-
сятками километров. К этому типу
относятся многие гидротермальные
жильные месторождения, особенно
золота и редких металлов, реже
цветных металлов (рис. 124).
Тела в трещинах скола и от-
рыва. В некоторых случаях разви-
ваются системы жильных трещин,
значительно более разнообразные
и сложные, чем вышеописанные.
К ним относится формирование
жильных полей, рудные тела ко-
торых приурочены к трем систе-
мам трещин: двум сколовым и од-
ной отрыва (рис. 125).
Известны рудные поля с еще
большим числом различно ориен-
тированных систем жил, образован-
ных как при одноактной деформа-
ции, так и в результате серии по-
следовательных деформаций при
изменяющемся плане тектонических
Рис. 123. Галенитовая жила
в долине р. Миссисипи, при-
уроченная к трещине отрыва.
По Дж. Кемпу
усилий. При одноактной деформации в механически изотроп-
ных породах может возникнуть шесть систем трещин — четыре
системы трещин скола и две — трещин отрыва. Но этот теоре-
тический случай редко фиксируется рудными жилами. Значи-
тельно чаще возникают многочисленные жильные рудные поля,
обусловленные трещинами, сформированными вследствие не-
скольких этапов деформаций. При этом все системы трещин
могут быть дорудными и выполнены одинаковыми по минераль-
ному составу жилами, принадлежащими одному этапу минера-
лизации. В другом случае, при котором образование трещин
более поздних этапов предшествовало поздним стадиям рудооб-
разования, возникают рудные поля, отдельные системы жил
которых имеют различный состав.
К этой группе относятся некоторые жильные золотые, поли-
металлические и редкометалльные месторождения.
Тела в трещинах оперения. Вдоль поверхности дизъюнктив-
ных нарушений всех типов (надвигов, сбросов, сдвигов) часто
возникают системы трещин скола и отрыва, отходящих от на-
рушения в сторону и довольно быстро затухающих (см. рис. 10).
При этом, согласно В. Чернышеву, на притертых участках ос-
новного шва чаще возникают трещины отрыва, а на откры-
тых— трещины скола. Величина отклонения таких трещин от
17 Заказ № 2527
297
298
Рис. 124. Разрез Учкошконского оловянного месторождения, жилы которого
приурочены к трещинам скола. По А. Павловскому, Н. Маршуковой и др.
1 — неоген-четвертичиые отложения; 2 — метаморфизованные верхиекарбоновые породы
известково-силикатной (Д2) и сил икатно-известковой (ДО пачек; 3—гранит-порфиры;
4 — биотит-микроклиновые граниты; 5 — биотитовые граниты; 6 — рудные тела (а — мас-
сивные, б — прожилковые); 7 — тектонические зоны дробления пород
главного тектонического шва, по мнению М. Гзовского, зависит
от степени кривизны открытой части этого шва. Такая система
трещин, называемая трещинами оперения, будучи выполнена
минеральной массой, создает своеобразную структуру жильных
месторождений, заслуживающую выделения ее в самостоятель-
ный тип. Рудой обычно выполняются как отдельные интервалы
полости основного смещения, так и оперяющие его трещины.
Особенно охотно рудоотложение происходит по коротким тре-
Рис. 125. Рудные жилы, приурочен-
ные к трещинам двухснстемного
скола и отрыва (схема)
Рис. 126. Схема строения оловянно-
го месторождения Комсомольского
района с развитыми трещинами опе-
рения. По В. Кушеву.
1 — руда; 2 — разрывы; 3 — верхнемело-
вые эффузивы среднего состава; 4— жер-
ловая фация; 5 — контур эруптивного
центра
17!
299
щинам отрыва, на месте причленения которых к шву основного
смещения нередко возникают рудные столбы.
К этому типу в нашей стране принадлежат структуры ряда
месторождений золота и редких металлов (рис. 126).
Тела на пересечении трещин. На пересечении или сопряже-
нии тектонических трещин возникают трубообразные рудные
тела, уходящие на глубину вдоль ребра двугранного угла, об-
разованного сходящимися поверхностями трещин. Поперечное
сечение таких рудных труб редко бывает значительным, лишь
иногда достигает сотен метров. К этому типу относятся некото-
рые трубообразные залежи полиметаллических руд, располо-
женные чаще всего в карбонатных породах. Подобные место-
рождения известны как в нашей стране, так и за рубежом
(см. рис. 12).
Тела в зонах трещиноватости. Кроме жильных месторожде
ний, приуроченных к четким системам трещин, известны место-
рождения полезных ископаемых, связанные с зонами трещин,
не имеющими такой закономерной ориентировки (см. рис. 2).
Обычно такие нарушения сгущаются на относительно узкой
площади, образуя участки пород, разбитые частой сетью раз-
ноориентированных, нередко криволинейных трещин. При ста-
тистическом изучении в штокверках иногда намечаются си-
стемы трещин доминирующего направления. Такие трещинова-
тые участки бывают как вытянутыми в одном направлении, так
и изометричными в плане. Встречаются они среди самых разно-
образных формаций и связаны или с мощными зонами дроб-
ления, или с зонами оседания пород при изменении их объемов.
Оруденение таких участков приводит к формированию шток-
верков прожилково-вкрапленных руд. Представителями этого
типа месторождений являются штокверки молибденовых, оло-
вянных, полиметаллических, золотых и других руд в разных
районах как нашей страны, так и других стран (рис. 127).
Тела в зонах рассланцевания. Линейно вытянутые зоны рас-
сланцевания особенно развиты среди древних метаморфиче-
ских пород; среди более молодых они достаточно часто встре-
чаются в интенсивно дислоцированных туфоэффузивных обра-
зованиях. Приуроченные к ним тела полезных ископаемых
имеют форму жил, линз и лентообразных залежей. Вдоль та-
ких полос рассланцеванных пород иногда вытягиваются зоны
вкрапленных руд типа зальбандов.
Плутоногенные структуры
Эти типы структур обусловлены специфическими особен-
ностями строения глубинных магматических пород.
Тела в структурах магматического расслоения. Магматиче-
ские рудные месторождения в стратифицированных интрузиях,
300
Рис. 127. Кварцевый штокверк с гнездами горного хрусталя. По Б. Мель-
никову.
/ — алевролиты; 2 — жильный кварц; 3 — полости с горным хрусталем; 4 — окварце-
ванис
301
Относящиеся к описываемому типу, имеют форму одной или
нескольких повторяющихся по разрезу пластообразных зале-
жей, занимающих строго определенное положение в псевдо-
слоистом комплексе. Эти рудные пласты обычно имеют большое
протяжение, достигающее нескольких километров и, как
правило, выдержанную мощность, нередко измеряемую всего
лишь десятками сантиметров. К этому типу относятся никеле-
носные пласты норитов и пласты с редкими металлами среди
расслоенных щелочных изверженных пород (см. рис. 27).
К этому же типу принадлежат стратифицированные ультраос-
новные и основные интрузии Южной Африки с пластами, со-
держащими сульфиды никеля и меди, платиноносными пла-
стами (риф Меренского) и пластами хромшпинелидов (см.
рис. 26).
Тела в структурах последовательных инъекций. Ликвацион-
ные и гистеромагматические месторождения в ультраосновных
и основных изверженных породах, помимо зон вкрапленных
руд, формирующихся на месте их первоначального накопления,
образуются внедрением расплава в ослабленные места застыв-
ших интрузивов, создавая при этом секущие залежи богатых
руд. В зависимости от морфологии ослабленных зон получа-
Рис. 128. Трубообразная залежь хромита. По А. Бетехтину и др.
1 — перидотиты; 2 — рудное тело в карьере; 3 — рудные тела на глубине
302
Рис. 129. Линейные
шлиры хромитов в ду-
ните. По Г. Кравченко.
1 — дуннты; 2 — хромиты
массивные; 3 — хромиты
вкрапленные
ются различные по форме залежи. При внедрении по плоскост-
ной зоне возникают жилообразные тела, а при внедрении по
линейной зоне образуются трубообразные залежи. К этому
типу относятся жилообразные тела сульфидных медно-никеле-
вых руд (см. рис. 25), титаномагнетитов и хромитов, а также
трубообразные залежи хромшпинелидов, в том числе и плати-
ноносных (рис. 128).
Тела в структурах магматического течения. Размещение
рудоносных шлиров протомагматических рудных месторожде-
ний, расположенных в ультраосновных и основных извержен-
ных породах, может подчиняться структурам линейных и пло-
скостных течений, а также, как отметил Г. Соколов, зависеть
от первичной полосчатости этих пород, обусловленной поздне-
магматическим раздавливанием.
Такие закономерности отмечаются для шлировых скопле-
ний хромшпинелидов, в том числе платиноносных и вкраплен-
ных титаномагнетитовых руд (рис. 129).
Рис. 130. Рудные жилы, выполняющие трещины контракционного отслоения
у вершины гранитного купола оловянного месторождения Циновец в ЧССР.
По М. Штемпроку.
/ — граниты; 2 — порфириты; 3 — рудные жилы, . разбитые послерудными сбросами
303
Тела в контракционных трещинах. В процессе остывания
массивов магматических пород их объем сокращается на 8—
12 %. Согласно М, Осипову и другим, 6—7 % идет на умень-
шение внешнего объема интрузивов, а 2—3 % на развитие
в нем контракционных трещин и пустот. Эти трещины в основ-
ном выполняются поздними дайками магматических пород. Но
в некоторых случаях они используются также для выполнения
их позднемагматической и постмагматической рудой. В конт-
ракционных трещинах габбро залегают жилы сульфидной мед-
но-никелевой руды Кольского полуострова, Норильска и дру-
гих районов. К ним принадлежат кварцевые золотоносные
жилы в гранитах Ортаусского месторождения в Казахстане.
Примером их могут служить жилы в трещинах отслоения гра-
нитного купола Циновец в ЧССР (рис. 130). К этому же типу
структур принадлежат тела в элементах отдельности застыв-
ших лав, например скопления исландского шпата по отдель-
ности подушечных лав.
Тела в контактах интрузий. Поверхность контакта интру-
зива может оказаться рудолокализуюшим элементом геологи-
ческой структуры. Если на участках контактов интрузий, сог-
ласных с напластованием вмещающих пород, образуются ме-
сторождения (чаще всего скарновые), то они имеют форму,
приближающуюся к форме правильных пластообразных тел,
следующих вдоль поверхности контакта. К этому типу отно-
сятся месторождения горы Магнитной (см. рис. 50), а также
некоторые шеелитовые месторождения Средней Азии и халь-
копиритовые месторождения Казахстана. Поверхность кон-
такта интрузива может пересекать пласты осадочных пород,
залегающих полого, по падению контакта, а залегающих
круто—в плане. В том и другом случаях скарновые месторож-
дения формирующиеся у контакта, образуют серии линз, стол-
бов и гнезд, вытянутых вдоль линии пересечения поверхности
контакта и напластования вмещающих пород (см. рис. 51).
К этому типу относятся многочисленные разнообразные скар-
новые месторождения железа, вольфрама, меди и других ме-
таллов.
Вулканогенные структуры
Совокупность структурных элементов, группирующихся во-
круг палеовулканов, определяет геологический облик многих
вулканогенных месторождений. Общая схема размещения вул-
канических месторождений показана на рис. 131.
Тела в вулканических жерлах. Жерла палеовулканов вме-
щают руду либо в зонах вулканических брекчий, либо по раз-
витым в них трещинам, формируя жильные и штокверковые
тела. К ним принадлежат железорудные месторождения
304
Рис. 131. Разрез вулканической структуры с приуроченными к ней вулкано-
генными рудными месторождениями (Охотско-Чукотский вулканический пояс).
По материалам В. Белого.
а — современный внд; б — реконструкция;
/—3 — вулканогенные свиты: 1 — ннжняя, 2 — верхняя, 3 — нерасчленениая; 4—6 — гори-
зонты: 4 — нижний, 5 —средний, 6 — верхний; 7 — породы жерловины; 8 — субвулкаии-
ческие ннтрузнн; 9 — разломы; 10 — нарушения, ограничивающие кальдеру; И— пути
поступления вулканогенного материала; 12 — вулканогенные месторождения: I— в вул-
каническом жерле, II — в прикальдерной части, III — в вулканических наслоениях
305
Рис. 132. Схема локализации уран-молибденового оруденения в вулканиче-
ском аппарате, осложненном кальдерой. По А. Лебедеву-Зиновьеву.
1 — вмещающие вулканический аппарат трахирнолитовые порфиры; 2 — лавобрекчии
риолитовых порфиров; 3 — трещиноватые риолитовые порфиры; 4 — дайки микрограни-
тов; 5 — разрывы; 6 — рудные тела
Ангаро-Илимского района Сибири, ртутные месторождения Кар-
пат, некоторые оловянные месторождения Боливии и Перу,
флюорит-бертрандитовые руды хр. Томас в США, ряд место-
рождений уран-молибденовой формации (рис. 132).
Тела в вулканических кальдерах. Цилиндрическая или ко-
ническая поверхность кальдер как эксплозивного типа, так
и поствулканического обрушения и сопутствующие ей зоны
дробления и трещины могут вмещать тела полезных ископае-
мых. В качестве таковых описаны золото-серебряное место-
рождение Сильвертон в США, медное месторождение Браден
в Чили, урановое месторождение Хопи Наваха в США и др.
(рис. 133).
Тела в трубках взрыва. Цилиндрические и конусовидные
тела полезных ископаемых, выполняющие колонны брекчиро-
ванных пород, чаще всего связаны с эксплозивным прорывом
вулканических газов. Но, кроме того, известны трубообразные
залежи в брекчиях, возникших при оседании столба пород
вследствие растворения его основания подземными водами,
а также при тектонических деформациях на изгибах и пересе-
чениях трещин.
Чаще всего для рудообразования используются брекчиевые
трубы эксплозивного характера. Такого рода структуры ти-
пичны для алмазоносных кимберлитов и карбонатитов Сибири
и Африки (см. рис. 29), отмечены для касситеритовых место-
306
Рис. 133. Прикальдерные месторождения золото-серебряиых руд Сильвер-
тон, США., По В. Бербанку.
/—докембрийские метаморфические породы (фундамент); 2 — вулканическая серия
Сильвертон; 3 — кварц-моицоииты; 4 —дайки; 5 — сбросы; 6— крупные разрывы; 7 —
трещины, выполненные рудными жилами; 8 — рудники
рождений Восточной Сибири. К ним, по Л. Бринеру, принадле-
жат также трубообразные залежи гидротермальных место-
рождений полиметаллических руд с серебром и золотом Крес-
сон и Бессик в Колорадо (США), а также Пиларас в Мексике.
В качестве примера приводится схема строения Нерюндин-
ского месторождения железных руд (рис. 134).
307
Рис. 134. Нерюндинское железорудное месторождение в трубке взрыва. По
Г. Фондер-Флаасу. ,
1 — вулкан ом иктовые известковые аргиллиты н алевролиты верхней подсвиты иерюн-
динской свиты; 2 — песчано-брекчии и брекчии обрушения нижней подсвиты нерюн
диискоЙ свиты; 3 — туфы и туфопесчаникя с потоками базальтов корвунчанской свиты;
4 — силл долернтов; 5 — туфопесчаннки кутской свиты; 6 — известняки усть-куртской
свиты; 7 — аргиллиты и алевролиты верхолеиской свиты; 8 — доломиты литвннцевской
свиты; 9 — агломератовая брекчия; 10 — руда в брекчии; 11 — руда иод силлом доле-
ритов; 12 — эруптивный контакт
Тела в кольцевых трещинах. При восходящем осевом давле-
нии возникают три системы сопряженных трещин: 1) конус-
ные, падающие к центру; 2) кольцевые, падающие от центра;
3) радиальные. Механизм их образования В. Андерсоном объ-
ясняется следующим образом. Все группы трещин формиро-
вались при сосредоточенном вертикальном давлении, например
при подъеме колонны магм или столба магматического газа.
При этом сколы по коническим поверхностям появлялись при
достижении предела механической прочности пород вследствие
сосредоточенного давления, направленного снизу. Примерно
в это же время в результате вспучивания формировались ра-
диальные трещины отрыва. Кольцевые разломы, наоборот,
возникали при последующей разрядке напряжений, сопровож-
308
Рис. 135. Разрез Узельгинского колчеданного месторождения, рудные тела ко-
торого приурочены к вулканическому наслоению. По М\ Бородаевской и др.
1 — лаво-пирокластичсские фации базальтов; 2 — кварц-порфировые лавы; 3 — игнимбри-
товидные таксятовые литовитрокластическяе породы; 4—пелитовые туффиты, туфопес-
чаиики и туфоконгломераты; 5 — неотсортированные, преимущественно крупнообломоч-
ные вулкаяокласты; 6 ~ рифогенные известняки; 7 — тела сплошных колчеданных руд;
8 — рудокласты; 9 — разрывные нарушения
давшейся опусканием цилиндрического участка земной коры
(см. рис. 35).
К этому типу принадлежат структуры большинства карбо-
натитовых месторождений (см. рис. 32), структура гидротер-
мального месторождения золота в Бестюбе в Казахстане,
структура магматического месторождения апатита в Хибинах
(см. рис. 31).
Тела в структурах вулканического наслоения. На склонах
вулкано-купольных структур, образуемых наслоением переме-
жающихся лав, пирокластов и туфов, локализуются рудные
тела, связанные по условиям образования с вулканическими
и поствулканическими процессами. К ним прежде всего при-
надлежат вулканогенные гидротермальные метасоматические
залежи колчеданных руд, а также вулканогенные гидротер-
мально-осадочные месторождения колчеданных и оксидных руд
железа и марганца (рис. 135).
Комбинированные структуры
Кроме простых вышеописанных структур месторождений
полезных ископаемых их строение может определяться сочета-
нием таких элементарных структур.
Тела на пересечении трещин с пластами слоистых пород,
благоприятных для оруденения. В данном случае речь идет
о комбинированной структуре гидротермальных месторожде-
309
ний. Помимо структур одного
типа, описанных выше, воз-
можен контроль месторожде-
ний сочетанием структурных
элементов разных типов. Та-
ких сочетаний с образованием
комбинированных структур
может быть множество, но не
все они имеют существенное
значение. Наиболее важными
случаями контроля месторож-
дений сопряжением несколь-
ких структурных элементов
являются комбинации пересе-
чения тектоническими трещи-
нами благоприятных для рудо-
отложения пластов слоистых
пород. В этом случае положе-
ние и морфология рудного
тела определяются пересече-
нием пласта или ряда пластов
пород, благоприятных для ру-
доотложения, рудоносными
трещинами скола или отрыва.
При этом рудное тело в раз-
резе имеет как бы форму
гриба, ножкой которого явля-
ется жила, выполняющая тре-
щину, а шляпкой — пластооб-
разная залежь. Как жильных,
так и пластовых частей таких
Рис. 136. Схема структуры полиме-
таллического месторождения Сьерра-
Мадре в США. По Б. Батлеру.
1 — рудная залежь; 2 — рудные прожилки
с медной минерализацией; 3 — кварц-хло-
ритовые жнлы; 4 — известняки; 5 — сланцы;
6 — доломиты; 7 — кварциты; 8 — пегма-
титы; 9 — граниты
комбинированных рудных тел
может быть несколько. К этому
же типу следует относить и
такие месторождения, в кото-
рых известны как самостоя-
тельные жилы, приуроченные
к тектоническим трещинам, так
и отдельные от них залежи, приуроченные к пластам.
С описываемой группой комбинированных структур в нашей
стране связаны рудные тела некоторых ртутных и золотых ме-
сторождений (рис. 136). Примерами зарубежных месторождений
этого типа могут служить структуры полиметаллических место-
рождений Маданского района в НРБ (рис. 137).
310
Рис. 137. Схема комбинированной структуры свинцово-цинкового месторож-
дения Мадан, НРБ. По А. Чарладжанову.
Гнейсы: 1 — тонкозернистые биотитовые, 2 — аплитовые; 3— мраморы; 4 — скариы; 5 —
окварцеваиие; разломы: 6 — дорудные, 7 — послерудные; 8 — свинцово-цииковые рудные
тела (а — жильные, б — метасоматические)
ВНУТРИ РУДНЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ
Развитие некоторых геологических структур в период мине-
ралонакопления приводит к важным последствиям, отражаю-
щимся на условиях локализации, строения и составе как целых
месторождений, так и отдельных тел полезных ископаемых. Рас-
смотрим их кратко по типам тектонических деформаций: склад-
чатым, крупных разломов и трещин.
Складки. Складчатые деформации не имеют существенного
значения для внутриминерализационных нарушений. В настоя-
щее время не известны (в геологической литературе не опи-
саны) случаи изгиба пластов горных пород в процессе эндоген-
ной рудной минерализации. Предполагается, что постмагмати-
ческие месторождения полезных ископаемых формируются
в основном после главных фаз складчатости. Поэтому теорети-
чески можно представить лишь исключительный случай отслаи-
вания пластов пород при из изгибе в складки в момент рудо-
образования. При этом разные зоны отслаивания, формирую-
щиеся в последовательные стадии рудообразования, могли бы
выполняться рудой разного состава.
311
Несколько большее, но все же не очень существенное значе-
ние имеет конседиментационная складчатость, при которой осу-
ществляется перемещение пород в период формирования оса-
дочных месторождений полезных ископаемых. При этом на
воздымающихся антиклинальных участках мощность тел полез-
ных ископаемых может уменьшаться до полного выклинивания,
а в прогибающихся синклинальных участках она может возрас-
тать.
Известно, например, что пласты каменного угля Донецкого
бассейна толще в синклинальных и тоньше в антиклиналь-
ных складках. В синклинальных мульдах Керченских железо-
рудных месторождений мощность рудных пластов местами
превышает их мощность в антиклинальных выступах в пять
и даже в десять раз.
Разломы. Случаев образования крупных тектонических раз-
ломов на участках месторождений полезных ископаемых в пе-
риод их формирования не отмечено. Хотя, вероятно, в ряде слу-
чаев имели место интрарудные подвижки по разрывам, являю-
щимся рудоподводящими или рудораспределяющими каналами
и образованными в дорудное время.
Трещины. Образование и развитие трещин на участках гид-
ротермальных месторождений полезных ископаемых в процессе
их формирования может привести к следующим важным по-
следствиям: 1) образованию жил разного состава в пределах
месторождения и рудного поля; 2) наращиванию жил в длину
и по мощности; 3) возникновению зонального строения тел по-
лезных ископаемых; 4) образованию рудных столбов.
Образование жил разного состава в пределах рудного поля
обусловлено возникновением новых трещин, лежащих в стороне
от рудных жил предшествующих стадий гидротермального про-
цесса, и заполнением их минеральной массой последующей ста-
дии этого процесса, отличающейся по составу. Случай такого
изменения состава рудных тел в связи с появлением новых тре-
щин и неравномерным приоткрыванием старых швов был в свое
время описан Д. Зенковым для Дарасуна (Восточное Забайка-
лье). Он выделил семь стадий минерализации, разделенных ин-
трарудными деформациями: 1) кварц-турмалиновую, 2) кварц-
пиритовую, 3) арсенопиритовую, 4) свинцово-цинковую, 5) мед-
но-сурьмяную, 6) сурьмяную, 7) карбонатную. Подобно этому,
во Фрайбергском горном округе в ГДР, где известно около 1100
рудных жил, выделяются следующие по составу группы жил,
пересекающие друг друга: 1) оловянно-кварцевые, 2) кварц-
галенитовые, богатые серебром, 3) пирит-галенитовые, 4) гале-
нит-серебряные, 5) барит-флюорит-галенитовые.
Наращивание жил в длину и по мощности происходит по
мере раскрывания рудной трещины в процессе интрарудных
деформаций и заполнения ее все новыми и новыми порциями
312
минеральной массы. Так могут формироваться весьма протя-
женные и очень мощные рудные жилы.
Возникновение зонального строения рудных жил обуслов-
лено приоткрыванием рудоносных трещин после их заполнения
веществом предшествующих стадий минерализации и отложе-
нием минеральной массы новых стадий, уже иных по составу.
Примеры такого рода зональности повторных тектонических
разрывов были описаны в соответствующем разделе выше.
Рудные столбы
Рудными столбами называются участки богатых руд внутри
рудной жилы; часто они имеют действительно столбообразную
форму, но иногда и сложные очертания пятен концентрирован-
ного оруденения на общем более убогом фоне жильного шва.
Среди рудных столбов выделяют две категории: морфо-
логическую и концентрационную. Столбы первой
категории образуют раздувы рудной жилы, сложенные богатой
рудой. Столбы второй категории, не связанные с изменением
мощности жилы, оконтуриваются участками высококонцентри-
рованной руды. Они особенно характерны для месторождений
радиоактивных, редких и благородных металлов (рис. 138).
Рис. 138. Положение рудных стол-
бов в плоскости жил месторождения
Галимый по Колыме. По Т. Нозд-
рину:
1—4 — участки жилы соответственно: 1
с очень богатыми, 2 — богатыми, 3 — ря-
довыми и 4 — бедными оловянными ру-
дами; 5 — положение осей поперечных
жил; 6 — граница промышленного оруде-
нения
313
Заказ № 2527
Рудные столбы обеих категорий могут иметь различную
ориентировку в плоскости жилы. Они могут быть крутопостав-
ленными, пологими и наклонными под разными углами.
Рудные столбы Материнской жилы в Калифорнии достигают
длины по падению 1500 м, а рудный столб «Северная звезда»
месторождения Грасс Вэлли прослежен на 2700 м.
Образование морфологических рудных столбов может про-
исходить вследствие неравномерного приоткрывания жильной
полости при внутрирудных тектонических смещениях и выпол-
нения отдельных ее частей рудой. Наиболее благоприятные
условия для формирования таких рудных столбов создаются
при тектонических перемещениях вдоль криволинейных трещин,
обеспечивающих приоткрывание узких и протяженных полостей,
последующее выполнение которых рудой создает типичные руд-
ные столбы. Морфологические рудные столбы образуются также
на участках сопряжения или пересечения основной рудоносной
трещины побочными трещинами, на участках повышенной раз-
дробленности боковых пород жильной полости, особенно на уча-
стках выступов жильной трещины, как бы скалывающихся при
смещении вдоль нее, на пересечении рудоносной трещиной по-
род, благоприятных для рудоотложения. Помимо первичных руд-
ных столбов, известны вторичные рудные столбы, возникшие
в результате локального обогащения первичных руд металлом,
переотложенным из зоны окисления.
ПОСЛЕРУДНЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ
Для геосинклинальных осадочных месторождений существен-
ное значение имеют как складчатые деформации, так и дефор7
мации с нарушением сплошности. Для эндогенных месторожде-
ний иногда значительными оказываются лишь тектонические
разломы.
Складки. В складки, обычно сопровождающиеся соскладча-
тыми разрывами, сминаются тела полезных ископаемых осадоч-
ных месторождений. Наиболее интенсивно при этом деформи-
руются залежи геосинклинального происхождения, менее —
переходные и совсем слабо — платформенные образования. Гео-
логический облик осадочных геосинклинальных месторождений
в основном определяется складчатой структурой.
Эндогенные месторождения полезных ископаемых средней и
поздней стадии геосинклинального, а также платформенного
периода формируются после складчатости и для ни/ послеруд-
ные складки значения обычно не имеют. Более существенно их
воздействие на эндогенные месторождения ранней стадии гео-
синклинального периода, особенно на вулканогенные гидротер-
мальные и вулканогенно-осадочные месторождения колчеданных
и оксидных руд. Однако и позднее образованные эндогенные
314
Рис. 139. Развитие послерудных наруше-
ний, смещающих пегматитовую жилу. По
В. Кузнецову.
а — жила до проявления после минерализациои-
ных нарушений; б — она же, после нарушения
дизъюнктивами, выполненными кремнистыми ро-
говиками; в — современное состояние
тела полезных ископае-
мых иногда могут под-
вергаться складчатым
деформациям.
Разломы. Крупные
послерудные разрывы
нередко расчленяют и сме-
щают тела полезных ис-
копаемых любого проис-
хождения. Задача изуче-
ния структуры в этом
случае сводится к опре-
делению направления
смещения и его масшта-
бов, а решается она ме-
тодами структурной гео-
логии. При этом некото-
рые осложнения иногда
возникают в связи с тем,
что дорудные нарушения
эндогенных месторожде-
ний могут быть приняты
за послерудные. Это
происходит, например,
в тех случаях, когда ру-
доносная трещина еще
до оруденения была раз-
бита сбросами и переме-
щена вдоль них. После-
дующее оруденение трещины дает картину рудной жилы, рас-
члененной сбросами. Дорудные смещения в этом случае от-
личаются от послерудных в основном тем, что они нередко со-
держат следы оруденения (рудная вкрапленность, изменение
боковых пород), в отличие от послерудных нарушений, вдоль
которых рудное тело растаскивается и брекчируется. Выделе-
ние дорудных смещений среди послерудных по этому признаку
иногда осложняется последующими послерудными подвижками
по дорудным сместителям. В этом случае они несут признаки
как тех, так и других.
Послерудные разрывные смещения редко проявляются
в форме единичных нарушений, чаще они представлены в виде
серии разрывов, последовательно смещающих тело полезного
ископаемого (рис. 139). При этом иногда подмечается выдер-
жанная закономерность в направлении смещения, облегчаю-
щая расшифровку послерудной тектоники на месторождении и
поиски смещенных частей тел полезных ископаемых. Например,
рудная жила расчленяется серией сбросов так, что при движе-
315
Рис. 140. Блок-диаграмма ориентировки систем трещин эндокливажа (а) и экзокливажа (б) в пластах угля
Кузнецкого бассейна. По Г. Иванову.
Системы трещин: Ох —основная 1-я, О2 — основная 2-я, О3 — основная 3-я, Л— торцовая 1-я. Г2_|_3 — торцовые 2-я и 3-я, 1а
и 16 — продольные, Па, и 116 — диагональные, 411а и Шб—поперечные, IVa и IV6 — наклонные и поперечные
нии вдоль жилы сброшенная ее часть всегда находится справа
или слева (соответственно по правилу «правой руки» или «ле-
вой руки»).
Радикальная деформация тел полезных ископаемых проис-
ходит при погружении их на большую глубину в зону регио-
нального метаморфизма или при попадании в локальные зоны
смятия и динамометаморфизма. В этих условиях тела полез-
ных ископаемых вовлекаются в систему плотных сколовых и
пластических деформаций, свойственных структурам метамор-
фических пород, испытывают воздействие кливажа скола и те-
чения, сплющиваются, растягиваются и рассланцовываются
вместе с вмещающими их породами.
Трещины. Послерудные трещины поражают большинство тел
полезных ископаемых после их образования. Изучение таких
послеминерализационных трещин иногда имеет теоретический и
практический смысл.
Статистические исследования и сопоставление трещин в теле
полезного ископаемого и вмещающих породах могут установить
различие в числе систем трещин и степени их развития для
минеральных залежей и окружающих их пород. В этом случае,
если во вмещающих породах наряду с повторяющимися макси-
мумами трещин, известных в эпигенетическом теле полезного
ископаемого, обнаруживаются дополнительные максимумы, соз-
дается возможность судить об изменении плана тектонических
деформаций в дорудное и пострудное время, представляющее
интерес для выяснения структурных условий рудообразования.
Практическое значение изучения трещин в телах полезных
ископаемых заключается в возможности определения густоты
и направления раскалывания минеральной массы при добыче,
важных для выбора оптимальной системы эксплуатации. При
Исследовании с этой целью трещиноватости в пластах угля
Г. Иванов различал эндокливаж и экзокливаж. Трещины эндо-
кливажа возникли вследствие усадки угольной массы при фор-
мировании пласта (рис. 140,а). Трещины экзокливажа форми-
ровались при последующих тектонических напряжениях (см.
рис. 140,6). Обычно ориентировка систем трещин эндокливажа
и экзокливажа выдерживается на больших площадях, даже
в пределах крупных бассейнов.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Бейтс Р. Геология неметаллических полезных ископаемых. Пер. с англ./
Под ред. П. П. Смолина и В. И. Финько. М., Мир, 1965.
Белевцев Я. Н. Метаморфогенное рудообразованне. М., Недра, 1979.
Билибин Ю. А. Основы геологии россыпей. М., Изд. АН СССР, 1955.
Брод И. О., Еременко Я. А. Основы геологии нефти и газа. М., Изд-во
МГУ, 1953.
Генезис эндогенных рудных месторождений/Ред. В. И. Смирнов. М.,
Недра.
Котляр В. Н. Основы теории рудообразования.- М., Недра, 1970.
Кужварт М. Неметаллические полезные ископаемые. Пер. с. англ./Под
ред. В. П. Петрова. М., Мир, 1986.
Курс месторождений неметаллических полезных ископаемых/В. Ф. Дыб-
ков, А. Е. Карякин, В. Д. Никитин, П. М. Татаринов. М., Недра, 1969.
Курс месторождений полезных ископаемых/Под ред. А. Г. Бетехтина и
П. М. Татаринова. Изд. 3-е, перераб. и доп. М., Госгеолтехиздат, 1964.
Линдгрен В. Минеральные месторождения. Пер. с англ./Под ред. Б. П. Не-
красова. Вып. 1—3. М., ОНТИ, 1934—1935.
Матвеев А. К. Геология угольных бассейнов и месторождений СССР. М.,
Госгортехиздат, 1960.
Обручев В. А. Рудные месторождения. М., Горгеонефтьиздат, 1934.
Парк Ч. Ф., Мак-Дормид Р. А. Рудные месторождения. Пер. с англ./
Под ред. В. И. Смирнова. М., Мир, 1966.
Рамдор П. Рудные минералы и их срастания. Пер. с нем./ Под ред.
А. Г. Бетехтина. М., Изд-во иностран. лит., 1962.
Романович И. Ф. Месторождения неметаллических полезных ископаемых.
М., Недра, 1986.
Смирнов В. И. Геология полезных ископаемых. Изд. 4-е, М., Недра, 1982.
Смирнов В. И., Гинзбург А. И., Григорьев В. М., Яковлев Г. Ф. Курс
рудных месторождений. Изд. 2-е. М., Недра, 1986.
Смирнов С. С. Зона окисления сульфидных месторождений. М.,
АН СССР, 1951. .
Страхов Н. М. Основы теории литогенеза. М., АН СССР, 1963.
Шило Н. А. Основы учения о россыпях. Изд. 2-е. М., Наука, 1985.
Шнейдерхен Г. Рудные месторождения. Пер. с нем'/Под ред. В. И. Смир-
нова. М., Изд-во иностр, лит., 1958.
Routhier Р. Les Gisements Metalliferes., v. 1—11, Paris, 1963.
ИМЕННОЙ УКАЗАТЕЛЬ
Абдуллаев X. 14. 125, 172
Абих Г. 14
Агрикола Г. 8
Аммосов И. 253
Амштуц Ж- 180
Андресон В. 308
Андресои Е. 71
Андреев Г. 67
Андреев Ю. 281
Андрусов Н. 14
Андрущенко П. 243
Аррениус Дж. 243
Асанов Ю. 242
Бабу В. 84
Байкова В. 282
Баранов Э. 145, 147, 184
Барсуков В. 93
Батлер Б. 310
Бауман Л. 15
Бауэр Г. 8
Безмен Н. 165, 166. 168
Безруков П. 243
Бейн Г. 277
Бейтс Р. 318
Белевцев Я- 14, 101, 159, 270, 271, 273,
274, 318
Белов В. 98
Белл Л. 290
Белый В. 305
Бельков И. 282, 283
Бербаик В. 307
Беспалов П. 247
Бетехтии А. 14, 164, 165, 240, 275, 302
Беус Л. 96
Билнбии Ю. 14, 36, 229, 318
Богданович К. 14
Богомолов В. 102
Бойл Р. 284
Бомон Эли де 9
Бонатти Е. 243
Борода евска я М. 309
Бородин Л. 76
Бринер Л. 307
Брод И. 16, 23, 25, 257, 318
Буряк В. 285
Бэтмаи А. 9, 58, 172
Вальтер А. 235
Валяшко М. 236, 237
В а нт-Гофф Я. 236
Ван-Хайз Р. 264
Варенцов И. 242, 243
Вассоевич Н. 15, 256, 258, 259
Ватанабе Т. 9, 189
Великанов М. 228
Вельте Д. 9
Вернадский В. 236
Вернер А. 8, 12
Вертепов Г. 145
Вертушков В. 263, 284
Власов К. 80, 81, 100, 115
Войткевич Г. 152
Вольфсон Ф. 180
Ворст Б. 56
Высоцкий И. 14, 256
Танеев А. 15
Гарлнк У. 277
Гаррелс Р. 148, 162
Гассоу У- 9
Гейм А. 264
Гельмерсен Г. 14
Генин В. 11
Гераклит 8
Герасимов А. 14
Германов А. 181
Гзовский М. 299
Гиббс 168
Гиммельфарб Б. 250, 279
Гинзбург А. 14, 72, 73, 77, 85, 273
Гинзбург И. 318
Гиттинсон Дж. 75
Гладышев Г. 145
Говоров И. 97
Года Чей 15
Гольдберг Е. 243
Гончаров В. 227
Гораисои Р. 157
Горскнй И. 15
Готаи В. 9
Грассели Д. 15
Грейтои Л. 276
Гречишников Н. 101
Григорьев В. 318
Григорьев И. 104
Григорян С. 147
Гринберг И. 258
Грюйер Дж. 243
Губкин И. 14, 15, 258
Густафсон Л. 175
Даннеберг А. 9
Даичев В. 246
Девидсон Ч. 181, 277
Декарт Р. 8
Джеверь Т. 74
Джонс Р. 86, 88
Дистанов Э. 187
Дихтер Д. 148
Доброхотов М. 273
Доджхерти И. 290
Домарев В. 180, 277
Доусон Дж. 58
Дэли Р. 74
Дук В. 282
Елисеев Н. 64, 267, 282, 284
Ельянов А. 67
Емельяненко Б. 171
Еременко Н. 256, 261, 318
Ерл их Р. 243
Ермаков Н. 84
Жариков В. 105, 114, 115
Жемчужников К>. 15
Заварицкий А. 14, 87, 88, 188
Захаров Е. 172, 180
Зенков Д. 312
Золотарь М. 56
Иванов А. 239
Иванов Г. 252, 257, 317
Ивашекцев А. 121, 130
Изох Э. 317
Кадик А. 152
Казаков А. 248, 249, 250
Калинин Д. 114
Камерон Е. 86
КаниболоцкиЙ П. 273
Карпинский А. 14
Карпова Е. 121, 130
Катаяма Н. 277
Като Т. 9
Кемп Дж. 297
319
Клей М. 85
Князев И. 211
Ковалев К- 187
Колеман П. 53
Кононова В. 72
Коржинский Д. 14, 115, 116, 117. 118. 152»
158, 164, 266, 273
Корренс К. 243
Котляр В. 14, 277, 318
Кравцов А. 258
Кравченко Г. 303
Краевскнй Р. 15
Краускопф К- 251
Крейчнграф К. 9
Кример Т. 243
Крутов Г. 123
Кудрявцев Н. 258
Кужварт М. 318
Кузнецов В. 14, 295, 315
Кулешов Г. 89
Купер А. 75
Купров И. 252, 257
Курна ков Н. 236
Кутнна Я. 294
Кушев В. 300
Кушнарев И. 151
Лазаренко Е. 274
Лапнн А. 75
Лебедев Е. 152
Лебедев-Зиновьев А. 306
Лебеденко Г. 152
Леворсен А. 9
ЛеммлеЙн Г. 85
Ленин В. И. 13
Ле Шателье 156
Либенберг Б. 277
Линдгрен В. 9, 173, 179, 181, 295, 318
Лодж Р. 191
Ломоносов М. 11, 12
Лоне де Л. 9
Лугов С. 225
Лутугнн Л. 14
Лыкошин А. 199
Ляховнч В. 137
Магакьян И. 14, 173
Мак-Ал истер Д. 172
Мак Грегор А. 74, 277
Мак-Дормид Р. 318
Мак-Келвн В. 277
Мак-Кннстрн X. 168
Макковей Г. 15
Максимов С. 261
Малышев И. 63
Маракушев А. 165, 166, 168
Маршукова Н. 299
МасаЙтис В. 285
Матвеев А. 15, 252, 255, 256, 318
Махолнч С. 277
Маухер А. 180
Меллор У. 276
Мельков В. 217
Мельников Б. 301
Менделеев Д. 257
Мервин X. 114
Меррей Дж. 243
Мильто А. 67
Миронов С. 15
Мнрчинк М. 15
Михолнч С. 277
Мозгова Н. 127
Мушкетов И. 14
Наумов В. 151
Наумов Г. 151
Ннггли П. 9, 157, 172
Никитин В. 85
Никифоров Н. 147
Ноздрнн Т. 313
Обручев В. 14, 318
320
Овчинников Л. 14, 147, 184
Озерский А. 14
Омато X. 160
Орлова Г. 75
Осипов М. 304
Островский И. 85
Офтедаль К. 188
Охато X. 160
Павлнднс Ю. 231
Павловский А. 299
Палормо Ф. 196
Панайотова М. 15
Парк У. 318
Перейра Дж. 45
Перельман А. 181, 201, 209
Перчук Л. 75
Петровская Н. 142
Петр I 11
Петтерсон X. 243
Пилипенко П. 115, 120
Полынов Б. 201
Попаднн А. 289
Попов В. 180, 293
Порфирьев В. 258
Потонье Г. 9, 258
Поуба 3. 15
Пошепный Ф. 235
Поярков В. 10
Прюво В. 9
Пэк А. 126
Пятницкий П. 273
Пятнов В. 230
Радкевич Е. 14
Рай Р. 160
Рамдор П. 9, 277, 318
Рахманов В.. 242
РенарД А. 243
Риггс С. 248
Риддл Г. 243
Рой Д. 284
Рой Р. 284
Романович И. 318
Романовский Г. 14
Руденко Б. 294
Рудник В. 102
Рундквист Д. 104
Рутье П. 9, 180
Рябчиков И. 75
Саегарт В. 219
Салоп Л. 262
Салье М. 282
Самсонов Я. 293
Сапожников Д. 180
Сатпаев К. 180
Сахарова М. 279
Семененко Н. 270. 273
Сердюченко Д. 280
Снллитое Р. 176
Симпсон Д. 277
Синяков В. 114
Скобников М. 241
Скрнпченко Н. 194
Смирнов В. 181, 189, 318
Смирнов С. 14, 17, 140, 211, 212, 318
Соболев В. 266, 267
Соколов А, 250
Соколов В. 258
Соколов Г. 123, 273. 303
Соколов Д. 13
Соколов С. 73
Соколов Ю. 284
Соловьев В. 114
Солодов Н. 82, 91
Степанов П. 14, 16, 256
Стопе М. 9
Страхов Н. 14, 180, 240, 242, 243, 318
Тайхлполлер М. 9
Таланцев А. 84
Таиатар И. 273
Тарасова Р. 187
Татаринов П. 14. 129, 173
Татищев В. 11, 12
Таттл О. 75, 84
Твалчрелндзе Г. 14
Терентьев В. 102
Тернер Ф. 267
Тиссен Р. 9
Тиссо Б. 9
Томсон И. 127
Трофимук А. 15
Уайли П. 75
Уайт Д. 9
Усов М. 14. 15, 172
Ушаков Н. 111
Фалес 8
Ферсман А. 15. 78. 84, 85, 88
Ферх у ген Дж. 63, 265, 267
Фнрсов Л.. 162
Фондер-Флаас Г. 308
Фролов А. 69, 73
Фукс Э. 273
Фульд Е. 240
Хаит Дж. 9
Хейнрнх Э. 277
Хеттон Дж. 8
Хитаров Н. 152, 159
Хитров В. 11
Хитров Я. 11
Холл У. 161
Холодов В. 246
Чарладжанов А. 310
Чекалюк Э. 258
Чернышев В. 297
Чернышев Ф. 14
Чухров Ф. 162
Шабыннн Л. 128, 280
Шапенко В. 166
Шарп Д. 159
Шахов Ф. 121
Шило Н. 15, 229, 318
Шмакни Б. 81, 84
Шнейдерхен Г. 9, 172, 180, 277, 318
Штемпрок М. 303
Штернберг П. 228
Щерба Г. 15, 93, 97. 103, 181
Щербаков Ф. 231
Щеглов А. 15, 43
Щуровскнй Г. 13
Экерман X. 73
Эммонс В. 140
Эпштейн Е. 72, 73
Эрхардт Д. 277
Эскола П. 267
ЯворскнЙ В. 255
Яковлев Г. 318
Янкович С. 15
УКАЗАТЕЛЬ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Абакан 122. 123
Агилар 125
Аднрондайк 65
Адрасман 175
Азегур 125, 128
Азейское 255
Айдахо 128
Айрон маунтин 122, 128
Айронспринг 122
Акдаг 125
Акджнлга 123
Аксоран 125
Акташ 147, 295
Алмалык 175
Алтын-Топкан Г25
Альгарробо 65
Альмаден 182
Ально 68, 73
Амба Донгар 70
Аммаберг 126
Анзас 122
Аренбаль 122
Артемовско-Славянский бассейн 17
Ассоиго 276
Атансор 122
Бакал 177
Банат 123, 124
Банкрофт 128
Бендиго 289
Березовское 131, 140. 175
Бесснк 307
Бестюбе 309
Бингем 125
Бншоп 124
Бланд Рнвер 276
Благодать (гора) 122
Большая Танга 70
Бостница 128
Браден 178, 306
Буаззер 177
Бурановское 175
Бутыгычаг 175
Бушвельд 47
БушвельдскиЙ комплекс 55, 124
Бьютт 175, 177
Валле де Темпериио 126
Васелкоп 124
Великая Дайка 47, 55, 56
Велнчка 11
Верхнее оз. 268. 270, 279
Верхнее 125, 127, 178
Верхие-Снлезскнй бассейн 20
Вестверик 276
Вильгельм 128
Витватерсранд 20, 47, 227, 269, 275, 276,
277, 278, 279
Волго-Уральский бассейн 17
Высокогорское 123
Высокая (гора) 122
Вышково 178
Вятско-Камское 248
Гайское 194, 195
Галимый 313
Гармиское 122
Гендерсонгрубе 123
Грасс Вэллн 314
Гули 70
Тулинское 73
Гунфлит 279
Данзулав 235
Дарасун 312
Дашкесан 123
Джаксыклыч 235
Джаргелан 293
Джезказган 181
Днллоне 129
Днмитровское 175
Днепровско-Донецкнй бассейн 17, 270
321
Донбасс 205
Донецкий бассейн 13, 17, 20, 27, 49, 233.
312
Дуранго 65
Егорьевское 248
Жакобииа 276
Заглнк 178
Зандслот 124
Западно-Сибирский бассейн 17
Запокровское 177
Зигерланд 279
Идрия 182
Иркутский бассейн 17
Ичкеульмес 124
Кадамджай 181
Каждаран 176
Кайзерштуле 128
Кайманес 126
Калай Асад 126
Калгурли 62
Кампона 125
Кананеа 124
Кансай 125
Кара-Богаз-Гол 235
Каратау 181, 247, 250
Карибу 290
Касернс 177
Каффо 99
Качарское 122
Кейв 282
Келлханн 182
Кентунг 124
Кеньтюбе 122
Керченский бассейн 239, 240, 312
Кнрунавара 65, 66
Кители 127
Княлых Узень 124
Клаймакс 161, 175
Клифтон 124
Ключевское 175
Ковары 123, 128, 279
Ковдор 47, 70
Койташ 111
Колар 22
Кондер 67
Кондерский массив 68
Корнуэлл 123
Коршуновское 122
Косо 125
Коунрад 176
Кочкарь 175
Красная Шапочка 244
Крессон 307
Кривой Рог 13, 269, 270, 271, 273, 289
Криворожский бассейн 17, 272, 274, 275
Крипл Крик 178, 179
Кузбасс 205, 255
Кузнецкий бассейн 17
Куихаба 125
Кукисвумчорр 65
Кумыштаг 135
Курейское 280
Куроко 183, 195
Курская магнитная аномалия 205, 270
Кызыл Эспе 125
Лабрадор 270
Ла Карндад 217
Лалагуа 178
Лебяжинское 66, 66
Лоуренс 125
Лянгар 114, 125
Магнитная (гора) 112, 122, 123. 304
Магоме 126
Мадан 311
Мадаискнй район 310
Малый Хингаи 243, 270
Манонс Китотоло
Мансфельд 246
Мансье 279
322
Марка до 65
Маркакульское 65
Материнская жила 22, 131, 296, 314
Маунтин Пасс 70
Маунт Уайлер 128
Мвауди 59
Медведевское 175
Мезабн 279
Меренского (риф) 55, 302
Мерисвнл 124
Милас Снтн 124
Мннас Жеранс 127
Мира трубка 59
Мнргалнмсай 182
Миссисипская долина 181, 297
Монто Кнтотоло 78
Мунава 275
Мэдок 129
Мэрн Кетлин 128
Нерюндннское 307, 308
Никель Плейт 123
Никнтовка 182
Николаевское 125
Никополь 13
Никопольский бассейн 17
Никопольское 243
Норберг 122
Норильск 54
Ноцара 177
Одеитал 275
Озарк 159
Озерное 187
Окфузу 70
Оленегорское 270
Омсукчан 177
Оион 175
Онот 129
Ортаусское 304
Оруру 178
Остеродер 279
Охорн 125
Палабор 70
Парк 128
Парокия 125
Перрон 140
Печенга 52
Пнларас 307
Питкяранта 114, 127
Подмосковный бассейн 17, 20
Полпинское 249
Полуночное 242
Потоси 178
Раванж 125
Рио Тннто 194, 196
Рудногорское 122
Рудные Горы 8, 128
Рудный Алтай 16
Рускица 125
Садбери 47, 52, 53
Садон 22, 177
Салаир 177
Санта Евлалия 124
Саи-Рафаэль 295
Сан-Франциско 125
Сарановское 62
Сарбайское 122, 123
Сатка 177
Семизбугу 129
Сиваш 235
Силезия 181
Силл-Лейк 99
Сильвер Рнф 247
Сильвертон 306, 307
Слюдянка 279
Слюдяногорское 89
Соколовское 122, 123
Соликамск 20, 233
Соликамский бассейн 17
Сорское 175
Страссфурт 240
Страссфуртскнй бассейн 17
Суйан 127
Сункушань 126
Суроямское 65
Сьерра-Мадре 310
Таежное 122, 123
Такоб 182
Талнах 54
Тамань 13
Тарква 275
Таскайныр 293
Тасу Империал 124
Таштагол 122
Тахталы Да г 125
ТеЙское 123
Тембушань 125
Темиртау 122
Томас 178
Тоскана 127
Трепча 125
Турлан 211
Тунгуска 178
Тунгусский бассейн 17, 280
Турьинскне месторождения 116, 124
Турьннское 124
Тырныауз 125, 126
Тьфо 65
Удокан 181
Узельгннское 309
Уруп 193, 194
Усннское 243, 275
Уч кош конское 299
Узстмориленд 276
Финенбург 240
Форт Дофин 128
Фосфорня 246, 250
Фрайберг 11, 312
ХаЙдаркан 181
Хапчеранга 177
Хибинский массив 65
Хибины 309
Хннгаиское 270
Холлинджер 290
Холстосонское 166
Хопи Наваха 306
Хоумстейк 284
Христианине 122
Хрустальное 140
ЦвартфорштеЙи 124
Центральное 125
Циновец 303, 304
ЧаЙнытское 282
Чаро-Токкинское 270
Чарух-ДаЙрон 124
Читтануга 246
Чатыркуль 124
Чиатурское 243
Чикмагулура 276
Чнкой 175
Чулуктау 250
Шалым 122
Шарнфабад 125
Шварцвальд 175
Шеллинген 128
Шерегеш 122
Элиот Лейк 276
Эльдорадо 275
Эль Порта ль 129
Эль Потосн 125
Этта 79
Юлия 124
Янцзы Чжаизы 125
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие . . . . ............................ . . . 3
Введение . . . , ........................... .... 5
Глава I. ФОРМА, СОСТАВ И СТРОЕНИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПО-
ЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ........................................... 16
Площади распространения.......................................16
Морфология тел полезных ископаемых............................17
Минеральный и химический состав тел полезных ископаемых .... 25
Текстуры и структуры минерального вещества...................‘21
Этапы и стадии минералонакоплечия.............................30
Глава II. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ МЕСТО-
РОЖДЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ........................... . . 32
Генетическая классификация......................................32
Месторождения геосинклиналей....................................36
Месторождения платформ..........................................42
Месторождения океанов ... ....................... ... 43
Периодичность формирования ... 46
Длительность формирования...................................... 48
Уровни глубины формирования.....................................49
Источники вещества и способы его отложения......................50
Методы изучения месторождений . . 51
Глава III. МАГМАТИЧЕСКИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ.........51
Ликвационные месторождения................................. ....... 52
Раннемагматические месторождения...................................57
Позднемагматические месторождения........................... ... 61
Глава IV. КАРБОНАТИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ.........................66
Карбонатитовые тела............................................68
Геологические структуры........................................70
Физико-химические условия образования..........................72
Генезис...................................................... 74
Глава V. ПЕГМАТИТОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ.............................77
Пегматитовые тела...............................................78
Геологический возраст . . 81
Геологические структуры.........................................82
Физико-химические условия образования...........................84
Генезис.........................................................85
Полезные ископаемые.............................................88
Глава VI. АЛЬБИТИТОВЫЕ И ГРЕЙЗЕНОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ 92
Геологические структуры.............................................95
Физико-химические условия образования...............................96
Альбититовые месторождения . . . ........................97
Грейзеиовые месторождения...........................................102
Глава VII. СКАРНОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ..........................105
Скарновые тела..............................................106
Связь с магматическими формациями...........................108
Геологические структуры......................................ПО
324
Физико-химические условия образования.............................113
Генезис............................................................115
Подразделение скарновых месторождений..............................121
Полезные ископаемые................................................122
Глава VIII. ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ.....................131
Геологический возраст . 132
Геологические структуры.......................................132
Связь с магматическими формациями.............................134
Зональность гидротермальных месторождений.....................140
Гидротермальные изменения пород, вмещающих рудные тела .... 144
Ореолы рассеяния ........................................... 146
Физико-химические условия образования....................... 148
Источники воды гидротермальных систем.........................152
Источники минерального вещества гидротермальных систем........154
Модели формирования гидротермальных месторождений.............156
Формы переноса минеральных соединений в гидротермальных растворах 161
Мннералообразующне элементы и минеральный парагенезис.........165
Метасоматоз...................................................169
Классификация гидротермальных месторождений...................172
Глава IX. КОЛЧЕДАННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ...........................182
Рудные тела...................................................183
Геологические структуры................................... .... 186
Геологический возраст....................................... 187
Физико-химические условия образования.........................188
Этапы рудообразования.........................................191
Подразделение колчеданных месторождений.......................193
Глава X. МЕСТОРОЖДЕНИЯ ВЫВЕТРИВАНИЯ...........................196
Процессы выветривания . ......................................198
Профили выветривания...........................................201
Геологические условия образования.............................203
Остаточные месторождения......................................206
Инфильтрационные месторождения................................209
Кора выветривания месторождений полезных ископаемых...........211
Механические изменения тел полезных ископаемых................220
Глава XI. РОССЫПНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ.............................221
Элювиальные россыпи...........................................222
Делювиальные россыпи................................'.........222
Пролювиальные россыпи.........................................223
Аллювиальные россыпи........................................ 224
Литоральные россыпи...........................................230
Глава XII. ОСАДОЧНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ............................232
Механические осадочные месторождения..........................233
Химические осадочные месторождения............................234
Месторождения солей...........................................234
Руды железа, марганца и алюминия..............................238
Руды цветных и редких металлов.............................. 245
Биохимические осадочные месторождения.........................247
Фосфориты.................................................... 247
Карбонатные породы............................................251
Кремнистые породы.............................................251
Месторождения углей . . 252
Месторождения горючих сланцев.................................256
Месторождения нефти и газа....................................257
325
Глава XIII. МЕТАМОРФОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ... 261
Геологический возраст ......................................... 263
Геологические структуры ........................................264
Физико-химические условия образования ... 265
Метаморфические фации и полезные ископаемые ........ 267
Подразделение метаморфогенных месторождений . . 269
Регионально метаморфизованные месторождения . . 269
Контактово-метаморфизоваиные месторождения......................279
Метаморфические месторождения . ;...............................281
Глава XIV. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПО-
ЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ......................................... .... 285
Дорудные геологические структуры................................286
Рудовмещающие геологические структуры .................... .... 287
Внутрирудные геологические структуры............................311
Послерудиые геологические структуры . :.........................314
Список литературы . 318
Именной указатель....................................... ...... 319
Указатель месторождений.........................................321
УЧЕБНОЕ ИЗДАНИЕ
Смирнов Владимир Иванович
ГЕОЛОГИЯ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Заведующий редакцией В. А. Крыжановский
Редактор издательства Л. С. Дмитриева
Технические редакторы Е. Л. Финкельштейн, О. А. Колотвина
Корректор М. В. Дроздова
ИБ № 7438
Сдано в набор 11.11.88. Подписано в печать 23.02.89. Т-05670. Формат 60X8871». Бумага
книжно-журнальная для офсетной печати. Печать офсетная. Усл. печ. л. 20,09. Усл.
кр.-отт. 20.09. Уч.-изд. л. 22,0. Тираж 7700 экз. Заказ 2527/1442—2. Цена 1 р. 10 к.
Ордена «Знак Почета» издательство «Недра»
125047, Москва, пл. Белорусского вокзала, 3.
Ленинградская типография № 4 ордена Трудового Красного Знамени Ленинградского
объединения «Техническая книга» им. Евгении Соколовой Союзполиграфпрома при Го-
сударственном комитете СССР по делам издательств, полиграфии и книжной торговли.
191126. Леиниград. Социалистическая ул., 14.
ВНИМАНИЮ СПЕЦИАЛИСТОВ!
В 1990 г. издательство <Недра» выпускает в свет
СПРАВОЧНИК ПО ГЕОХИМИЧЕСКИМ ПОИСКАМ
ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Авторы:
А. П. СОЛОВОВ, А. Я. АРХИПОВ, В. А. БУГРОВ, С. А. ВОРОБЬЕВ,
Д. М. ГЕРШМАН, С. В. ГРИГОРЯН, Е. М. КВЯТКОВСКИИ,
А. А. МАТВЕЕВ, С. А. МИЛЯЕВ, В. А. НИКОЛАЕВ, А. И. ПЕРЕЛЬМАН,
Ю. В. ШВАРОВ, Б. Я. ЮФА, А. А. ЯРОШЕВСКИИ.
Книга содержит обширные сведения, характеризующие со-
временное состояние теории и практики геохимических методов
поисков, широко и с высокой эффективностью применяемых на
всех стадиях геологоразведочного процесса. На уровне новей-
ших научных достижений освещены вопросы методики и техники
геохимических съемок различной детальности при поисках и
разведке рудных месторождений, нефти, газа и других видов
минерального сырья. Подробно рассмотрены принципы стати-
стической обработки данных оценки погрешностей измерений,
количественной интерпретации геохимических аномалий и под-
счета прогнозных ресурсов, в том числе с применением ЭВМ,
а также существующие автоматизированные системы сбора, об-
работки и картографирования геохимических данных.
В многочисленных таблицах охарактеризованы кларки гео-
сфер, средние содержания химических элементов в главнейших
типах горных пород, параметры геохимического поля и его ло-
кальных аномалий, даны необходимые сведения по общей гео-
химии, мировым ресурсам полезных ископаемых, геохимии ланд-
шафта и смежным вопросам, кратко рассмотрены аналитические
методы и аппаратура, применяемые при геохимических поисках.
Облегчает пользование Справочником обширный алфавитный
указатель.
Справочник подготовлен группой специалистов, имеющих
опыт многолетнего ведения геохимических исследований, на ос-
нове которого отобраны сведения, необходимые в процессе по-
исковых работ. Книга предназначена для широкого круга не-
посредственных исполнителей геохимических работ, преподава-
телей, научных работников, аспирантов и студентов, специали-
зирующихся в области геохимических методов поисков.
Книгу можно заказать в магазинах, распространяющих геоло-
гическую литературу, или через отдел «Книга — почтой» по ад-
ресу: 199178, Ленинград, В. О., Средний проспект, магазин № 17.
ВНИМАНИЮ СПЕЦИАЛИСТОВ!
В 1990 г. издательство «Недра»
выпускает в свет учебник для вузов
ОХРАНА ТРУДА В ГЕОЛОГИИ
А. И. ШИРШКОВА.
В учебнике наряду с традиционными проблемами рассмот-
рены философско-методологические основы охраны труда. Рас-
крыты задачи и сущность охраны труда, ее современная науч-
ная и социальная направленность, объекты изучения. Приве-
дена классификация условий и факторов труда, описаны ме-
тоды познания и общественные законы, влияющие на дальней-
шее развитие охраны труда, а также методологические прин-
ципы и основы специальной методологии для обеспечения без-
аварийной, безопасной и безвредной трудовой деятельности.
Медико-биологические аспекты базируются на основных тео-
ретических разработках гигиены труда. Выявлены физиологиче-
ские возможности человека, его отдельных органов и систем и
рассмотрены инженерные решения и медико-санитарная профи-
лактика по предупреждению заболеваний и несчастных случаев
от воздействия биологически вредных и опасных факторов.
Кроме основ токсикологии и производственной санитарии
приведены основы микробиологии и эпидемиологии с целью бо-
лее глубокого понимания опасности природно-очаговых и дру-
гих инфекционных заболеваний, возникновение которых воз-
можно в полевых и стационарных условиях при проведении по-
исково-съемочных и геологоразведочных работ.
Наряду с традиционными вредными факторами более под-
робно изложены лазерные и ионизирующие излучения, прояв-
ляющиеся при проведении геологических исследований, в том
числе по ядерной геофизике/ Рассмотрена также работа с дис-
плеями и в вычислительных центрах при обработке геофизиче-
ской и другой информации.
Впервые рассмотрены духовно-психологические аспекты, осо-
бенно значимые для работающих в отдаленных районах, где
повышается роль человеческого фактора в обеспечении охраны
труда.
Книгу можно заказать в местных магазинах, распространяю-
щих геологическую литературу, или через отдел «Книга — поч-
той» магазина № 17 по адресу: 199178, Ленинград, В. О., Сред-
ний проспект, 61.