Курс рудных месторождений - Смирнов В.И.

Автор: Смирнов В.И.

Теги: рудные (металлоносные) месторождения в целом руды железо-марганцевые руды горные породы геология гидрогеология обработка металлов горное дело науки про землю издательство недра

Год: 1986

Похожие

Поиски и разведка месторождений полезных ископаемых

Зона окисления сульфидных меторождений

Торфяные месторождения

Методические основы исследования химического состава горных пород, руд и минералов

Текст

В.И.СМИРНОВ А.И.ГИНЗБУРГ
В.М.ГРИГОРЬЕВ Г.Ф.ЯКОВЛЕВ
КУРС
РУДНЫХ
МЕСТОРОЖДЕНИИ
ИЗДАНИЕ ВТОРОЕ, ПЕРЕРАБОТАННОЕ
И ДОПОЛНЕННОЕ
Редактор академик В. Я. СМИРНОВ
Допущено Министерством высшего и среднего
специального образования СССР в качестве
учебника для студентов геологических
специальностей вузов
МОСКВА „НЕДРА” 1986
УДК 553.3
Смирнов В. И., Гинзбург А. И., Григорьев В. М., Яковлев Г. Ф.
Курс рудных месторождений: Учебник для вузов/ Ред. академик
В. И. Смирнов. — 2-е изд., перераб. и доп,—М.: Недра, 1986, 360 с.,
с ил.
Описаны промышленные типы месторождений черных, цветных,
редких, благородных и радиоактивных металлов, а также рассеян-
ных элементов. Для каждого металла приведены историко-экономи-
ческая справка, сведения по геохимии и минералогии, металлогении
и группировке промышленных типов их месторождений. Описаны
наиболее представительные месторождения СССР и зарубежных
стран.
Второе издание (1-е изд.— 1981) дополнено новейшими данны-
ми по месторождениям черных и цветных металлов, опубликован-
ными в геологических книгах и статьях в СССР и за рубежом.
Для студентов геологических специальностей вузов, геологов:,
связанных с исследованием, поисками, разведкой рудоносных терри-
торий, рудных месторождений и геологическим обслуживанием руд-
ников.
Табл. 3, ил. 152, список лит.— 176 назв.
Рецензент: В. В. Ершов, д-р техн, наук (Московский гор-
ный институт)
1904050000-384
С 043(01)—86
© Издательство «Недра>, 1986
ПРЕДИСЛОВИЕ КО ВТОРОМУ ИЗДАНИЮ
Настоящая книга предназначена для студентов геологических
специальностей, изучающих рудные месторождения. В связи
с тем что этому предшествует освоение общего курса полезных
ископаемых, в котором трактуются условия образования место-
рождений минерального сырья и дается их генетическая клас-
сификация, генеральные проблемы теории рудообразования
в данной книге не рассматриваются. Частные вопросы теории
формирования руд освещаются при описании месторождений
отдельных металлов.
В соответствии с программой курса в книге принят пометаль-
ный обзор рудных месторождений. Для этого выделены разделы,
освещающие геологию и происхождение месторождений черных,
цветных, редких, благородных и радиоактивных металлов, в ко-
торых описаны месторождения 56 металлов и их сообществ.
Авторы стремились составить описание месторождений каж-
дого металла или их естественных групп по единому плану.
Вначале .сообщаются краткие исторические и экономические
сведения: Далее освещаются геохимия и минералогия данного
металла, в основном с позиций прослеживания путей концентра-
ции металлов при эндогенном и экзогенном режимах земной
коры. Затем приводится информация о металлогении, позволяю-
щая получить представление об условиях возникновения и раз-
мещения рудных месторождений по стадиям геосинклинального
и платформенного этапов геологического развития, а также по
металлогеническим эпохам. Наконец, описываются промышлен-
ные типы месторождений и приводятся их характерные примеры,
составляющие главный объем книги-
К настоящему времени на территории земного шара выявлено
около 20 тысяч реальных рудных месторождений. Описать даже
малую часть их в настоящей книге невозможно, поэтому мы вы-
нуждены были ограничиться характеристикой наиболее пред-
ставительных примеров промышленных типов рудных месторож-
дений СССР и зарубежных стран. Подбирались такие примеры,
знание которых обеспечивает представление о решающих рудных
месторождениях мира, ориентирующих геологов в трактовке
условий их образования, поисков, разведки и оценки. При этом
предпочтение отдавалось наиболее полно изученным месторож-
дениям независимо от степени их освоения — среди них могли
быть как недавно выявленные, так и эксплуатирующиеся и даже
в существенной степени выработанные. Глубина характеристики
отдельных месторождений связана с объемом существующей о
них информации. Но даже для очень подробно изученных и де-
тально описанных месторождений мы вынуждены были придер-
живаться жесткой схемы краткой характеристики, экономившей
3
общий объем книги. По тем же соображениям невозможно было*
снабдить книгу более или менее полной библиографией, а приш-
лось ограничиться перечнем важнейших литературных источников
по книге в целом и по каждому ее разделу. При группировке
промышленных типов авторы придерживались единой генетиче-
ской классификации рудных месторождений.
В случае необходимости более дробного описания в пределах
генетических классов выделялись рудные формации, определяе-
мые по сходству минерального состава руд и геологического
строения месторождений.
Сводная классификация рудных месторождений
Серия Группа Класс
к ге Магматическая Пегматитовая Карбонатитовая Полевошпатовых метасомати- Ликвационные, ранне-, позднемаг- матические Простые, перекристаллизованные, метасоматически замещенные Магматические, метасоматические, комбинированные К-полевошпатовые, альбититовые
к ф тов Грейзеновая Г репзеновые
к Скарновая Известковых скарнов, магнезиальных
Гидротермальная Колчеданная скарнов Плутоногенные, вулканогенные, амаг- матогенные (телетермальные, стра- тиформные) Г идротермально метасоматические, гидротермально осадочные, комбини- рованные
Экзогенная Выветривания Россыпная Осадочная Минеральных вод Остаточные, инфильтрационные Элювиальные, делювиальные, пролю- виальные, аллювиальные, литораль- ные, глациальные Механические, химические, биохими- ческие, вулканогенные Поверхностных, подземных
ён« о «в s 5 Метаморфизованная Регионально метаморфизованные, контактово метаморфизованные
Н ф о о «я Метаморфическая Метаморфические
Книга составлена на основе курса рудных месторождений,
который читается авторами в Московском государственном уни-
верситете и в Московском геологоразведочном институте. Учиты-
вался также личный опыт авторов в изучении широкого круга
разнообразных рудных образований.
Естественно, при этом была использована классическая литера-
тура— от курсов рудных месторождений К. И. Богдановича
(1913), М. А, Усова (1933) и В. А. Обручева (1934) до второго
издания трехтомника «Рудные месторождения СССР», вышедшего
в 1978 г., а также широко известные учебные руководства стран
4
Европы и Америки. Существенным для подготовки книги оказа-
лось наличие фундаментальных обзоров рудных месторождений
СССР, Европы, США, Канады, Южной Америки, Австралии, Япо-
нии и хотя более фрагментарного, но также ценного описания
ряда месторождений Азии и Африки.
В характеристике магматических формаций, ассоциированных
с эндогенными рудными месторождениями, авторы руководствова-
лись систематикой Ю. Кузнецова, сведения об изотопах рудообра-
зующих элементов заимствовались у К. Ранкамы, об их клар-
ках— в геохимических справочниках, о мировой добыче и запа-
сах руд и металлов — в различных статистических справочниках.
Хотя книга написана как учебник для геологических специаль-
ностей высших учебных заведений, она, по мнению авторов, содер-
жит информацию, способную заинтересовать и молодых, и зрелых
геологов. Мы будем рады, если эта надежда хотя бы частично
оправдается.
Авторы выражают свою признательность Н. Лаверову,
Н. Скрипченко и Г. Твалчрелидзе за поддержку первого издания
книги. При подготовке второго издания авторы учли ценные за-
мечания В. Козеренко и А. Милютина, X. Баймухамедова, М. Тур-
сунова и Р. Хамидова, А. Каждана, опубликованные в печати,
А. Беуса — редактора английского издания данной книги, а также
рекомендации П. Строны, А. Вахрамеева, А. Генкина, Л. Фельд-
мана, М. Панайотовой-Желязковой. Корректура авторского ва-
рианта рукописи выполнена И. Карлиной-
Раздел I
ЧЕРНЫЕ МЕТАЛЛЫ
К черным металлам относятся железо и добавляемые к нему
в процессе плавки марганец, хром, титан и ванадий, необходимые
для получения продукции черной металлургии.
ЖЕЛЕЗО
Применение железа началось в IV—III тысячелетиях до н. э.,
когда люди стали подбирать железные метеориты и делать из них
украшения, орудия труда и охоты. Железные кольца в то время
ценились дороже золотых, а железную ось для колесницы могли
позволить себе только египетские фараоны. В I тыс. до н. э. нача-
ли выплавлять железо из руд, на смену бронзовому веку пришел
железный. С развитием металлургии мелкие печи, в которых пла-
вили бурые железняки на древесном угле, сменились домнами,
выплавляющими чугун из разнообразных железных руд сначала
на древесном, а с XIX в.— на каменном угле и коксе Позже из
чугуна научились выплавлять сталь, а в XX в. начали получать
высококачественные нержавеющие, твердые, кислото- и щелоче-
упорные стали путем добавления легирующих металлов — марган-
ца, хрома, титана, ванадия, никеля, кобальта, бора, вольфрама,
молибдена, ниобия и тантала.
Потребление черных металлов с XVI до середины XX в. воз-
росло в 5 тысяч раз. Общая масса черных металлов, заключенных
в машинах, оборудовании, сооружениях, транспортных средствах,
предметах домашнего обихода сейчас составляет около 6 млрд. т.
Мировая добыча железных руд в настоящее время достигает
1 млрд, т, а к концу столетия она удвоится, что превышает разме-
ры разработки руд всех остальных металлов, вместе взятых.
Разведанные мировые запасы железных руд составляют
185 млрд, т, общие запасы оцениваются в 350 млрд, т- На долю
'СССР падает 1/3 разведанных и общих мировых запасов.
Железные руды добываются в настоящее время более чем
в 40 странах. Наибольшая добыча осуществляется в СССР
(245 млн. т в год), Бразилии и Австралии (около 100млн. т в каж-
дой), США, Канаде, Франции, Индии и ЮАР (от 40 до 16 млн. т).
Цена товарной железной руды (64 °/о Fe) около 20 дол./т с до-
ставкой в порт назначения. В СССР основной объем добычи
(68 %) приходится на железистые кварциты и образованные по
ним богатые железные руды, 19 % составляют магнетитовые,
*9 %—титаномагнетитовые и 4%—бурожелезняковые и сидерито-
вые руды.
6
к уникальным относятся месторождения железных руд с за-
пасами в миллиарды тонн, к крупным — в сотни миллионов тонн,
к мелким — в десятки миллионов тонн. Уникальных месторожде-
ний десятки, крупных — сотни, мелких — тысячи.
Для производства чугуна применяют руды с содержанием Fe
более 30—50 % и со следующими концентрациями вредных приме-
сей: S — менее 0,3%, Р—менее 0,2 %, Zn, Pb, As и Си — менее
0,1 % каждого. Важным показателем качества руд является коэф-
фициент основности (КО), который представляет собой отношение
суммы содержаний оксидов кальция и магния к сумме содержа-
ний оксидов кремния и алюминия. По величине этого коэффици-
ента железные руды и их концентраты делятся на кислые (КО.
менее 0,7), самофлюсующиеся (К.О. = 0,7-:-1,1) и основные (К-О.
более 1,1). Лучшими являются самофлюсующиеся руды; кислые
руды по сравнению с основными требуют введения в доменную
шихту повышенного количества известняка в качестве флюса.
Для руд, подвергающихся обогащению, в зависимости от за-
пасов, условий залегания, качества и комплексности (наличия по-
путных полезных минералов и элементов) нижнее содержание
железа в руде (кондиционное) устанавливается в пределах
14—25 %. Если руды или концентраты содержат большое количе-
ство серы, их агломерируют (спекают) и сера удаляется. При вы-
соком содержании фосфора в рудах его переводят в шлак, исполь-
зуемый для получения минеральных фосфорных удобрений.
Богатые железные руды (с содержанием Fe более 57 %, крем-
незема менее 8—10 %, S и Р менее 0,15 % каждого) идут на полу-
чение стали в мартеновское, бессемеровское пли конвертерное
производство, минуя доменный процесс. Из самых богатых руд
(Fe более 68 %) с малыми содержаниями кремнезема (меньше
2 %), S и Р (менее 0,01 % каждого), а также всех остальных при-
месей (менее 3,3 %) получают металлизованные окатыши, которые
используются в электросталеплавильном производстве.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Известно четыре изотопа железа (с массовыми числами 54, 56—
58), из них превалирует S6Fe. Железо — самый распространенный
после алюминия металлический элемент земной коры. Среднее
содержание железа в земной коре (кларк) равно 4,65 %. Повы-
шенные концентрации (до двух кларков) наблюдаются в ультра-
основных, основных и средних интрузивных, а также некоторых
метаморфических породах. Коэффициент концентрации железа,
представляющий собой отношение среднего содержания металла
в промышленных рудах к его кларку, низкий (около 10).
Железо обладает двумя устойчивыми валентностями; соеди-
нения Fe2+ связаны преимущественно с эндогенными процессами,
a Fe3+ — с экзогенными.
Эндогенные магматические концентрации железа отмечены
в основных и средних породах, а также в генетически связанных
7
с ними постмагматических продуктах. Экзогенные концентрации
железа характерны для осадочных пород и кор выветривания
ультраосновных пород. Устойчивость соединений железа различной
валентности в зависимости от pH и Eh среды показана на рис.1.
Железо мигрирует в эндогенных условиях, вероятно, в виде хло-
ридов, а в экзогенных — в форме бикарбонатов, сульфатов и гу-
миновых соединений. Гидроксид трехвалентного железа — конеч-
ный продукт природных соединений железа, попадающих в зону
окисления.
Рис. I. Поля устойчивости оксидов и
карбонатов железа в водном раство-
ре в зависимости от кислотно-щелоч-
ных (pH) и окислительно-восстано-
вительных (Eh) условий прн темпе-
ратуре 25 °C и давлении 100 кПа.
По Р. Гаррелсу.
Проведена изолиния !ц (растворенное же-
лезо) —4. За границу между твердыми
веществами и ионами принята изолиния
Ig (растворенное железо)-*—6
Известно более 300 минералов железа. Промышленные мине-
ралы: магнетит Fe3O4 (72,4%)*, мартит (псевдоморфоза гематита
по магнетиту) и гематит Fe2O3 (70), а также бурые железняки
(48—63), состоящие из гидроксидов железа — гётита (FeO-OH)
и гидрогётита (FeO-OHnH2O) в смеси с гидроксидами кремнезе-
ма и глинистым веществом, сидерит РеСОз (48,3) и сидероплезит
(Mg, Fe)CO3 (45,1), силикаты железа — шамозит и тюрин-
гит (27—38).
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
В геосинклинальный этап основная концентрация железа проис-
ходит на ранней стадии, когда в результате базальтового магма-
тизма формируются магматические и скарновые месторождения
железных руд; в эту же стадию в прибрежных частях геосинкли-
нальных бассейнов накапливаются осадочные руды. Средняя и
* Здесь и далее в скобках указано содержание ведущего металла, в данном
случае железа.
5
поздняя стадии геосинклинального этапа для железа мало продук-
тивны. В платформенный этап возникли железорудные месторож-
дения классов осадочного и выветривания.
В раннепротерозойскую металлогеническую эпоху сформиро-
вались железорудные бассейны с широко развитыми фациями
первично хемогенных, терригенно-хемогенных и вулканогенных
железисто-кремнистых осадков, метаморфизованных затем в же-
лезистые кварциты. К ним относятся уникальные месторождения
железистых кварцитов и образованных по ним богатых (мартит-
гематитовых) руд районов п-ова Лабрадор (Канада), оз- Верхнее
(США, Канада), шт. Минас-Жерайс (Бразилия), Кривого Рога и
КМА (СССР), штатов Бихар и Орисса (Индия), Западной Афри-
ки, Западной Австралии и Восточной Антарктиды. Общие ресурсы
железа в железистых кварцитах составляют сотни миллиардов
тонн и намного превосходят ресурсы всех других групп железо-
рудных месторождений.
Позднепротерозойская эпоха характеризуется накоплением ге-
матитовых оолитовых руд в прибрежных терригенно-карбонатных
геосинклинальных морских отложениях (Клинтон в США, Ангаро-
Питский бассейн в СССР, Бафинг-Бакойский бассейн в Мали,
месторождения Южной Африки и Северной Австралии).
Палеозойская эпоха отличается весьма значительным накопле-
нием железа, связанным с каледонским и герцинским тектогене-
зом. В это время формировались крупные магматические титано-
магнетитовые (Урал, СССР; Южная Африка) и скарново-магне-
титовые месторождения (Урал, Северный Казахстан, Западная
Сибирь в СССР; штаты Калифорния, Юта, Нью-Мексико в США
и др.).
В мезозойскую и кайнозойскую эпохи образовались крупные
осадочные морские и континентальные речные и озерные железо-
рудные месторождения на молодых эпигерцинских платформах и
плитах (Западно-Сибирский, Аятский и Керченский бассейны
в СССР, Лотарингский во Франции).
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Промышленные железорудные месторождения известны среди об-
разований эндогенной, экзогенной и метаморфогенной серий. Сре-
ди них выделяют: 1) магматические, 2) карбонатитовые, 3), скар-
новые, 4) вулканогенные гидротермальные, 5) вулканогенно-оса-
дочные, 6) кор выветривания, 7) осадочные, 8) метаморфогенные.
Важнейшими среди них являются метаморфогенные, скарновые и
осадочные.
Магматические месторождения
Титаномагнетитовые и ильменит-титаномагнетитовые месторожде-
ния известны в СССР в Карелии (Пудожгорское), на Урале (Кач-
канарское, Гусевогорское, ’ Первоуральское, Копайское и др ),
Горном Алтае (Харловское), Читинской области, на трассе БАМ
(Чинейский массив), за рубежом в США (Тегавус), Норвегии
(Телнесс), Швеции (Таберг).
Рудные тела представляют собой зоны концентрированной
вкрапленности со шлировыми, жило- и линзообразными обособ-
лениями титаномагнетита в интрузивах габбро-пироксенит-дунито.
вой, габбровой, габбро-диабазовой и габбро анортозитовой фор-
маций.
Основной рудный минерал месторождений этой группы — ти-
таномагнетит со структурой распада твердого раствора, представ-
ляющего собой магнетит с тонкопластинчатыми вростками ильме-
нита. В подчиненном количестве присутствуют зерна магнетита,
ильменита и шпинели. Сопутствующими служат породообразующие
минералы вмещающих пород — оливин, пироксен, амфиболы, пла-
гиоклаз, серпентин и др.
Рис. 2. Схема геологического строения района титаномагнетитовых месторожде-
ний Гусевогорское и Качканар. По 3. Рупасовой.
1 — аллювий; 2 — порфириты; 3 — амфиболиты; 4 — альбит-хлоритовые и другие сланцы
ордовика; 5 — габбро; 6 — пироксеииты; 7 — горнблендиты; 8 — рудные залежи; цифры
в кружках: 1 — месторождение Качканар, 2—9 — участки Гусевогорского месторождения
10
Руды характеризуются промышленными содержаниями железа,
ванадия, иногда титана, низкими содержаниями серы, фосфора
(сотые доли процента) и рассеянной платины.
Качканар. Находится в Исовском районе Свердловской обла-
сти. Рудоносный Качканарский габбро-пироксенитовый плутон
занимает площадь около ПО км2. Он имеет изометричную форму
и относится к типу лакколитов (рис. 2). Вмещающими породами
у восточных границ плутона являются плагиоклазовые порфириты
и эффузивные диабазы силура, у западных — слюдяные и кремни-
стые сланцы ордовика. В северной и южной периферических ча-
стях плутона габбро сменяется амфиболитами- Пироксениты за-
нимают половину площади интрузива и слагают два массива: Гу-
севогорский на востоке и Качканарский на западе.
Качканарский пироксенитовый массив, в составе которого со-
держатся также оливиниты и перидотиты, вытянут в северо-запад-
ном направлении на 5,5 км, средняя ширина его 3,2 км.
Гусевогорский пироксенитовый массив, частично сложенный
перидотитами, горнблендитами и габбро, протягивается в мери-
диональном направлении на 8,5 км при ширине 1—4 км. В пре-
делах Гусевогорского месторождения выделяются девять рудных
залежей; эксплуатируются Главная и Западная залежи, площадь
кондиционного оруденения которых 2 км2. В контуре промышлен-
ного оруденения имеются слаборудные (некондиционные) и без-
рудные участки, обычно изометричные, площадью от 1000 до
2200 м2. Оруденение распространяется на глубину более 600 м.
Как рудоносные, так и безрудные пироксениты пересечены
большим количеством даек роговообманковых и кварцевых пла-
гиоклазитов мощностью до 2 м с различным простиранием и
падением под углами 20—90°. Рудные тела образованы вкраплен-
ностью титаномагнетита, реже шлировыми выделениями и прожил-
ками массивных руд в основном в пироксенитах, габбро, горнблен-
дитах и в значительной мере в перидотитах и оливинитах. Руды
месторождения подразделяются на пять природных типов: крупно
(более 3 мм)-, средне (1—3 мм)-, мелко (0,2—1 мм)-, тонко
(0,05—0,2 мм)- и дисперсно-вкрапленные (менее 0,05 мм).
Основной рудный минерал — титаномагнетит, содержащий
2—18 % ильменита, а также изоморфную примесь ванадия. Вто-
ростепенные рудные минералы — пирит и пирротин, редко встре-
чаются халькопирит, пентландит и борнит, а также самородная
платина и платиноиды. Нерудные минералы представлены пирок-
сенами, амфиболами, оливином, серпентином, плагиоклазами,
иногда эпидотом, апатитом, цоизитом, хромовой шпинелью и про-
дуктами изменения пироксенов и амфиболов—хлоритом и биоти-,
том-
Руды характеризуются низким содержанием железа (15—18 %,
кондиционное — более 14 %); фосфор и сера практически отсутст-
вуют. При металлургической переработке железо-ванадиевых кон-
центратов кроме чугуна получают ванадий путем извлечения его
из конвертерных шлаков.
11
Запасы Гусевогорского месторождения 3,5 млрд, т, Качканар-
ского —2,6 млрд, т при среднем содержании железа в рудах
16,6%.
Карбонатитовые месторождения
Перовскит-титаномагнетитовые и апатит-магнетитовые месторож-
дения в щелочно-ультраосновных интрузивах центрального типа
известны в СССР на Балтийском щите (Африканда, Ковдор) и
Сибирской платформе (Тулинский массив), за рубежом на Афри-
канской платформе (Сукулу, Уганда; Дорова, Зимбабве; Люле-
коп, ЮАР).
Железные руды, в которых рудные минералы представлены
титаномагнетитом и цериевым перовскитом — кпопитом, сосредо-
точены преимущественно в центральной части интрузивов.
В интрузивах со значительным развитием карбонатитов
распространены апатит-форстеритовые, флогопит-форстеритовые,
апатит-кальцитовые и кальцитовые образования по ультраоснов-
ным породам. Железорудные тела в таких массивах представляют
собой в основном апатит-форстеритовые породы с обильной вкрап-
|°о%15 Iх!1 i|7 |VvVvV|g
ленностью, жилами и прожил-
ками магнетита, неравномер-
ной вкрапленностью пирохло-
ра и бадделеита.
Магматический генезис и
последующие метасоматиче-
ские воздействия наиболее ве-
роятны для перовскит титано-
магнетитовых месторождений
в интрузивах с преобладанием
ультрабазитов и слабым разви-
тием карбонатитов. Апатит-
магнетитовые месторождения
в интрузивах со значительным
развитием карбонатов ряд ис-
следователей считает метасо-
матическими образованиями.
Ковдор. Это месторождение
находится в Кировском районе
Мурманской области, приуро-
чено к одноименному массиву
Рис. 3. Схема геологического строе-
ния Ковдорского месторождении. По
Л. Копыловой и др.
I—6 — руды: 1 — апатит-форстерит-магне-
титовые, 2 — апатит-кальцит-магиетито-
вые, 3 — форстерит-магнетитовые, 4 — гу-
мит-апатит-кальцитовые, 5 — апатит-фор-
стеритовые, 6 — апатит-карбонатные; 7 —
пироксены; 8 — ийолиты
12
ультраосновных — щелочных пород и карбонатитов площадью
40 км2. Массив представляет собой многофазный интрузив цен-
трального типа и сложен последовательно внедрившимися оливи-
нитами, ийолитами, мельтейгитами, нефелиновыми сиенитами,
а также сложным комплексом силикатных метасоматитов и кар-
бонатитов.
Магнетитовые руды и магнетитсодержащие породы слагают
вытянутое в субмеридиональном направлении рудное тело длиной
свыше 1,3 км и шириной 100—800 м, залегающее среди ийолитов
и пироксенитов в юго-западной части массива (рис. 3); разведано
оно до глубины 1200 м. Рудные тела падают под углом 70—90 °.
От вмещающих ийолитов и пироксенитов рудная залежь отде-
лена сплошной оторочкой флогопит-апатит-форстеритовых пород
мощностью от 20 до 120 м. Вмещающие породы встречаются и
внутри залежи в виде гнезд и линз, часто они переходят в кар-
бонатиты
На месторождении преобладают руды с небольшим содержа-
нием кальцита: апатит-форстерит-магнетитовые, форстерит-магне-
гитовые и флогопит-апатит-форстерит-магнетитовые. Текстуры
руд—полосчатые, вкрапленные, пятнистые и массивные; структу-
ра— аллотриоморфнозернистая. Размеры зерен магнетита колеб-
лются от 0,5—5 мм до нескольких сантиметров. Для магнетита
характерны включения оливина, апатита, кальцита, шпинели. Из
других рудных минералов в незначительном количестве встреча-
ются ильменит, пирротин, халькопирит, пирит, марказит. Распро-
странение сульфидов неравномерное. Магнетит отличается повы-
шенными содержаниями оксида магния (4,7—7,9 %) и глинозема
(2—4,4 %), за счет которых при распаде образуется шпинель. Все
разновидности железных руд, а также карбонатиты содержат не-
равномерную тонкую вкрапленность пирохлора и бадделеита.
Среднее содержание в рудах основных компонентов следующее
в % (масс.): Fe 27,5; MgO 14; CaO 11; Р 2,9; S 0,3. Разведанные
запасы магнетитовых руд месторождения Ковдор 700 млн. т. Кро-
ме магнетитового из руд месторождения извлекают апатитовый и
бадделеитовый концентраты.
Скарновые месторождения
Скарново-магнетитовые месторождения широко распространены
в СССР на Урале (Высокогорское, Гороблагодатское, Северо-
Песчанское и др.), в Кустанайской области Казахской ССР (Сар-
баиское, Соколовское, Канарское и др.), Западной Сибири (Таш-
тагольское, Абаканское, Тейское и др), на Кавказе (Дашкесан-
ское), а за рубежом—в США (Айрон-Спрингс, Адирондак и др.),
Центральной Европе (Рудные горы), Италии, НРБ, СРР, Японии,
КНР и других странах. Связаны они с плагиогранитами, произ-
водными базальтовой магмы ранней стадии геосинклинального
развития.
По условиям образования Г. Соколов подразделил скарново-
магнетитовые месторождения на следующие формации: известко-
13
во-скарновые, магнезиально-скарновые и магнезиально-известко-
во-скарновые, скаполит-альбитовые и скаполит-альбит-скарновые,
магнетитовые и гематитовые водно-силикатные.
Минеральная ассоциация месторождений известково-скарновой
формации представлена минералами пироксец-салитового типа и
гранатами андрадит-гроссулярового ряда, а также эпидотом, цои-
зитом, актинолитом, везувианом, хлоритами; железорудные мине-
ралы— магнетитом, мушкетовитом, мартитом, гематитом; суль-
фидные— кобальтсодержащим пиритом, пирротином, халькопири-
том, сфалеритом, галенитом и др. Позднее нерудные минералы
образуют кальцитовые и кварцевые прожилки. Месторождения
данной формации широко распространены на Урале, Кавказе,
Алтае, в Казахстане и Средней Азии.
Магнетитовые месторождения магнезиально-скарновой форма-
ции находятся преимущественно в областях древних щитов и до-
кембрийской складчатости. Для их минеральных ассоциаций ха-
рактерно развитие магнезиальных силикатов — форстерита, глино-
земистого диопсида — фассаита, шпинели, флогопита, серпентина.
Месторождения этой формации встречаются в Кузнецком Алатау
(Тейское), Горной Шории (Шерегешское). К магнезиально-скар-
новым некоторые геологи (Л. Шабынин и др.) относят железоруд-
ные месторождения Якутии (Таежное и др.), дру/ие считают их
контактово-метаморфизованными осадочными образованиями
(В. Перваго и др.).
Главное отличие скаполит-альбитовых и скаполит-альбит-скар.
новых магнетитовых месторождений — проявление интенсивного
хлор-натриевого метасоматоза с образованием скаполит-альбито-
вых метасоматитов, замещающих алюмосиликатные породы руд-
ного поля. Минеральные ассоциации месторождений этой форма-
ции отличаются от предыдущих наличием скаполита, альбита,
реже ангидрита, большим развитием цеолитов. К месторождени-
ям данной формации относятся самые крупные в мире месторож-
дения скарново-магнетитовых руд Кустанайской области — Сар-
байское, Соколовское и Канарское.
Магнетитовые и гематитовые водно-силикатные метасоматиче-
ские месторождения часто встречаются в общих со скарновыми
месторождениями рудных полях, но располагаются вдали от кон-
тактов интрузивов. Минеральный состав околорудных метасома-
титов и руд формации водно-силикатных месторождений отражает
более низкие, чем для скарновых месторождений, температуры их
формирования. В составе околорудных метасоматитов участвуют
эпидот, актинолит, иногда альбит, гранаты, пироксены, хлориты,
цеолиты, кальцит и другие карбонаты, кварц. Главный железо-
рудный минерал — магнетит, в отдельных случаях — гематит в ви-
де железного блеска. Типичный представитель этой группы —
Абаканское месторождение в Хакассии-
Сарбай. Это месторождение, открытое в 1948 г. с самолета по
резкому отклонению магнитной стрелки, расположено в Заураль-
ской степи, в 45 км к юго-западу от г. Кустаная. Месторождение
14
состоит из трех рудных залежей — Восточной, Юго-Восточной и
Западной (рис. 4). Рудные тела залегают среди метасоматитов
по вулканогенно-осадочным отложениям Валериановской подзо-
ны, представленных переслаивающимися нижнекаменноугольны-
ми андезитовыми порфирами, их туфами, туфобрекчиями, туф-
фитами, известняками, песчаниками, туфопесчаниками, а также
средне- и верхнекаменноугольными гематитизированными туфами
и туфолавами базальтового состава, туффитами и аргиллитами.
Эти породы образуют Соколовско-Сарбайскую антиклиналь суб-
меридионального простирания. Рудные тела Сарбайского место-
рождения находятся в западном крыле антиклинали, а Соколов-
ского-— в восточном.
На площади месторождения широко развиты пред-, внутри- и
послерудные нарушения. По предрудным разломам субмеридио-
нального простирания с падением на запад под углами 65—70°
внедрялись дайки диорит-порфиритов. Внутрирудные дизъюнк-
Рис. 4. Геологический разрез магнетитового месторождения Сарбай. По И. Ка-
чергину.
1 — мезо-кай и озойские отложении; 2 — глины древней коры выветривания палеозойских по-
род; 3 — туффиты; 4— известняки; 5—туфы; 6— туфы и туфобрекчии; 7 — туфобрекчии;
8— диориты; 9, 10— порфириты: 9 — диоритовые, 10 — диоритовые послерудные; 11 — оро-
говиковаииые туффиты; 12— скаполитовые метасоматиты; 13, 14—скарны: 13— пироксено-
вые, 14 — гранатовые; 75 — эпидот-актинолитовые породы; 16, 17 — магнетитовые руды:
/6 — массивные, 17 — вкрапленные; J8 — зоны милонитизации пород и руд; 19 — тектони-
ческие нарушения
15
тивные нарушения фиксируются жилообразными скарново-магне-
титовыми выделениями, секущими слоистость. Система послеруд-
ных разломов обусловила блоковые смещения рудных тел, дроб-
ление руд и вмещающих метасоматитов. По некоторым после-
рудным разломам внедрились дайки кварцевых диорит-порфири-
тов и гранит-порфиров-
Изменения первичных пород в районе месторождения выраже-
ны предрудным ороговикованием, образованием биотит-калишпа-
товых и альбитовых метасоматитов, развитием сорудных (пи-
роксен-скаполитовых, пироксеновых, гранатовых, скаполит-пи-
роксен-гранатовых, эпидот-актинолитовых), а также послерудных
(хлорит-пренит-кальцит-кварцевых, цеолитовых) метасоматитов.
Рудные тела месторождения Сарбай представляют собой пла-
стообразные залежи, согласные со слоистостью вмещающих пород.
Они либо выклиниваются в результате постепенного перехода в
безрудные метасоматиты, либо срезаются крупноамплитудными
послерудными сбросами. Длина рудных тел достигает 1000—
1700 м, мощность 170—185 м; по падению они прослеживаются
на 1800 м.
Руды месторождения наполовину образованы сплошными раз-
ностями (более 50 % Fe) и наполовину — вкрапленными (20—
50 % Fe). Наблюдается чередование сплошных и вкрапленных
руд с безрудными метасоматитами. Все руды магнетитовые. В
подчиненном количестве встречаются сульфидные руды — пири-
товые, пирротин-пиритовые с небольшим содержанием магнети-
та, халькопирита, сфалерита.
Сплошные и вкрапленные магнетитовые руды обладают по-
лосчатой и грубополосчатой текстурами, унаследованными от
текстур первичных известковистых туффитов и известняков. Кро-
ме господствующего магнетита в них присутствуют пироксен,
скаполит, гранат, волластонит, альбит, эпидот, актинолит, апа-
тит, пирит, кальцит, кварц, акцессорные везувиан и сфен. Отме-
чаются пирротин, арсенопирит, сфалерит, галенит и халькозин;
в небольших количествах установлены железно-слюдковый гема-
тит и мушкетовит. Разведанные запасы месторождения 560 млн. т
при среднем содержании Fe 43,2, S 4,05 и Р 0,13%. Возможно
увеличение общих запасов до 1,5 млрд, т за счет глубоких гори-
зонтов Восточной и Западной залежей.
Вулканогенные гидротермальные месторождения
Гидротермальные магномагнетитовые месторождения, параге-
нетически связанные с траппами, известны на Сибирской платфор-
ме, где они образуют ряд железорудных районов: Ангаро-Илим-
ский, Ангаро-Катский, Средне-Ангарский, Канско-Тасеевский,
Тунгусский, Бахтинский и Илимпейский. Наиболее крупные и раз-
веданные месторождения этой группы — Коршуновское, Рудногор-
ское, Нерюндинское и Тагарское. Они залегают в палеозойских
отложениях чехла платформы. Область их распространения совпа-
дает с той частью развития интрузивных траппов Сибирской
16
Платформы, в которой нижние горизонты платформенных осадков
Содержат галогенные отложения. С ними связывают образование
хлоридов железа и дальнейшую их миграцию в вышележащие
породы.
Распределение магномагнетитовых месторождений в пределах
платформы ассоциирует с зонами разломов и интенсивного про-
явления траппового магматизма. Такие зоны в схеме образуют
два пояса: 1) северо-западного простирания по западной краевой
части трапповой области (от среднего течения р. Ангары на юго-
востоке до р. Курейки на севере); 2) северо-восточного простира-
ния,' вдоль юго-восточной окраины Тунгусской синеклизы.
По тектоническим разрывам, а возможно, и трубкам взрывов
проникали растворы, вызвавшие метасоматические изменения по-
род и оруденение. Метасоматические процессы обусловили разви-
тие скарноподобных и более низкотемпературных хлорит-серпен-
тинит-карбонатных метасоматитов.
Руды представлены зонами вкрапленности в метасоматитах,
жильными телами и пластообразными залежами метасоматичес-
кого замещения карбонатных пород. Роль экранов при формиро-
вании таких залежей играли пласты аргиллитов, тонкозернистых
известняков и трапповых силлов. Рудообразующий магнетит всег-
да содержит изоморфную примесь магния и относится к разности
магномагнетита. С увеличением глубины содержание магния в
магнетите убывает.
Коршуновское. Это месторождение находится в районе г. Же-
лезногорска Иркутской области, на ж.-д. магистрали Тайшет —
Лена.
Месторождение локализовано в чехле платформы, сложенном
аргиллитами, известняками, мергелями, алевролитами, песчани-
ками и глинами верхнего кембрия и ордовика. Места пересечения
осадочных пород крутопадающими тектоническими нарушениями
заполнены туфобрекчиями и обломками вмещающих пород, под-
вергшимися' значительным метасоматическим изменениям- Из-
верженные породы района представлены траппами, образующими
крутопадающие дайки северо-восточного, реже широтного прости-
рания, а также пластовые тела мощностью 30 м и более, сложен-
ные габбродолеритами, долеритами и долеритовыми порфирита-
ми (рис. 5).
Выделяются штоко-, линзо-, пласто и столбообразные метасо-
матические рудные тела в метасоматически измененных пирокла-
стических породах и крутопадающие жилы сплошного магнетита.
Основное рудное тело вытянуто с юго-запада на северо-восток на
2,5 км при ширине 400—600 м. Форма второго рудного тела близ-
ка к изометричной с диаметром около 500 м. На глубине рудные
тела сужаются и прослеживаются до 1100 м.
Наиболее развиты брекчиевые и вкрапленные руды, которые
связаны с околорудными метасоматитами постепенными взаимопе-
реходами. Реже встречаются массивные и полосчатые руды. Глав-
ный рудный минерал — магномагнетит, содержащий до 6 % окси-
2—5150 17
да магния, второстепенный — гематит. В околорудных метасома-
титах и рудах встречаются диопсид, гранат, эпидот, апатит, хло-
рит, кальцит, актинолит, флогопит, роговая обманка, тальк, цеолит,
монтмориллонит, арагонит.
Разведанные запасы месторождения 280 млн. т при среднем со-
держании Fe 27,9, S 0,02 и Р 0,2 %.
Рис. 5. Геологический план и разрез Коршуновского месторождения. По Б. Фи-
цеву и Б. Юрченко.
1— доломиты, ангидриты, каменная соль кембрия; 2—аргиллиты, мергели, лесчаиики
нижнего ордовика; 3 — известняки нижнего ордовика; 4 — песчаники верхнего ордовика;
5—//— породы н руды верхней перми — триаса: 5 — аргиллиты, алевролиты, 6 — туфы и
агломераты, 7 — туфы с блоками осадочных пород, 8 — габбродолериты, долеритовые пор-
фириты (а), то же, скариированиые (б), 9 — скариы и метасоматиты; руды магнетитовые
с содержанием железа; 10— более 25%, 11 — 15—25%; 12 — эруптивный контакт; 13 — дизъ-
юнктивные нарушения; 14 — карьер иа плане (а) и в разрезе (б)
18
Вулканогенно-осадочные месторождения
К месторождениям этой группы в СССР относятся Западный Воз-
ражал в Центральном Казахстане, Холзунское в Горном Алтае,
Терсинская группа в Кузнецком Алатау, а за рубежом — Лан и
Дилль в ФРГ, Гара Джебилет и Мешери Абделазис в Алжире.
Месторождения располагаются в синклинальных зонах эвгео-
синклинальных областей. У одних месторождений (например,
Холзунского) проявлена тесная связь с вулканогенными фациями
вулканогенно-осадочных формаций, выражающаяся в залегании
рудных пластов среди туфов и туффитов, наличии прослоев и
линз вулканических пород в самом рудном пласте, а также при-
сутствии в составе руд пирокластических частиц. У других,
например Атасуйских (Западно-Каражальское и др.), вмещающи-
ми рудные пласты и линзы породами служат переслаивающиеся
известняки, кремнисто-карбонатные яшмовидные и аргиллитовые
породы, а подстилается рудоносная толща типично вулканогенно-
осадочными формациями.
Рудные пласты и линзы деформированы складчатыми и раз-
рывными дислокациями вместе с вмещающей толщей, что обуслов-
ливает их согласное залегание в складчатых структурах рудных
полей. На Холзунском месторождении вмещающая толща прорва-
на гранитоидными интрузиями, в результате на отдельных участ-
ках отмечаются контактово-гидротермальный метаморфизм руд-
ных залежей и образование скарново-магнетитовых руд.
Руды сложены гематитом, в меньшей мере магнетитом и сиде-
ритом, в них встречаются сульфиды: пирит, арсенопирит,
халькопирит, сфалерит и галенит, а среди нерудных минералов —
хлорит, серицит, кварц, халцедон, опал, доломит, анкерит, апа-
тит, в слаборазвитых зонах окисления—мартит, гётит, гидрогётит.
Промышленное значение месторождений этой группы невели-
ко, но если отнести к ней весьма крупные скаполит-альбитовые и
скаполит-альбит-скарновые магнетитовые месторождения Куста-
найской области, как это предлагает ряд геологов, то значение ее
резко возрастет.
Западный Каражал. Это месторождение находится в ПО км к
юго-западу от ст. Жана-Арка Карагандинской области КазССР,
в Атасуйском железорудном районе.
В геологическом строении месторождения участвуют мощные
свиты (до 1,5 км) эффузивных и туфогенных пород нижнего и
среднего девона и такой же мощности свиты осадочных пород
верхнего девона — нижнего карбона Джаильминской мульды.
Вулканогенно-осадочные породы образованы лавами трахито-
вого и линаритового состава, а также сопровождающими их
пирокластическими отложениями, песчаниками и сланцами. Свита
осадочных пород представлена в нижней части углисто-кремнис-
тыми и углисто-глинисто-кремнистыми известняками с прослоями
и линзами кремнистых яшмовидных пород, эффузивов спилитово-
го типа, их туфов и лавобрекчий, а также пластами и линзами
магнетитовых, гематитовых и марганцевых руд. В средней и
2* 19»
верхней частях разреза находятся кремнисто-глинисто-карбонат-
ные и яшмовидные породы. Породы до глубины 600 м залегают
под углами 45—50°, далее круто погружаются. Изверженные по-
роды представлены дайками диоритов и диоритовых порфиритов,
пересекающими как вулканические, так и осадочные отложе-
ния.
Рудная залежь представляет собой пластообразное тело,
согласно залегающее с вмещающими породами. Она прослежена
по простиранию на 6,5 км, по падению на 800 м; мощность зале-
жи 20—40 м, на западном фланге она уменьшается до полного
Рис. 6. Геологический разрез магнетит-гематитового месторождения Западный
Каражал. По Г. Момджи, В. Кавуну и С. Чайкину.
/ — четвертичные суглинки; 2 — диоритовые порфириты; 3—5 — известняки: 3 — кремнистые,
4— углистые, 5—с прослоями роговиков; 6—8 — руды: 6 — магнетитовые, 7 — гематитовые,
8 — железо-марганцевые; 9— кремнисто-карбонатные породы; 10 — песчаники, 11— кварце-
вые порфиры; 12 — тектонические нарушения
выклинивания (рис. 6). Рудный пласт залегает между углисто-
кремнистыми известняками с прослоями яшм в лежачем боку и
известняками с прослоями яшмовидных пород — в висячем.
В нижней части рудной залежи развиты гематитовые руды, в сред-
ней— преимущественно магнетитовые, в верхней — бедные гема-
титовые марганцовистые руды. В основании рудной залежи
прослеживается тонкий марганцеворудный пласт. Такие же
пласты и линзы марганцевой руды встречаются и внутри гемати-
товых пластов. В верхних частях месторождения выделяется зона
баритизированных железных руд.
На месторождении установлено три промышленных типа руд:
магнетитовые, магнетит-гематитовые и гематитовые. Первые два
типа отличаются повышенным содержанием германия. Главные
20
рудные минералы — гематит, магнетит; второстепенные — сидерит,
-барит, пирит в небольших количествах встречаются арсенопирит,
халькопирит, сфалерит, галенит. В зоне окисления, прослеживаю-
щейся на несколько десятков метров, распространены мартит и
минералы гидроксидов железа. Текстуры руд полосчатые и мас-
сивные; структуры зернистые, порфиробластовые.
Разведанные запасы руд 340 млн. т со средним содержанием
в % (масс.): Fe 55,5; SiO2 12,4; S 0,6; Р 0,03.
Месторождения выветривания
Месторождения выветривания являются гётит-гидрогётитовыми
(бурожелезняковыми), мартит-гидрогётитовыми зонами окисления
месторождений сидеритовых и скарново-магнетитовых руд, а так-
же ультраосновных пород. Образование зон окисления связано
с эпохами древнего и современного выветривания.
Сидеритовые руды в зоне окисления переходят в смесь мине-
ралов гидроксидов железа (гётита, гидрогётита, гидрогематита,
турьита), содержат также кальцит, в качестве второстепенных —
псиломелан и пиролюзит, редких—арагонит, гипс, марказит, ма-
лахит, азурит, куприт, самородную медь, иногда скородит.
За счет скарново-магнетитовых руд возникают мартит-гидро-
гематитовые руды, в которых в зависимости от распространения в
первичной руде скарновых и постскарновых силикатов и сульфи-
дов, отмечаются нонтронит, галлуазит, аллофан, бёмит, кальцит,
арагонит, куприт, ковеллин, малахит, азурит, хризоколла, псило-
мелан, эритрин и др.
Месторождения гётит-гидрогётитовых руд являются верхней
охристой зоной коры выветривания серпентинизированных дук'1-
товых и перидотитовых массивов, которая ниже сменяется зонами
силйцифицирования, выщелоченных нонтронитизиров энных и кар-
бонатизированных (с образованием магнезита) серпентинитов.
Иногда с ними сопряжены переотложенные руды, представляю-
щие собой озерные и морские отложения продуктов размыва
коры выветривания. Последние образуют пласты и имеют оолито-
вую текстуру.
Железные руды коры выветривания ультрабазитов состоят в
основном из гидрогётита и примесей халцедона, опала, нонтрони-
та, железистых хлоритов магнезита, реликтовых акцессорных
хромшпинелидов, пылеватого магнетита. Они содержат примесь
хрома, никеля, кобальта и относятся к природно-легированным
образованиям.
К природно-легированным охристым оолитовым рудам кор
выветривания, в ассоциации с осадочными, относятся руды Серов-
ского на Северном Урале, Елизаветинского на Среднем Урале,
Аккермановского, Ново-Киевского, Ново-Петропавловского и дру-
гих месторождений на Южном Урале, Малкинского на Северном
Кавказе. За рубежом известны крупные месторождения желез-
ных руд коры выветривания в экваториальных областях—на Ку-
бе, Гавайских островах, Филиппинах, Гвинее, Гвиане и Суринаме.
21
Аккермановское. Это месторождение, входящее в Орско-Хали-
ловскую группу месторождений природно-легированных железных
руд, расположено в 20 км к западу от г. Орска и приурочено
к юго-западной краевой части Таналык-Баймакской мезозойской
депрессии. Основание депрессии составляют палеозойские и более
древние складчатые комплексы Урала, прорванные основными и.
ультраосновными интрузивами.
Палеозойские породы в районе месторождения представлены
турнейскими кремнистыми сланцами и сильно закарстованными
визейскими известняками. На палеозойских породах и заключен-
ных среди них серпентинитах развита триас-юрская кора выветри-
вания.
Рис. 7. Схема геологического строения Аккермановского месторождения желез-
ных руд. По Г. Киселеву.
1 — суглинки; 2 — глины, пески, галечники; 3 — глины песчаные; 4—6 — руды: 4 — переот-
ложенные железные, 5 — бурожелезняковые, 6— сидеритовые; 7 — визейские известняки;
8—кремнистые сланцы; контуры: 9— бурожелезняковых руд, 10—сидеритовых руд
На известняках и кремнистых сланцах с
лежат юрские континентальные отложения,
нистого делювия, песков, глин и галечников
рудных горизонта — нижний сидеритовый и верхний гётит-гидро-
гётитовый (рис. 7). Рудные тела нижнего горизонта пластообраз-
ные, в рудах наблюдаются выклинивающиеся глинистые прослои
Мощность рудной толщи в центральной части около 35 м, к пери-
ферии она уменьшается. Толща сложена сидерит-глинистыми г
сидерит-гидрогётитовыми оолито-брекчиевыми рудами, сидерш
которых в разной степени окислен. Отложения верхнего рудноп
22
резким несогласием
состоящие из щебе-
и включающие два
горизонта заполняют карстовые впадины в известняках, в связи
с чем мощность рудных тел резко изменчива и колеблется от 1
до 50 м (средняя 14 м). Частично верхний горизонт лежит на
слабозакарстованных известняках и глинах и имеет правильную
пластовую форму. Верхний горизонт сложен охристо-глинистыми,
кусковато-щебенистыми (состоящими из обломков, конкреций и
жеод), конгломерат-оолитовыми и галечными гидрогётит-гидро-
гематитовыми рудами.
В аккермановских рудах кроме гидроксидов железа и сидери-
та отмечены железистые хлориты, нонтронит, марганцевые минера-
лы, карбонаты, гипс, барит, пирит, кварц, халцедон, опал, гидро-
слюды, глинистые минералы и минералы, содержащие легирую-
щие примеси никеля, кобальта, хрома (ревденскит, никелевый
нонтронит, асболан, эритрин, хромшпинелиды).
В сидеритовых рудах в среднем содержится в % (масс.):
Fe 27,1; Ni 0,29; Сг 1,43. Среднее содержание железа в гидрогё-
тит-гидрогематитовых рудах 32 % • Выделены руды 1 сорта с со-
держанием Fe более 35, Ni около 0,4, Сг более 1%. Разведанные
запасы руд 158 млн. т.
Осадочные морские месторождения
Сидеритовые (в зоне окисления бурожелезняковые) пластовые
месторождения в морских терригенно-карбонатных отложениях
известны на западном склоне Южного Урала в древнем ядре
герцинского антиклинория. Они залегают в протерозойских слан-
цево-карбонатных отложениях. Наиболее крупные месторождения
этого типа — Бакальские, ряд мелких месторождений известен
также в Комарово-Зигазинском и Катав-Ивановском районах.
Бакальская группа насчитывает более 200 рудных тел в виде
пласто-, линзо-, гнездообразных залежей и рудных жил. Наличие
последних, а также останцов доломитов внутри сидеритовых за-
лежей и сульфидной минерализации дает основание некоторым
геологам считать эти месторождения гидротермальными. Однако
большая часть исследователей относит их к осадочным, а указан-
ные особенности связывает с вторичными наложенными гидротер-
мальными процессами.
Геосинклинальные морские гематитовые месторождения в тер-
ригенно-карбонатных отложениях известны в Ангаро-Питском же-
лезорудном бассейне на правобережье нижнего течения р. Анга-
ры. Рудные залежи представлены прибрежными фациями верх-
непротерозойских геосинклинальных отложений. За рубежом по-
добные месторождения известны в США (Клинтон в Аппалачах),
Африке (Бафинг-Бакойский бассейн в Мали) и Северной Австра-
лии.
Платформенные морские месторождения сидерит-лептохлорит-
гидрогематитовых бобово-оолитовых руд в карбонатно-терриген-
ных отложениях представлены в СССР тремя мезозойско-кайно-
зойскими железорудными бассейнами — Керченским, Аятским и
Западно-Сибирским. Рудоносные формации входят в состав свит
23
либо краевого прогиба области альпийской складчатости (Кер-
ченский .бассейн), либо чехла Западно-Сибирской эпипалеозой-
ской плиты (Аятский и Западно-Сибирский бассейны). Пологоза-
легающие рудные пласты принадлежат к прибрежно-морским фа-
циям юрского, позднемелового, палеогенового и неогенового воз-
раста. В Керченском и Аятском бассейнах по одному рудному
пласту, в Западно-Сибирском — до четырех пластов при мощнос-
тях от 2 до 20 м. Рудные пласты лежат на подстилающих слоях с
некоторым размывом и сами подвергаются частичному размыву
при отложении осадков кровли.
Руды сложены в основном различных размеров оолитами гид-
рогётитового, гематитового, лептохлоритового или сидеритового
состава, обломками оолитов и песчано-глинистого материала,
сцементированных теми же минералами, которые образуют и
оолиты. Встречаются линзы сидерита и прослои вмещающих
песчано-глинистых пород.
В Аятском и Западно-Сибирском бассейнах установлено
характерное изменение минерального состава руд по направле-
нию от бывшей береговой линии в сторону моря: гидрогётит
постепенно уступает место лептохлоритам. На Аятском месторож-
дении, кроме того, наблюдается более поздняя сидеритизация
гидрогётитовых и лептохлоритовых руд, которую Б. Кротов свя-
зывал с регрессией мелового моря и образованием замкнутых
лагун.
За рубежом к месторождениям данной формации относится ‘
Лотарингский бассейн минеттовых (мелкоолитовых) руд площадью
1100 км2, расположенный в основном на территории Франции,
частично ФРГ, Бельгий и Люксембурга. К ним относится такжа
месторождение Кливленд в Великобритании. Значительно разви-
ты они и в КНР.
Керченский бассейн характеризуется двумя типами месторож-
дений морских платформенных осадочных оолитовых железных
руд киммерийского возраста. Первый тип месторождений приуро-
чен к крупным тектоническим брахисинклинальпым структурам —
мульдам, второй тип, выделенный Е. Шнюковым, связан с ложно-
тектоническими структурами — компенсационными прогибами
в зоне развития грязевого вулканизма, так называемыми «вдав-
ленными синклиналями».
Во всех мульдах и прогибах рудный пласт ёреднекиммерий-
ского возраста подстилается известняками понтического яруса
или глинами нижнекиммерийского яруса и перекрывается гли-
нами с примесью песчанистого и алевролитового материала верх-
некиммерийского яруса. Мощность рудных пластов в централь-
ных частях месторождений 25—40 м, а в краевых снижается
до 0,5 м (рис. 8).
Главные типы руд—«табачные» и «коричневые». Эти руды,
согласно исследованиям Н. Андреевой, рассматриваются как седи-
ментационные— диагенетические. Второстепенными (малораспро-
страненными) являются манганосидерит-родохрозитовые конкре-
24
ционные и марганцево-железис-
гые «икряные» руды, отличаю-
щиеся от коричневых повышен-
ным содержанием марганца.
Главные минералы табачных
руд—гидрогётит, аллофаноид и
смектит, а также карбонаты ман-
ганосид ер нт-родохрозитового ря-
да. В обломках оолитов часто
зстречаются кварц и полевой
шпат. Реже наблюдаются фосфа-
ты (вивианит и керченит), гидро-
ксиды марганца (псиломелан, ве-
рнадит, пиролюзит) и пирит. Ред-
кой находкой является реальгар.
Главные минералы коричне-
вых руд — гидрогётит и смектит;
второстепенные — псиломелан,
пиролюзит, гипс, арагонит, каль-
цит, пирит, керченит, кварц, поле-
вой шпат и глауконит. Основные
текстуры руд — оолитовая и пизо-
литовая. В коричневых рудах со-
держится в % (масс.): Fe 37,5;
Мп О 3, V2O5 1,19; Р 1,0; S 0,06;
As 0,13.
Запасы железных руд глав-
нейших месторождений Керчен-
ского бассейна 1,5 млрд, т, в том
числе 560 млн. т коричневых руд.
Лотарингский бассейн площа-
дью 1100 км2 локализован в пяти
мульдах. Рудоносная песчано-кар-
бонатная толща мощностью 10—
60 м и с 4—12 рудными пластами
мощностью 1—6 м перемежается
с безрудными породами той же
мощности. Рудоносная толща на
востоке бассейна выходит на по-
верхность, а на западе погружа-
ется и прослеживается скважина-
ми до глубины 800 м. Подстила-
ется песчаниками и перекрывает-
ся мергелями юрского возраста.
Железные руды мелкооолито-
вого строения (0,25—1 мм в диа-
метре), сложены гётитом, стиль-
пносидеритом; (гель оксида же-
леза с повышенным содержанием
25
фосфора), железистыми хлоритами и сидеритом. В рудах содер-
жатся в % (масс.): Fe 31—36; Р 0,6—1,8; Мп 0,5; S 0,01—0,4.
Главное промышленное значение имеет хорошо выраженный во
всех мульдах «серый пласт» мощностью 3—9 м, сложенный рудами
с карбонатным легкоплавким цементом, в отличие от других
пластов, где цемент кремнистый и руды тугоплавкие. Общие запа-
сы руд бассейна 2 млрд. т.
Осадочные континентальные месторождения
Гидрогётитовые бобово-оолитовые озерно-болотные месторожде-
ния представлены большим числом мелких месторождений,
особенно на Русской платформе. Руды сложены скоплениями гид-
рогётитовых жеод и оолитов в глинисто-песчанистых озерно-
болотных отложениях. Руды такого типа юрского возраста
известны в Тульской и Липецкой областях, в верховьях рек Вят-
ки, Камы, Сысолы; в северной части Русской платформы они
имеют четвертичный возраст, продолжая формироваться и в
настоящее время. Содержание железа в рудах низкое: 30—40 % •
В настоящее время месторождения этой формации потеряли про-
мышленное значение.
Сидерит-лептохлорит-гидрогётитовые месторождения в древ-
них речных отложениях вошли в число промышленных в СССР
после открытия крупного Лисаковского месторождения
в Кустанайской области. Месторождения этой формации связаны
с русловыми, пойменными, часто эстуариевыми отложениями оли-
гоценовых палеорек Тургайского прогиба и Туранской плиты,
врезанных в морские отложения чехла эпипалеозойской платфор-
мы. Песчано-глинистые рудоносные отложения залегают на раз-
мытой поверхности морских нижнеолигоценовых глин и пере-
крываются гравийно-глинистыми отложениями среднего и верхне-
го олигоцена.
Рудные залежи вытянуты на десятки километров вдоль рус-
ла палеорек, представлены основной русловой залежью и сопро
вождающими ее линзовидными, овальными и неправильной фор-
мы пойменными залежами. В состав руд входят гидрогётит, леп-
тохлориты, сидерит, стильпносидерит, кварц (обломочный), каль-
цит, анкерит, глинистые минералы, пирит, марказит, гипс, места
ми гидроксиды марганца. Преобладают оолитовые руды. Со-
держание железа — низкое (30—35%), фосфора — повышенное
(около 0,5 %).
В Тургайском прогибе, кроме Лисаковского, выявлены одно-
типные Октябрьское и Шиелинское месторождения. В Северном
Приаралье известны месторождения Талды-Эспе, Кок-Булак, Тал-
ды-Булак и ряд более мелких, в северо-восточном Усть-Урте —
Кашкаратский железорудный район.
Метаморфогенные месторождения
К этой серии относятся залежи железистых кварцитов и место-
рождения богатых метаморфических руд древних формаций.
26
Месторождения железистых кварцитов залегают в метаморфи-
зованных осадочных комплексах докембрийских геосинклиналей
кристаллических щитов, складчатых фундаментов древних плат-
форм или выступах древних структур, в ядрах антиклинориев
более молодых складчатых областей. Железистые кварциты при-
сущи только докембрийским складчатым областям. Они в основ-
ном представляют собой морские хемогенные осадки и достаточно
четко обособляются среди терригенных и вулканогенно-осадочных
вмещающих комплексов, образуя переходные хемогенно-терриген-
ные, хемогенно-терригенно-карбонатные и хемогенно-вулканоген-
ные разности в рудных пластах.
В СССР железистые кварциты сосредоточены на Кольском по-
луострове и в Карелии (Оленегорское, Кировогорское, Костомукш-
ское, Межозерское и др.), в бассейне КМА (Коробковское, Лебе-
динское, Стойленское, Салтыковское, Осколецкое, Михайловское
и др.), в Криворожско-Кременчугском железорудном бассейне
(Скелеватское, Ингулецкое, Ново-Криворожское, Большая I лее-
ватка, Первомайское, Горишне-Плавнинское и др.), в Казахстане
(Карсакпайская группа), на Дальнем Востоке (Мало-Хинган-
ская и Уссурийская группы месторождений). Выявлены, но еще
недостаточно изучены железистые кварциты в Туве (Мугурское),
на Южном Урале (Тараташское) и в Южной Якутии (Чаро-Ток-
кинские).
За рубежом широко известны крупные районы распростране-
ния железистых кварцитов. Это — железорудный пояс Лабрадора
(Канада), большая группа месторождений в районе оз. Верхнего
(США), в шт. Минас-Жерайс, Пара (Бразилия), в штатах Бихари
Орисса (Индия), в районах Ним'ба (Либерия, Гвинея) и Тамазим-
би (ЮАР) в Африке, в Хамерсли (Западная Австралия), место-
рождения Аньшаньской группы и другие на севере КНР, место-
рождение Мусан в КНДР и ряд районов в других странах.
Все крупнейшие месторождения железистых кварцитов с за-
пасами руды в миллиарды и десятки миллиардов тонн относятся
к нижнепротерозойским эвгеосинклинальным образованиям, пре-
терпевшим метаморфизм фации зеленых сланцев. Главные мине-
ралы железистых кварцитов этой формации — кварц, магнетит,
гематит, куммингтонит, биотит, хлорит, иногда сидерит, щелочные
амфиболы и пироксены. Структура кварцитов преимущественно
тонко- и мелкозернистая, редко среднезернистая; текстура—сло-
истая и плойчатая. Месторождения этой формации залегают в
осадочных и частично вулканогенно-осадочных породах.
Запасы более глубоко измененных месторождений амфиболи-
товой фации метаморфизма позднеархейского возраста — Олене-
горского, Костомукшского и др. меньше (сотни миллионов тонн).
Главные минералы железистых кварцитов амфиболитовой фации
кварц, магнетит, гематит, роговая обманка, геденбергит, диопсид.
Структура кварцитов среднезернистая, текстура слоистая, места-
ми неясно-слоистая. Месторождения этой формации залегают
в метаморфизованных осадочно-вулканогенных породах.
27
Наиболее глубоко метаморфизованные месторождения грану-
литовой фации позднеархейского возраста образуют небольшие
по запасам (десятки — первые сотни миллионов тонн) месторож-
дения (Мариупольское, Тараташские и др.). Главные минералы
кварцитов гранулитовой формации — кварц, магнетит, гиперстен,
актинолит, тальк, куммингтонит. Структура кварцитов крупнозер-
нистая, текстура — слоистая и неясно-слоистая. Вмещающие по-
роды представлены метаморфизованными осадочными и вулкано-
генно-осадочными отложениями.
Для железистых кварцитов типичны содержания железа в пре-|
делах 20—40%, чаще 32—37%. Железистые кварциты бедны!
фосфором и серой, среди рудных минералов преобладает магне-1
тит; они хорошо обогащаются. Богатые железные руды представ-!
ляют собой продукт природного обогащения железистых кварци-1
тов, образующихся в результате выщелачивания кварца и разло-]
жения силикатов при процессах древнего выветривания илиа
метаморфизма. 1
Выделяются два основных морфологических типа залежей'
богатых руд — плащеобразные и линейные. Плащеобразные за-
легают на головах крутопадающих пластов железистых кварци-
тов в виде пологих рудных залежей значительной площади с кар-
манообразной подошвой и относятся к типичным корам выветри-
вания. Линейные залежи представляют собой уходящие на глуби-
ну, протяженные по простиранию и значительные по мощности
клинообразные рудные тела богатых руд среди железистых квар-
цитов. Они возникли в зонах разломов, трещиноватости, смятия,
дробления, изгибов в процессе метаморфизма; предполагается»
что часть залежей образовалась при формировании докембрий-
ской коры выветривания, ее последующего метаморфизма и пов-
торного выветривания уже в последокембрийское время.
В минеральном составе богатых руд, связанных с выветрива-
нием, участвуют: мартит и мартитизированный магнетит, гематит
как реликтовый минерал железистых кварцитов, так и диспер-
сный; гётит и гидрогётит, глинистые минералы; второстепенный—
пирит и карбонаты. Руды характеризуются высоким содержанием
Fe (54—69 %) и низкими содержаниями S и Р.
Метаморфические тела богатых руд сложены магнетитовыми
и магнетит-железнослюдковыми рудами, залегающими среди же-
лезистых кварцитов, метаморфических осадочных и вулканоген-
но-осадочных пород — амфиболовых, магнетит-амфиболовых,
кварц-биотитовых и других сланцев.
По форме различают пласто-, линзо- и столбообразные, штоко-
вые, гнездовые рудные тела. Они преимущественно имеют крутое
склонение, локализованы в зонах дробления, в шарнирах или
крыльях синклинальных складок.
Руды в основном сложены магнетитом, гематитом — железным
блеском, щелочными амфиболами (родуситом, рибекитом и др.),
в подчиненном количестве отмечены магнезиально-железистые
амфиболы куммингтонит-грюнеритового состава, эгирин, кварп,
28
Рис. 9. Структурная схема Криво-
рожского железорудного бассейна.
По Я. Белевцеву.
1 — саксаганскне пл а гио граниты; 2— миг-
матиты; 3 — метабазиты; 4—6 — криворож-
ская серия: 4 — нижняя, 5 — средняя, 6 —
верхняя; 7 — микроклиновые граниты; 8 —
оси тектонических разрывов; 9 — крупные
синклинали; 10 — крупные антиклинали
Рис. 10. Геологический разрез Кри-
ворожского железорудного бассейна
в районе г. Кривого Рога. По Я. Бе-
левцеву.
1 — микроклиновые граниты; 2 — кварци-
гы верхней свиты; 3— сланцы средней
свиты; 4 — железистые кварциты средней
свиты; 5 — тальк-карбоиатный горизонт;
6 — кварциты нижней свиты; 7 — альбито-
фиры; 8 — плагиограииты; 9 — тектониче-
ские нарушения
альбит, карбонаты. По преобладающим минералам выделены ам-
фибол-магнетитовые, амфибол-магнетит-железноблесковые, кварц-
магнетит-железноблесковые, эгирин-амфибол-магнетитовые и кар-
бонат-магнетит-железноблесковые руды-
29
По современным представлениям (Я. Белевцев и др.), мета-
морфические месторождения богатых руд образовались в резуль-
тате эндогенного магнезиально-железистого метасоматоза до-
кембрийских осадочных и вулканогенно-осадочных пород под воз-
действием гидротермальных метаморфических растворов, возни-
кающих при метаморфизме пород, в которых содержатся гидро-
ксидные и железистые силикатные минералы.
Наиболее характерными примерами метаморфических место-
рождений могут служить Первомайское и Желтореченское в се-
верной части Криворожского бассейна.
Криворожский бассейн раположен на правобережье Днепра,
вдоль нижнего течения р. Ингулец и ее притоков Саксагани и
Желтой, вытянут в северо-северо-восточном направлении на
110 км (рис. 9).
Бассейн входит в состав Украинского кристаллического мас-
сива и является частью докембрийской эвгеосинклинали. Архей-
ский ее этаж сложен гнейсами, гранитами, мигматитами, амфи-
болитами, кристаллическими сланцами, распространенными к за-
паду и востоку от Криворожского бассейна. Вышележащий этаж
образован криворожской геосинклинальной серией протерозой-
ского возраста, которую делят на три отдела: нижний — зеленые
сланцы с аркозами, кварцитами и филлитами; средний-—собст-
венно рудоносный, железисто-кварцитовый и сланцевый; верхний
— кварцито-песчанико-сланцевый с линзами мраморизованных
известняков.
Мощность полного разреза среднего отдела достигает 1300 м.
Он включает девять горизонтов железистых кварцитов, обозначае-
мых индексами Ка1ж—Кг9ж. Они перемежаются с кварц-серици-
товыми, хлорит-серицитовыми и другими сланцами и микроквар-
цитами.
Криворожская серия образует сложный синклинорий, состоя-
щий из синклинальных и антиклинальных складок с падением
крыльев под углами 45—80°, большей частью с килевидным за-
мыканием синклиналей (рис.10). Шарниры синклиналей погружа-
ются под углом до 40° на север. Обычно крылья складок срезаны
продольными разломами, крупнейшим из которых является Сак-
саганский надвиг. В результате дислокаций на общем простира-
нии бассейна обособлены следующие рудоносные структуры (с
юга на север): Ингулецкая (Южное рудное поле), Саксаганская
(Главное или Саксаганское рудное поле), Первомайская, Аннов-
ская, Желтореченская (Северное рудное поле)^ Попельнастов-
ская. В Северном рудном поле осадочные породы прорваны про-
терозойскими гранитами.
Среди железистых кварцитов различают магнетитовые, магне-
тит-гематитовые, гематитовые неокисленные и окисленные раз-
ности. Основное значение имеют неокисленные магнетитовые и
магнетит-гематитовые разности. Богатые руды, состоящие в ос-
новном из оксидов и гидроксидов железа, слагают пласто-, стол-
бо-, штоко- и линзообразные залежи среди железистых кварци-
30
тов. Рудные тела располагаются в пластах железистых кварцитов
группами и цепочками с большими или меньшими перерывами.
Отдельные рудные тела на глубине сливаются, образуя крупные
рудные столбы часто с килевидной подошвой, совпадающие по
простиранию и падению с шарнирами складок. В ряде пунктов
Саксаганского и Желтореченского районов богатые руды, имея
пластообразный характер, залегают в зоне стратиграфического
несогласия между отложениями среднего и верхнего отделов кри-
ворожской серии.
В Северном рудном поле развиты силикатно-магнетитовые и
силикатно-магнетит-железнослюдковые руды. Залегают они как.
согласно с замещаемыми породами, так и несогласно, нередко
секут их слоистость и сланцеватость. Контролируются рудйые те-
ла зонами дробления, смятия, тектоническими швами, узлами
разрывных нарушений.
Среди богатых руд Криворожского бассейна выделяются че-
тыре основных типа по характеру главных рудных минералов:
1) мартитовые и гематит-мартитовые (местное название «синь-
ка»), 2) мартит-гематит-дисперсногематит-гидрогётитовые («кра-
ска-синька»), 3) гематит-дисперсногематит-гидрогётитовые («кра-
ска»), 4) магнетитовые и магнетит-железнослюдковые. В рудах
первого типа, кроме мартита и реликтового гематита, в малых
количествах наблюдается реликтовый магнетит, дисперсный ге-
матит, хлорит, серицит, пирит, карбонаты, глинистые минералы,
кварц,' апатит. В рудах второго типа кроме главных минералов
присутствуют серицит, кварц, глинистые минералы, алунит, сфен.
В рудах третьего типа помимо основных установлены каолинит,,
глинистые минералы, хлорит и карбонаты. В рудах четвертого
типа наряду с преобладающими магнетитом и железной слюдкой
отмечены амфиболы (куммингтонит, грюнерит, рибекит), эгирин,
биотит, альбит, кварц, карбонаты, хлорит, пирит, пирротин,
халькопирит.
Богатые железные руды Кривбасса характеризуются высоким
содержанием Fe (54—64 %) и низкими содержаниями вредных
примесей (S 0,03—0,15 и Р 0,04—0,26 %).
Запасы богатых руд бассейна оцениваются в 1,16 млрд, т со
средним содержанием железа 56,7%, железистых кварцитов —
18 млрд, т со средним содержанием железа 34,3 %.
Бассейн Курской магнитной аномалии (КМА) площадью»
120 тыс. км2 включает четыре железорудных района: Белгород-
ский, Ново-Оскольский, Старо-Оскольский и Курско-Орловский.
На территории бассейна распространены два промышленных типа
руд: осадочно-метаморфизованные железистые кварциты и бога-
тые железные руды коры выветривания железистых кварцитов.
Железистые кварциты участвуют в строении кристаллическо-
го фундамента, слагая большую часть средней свиты курской се-
рии отложений нижнего протерозоя. Вследствие сложного склад-
чатого строения и допалеозойского эрозионного среза железистые
кварциты выходят под отложения осадочного комплекса пород
31
девона, юры, мела и четвертичного возраста. Они обладают по-
вышенной магнитностью и плотностью, что позволяет надежно
картировать их при помощи магнито- и гравиметрических съемок.
Этими работами установлено, что железистые кварциты КМА
приурочены в основном к двум железорудным полосам северо-за-
падного простирания (рис. 11)- Внутри каждой полосы желези-
Рис. 11. Схема магнитного поля КМА. По И. Жаворонкину.
Аномалии магнитного поля: 1 — над железистыми кварцитами; 2—4— положительные; 5 —
9 — отрицательные; аномальные эоны (цифры в кружках}: I — Юго-Западная, II — Северо-
Восточная, III — Корочаиско-Большетроицкая, IV — Павловско-Острогожская; 1—16 — наи-
более интенсивные аномалии
стые кварциты залегают в виде одного или нескольких параллель-
ных, иногда прерывистых пластов, имеющих крутое (70—.80°) па-
дение и почти всюду северо-западное простирание. В замках круп-
ных складчатых структур, осложненных серией сильно сплюсну-
тых дополнительных складок, локализуются крупные массивы же-
лезистых кварцитов, достигающие в поперечнике нескольких ки-
лометров. К таким участкам приурочены наиболее крупные ме-
сторождения железистых кварцитов: Михайловское, Лебединское,
Стойленское, Пограмецкое и др. В эрозионном срезе эти массивы
32
образуют сплошные поля железистых кварцитов, содержащие
крупные залежи богатых железных руд выветривания.
Железистые кварциты по минеральному составу подразделя-
ются на магнетитовые, гематит-магнетитовые и гематитовые (же-
лезнослюдковые). Они представляют собой главным образом тон-
кослоистые, мелко- и тонкозернистые породы. Главные рудные
минералы кварцитов — магнетит (5—30 %), гематит (55—5 %),
кварц (30—60 %); в подчиненном количестве находятся силикаты
(актинолит, тремолит, щелочные амфиболы родусит-рибекитового
Рис. 12. Геологическая схема «Железорудного Четырехугольника» (шт. Минас-
Жерайс, Бразилия). По К. Парку.
/ — кварциты, песчаники, конгломераты н известняки; 2 — железистые кварциты, филлиты,
сланцы, эффузивы и туфы; 3 — кварц-слюдяные сланцы, гнейсы, граувакки, туфы, диаба-
зы; 4— граниты; 5 — основные и ультраосновные породы; 6 — тектонические нарушения
ряда, эгирин, паргасит, биотит, тальк, гранат и др.) и карбонаты
(доломит, кальцит); акцессорные минералы — апатит, турмалин,
циркон, рутил, пирит, пирротин. Структура кварцитов в магне-
титовых прослоях кристаллобластовая, в гематитовых — лепидо-
бластовая, в кварцевых — роговиковая. Среднее содержание Fe
в железистых кварцитах 32—36 %.
Богатые мартитовые и железнослюдково-мартитовые железные
руды коры выветривания, сложенные мартитом, железной слюд-
кой, тонкочешуйчатым гематитом, гидроксидами железа и хлори-
том, чаще всего наследуют от железистых кварцитов тонкополос-
чатую текстуру руд. Они характеризуются весьма высоким со-
3—5150 33
держанием Fe (64—69 %) и ничтожным содержанием вредных
примесей (сотые доли процента).
Разведанные и прогнозные запасы КМА до глубины 700 м
оцениваются в 850 млрд, т, богатых железных руд до глубины
1200 м—80 млрд. т.
Бассейн шт. Минас-Жерайс площадью 7 тыс. км2 расположен
в районе «Железорудного Четырехугольника» в центральной ча-
сти Бразилии (рис. 12).
0 50 100км
I I____________I
Рис. 13. Схема геологического строения железорудного бассейна Хамерсли (За-
падная Австралия). По Т. Трендаллу.
1, 2 — осадочные породы: 1 — фанерозойскне платформенного чехла, верхнего и среднего
протерозоя, 2 — нижнего протерозоя; 3 — граниты; 4 — железистые кварциты иижиего про-
терозоя; 5—граиитогиейсы архея
На архейских кристаллических сланцах и гнейсах в этом
районе несогласно залегают нижнепротерозойские породы серии
Минас мощностью до 7 км, сложенные кварцитами, сланцами,
филлитами, конгломератами, метаморфизованными лавами и ту-
фами. Средняя свита серии Минас представлена тонкослоистыми
и массивными гематитовыми рудами и мартит-магнетитовыми
кварцитами с прослоями и линзами марганцевых руд, переслаи-
вающимися с доломитами, кварцитами и сланцами.
Протяженность гематитовых руд и кварцитов с востока на за-
пад 150 км, с севера на юг более 75 км, мощность от нескольких
десятков метров до 1 км (средняя 150 м). Текстура пх тонкопо-
34
лосчатая, с поперечным размером полос от 1 мм до 2 см. Струк-
тура тонко- и мелкозернистая, с размером зерен железорудных
минералов 0,001—0,4 мм. Содержание Fe в богатых рудах 63—
69 %. Запасы 30 млрд. т.
Бассейн Хамерсли расположен в Западной Австралии. Пло-
щадь его 150 тыс. км2 при длине около 600 км и ширине 350 км
(рис. 13). На архейских гранитогнейсах несогласно залегают
нижнепротерозойские породы, подразделяющиеся на три свиты.
Нижняя свита сложена базальтами, аркозовыми песчаниками и
глинистыми сланцами. Средняя свита (Хамерсли) мощностью
О Б0 100 км
I________I_________।
Ку|? Из |-.-;э|51 [3^7
Рис. 14. Схема геологического строения железорудного района оз. Верхнего.
По С. Голдичу.
1 — песчаники, глинистые сланцы и вулканиты верхнего протерозоя; 2 — аргиллиты и же-
лезистые кварциты среднего протерозоя; 3 — кристаллические сланцы и амфиболиты ниж-
«его протерозоя; 4 — габбро; 5 — граниты; 6 — железистые кварциты; 7 — разломы
2,5 км образована гематитовыми рудами и кварцитами, кремни-
стыми сланцами, доломитами, алевролитами, долеритами и даци-
тами. Верхняя свита представлена терригенными богатыми квар-
цем обломочными породами с прослоями доломитов и железистых
кварцитов. В центральной части бассейна породы залегают поло-
го, а у его краев смяты в складки и разбиты разрывами. В сви-
те Хамерсли три группы пластов (гематитовые руды, кварциты и
сланцы) мощностью (снизу вверх) соответственно 200, 650 и
200 м. Типы руд: гематитовые массивные, гематитовые конгло-
мераты и лимонитовые пизолитовые. Содержание Fe в железистых
кварцитах 25—40 %, в богатых рудах (голубой гематит) 64—
.3' 35
67 %, Р и S — сотые доли процента, кремнезема до 3,6 %. Всего
в этом районе насчитывается более 100 месторождений. Общие
запасы богатых руд бассейна 32 млрд, т, запасы железистых квар-
цитов достигают сотен миллиардов тонн.
Бассейн района оз. Верхнего. На архейских гранитах и гней-
сах здесь залегают нижнепротерозойские породы, представленные
в основании разреза кварцитами, конгломератами, доломитами и
сланцами, в средней части — железистыми кварцитами, сланца-
ми и безрудными кварцитами, а в верхней — песчаниками и пок-
ровами основных лав.
Железистые кварциты на наиболее крупном месторождении
Месаби (рйс. 14) прослежены по простиранию на 145 км при ши-
рине 3—16 км, включают четыре продуктивных горизонта сум-
марной мощностью более 200 м. Содержание железа в магнетито-
вых кварцитах 25—38 %. Богатые массивные руды столбо- и лин-
зообразных залежей вскрыты до глубины 800—1200 м. Руды
кварц-гематитовые, реже кварц-магнетитовые, мартитовые и ге-
матитовые. Богатые руды содержат 50—62 % Fe, S и Р — от со-
тых долей процента до 0,1 %. Запасы их 2 млрд, т, а желези-
стых кварцитов 40 млрд. т.
МАРГАНЕЦ
Марганцевые руды начали использовать в конце XV111 в. для из-
готовления красок и медицинских препаратов. Широко приме-
няться марганцевые руды стали во второй половине XIX в. в
связи с открытием способов производства стали. В настоящее
время металлургическая промышленность является основным
потребителем марганца, и только 5 % его используется в электро-
технической (для производства сухих батарей), химической (кра-
сильной и лакокрасочной) и керамической промышленности.
Добавка марганца к железу и стали существенно повышает их
вязкость, ковкость и твердость. В расплав марганец вводят в ви-
де ферромарганца (70—80 % Мп, 0,5—1 % С, остальное Fe). В
цветной металлургии марганец применяется для получения мар-
ганецсодержащих бронз, латуней и других сплавов с цветными
металлами, обладающих повышенной прочностью и антикорро-
зионными свойствами.
Общие мировые запасы марганцевых руд 3,4 млрд, т, в том
числе в СССР 2,4 млрд, т, в Габоне, Австралии, Бразилии и Ин-
дии — от 500 до 80 млн. т, прогнозные запасы ЮАР оцениваются
в 3 млрд. т.
Добыча марганцевой руды в 1915 г. равнялась 1,5 млн. т, а в;
1982 г.—22 млн. т. В настоящее время марганцевую руду раз-
рабатывают 20 стран; более половины добывает СССР, от 1,5 до
3 млн. т в год — ЮАР, Бразилия, Габон, Австралия и Индия.
Стоимость руды с содержанием 40—50 % Мп и менее 0,14 % Р
70—80 дол/т.
К уникальным относятся месторождения марганцевых руд с
запасами более миллиарда тонн, к крупным с запасами в сотни
36
миллионов тонн, к мелким—с запасами в десятки м алл ионов
тонн.
В металлургии используют руды с содержанием 30—36 % Мп
и менее 0,2 % Р. Кондиционное содержание для легкообогатимых
руд более 10 %, а для труднообогатимых — более 20 % Мп.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Марганец состоит из одного изотопа 55Мп. Кларк марганца 0,1 %-
Повышенные содержания (до 1,5 кларка) наблюдаются в уль-
траосновных и основных породах.
Коэффициент концентрации мар-
ганца высокий (около 300).
Марганец обладает двумя ус-
тойчивыми валентностями: соеди-
нения Мп2+и Fe2+замещают друг
друга в эндогенных процессах,
Мп4+ и Fe3+ совместно участвуют
в экзогенных процессах. Они оса-
ждаются при различных значени-
ях pH среды (рис. 15): железо в
более, а марганец в менее окис-
лительных (дальше от берега)
условиях.
Эндогенные обособления мар-
ганца не имеют промышленного
значения. Уникальные и крупные
концентрации отмечаются в оса-
дочных и вулканогенно-осадоч-
Рис. 15. Поля устойчивости разно-
возрастных оксидов, гидроксидов,
карбонатов и силикатов марганца в
зависимости от кислотно-щелочных
(pH) н окислительно-восстановитель-
ных (Eh) условий. По Р. Гаррельсу.
ных породах, более мелкие — в
корах выветривания метаморфи-
ческих пород.
Известно свыше 150 минералов
марганца. Промышленные ми-
нералы: пиролюзит МпО2 (55—
63%), браунит МпМпОз (60—69), гаусманит МпМп2О4 (65—
72), манганит МпООН (50—62), вернадит МпО2п-Н2О (40—45),
псиломелан ВаМпМп902оЗН20 (45—60), родохрозит МпСО3 (40—
45), манганокальцит (Са, Мп)СО3 (7—23) и манганосидерит (Мп,
Fe) СО3 (23—32).
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
В геосинклинальном этапе основная концентрация марганца про-
исходит на ранней стадии, когда в прибрежных частях геосинкли-
нальных бассейнов накапливаются осадочные руды. Средняя и
поздняя стадии геосинклинального цикла для марганца не про-
дуктивны. В платформенный этап формируются марганцевые ме-
сторождения групп осадочной и выветривания.
37
В позднеархейско-раннепротерозойскую металлогеническую
эпоху сформировались мощные геосинклинальные образования,
характеризующиеся в ряде случаев высокопродуктивными мар-
ганценосными толщами (гондиты в Индии и Гане, железистые
кварциты в Бразилии, ЮАР и др.). В более поздние эпохи в ко-
рах выветривания этих пород возникли месторождения богатых
марганцевых руд.
Палеозойская эпоха характеризуется накоплением марганца в
нижнекембрийских и девонских породах в связи с андезит-базаль-
товым вулканизмом (месторождения Урала, Центрального Казах-
стана, Кузнецкого Алатау, Удско-Шантарского района Хабаров-
ского края в СССР), а также в процессе осадочных накоплений
марганецсодержащих известняков и доломитов (Усинские в Во-
сточных Саянах, СССР).
В мезозойскую эпоху встречаются рудопроявления марганца,
обусловленные позднемеловым (Закавказье, Забайкалье в СССР;
Среднегорская зона в НРБ, Турции) и юрским (береговые хреб-
ты Северной Америки, Новая Зеландия) вулканизмом.
Палеогеновая эпоха отличается уникальным накоплением оса-
дочных олигоценовых марганцевых руд на южной окраине Во-
сточно-Европейской платформы (Никопольский бассейн, Чиатур-
ское, Мангышлакское в СССР, Оброчище в НРБ и другие место-
рождения) и крупными скоплениями палеоценовых марганцевых
руд вдоль восточного склона Урала.
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Выделяются следующие промышленные типы марганцевых место-
рождений: 1) осадочные, 2) вулканогенно-осадочные, 3) выветри-
вания, 4) метаморфогенные. Главное промышленное значение
имеют первый и третий типы.
Осадочные месторождения
Родохрозит-псиломелан-пиролюзитовые месторождения среди при-
брежно-морских и лагунных олигоценовых отложений сосредото-
чены в южной части Паратетиса, в котором образовались Нико-
польский марганцеворудный бассейн, Чиатурское и Мангышлак-
ское месторождения СССР и месторождение Оброчище в НРБ.
В этих месторождениях заключено более 70 % мировых запасов
марганцевых руд. Их накопление одни геологи (А. Бетехтин,
Н. Страхов, Г. Авалиани и др.) связывают с осадочными, а дру-
гие (Г. Дзоценидзе и др.) — с вулканогенно-осадочными процес-
сами.
Грандиозное количество марганцевых руд сосредоточено в же-
лезо-марганцевых конкрециях, выстилающих крупные площади
дна Тихого, Атлантического и Индийского океанов (рис. 16). За-
пасы их 2.5-1012 т, что в сотни раз превышает учтенные суммар-
ные запасы во всех месторождениях Земли. В связи с тем что
конкреции формируются непрерывно, запасы этих руд ежегодно
ЗВ
позрастают на 10 млн. т. Источником железа, марганца, а также
опутствующих кобальта, никеля, меди, цинка, свинца, золота,
серебра и др. одни геологи считают донные вулканические эксга-
яции, другие — инфильтрацию из донных базальтов океаничес-
кой водой, третьи — снос с континентов.
Никопольский бассейн. Этот марганцеворудный бассейн вклю-
чает Никопольское и Больше-Токмакское месторождения и ряд
рудоносных площадей, вытянутых вдоль берегов Днепра и Ин-
гульца в районе городов Никополя и Запорожья в виде полосы
протяженностью 250 км и шириной до 25 км (рис. 17). Пласт
Рис. 16. Распространение железо-марганцевых конкреций на дне Мирового океа-
на. По И. Мурдмаа.
/ - - конкреции отсутствуют или встречаются редко; 2 — высокие концентрации редки; 3 —
высокие концентрации часты
марганцевой руды залегает в нижнеолигоценовых песчано-глини-
стых осадках, которые простираются вдоль южного склона Укра-
инского кристаллического шита и западного склона Азовского
кристаллического массива.
Рудный пласт характериз^ ется перемежаемостью марганцевых
конкреций, линз и стяжений мощностью от нескольких сантимет-
ров до 4,5 м (в среднем 2—3,5 м) с песчано-алеврито-глинисты-
ми осадками, залегание его почти горизонтальное, местами с па-
дением на юг под углами 5—7°. Количество марганцевых руд,
аключенных в глинисто-алевролитовой нерудной массе, достига-
ет 50 % (масс.), среднее содержание марганца 15—25 %• В осно-
вании рудного пласта нередко расположен слой глауконитового
песка мощностью 0,2—1,5 м.
Марганцеворудные отложения залегают с размывом на под-
стилающих породах верхнего эоцена, сложенных алевритами, уг-
листыми глинами и песками, или на кристаллических породах фун-
дамента— плагиогранитах, мигматитах и их корах выветривания.
39
Надрудные отложения представлены плиоценовыми глинами, из-
вестняками-ракушечниками, мергелями и четвертичными суглин-
ками общей мощностью от 15 до 80 м. Постмиоценовые эрозион-
ные размывы существенно нарушили первичный характер рас-
пространения марганцеворудных осадков. В настоящее время
крупные участки марганцевых руд сохранились только во впади-
нах кристаллического фундамента.
В пределах полосы месторождений по мере погружения кри-
сталлического фундамента выделяются три рудные латеральные
зоны: оксидные, смешанные (оксидно-карбонатные) и карбонатные
Рис. 17. Схема размещения марганцеворудных площадей в Никопольском бас-
сейне. По В. Грязнову.
1—3 — марганцевые руды: / — оксидные, 2 — оксидные и карбонатные, 3 — карбонатные;
1 — площади, на которых карбонатные руды уничтожены эрозией; 5 — пойма Днепра;
6—глины олнгоцена; 7 — песчанистые глины олигоцеиа; 8 — <островки» олигоценовых от-
ложений; 9— границы олигоценовых отложений; 10— предполагаемая южная граница
карбонатных руд; 11 — выходы кристаллических пород; 12 — изогипсы поверхности докем-
брийских пород. Рудоносные площади показаны римскими цифрами (I—V). рудоносные
участки — арабскими (1—12)
марганцевые руды. Среди разведанных руд этих месторождений
соотношение оксидных, смешанных и карбонатных руд равно
25:5:70. Оксидные руды сложены пиролюзитом, псиломеланом,
манганитом; карбонатные — преимущественно манганокальцитом,
в незначительном количестве родохрозитом. Карбонатные руды
залегают в нижней части рудного пласта, встречаются в виде ре-
ликтов в оксидных рудах или образуют пласты, целиком сложен-
ные манганокальцитом с включениями (до 25%) песчано-алеври-
товых частиц, обломков раковин и фосфатизированных остатков,
рыб.
Чиатурское. Это месторождение находится на западе Грузии,
в 140 км от порта Поти. Район месторождения представляет со-
ббй высокогорное плато с абсолютными отметками 600—800 м,
прорезанное долиной р. Квирилы и ее притоками на глубину
150—250 м; при этом эродирована половина рудоносной площади.
40
горизонтальным 1:25 000
ES37 IVvI5 I----1?? |------\12
Рис. 18. Схематический геологический разрез через центральную часть Чиатур-
ского месторождения. По Г. Авалиани, В. Табагари и др.
1 — песчанистые глииы и глинистые пески; 2 — глинистые известняки, мергели; 3 — извест-
няки; 4 — кислые эффузивы; 5 — туфы кислых эффузивов; 6 — базальты; 7 — пески; 8 —
глинистые сланцы; 9 — андезиты; 10 — песчанистый известняк; // — тектонические наруше-
ния; 12 — марганцевый горизонт
В геологическом строении территории района участвуют гра-
нитоиды, габброиды, кристаллические сланцы докембрия и ниж-
него палеозоя, песчаники и известняки лейаса, кварцевые порфи-
ры байоса, карбонатно-терригенные отложения мелового возраста
и третичные песчано-глинистые отложения. Марганцеворудный
горизонт, стратиграфически соответствующий нижним слоям оли-
гоцена, трансгрессивно залегает на подстилающих верхнемеловых
известняках с падением на восток, не превышающим нескольких
градусов. С юго-запада месторождение срезано крупным сбросом
северо-западного простирания.
Олигоценовые отложения подразделяются на под рудные, руд-
ные и надрудные. В основании подрудных отложений располага-
ется пласт базальных конгломератов мощностью до 0,5 м, над
ним кварц-аркозовые, слюдистые песчаники мощностью до 30 м.
Марганценосный горизонт представлен переслаивающимися
опоковидными песками, глинами и рудными пластами. Число руд-
ных пластов меняется от 3 до 25, мощность от 1 до 50 см, безруд-
ных слоев до 1 м. Общая мощность рудного горизонта достигает
14 м (средняя 4,2 м). Над рудоносным горизонтом залегают пес-
чаники и кремнистые туффиты или глины. Общая мощность оли-
гоценовых отложений НО м (рис. 18).
41
На месторождении выделяются первично-оксидные (45 % за-
пасов), карбонатные (40 °/о) и оксидные (15 %) руды. Первично-
оксидные руды подразделяются на оолитовые твердые и мягкие
руды пиролюзитового, манганитового и псиломеланового состава.
Они содержат в % (масс.): Мп 45—52; Fe 0,7—1,2; Р 0,1—0,2;
SiO2 7—12.
Карбонатные руды образуют прослои (до 0,5 м), чередующие-
ся с песчано-глинистыми, опаловыми и карбонатно-опаловыми
породами. Сложены манганокальцитом, кальцитом, родохрозитом
и опалом, встречаются также барит, гипс, пирит, марказит. Содер-
жат в % (масс): Мп 10—30; Fe 2—4; Р 0,1—0,3; SiO2 5—40; Cao
10—35. Оксидные руды, представляющие собой продукты гипер-
генного окисления карбонатных руд, вскрывающихся на поверх-
ности, сложены гидроксидами марганца и железа, опалом, релик-
товыми остатками первичных оксидных и карбонатных руд и
содержат в % (масс.): Мп 30—35; Fe 2—5; SiO2 8—35. В про-
мышленном отношении наибольшее значение имеют оксидные пи-
ролюзитовые руды.
Железо-марганцевые конкреции дна океанов
Впервые железо-марганцевые конкреции на дне Тихого океана
были открыты экспедицией на судне «Челленджер» более 100 лет
назад. Однако реальные представления об их развитии получены
во второй половине текущего столетия, когда стали применяться
подводное фотографирование и телевидение морского дна и были
разработаны методы подъема глубоководных осадков. Этими ис-
следованиями установлено, что железо-марганцевые конкреции
формируются преимущественно в пелагической области океанов п
практически отсутствуют в приконтинентальных зонах.
Конкреции и рудные корки на поверхности коренных пород
обнаружены в пелагической области практически повсеместно,
как на дне котловин, так и на склонах поднятий. Мощность же
лезо-марганцевых корок на базальтах и туфобрекчиях изменяется
от нескольких миллиметров до 10—15 см. Размер конкреций
в диаметре от 1 мм до 1 м, наиболее распространены конкреции
размером 3—-7 см в поперечнике.
Морфологические типы конкреций — сферические, эллипсои-
дальные, лепешковидные, плитчатые, желвакообразные и грозде-
видные (рис- 19). Часто эти формы обусловлены конфигурацией
обломков пород и органических остатков, служащих ядрами кон-
креций. Среди них встречаются обломки эффузивных и туфоген-
ных пород, зубы акул и другие органические остатки. Текстуры
конкреций и рудных корок — скорлуповато-слоистые, оолитовые,
петельчатые, колломорфные, пятнистые и прожилковые — харак-
теризуют различные стадии их образования в процессе осажде-
ния рудного вещества и в последующих процессах метасоматоза
и метаморфизма. Главные рудообразующие минералы в конкре-
циях— вернадит и гидрогётит, реже встречаются другие гидро-
42
ксиды марганца и железа (тодорокит, пиролюзит, бернессит, рань-
сеит и криптомелан). По данным П. Андрущенко и др., в составе
марганцевых конкреций установлены браунит и гематит.
1 США, ФРГ и Япония, не имеющие крупных месторождений
марганца на своих территориях, начали опытную добычу желе-
зо-марганцевых конкреций со дна Тихого и Атлантического
-океанов на глубинах до 7 км. В добываемых конкрециях содер-
жатся в % (масс.): Мп 25—30; Fe 10—12; 'Ni 1—2; Со 0,3—1,5;
Си 1—1,5. Концентрация конкреций на отрабатываемых участках
10—20 кг на 1 м2. В 1985 г. заявки на промышленную добычу
конкреций сделали СССР, Франция, Япония и Индия.
Вулканогенно-осадочные месторождения
Вулканогенно-осадочные марганцевые месторождения приурочены
к областям интенсивного проявления подводного вулканизма,
характеризующимся накоплением лав и туфов с подчиненным
количеством осадочных пород и руд. Для них установлена отчет-
ливая связь с кремнистыми (яшма, туфы), карбонатными (извест-
няки, доломиты) и железистыми (магнетито-гематитовыми) по-
родами и рудами.
Руды формировались на ранней стадии геосинклинального
этапа в эвгеосинклинальных условиях вслед за периодом подвод-
ной вулканической деятельности. Поступление марганца, железа,
кремнезема, меди, цинка, свинца, бария, германия и других ком-
понентов осуществлялось поствулканическими Подводными эксга-
ляциями и гидротермами. Обычно железо-марганцевые месторож-
дения приурочены к диабаз-порфировым, андезитовым или кварц-
кератофировым комплексам и располагаются как у очагов вулка-
нической деятельности, так и на удалении от них, среди горизон-
тов пирокластического материала.
Месторождения этой группы отличаются браунит-гаусмани-
товым составом первичных марганцевых руд и псиломелан-верна-
дитовыми рудами в корах выветривания. Они представлены пла-
стообразными залежами мощностью 1—10 м, содержащими
в % (масс.): Мп 40—55; SiO2 10; Р 0,03—0,06. Месторождения по
запасам, как правило, небольшие. Примерами подобных место-
рождений в СССР являются девонские месторождения Агасуй-
ского и Джездинского районов Центрального Казахстана, Горно-
го Алтая, Магнитогорского района на Южном Урале; кембрий-
ские — Мазульское и Дурновское в Кузнецком Алатау, Удско-Шан-
тарского района в Хабаровском крае и ряд мелких мелового
возраста на Кавказе. Наиболее крупное железо-марганцевое ме-
сторождение Атасуйского района Западный Каражал описано в
главе «Железо».
Месторождения выветривания
Месторождения выветривания образуются по марганцесодержа-
щим метаморфизованным силикатным и карбонатным породам.
43
Распространены они главным образом в Индии и Бразилии, а так-
же в Канаде, Венесуэле, Габоне, Гане, ЮАР и Австралии.
В Индии промышленное значение имеют залежи богатых мар-
ганцевых руд, сложенные пиролюзитом и псиломеланом, образо-
вавшиеся в корах выветривания (марганцевых шляпах) гондитов и
кодуритов протерозойского возраста, содержащих в % (масс.):
Мп 30—50; SiO2 — до 12; Fe — до 14; Р — обычно до 0,2, иногда
до 2. Глубина распространения оксидных руд 10—70 м. Несколько
десятков крупных и сотни мелких месторождений богатых марган-
цевых руд выявлены в центральных и южных штатах Индии (Мад-
хья-Прадеш, Махараштра, Раджастхан, Гуджарат, Орисса и Анд-
хра-Прадеш).
В Бразилии марганцевые месторождения связаны с железисты-
ми кварцитами, марганецсодержащими карбонатными породами и
гондитами в штатах Минас-Жерайс, Байя, Гояс и Мату-Гросу, терр.
Амапа. Месторождения в шт. Мату-Гросу кембрийского и ордовик-
ского возраста, остальные — протерозойские.
В шт. Минас-Жерайс имеется более 50 марганцевых месторож-
дений, связанных с железистыми кварцитами, и более 100, связан-
ных с марганецсодержащими известняками, доломитами, кварци-
тами и сланцами, входящими в состав нижнепротерозойских пород
серии Минас. В железистых кварцитах, средняя мощность которых
150 м, обычно встречаются от одного до пяти пластов или линз мощ-
ностью 0,5—6 м, обогащенных марганцем. Они прослеживаются по
простиранию от сотен метров до 10 км. Содержание марганца в
них 40—50 %. Отношение Мп : Fe=3 : 1, а в гондитах 8-F10 : 1, что
позволяет различать руды этих формаций.
Содержание Мп в оксидных гипергенных рудах, образованных
по марганецсодержащим доломитам, 30—53 %, БЮг и Fe — до 3 %,
Р — до 0,1 %. Эти руды отличаются от руд, образованных по сили-
катным породам, низкими содержаниями SiC>2 и Fe.
В ЮАР в районе Куруман (Калахари) месторождения марган-
ца приурочены к основанию толщи железистых кварцитов, пере-
крытых известковистыми доломитами верхнего докембрия системы
Трансвааль. Рудная толща состоит из трех рудных пластов суммар-
ной продуктивной мощностью от 20 до 50 м. Пласты прослежива-
ются на несколько километров. Руды сложены браунитом, крипто-
меланом, реже гаусманитом и манганитом. Содержание Мп в ру-
дах 38—48, Fe 4—20%. Здесь разрабатываются мощные рудные
залежи оксидных марганцевых руд зоны окисления.
Метаморфогенные месторождения
Метаморфогенные марганцевые месторождения связаны с марга-
нецсодержащими протерозойскими силикатными породами — гон-
дитами и кодуритами. Гондиты сложены кварцем, спессартином,
браунитом, гаусманитом и родонитом. Кодуриты состоят из калие-
вого полевого шпата, спессартина и апатита. Они переслаиваются с
мраморами, кварцитами и сланцами. Гондиты и кодуриты распро-
44
странены на площадях в сотни квадратных километров, протяжен-
ность метаморфизованных марганценосных залежей до 3—8 км,
мощность 3—60 м, среднее содержание марганца 10—20%. Наи-
более крупные месторождения находятся в Индии и Бразилии.
В Индии метаморфизованные осадочные формации кварци-
тов, сланцев и карбонатных пород, включающих гондиты и кодури-
ты, а также метаморфизованные марганцеворудные залежи, от-
мечены в районах Саусар, Аравалли, Чемпенер, Гангапур и Кондо-
лит. Встречаются они в виде поясов протяженностью до 200 км при
ширине до 30 км. Степень метаморфизма вмещающих пород отве-
чает зеленосланцевой, амфиболитовой и гранулитовой фациям.
Рудные тела и вмещающие породы собраны в складки различных
( размеров. Метаморфизованные марганцеворудные залежи отли-
ваются полосчатой текстурой, сложены браунитом, биксбиитом и
•’голландитом. Они переслаиваются с марганецсодержащими сили-
^катными породами, гондитами и кодуритами. В настоящее время
/разрабатываются наиболее мощные рудные тела оксидных марган-
! цевых руд зоны окисления; гондиты и кодуриты не разраба-
тываются.
ХРОМ
Хром открыт в 1797 г. французским химиком Л. Во'кленом в мине-
рале крокоите с Урала. Руды хрома (хромиты) впервые выявлены
Й?на Урале в 1799 г. В начале XIX в. они использовались только в ка-
'^честве огнеупорного материала для футеровки металлургических
ц печей, получения красок и дубителей кож. В конце XIX в. хром
|| начали широко использовать в качестве легирующего металла,
Q улучшающего свойства изделий из стали.
В настоящее время основной потребитель хромитов — металлур-
гическая промышленность (65 %), значительно меньше потребляют
их огнеупорная (18%) и химическая (17%) промышленность. До-
бавка феррохрома (65—70 % Сг, 5—7 % С, остальное Fe) или
чарж-хрома (54 % Сг, 6—7 % С, 2—4 % Si, остальное Fe) к сталям
повышает их вязкость и твердость, а также улучшает антикоррози-
онные свойства. Хром необходим для производства нержавеющих,
жаропрочных, кислотоупорных, инструментальных и других видов
сталей. Сплавы хрома с кобальтом, вольфрамом или молибденом
используются в качестве антикоррозионных покрытий (хромиро-
вание).
СССР занимает первое место в мире по запасам и добыче хро-
митов. Общие запасы хромитов капиталистических и развивающих-
ся стран 4,4 млрд. т. Брлее 90 % из них сосредоточено в ЮАР и
Зимбабве, остальные — в основном в Турции, Филиппинах, Индии,
Иране и Финляндии. Добыча хромитовой руды в 1982 г. достигла
6,4 млн. т В настоящее время хромиты добывают 18 стран, на до-
лю СССР падает 40 % добычи. Стоимость хромитовой руды с со-
держанием 44—48 % Сг2О3 составляет 45—155 дол./т.
45
Рис. 19. Железо-марганцевые конкреции различной формы
К уникальным относятся месторождения хромитовых руд с за-
пасами в сотни миллионов тонн, к крупным — десятки миллионов
тонн, к мелким — единицы миллионов тонн.
Металлургическая промышленность потребляет руды с содержа-
нием Сг2О3 более 48, S и Р менее 1 % и соотношением Cr2O3/«FeO» *
больше 3; химическая — Сг2О3 более 44, Fe2O3 менее 14, SiO2 менее
5 %: огнеупорная — Сг2О3 более 32, SiO2 менее 6, СаО менее! %.
«FeO»=FeO4-0,9Fe2O3.
46
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
В природе известно четыре изотопа хрома: с массовыми числами
50, 52—54, наиболее распространен 52Сг. Кларк хрома 0,0083%.
Повышенные содержания его отмечаются в ультраосновных (0,2 %)
и основных (0,02%) породах. Коэффициент концентрации хрома
весьма высокий (около 4000).
Хром обладает двумя валентностями (Сг3+ и Сг6+). Соединения
трехвалентного хрома наиболее устойчивы и широко распростране-
ны. Соединения шестивалентного хрома возможны только в резко
окислительной обстановке при высоком значении pH. Трехвалент-
ный атом хрома ввиду высокого сродства с кислородом образует
оксиды вместе с ионами алюминия, магния, двух- и трехвалентного
железа, обособляющихся на высокотемпературной магматической
ступени эндогенного процесса при дифференциации перидотитовой
магмы. В экзогенных условиях такие соединения устойчивы, спо-
собны поступать в россыпи или мигрировать в виде взвесей, иногда
обогащая отложения песков и глин.
Известно 25 минералов хрома. Промышленными являются
хромшпинелиды («хромиты) с общей формулой (Mg, Fe)O
(Сг, AlFe)2O3. Состав хромитов изменчив, % (масс.): Сг2О318—65;
MgO до 16; FeO до 18; Fe2O3 до 30; А12О3 до 33. Присутствуют
также оксиды Мп, V, Ni, Со, Zn и др. Наибольшее промышленное
значение имеют магнохромит (50—65 % Сг2О3), меньшее — хром-
пикотит и алюмохромит (35—55 %). Другие хромсодержащие ми-
нералы— хромвезувиан, хромдиопсид, хромтурмалин, хромовый
гранат (уваровит), хромовая слюда (фуксит), хромовый хлорит —
часто сопровождают хромиты или встречаются в зоне гипергенеза
(хроматы, хромкарбонаты и др.) и имеют поисковое значение.
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
В общем цикле геологического развития месторождения хромитов
возникают дважды — на ранней стадии геосинклинального этапа
и на стадии активизации платформенного этапа геологической
истории.
На ранней стадии геосинклинального этапа в связи с гиперба-
зитами (дуниты, гарцбургиты), представляющими крайние диффе-
ренциаты перидотитовой формации, образуются магматические ме-
сторождения, среди которых наиболее существенны позднемагма-
тические. Размещение рудоносных массивов ультраосновных пород
и находящихся среди них месторождений этой стадии контролиру-
ется глубинными разломами, проходящими по бортам эвгеосин-
клинальных трогов и формирующими протяженные хромитоносные
пояса. Их примером могут служить хромитоносные пояса Урала,
Балкан и Малой Азии.
На стадии активизации платформ создаются массивы расслоен-
ных пород габбро-норитовой и пироксенитовой формаций, для ко-
торых типичны раннемагматические хромитовые месторождения.
47
Большинство геологов рассматривает месторождения хрома в
качестве продуктов магматической дифференциации перидотито-
вых расплавов, обособляющихся в начале процесса вследствие
кристаллизационной дифференциации «сухих» магм или в конце
его из остаточных расплавов, богатых летучими соединениями,
снижающими температуру кристаллизации хромитов. Существуют
гипотезы ликвационного и метасоматического происхождения хро-
митов.
Хромитовые месторождения формировались в различные цик-
лы геологического развития: протерозойский (Индия, США), ка-
ледонский (Норвегия, Южная Африка), герцинский (Урал, Ка-
захстан, Средняя Азия в СССР; вероятно, большая часть Балкан,
Турции и Ирана), альпийский (Малый Кавказ, Сахалин, Камчат-
ка в СССР, СФРЮ, Албания, Филиппины, Куба, Новая Каледо-
ния) .
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Среди промышленных типов хромитовых месторождений выделя-
ются: 1) раннемагматические, 2) позднемагматические, 3) рос-
сыпные (несущественные).
Раннемагматические месторождения
Раннемагматические месторождения представлены пластообраз-
ными телами хромитовых руд в расслоенных гипербазитовых мас-
сивах. Примерами уникальных по запасам месторождений этого
типа являются Бушвельдский массив в ЮАР И месторождения
Великой Дайки в Зимбабве.
Бушвельдский массив (пров. Трансвааль, ЮАР) представляет
собой грандиозный лополит протяженностью с запада на восток
460 км и с севера на юг 250 км, сужающийся и погружающийся
к центру под углами 15—30° (рис. 20)- Он внедрился в мощную
толщу кварцитов и эффузивов протерозоя (трансваальская систе-
ма) в протерозойское же время. Внедрение происходило в момент
максимального накопления осадков и прогибания крупной плат-
форменной мульды. Главная особенность внутреннего строения
массива — его расслоенность. Отдельные горизонты основных и
ультраосновных пород, имеющие мощность от сантиметров до
метров, прослеживаются по простиранию на 100—200 км. В мас-
сиве снизу вверх отмечается следующая смена пород (рис. 21):
нориты мощностью 350 м (зона Закалки); нориты, перемежаю-
щиеся с перидотитами, мощностью 1500 м (Базальная зона); но-
риты с прослоями пироксенитов и анортозитов мощностью около
1000 м (Критическая зона); габбронориты мощностью 3500 м
(Главная зона); габбродиориты мощностью 2000 м (Верхняя
зона).
Месторождения хромитов сосредоточены в пироксенитах и
анортозитах Критической зоны. С норитами этой зоны связаны
48
Рис. 20. Геологический план Бушвельдского ло-
полита (верхнекамеиноугольиые отложения сня-
ты). По А. Дю-Тойту.
1,2 — отложения нижнего палеозоя: 1 — песчаники и
глинистые сланцы, 2 — кварциты и фельзиты; 3 — гра-
ниты; 4 — иориты докембрия; 5 — диабазы; 6— сиениты
и щелочные сиениты; 7 — дайки щелочных пород; 8Г
9 — эалежн руд: 8 — хромитовых, 9 — титаномагнетито-
вых
Рис. 21. Схематическая геологическая колонка
Бушвельдского лополита. По А. Дю~Тойту.
1 — кварциты и фельзиты нижнего палеозоя; 2 — грано-
фиры; 3 — оловянное и олово-вольфрам-медное орудене-
ние; 4—граниты; 5 — кислые иориты, диориты; 6 — ти-
таном агнетиты; 7 — нориты, анортозиты; 8 — броизити-
ты, нориты, габбро, анортозиты, дуниты; 9—горизонт
Меренского; 10 — хромиты; II — базальты; 12 — кварци-
ты докембрия
4—5150
платиноносные медно-никелевые сульфидные месторождения (го
ризонт Меренского). В анортозитах Главной зоны встречены ме-
сторождения титаномагнетитов. В верхней части массива изве-
стны граниты, к которым тяготеют гидротермальные месторож-
дения олова и флюорита.
Месторождения хромитов приурочены к двум рудоносным го-
ризонтам протяженностью ПО—160 км. Залежи вкрапленных и
массивных руд имеют форму параллельных прослойков, элементы
их залегания полностью совпадают с расслоенностью вмещающих
пород. Встречаются хромиты с нодулярной текстурой.
В пределах рудных горизонтов до глубины 120 м выявлено 25
хромитовых пластов, которые объединяют в три группы: верхнюю
(до глубины 30 м), среднюю (30—75 м) и нижнюю (до глубины
120 м). Мощность пластов 0,2—1,8 м. Хромиты нижней группы
пластов содержат 42—50% СГ2О3. Отношение Сг2Оз/Г'еО в них из-
меняется от 1,8 до 2. Хромиты средней и верхней группы пластов
содержат 32—46% Сг2О3 при отношении Cr2O3/FeO, равном
1,5—1,75. Запасы хромита оцениваются в 2 млрд, т при среднем
содержании оксида хрома 45%.
Великая Дайка пересекает центральную часть Зимбабве с юга
на север по азимуту 17° и имеет почти вертикальное падение. Про-
тяженность ее 560 км, ширина 3—13 км. Дайка сложена (от по-
дошвы к кровле) серпентинизированными дунитами, гарцбургита-
ми, пироксенитами, габбро, норитами. Пластообразные залежи хро-
митов располагаются в нижней части интрузива среди дунитов и
гарцбургитов. На месторождении насчитывается до 11 рудных про-
слоев мощностью 16—72 см, расположенных друг над другом на
расстоянии в среднем 6 м. Они прослеживаются на протяжении не-
скольких километров. Руды высокого качества (48—50 % Сг2О3),
но со значительным содержанием Fe2O3 (до 11 %) • Общие запасы
хромитов 500 млн. т.
Позднемагматические месторождения
Позднемагматические месторождения широко распространены в
СССР на Урале, Кавказе, в Сибири, на Чукотке, Камчатке, Саха-
лине, а за рубежом —в Албании, Греции, СФРЮ, Турции, Иране,
Пакистане, Индии, Филиппинах, Мадагаскаре и на Кубе.
Главной хромитоносной провинцией в СССР является Урал, где
известно 25 районов, в которых в разное’время производилась до-
быча хромитов. В настоящее время разрабатываются Донская
группа хромитовых месторождений, находящаяся в юго-восточной
части Кемпирсайского массива на Южном Урале, и Сарановское
месторождение на западном склоне Среднего Урала.
Кемпирсайский массив ультраосновных пород расположен в
пределах Уралтауского мегантиклинория. Он вытянут в субмери-
диональном направлении на 82 км согласно с контролирующей его
зоной разлома. Ширина массива изменяется от первых километров
в северной части до 32 км в южной.
Северная часть массива залегает согласно с направлением
сланцеватости верхнепротерозойских отложений в висячем боку и
ордовикских — в лежачем. Эта часть массива представляет собой
моноклинально падающее на запад тело мощностью до 2,5 км, с
углами падения 40- 50°. На поверхности массива отмечено три
сводовых поднятия, в прогибах между ними встречены ксенолиты
кровли, сложенные габброамфиболитами и верхнепротерозойскими
сланцами. По геологическим и геофизическим данным массив в
южной части имеет форму лакколита (рис. 22), залегающего меж-
ду породами верхнего протерозоя и нижнего палеозоя. Под юго-
восточной хромитоносной частью массива геофизическими работа-
ми выявлен подводящий канал, имеющий крутое восточное паде-
ние в сторону Магнитогорского синклинория. Сформировался ин-
(Павлов Н. и др., 1968). Массив
трузив 400—380 млн. лет назад
сложен перидотитами (гарц-
бургитами) и дунитами, в раз-
личной степени серпентинизи-
рованными. В пределах масси-
ва известно более 160 хроми-
товых месторождений и рудо-
проявлений, размещающихся
в четырех рудных полях: За-
падно-Кемпирсайском, Степ-
ном (Юго-Западном), Тыга-
шайском (Центральном) и
Главном (Южно-Кемпирсай-
ском)
Все промышленные хроми-
товые месторождения (Алмаз-
Жемчужина, им. XL лет
КазССР, Молодежное, Мил-
лионное, им. XX лет КазССР,
Комсомольское, Спорное, Ги-
гант, Геофизические и др.) ло-
Рис. 22. Схема геологического строе-
ния хромитоносного Кемпирсайского
массива. По И. Павлову и И. Гри-
горьевой.
1—4 — вмещающие кремнистые и карбо-
натные породы: 1 — девонские, 2 — силу-
рийские, 3 — ордовикские, 4 — протерозой-
ские; 5 — габброамфиболиты; 6—8 — сер-
пентинизированные образования: 6 — пе-
ридотиты и дуниты, 7 — дунит-перидоти-
товый шлирово-полосчатый комплекс, 8 —
перидотиты; 9, 10 — контуры ультраоснов-
ных пород: 9 — массива, 10 — комплексов;
11, 12 — оси: // — сводовых поднятий,
12 — межезодовых опусканий; 13 — контур
проекции рудопроводящего канала; 14—
тектонические нарушения; /5, 16 — место-
рождения руд: 15 — высокохром истых,
16 — иизкохром истых

.кализуются в Южно-Кемпирсайском рудном поле. Они тяготеют
к двум субмеридиональным зонам — Западной и Восточной (см.
рис. 22), протяженностью 20 км каждая. Вмещающими породами
являются серпентинизированные дуниты. В непосредственной бли-
зости от рудных тел в дунитах наблюдаются шлиры вкрапленных
хромитовых руд (0,5—1 м в поперечнике), тонкие (1—10 см) жил-
ки и прожилки массивных хромитов, а также сульфидсодержащие
(пирротин, пентландит) дуниты.
Контакты хромитов с вмещающими ультраосновными породами
обычно резкие, нормальные, реже тектонические. Выклинивание
рудных тел по падению и восстанию тупое, очень редко наблюда-
ется их расщепление. Наиболее распространенные формы рудных
тел — линейно-вытянутые жилоподобные линзы, реже изометрич-
ные линзы и столбообразные залежи. Углы падения рудных тел
5—15° реже до 45°, глубина залегания — от приповерхностных до
1200 м; далее они бурением не прослежены.
Размеры отдельных рудных тел варьируют от нескольких десят-
ков метров до 1,5 км по простиранию, при мощности от нескольких
метров до 150 м. Количество рудных тел, составляющих место-
рождения, различно. Месторождение Молодежное, например,
представлено одним крупным телом, на Алмаз-Жемчужине их 5,
им. XL лет КазССР—15, Миллионном — 99. На всех месторожде-
ниях рудные тела разбиты преимущественно субширотными сбро-
со-сдвигами на отдельные блоки, иногда перемещенные на расстоя-
ния от нескольких десятков метров до 300 м.
Руды массивной, вкрапленной и нодулярной текстуры сложены
магнохромнтом, в подчиненном количестве алюмохромитом, оливи-
ном или серпентином, развивающимся по оливину. В них встреча-
ются хромдиопсид, хром актинолит, хлориты, рутил, уваровит, тре-
молит, тальк, сульфиды (пирротин, пентландит, халькопирит, пи-
рит, миллерит), брусит, кварц, экзогенные минералы (халцедон,
гематит, нонтронит, магнезит, ангидрит, доломит).
Среднее содержание в рудах, % (масс.): хромшпинелидов от80
до 90; серпентина 5—15; карбонатов 4—7; остальные минералы —
менее 1 %• По химическому составу руды Южно-Кемпирсайских
месторождений относятся к высокосортным, с низким содержанием
•оксида железа (И), кремнезема, оксида кальция, серы и фосфора.
В массивных хромитовых рудах содержится 55—63 % СггО3, в гу-
стовкрапленных 45—55%, глинозёма 8—15%, оксида магния 10—
30 % Отношение Cr2O3/FeO более 4.
Сарановское месторождение находится в Чусовском районе
Пермской об части. Оно приурочено к Сарановскому хромитоносно-
му габбро-перидотитовому массиву меридионального простирания,
имеющему протяженность до 2 км при ширине до 200 м.
Массив располагается в западном крыле Центрально-Уральско-
го поднятия и находится во внешнем поясе ультрабазитов Урала.
Возникновение его связано с каледонской активизацией субмери-
диональных разломов внутри протерозойского фундамента.
Массив залегает среди позднепротерозойских кварц-слюдяных
52
•сланцев. По форме он представляет собой моноклинальное соглас-
ное тело, круто падающее на восток. На глубинах 300—400 м, по
данным бурения, массив постепенно переходит в пологое тело с
углами падения 40—30 °.
Собственно рудоносная зона шириной 40—45 м состоит из трех
параллельных жилообразных рудных залежей — Западной, Цент-
ральной и Восточной (рис. 23), расположенных в осевой части мас-
сива. Западная залежь имеет протяженность 910 м при средней
мощности 5 м; Центральная —1200 м при мощности 10 м; Восточ-
ная— 1100 м при мощности 3 м. На глубине встречаются сопутст-
Рис. 23. Широтный геологический разрез Сарановского месторождения. По
Г. Кравченко и др.
j — кристаллические сланцы; 2 — габбро и габброиориты; 3 — перидотиты; 4 — густовкрап-
ленные и массивные хромитовые руды; 5 — жильиые породы — габбродиабазы, порфириты
и др.; б — тектонические нарушения; 7 — подземные горные выработки
53
вующие линзообразные тела небольшой мощности (до 1,5 м) и про-
тяженности (десятки метров). Последующими тектоническими на-
рушениями рудные залежи разбиты на блоки с амплитудой пере-
мещения до нескольких десятков метров. Рудные тела и вмещаю-
щие ультраосновные породы пересечены дайками габбродиабазов и
диабаз-порфиритов.
Все три залежи сложены массивными и густовкрапленными хро-
митовыми рудами с небольшими содержаниями серпентинизирован-
ного оливина, пироксенов и магнетита. Руды среднезернистые, раз-
мер зерен от долей миллиметра до 3 мм, имеют сидеронитовую
структуру и полосчатую или массивную текстуру. Ввиду интенсив-
ных более поздних гидротермальных изменений в рудах нередко
присутствуют флогопит, альбит, тальк, магнезит, кварц, кальцит,
пирит, халькопирит, пирротин и спорадически апатит.
Руды содержат в % (масс.): Сг2О3 44—47; MgO 12—13; Fe2O3
5—7; FeO 14—17; А12О3 18—19 и повышенные концентрации Ti
и V. Вследствие низкого содержания хрома и высокой железисто-
сти руды месторождения не пригодны для выплавки феррохрома
и используются как огнеупорное и химическое сырье.
Россыпные месторождения
Элювиально-делювиальные россыпи хромитов образуются при вы-
ветривании коренных магматических месторождений. К ним отно-
сятся валунчатые руды Сарановского месторождения, элювиальные
россыпи Алапаевского и Варшавского месторождений на Урале,
порошковые руды коры выветривания верхних горизонтов место-
рождений Южно-Кемпирсайского района. Подобные месторожде-
ния известны также на Кубе. Филиппинах, в Новой Каледонии и на
месторождениях Великой Дайки в Зимбабве.
Прибрежно-морские россыпи установлены на Тихоокеанском по-
бережье шт. Орегон в США и на берегу зал. Терпения на о. Саха-
лине в СССР, а также на побережье Адриатического моря в Алба-
нии и Средиземного моря в Турции.
ТИТАН
Открытый в 1791 г. английским химиком У. Грегором титан лишь
в середине XX в. нашел широкое применение как металл, обладаю-
щий уникальными свойствами. Температура его плавления
(1725° С) выше, чем у железа и никеля, а плотность почти вдвое
меньше. Титан отличается высокой прочностью и коррозионной
стойкостью.
Титановые сплавы применяются как конструктивный металл в
космической технике, авиационной, судостроительной, энергома-
шиностроительной, гидролизной, пищевой, медицинской промыш-
ленности, в цветной металлургии, где они длительно эксплуати-
руются во многих химически агрессивных средах в диапазоне тем-
ператур от сверхнизких до +5004-600° С и выше. Главнейшее
значение имеют титан-ванадиевые сплавы, отличающиеся высокой
54
прочностью, ковкостью и свариваемостью; карбит титана применя-
ется для изготовления сверхтвердых сплавов, диоксид титана —
для производства стойких титановых белил, пластмасс и в целлю-
лозно-бумажной промышленности.
Общие запасы диоксида титана в капиталистических и разви-
вающихся странах 580 млн. т (1/3 рутила, 2/3 ильменита); из них
более 80 % сосредоточено в Бразилии, Канаде, Норвегии, США,
ЮАР, Индии и Австралии. Производство титановых концентратов
в 1982 г. составило 5 млн., т (в том числе 90 % ильменитового
и 10 % рутилового концентратов). Основные производители тита-
нового концентрата — Австралия, Канада и Норвегия. В Австра-
лии, США, Индии и Японии производят синтетический рутил из
ильменита. Производство металлического титана налажено
в СССР, США, Великобритании и Японии. В 1982 г. цены на иль-
менитовый концентрат составляли 70, а на рутиловый 420 дол./т.
Уникальные коренные месторождения имеют запасы десятки мил-
лионов тонн, крупные — единицы миллионов тонн, мелкие — сотни
тысяч тонн диоксида титана. Для россыпных месторождений поря-
док цифр уменьшается вдвое.
Промышленными считаются те месторождения, которые содер-
жат в рудах коренных месторождений более 10 % 1Ю2 и в россы-
пях более 10 % ильменита или 1,5 % рутила. Вредные примеси —
Cr, Р и S.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Известно пять изотопов титана с массовыми числами 46—50, из них
наиболее распространен 48Ti. Кларк титана 0,45 %, повышенные
концентрации титана отмечаются в основных (0,9 %) и средних
(0,8 %) интрузивных породах. Коэффициент концентрации титана
низкий — около 20.
В природных условиях титан четырехвалентен,'встречается толь-
ко в кислородных соединениях. Повышенные концентрации его ха-
рактерны для габбро, горнблендитов, пироксенитов, а также щелоч-
ных пород агпаитового ряда. Минералы титана устойчивы к вывет-
риванию и образуют значительные концентрации в россыпях.
В настоящее время известно около 70 минералов титана. Во мно-
гие минералы титан входит в качестве примеси. Промышленное из-
влечение титана в основном производится из ильменита — FeTiOs
(31,6%) и рутила —ТЮ2 (60%)- В ильмените и рутиле присутст-
вуют ванадий, скандий, тантал и ниобий. Извлечение ильменита из
титаномагнетита возможно, если размер зерен ильменита больше
0,3 мм. Частично титан извлекается из лейкоксена—конечного про-
дукта изменения ильменита и сфена (в лейкоксене по ильмениту
96%, по сфену 67 % ТЮ2), анатаза (полиморфной модификации
ТЮ2) и лопарита (Na, Се) TiO3 (26,6 % Ti).
По Н. Белову, TiO2 в виде рутила возникает в тех случаях, ког-
да в минералообразующей среде присутствует железо; если его нет,
то появляется анатаз.
55
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
Месторождения титана формировались преимущественно на ран-
ней стадии геосинклинального этапа в связи с хорошо дифференци-
рованными интрузиями пород габбро-пироксенит-дунитовой форма-
ции. Среди них И. Малышев выделяет две главные группы: 1) ме-
сторождения в анортозитах с ильменитовыми и рутил-ильменитовы-
ми рудами; 2) месторождения в габбро с ильменит-магнетитовыми
рудами. Переход от ильменитовых руд к магнетит-ильменитовым
обусловлен нарастающей степенью окисления при кристаллизации
магматического расплава. С зонами активизации древних плат-
форм связано образование многофазных плутонов щелочного и
ультраосновного состава с лопаритовым, перовскитовым и титано-
магнетитовым оруденением. В результате разрушения пород, содер-
жащих ильменит, рутил и анатаз, формировались прибрежно-мор-
ские, пролювиальные и аллювиальные россыпи, среди которых из-
вестны как древние (ископаемые) — палеозойского, мезозойского и
третичного возраста, так и современные образования.
Титановые месторождения принадлежат к продуктам деятель-
ности различных эпох: докембрийских (Балтийский щит, Канадский
щит, Индия, Южная Африка и др.), каледонских (Южная Африка»
Норвегия, Урал), герцинских (Урал), альпийских (Северная и
Южная Америка).
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Среди промышленных месторождений титана выделяются: 1) маг-
матические, 2) выветривания, 3) россыпные, 4) вулканогенно-оса-
дочные, 5) метаморфогенные.
Магматические месторождения
Наиболее значительные магматические месторождения титана при-
урочены к крупным массивам анортозитовой формации, площадью
в сотни и тысячи квадратных километров. В СССР к ним принад-
лежат месторождения Восточного Саяна (Мало-Тагульское, Лы-
санское, Кручининское), за рубежом — Лак Тио в Канаде и др.
В США 50% добычи ильменита дает месторождение такого же ти-
па Тегавус с запасами руды 100 млн. т и содержанием ТЮ2
9—12 %.
Мало-Тагульское. Это месторождение ильменит-титаномагнетито-
вых руд находится в Иркутской области. Оно тяготеет к одноимен-
ному массиву габброанортозитов площадью более 200 км2. На ме-
сторождении выявлено шесть рудных участков, в пределах кото-
рых встречены рудные тела с промышленными содержаниями же-
леза и титана. Рудные залежи имеют протяженность от 100 до
850 м. Падение их крутое, прослежены они до глубины 300 м.
Содержание железа в рудах 20—33%, ТЮ2 в магнетитовых концен-
тратах 12—16 %.
Лак Тио. Это крупнейшее в мире месторождение гематит-иль-
менитовых руд с запасами 125 млн. т в пров. Квебек. Оно дает око-
56
ло 80 % добычи ильменитовых концентратов Канады, содержащих
35 % TiO2 и 40 % Fe. Месторождение залегает в анортозитовом
массиве овальной формы размером 150X50 км, состоит из трех
пластообразных рудных тел, полого падающих согласно со струк-
турой массива. Главное рудное тело площадью 1 км2 имеет мощ-
ность до 90 м. В рудных телах наблюдаются многочисленные ксе-
нолиты анортозита. Богатые руды сложены ильменитом (75 %) и
гематитом (20 %). Сопутствующие минералы представлены суль-
фидами (пиритом, халькопиритом, пирротином), полевыми шпата-
ми, пироксеном и местами биотитом. Содержание в богатых рудах
TiO2 32—36 %, Fe 39—43 %• Месторождение относится к поздне-
магматическим образованиям, связанным с процессами накопления
остаточного рудного расплава и его внедрением в тектонически
ослабленные зоны анортозитовых пород (трещинные интрузии).
Месторождения выветривания
Современные и погребенные титаноносные коры выветривания об-
разуются на габброанортозитах (Волынский массив) и метаморфи-
ческих породах (Украинский щит, Казахстан). При выносе щелоч-
ных элементов и образовании глинистых минералов группы каоли-
нита в коре накапливаются более стойкие акцессорные минералы,
в том числе ильменит и рутил. При этом зерна рудных минералов
сохраняют первоначальную форму кристаллов. Мощность кор вы-
ветривания достигает нескольких десятков метров. Содержание
ильменита может достигать нескольких сотен, а рутила — несколь-
ких десятков килограммов на кубический метр.
Минеральный состав коренных пород существенно влияет на
качественный и количественный состав рудных минералов в корах
выветривания. Для Волынского габбро-анортозитового массива ха-
рактерны коры, обогащенные только ильменитом (300—500 кг/м3),
что связано с отсутствием рутила в коренных породах.
На Кундыбаевском месторождении в Казахстане в корах вы-
ветривания, образовавшихся на метаморфических породах, на
отдельных участках содержится до 180 кг/м3 ильменита и до
74 кг/м3 рутила.
Россыпные месторождения
Среди россыпных месторождений титана различаются две разно-
видности: прибрежно-морские и континентальные.
Главными являются прибрежно-морские комплексные ильме-
нит-рутил-цирконовые россыпи; меньшее значение имеют конти-
нентальные аллювиально-делювиальные россыпи ильменита. Из
современных прибрежно-морских россыпей рутил и ильменит до-
бывают в Западной Австралии, Индии, Шри-Ланке, Сьерра-Леоне,
частично в Бразилии и США. Крупные запасы ильменитовых пес-
ков выявлены у северного побережья Гренландии, на восточном по-
бережье Мадагаскара, вдоль берегов оз. Малави, на побережье
Мозамбика и Новой Зеландии.
57
В СССР основное значение имеют древние прибрежно-морские
россыпи, распространенные в отложениях неогена, палеогена Став-
ропольского поднятия, палеогена Зауралья, Северного Приаралья,
Северного Устюрта, Тургайского прогиба, юго-западной части За-
падно-Сибирской плиты, палеогена и мезозоя Чулымо-Енисейской
и Амуро-Зейской впадин, мезозойских депрессий Уральской склад-
чатой системы, Приенисейской части Западно-Сибирской плиты,
Иркутского угленосного бассейна, палеозоя Тиманского и Томь-
Колыванского поднятий.
Прибрежно-морские ильменит-рутил-цирконовые комплексные
россыпи отличаются большими размерами и крупными запасами.
Для них характерны пласто- или линзообразные залежи, мощность
которых достигает десятков метров, а протяженность — нескольких
десятков километров при ширине до километра. По составу при-
брежно-морские россыпи обычно олигомиктовые. Главный породо-
образующий минерал россыпи — кварц, меньшее значение имеет
каолинит. Пески обычно тонко- и мелкозернистые. Промышленное
содержание в россыпях ильменита и рутила — от десятков до со-
тен килограммов на кубический метр. Источником прибрежно-мор-
ских россыпей служили коры выветривания континентов — крис-
таллические породы, покровы эффузивов, массивы гранитных и
других пород.
Континентальные россыпи ильменита распространены преиму-
щественно в аллювии, элювии и пролювии четвертичных, палеоге-
новых и нижнемеловых отложений. Рудные тела аллювиальных
россыпей обычно имеют лентовидную форму и приурочены к доли-
нам рек. Рудные минералы накапливаются в нижних горизонтах,
в наиболее грубообломочном материале, представленном крупно-
зернистым песком, гравием или мелким галечником. По минераль-
ному составу континентальные россыпи обычно полимиктовые
(кварц, полевой шпат, каолинит). Размеры зерен ильменита 0,1—
0,25 мм и более, окатанность их слабая. Содержание ильменита
в промышленных континентальных россыпях изменяется от несколь-
ких десятков до нескольких сотен килограммов на кубический метр.
Примером прибрежно-морской россыпи может служить Право-
бережное месторождение Приднепровского района, а континен-
тальной — Иршинское месторождение Володарско-Волынского
района.
Правобережное. Прибрежно-морские россыпи месторождения
приурочены к полтавским и сарматским песчано-глинистым отло-
жениями мощностью от 10 до 60 м, перекрытых лёссами, лёссовид-
ными суглинками и глинами неогенового и четвертичного возраста.
Рудные залежи имеют пластообразную форму при резком преобла-
дании длины над шириной и отличаются значительной мощностью
продуктивных песков. Отчетливо горизонтальная или пологонаклон-
ная (2—10°) слоистость рудных песков подчеркивается скоплением
в них тяжелых минералов (до 70—90%), преимущественно титано-
вых и циркониевых. Рудные минералы в полтавских песках распо-
лагаются в верхней части, а в сарматских — по всему разрезу.
58
Рудоносные пески обоих возрастов имеют близкий минеральный
состав: лейкоксенизированный ильменит (44%), рутил (16%), цир-
кон, дистен, силлиманит, ставролит, турмалин (около 10% каждо-
го). В небольших количествах встречаются хромит, анатаз, брукит,
корунд, ксенотим и др. Минералы, как правило, мелкие (0,1—
0,2 мм), хорошо окатанные. Продуктивные отложения сарматского
возраста залегают на обогащенных тяжелыми минералами песках
полтавской серии (рис. 24). Они сформированы за счет переотло-
жения последних в прибрежно-пляжевой зоне срсднесарматского
моря.
С
ГТПТТ1* 1^2 |=^]3 1^15 f^g [^7
Рис. 24. Поперечный разрез сарматской ильменитовой россыпи Правобережного
района. По М. Веклич и др.
1 — лёссы и лёссовидные суглинки; 2 — глины и суглинки; 3 — глины; 4, 5 — пески; 4 —
кварцевые. 5 — кварц-глаукоиитовые; 6—8 — содержание тяжелых минералов: 6 — низкое,
7 — высокое, 8 — очень высокое
Иршинское. Образовано при перемыве каолиновых кор выветри-
вания Володарско-Волыпского габбро-апортозптового массива.
Россыпи четвертичного возраста, обычно залегают в подморенных
песках на междуречьях и террасах р. Ирши. Мощность их 1—15 м,
а содержание ильменита измеряется от десятков до 100—200 кг/м3.
Вулканогенно-осадочные месторождения
Нижний Мамон. Приурочено к титаноносным вулканогенно-оса
дочным образованиям на юге Воронежской области в районе
с. Нижний Мамон. Месторождение сложено осадочными и вулка-
ногенно-осадочными породами палеозоя, мезозоя и кайнозоя, со-
гласно залегающими на докембрийском фундаменте. Отложения
ястребовского горизонта девонского возраста имеют мощность от
нескольких метров до 35 м. Глубина залегания горизонта 50—70 м.
Общая протяженность находящихся в его составе вулканогенно-
осадочных пород составляет приблизительно 100 км. Основное
направление их простирания совпадает с зоной разлома, с которой
связана вулканическая деятельность. Наибольшее количество иль-
менита приурочено к грубообломочным туфам, туффитам и туфо-
песчаникам, эффузивные обломки в которых представлены преиму-
щественно породами основного состава. Терригенного материала
в туфах ^10%, в туфопесчаниках ^90%. Цементом служит маг-
незиально-железистый хлорит. Наиболее обогащены ильменитом
59
(иногда до 50% объема) грубообломочные разности туфогенных
пород, размеры зерен ильменита в среднем 0,25—0,3 мм. Количест-
во ильменита резко уменьшается с увеличением в толще терриген-
ного материала. Образование вулканогенных пород, обогащенных
ильменитом, вероятно, происходило в мелководном морском бас-
сейне и связано с подводной вулканической деятельностью.
Метаморфогенные месторождения
В этой серии выделяются месторождения титана метаморфизо-
ванной и метаморфической групп.
Метаморфизованные месторождения
Метаморфизованные месторождения титана образуются при мета-
морфизме древних россыпей и коренных первично-магматических
руд. Верхнепротерозойские метаморфизованные россыпи в преде-
лах Башкирского поднятия приурочены к песчаникам зильмердак-
ской свиты, где встречены прослои мощностью до 2,5 м, обогащен-
ные ильменитом (до 250—400 кг/т) и цирконом (до 30 кг/т).
Высококачественные ильменит-магнетитовые массивные и
вкрапленные ильменитовые руды образуются при региональном
метаморфизме первично-магматических руд. Примером промыш-
ленных месторождений этого типа является Отанмяки в Финлян-
дии, приуроченное к амфиболитам, сформировавшимся в резуль-
тате метаморфизма рудоносного габбро. Богатые руды этого место-
рождения в среднем содержат 12% ТЮг.
Ярегское. Необычным представителем этой группы является
Ярегское месторождение лейкоксена (Южный Тиман), приурочен-
ное к нефтеносным песчаникам эйфельского и живетского ярусов.
Это месторождение представляет собой погребенную метаморфи-
зованную девонскую россыпь. Продуктивные горизонты залегают
на метаморфических сланцах рифея. Нижний рудный горизонт
сложен грубо- и крупнозернистыми кварцевыми песчаниками с про-
слоями алевролитов и аргиллитов, верхний — полимиктовыми кон-
гломератами и разнозернистыми кварцевыми песчаниками. Рудные
минералы представлены полуокатанными зернами лейкоксена раз-
мером 0,2—1,5 мм и единичными зернами ильменита. В богатых
пробах рудоносного песчаника содержится 8—10% ТЮг. Место-
рождение образовалось, очевидно, в результате размыва кор вы-
ветривания метаморфических сланцев рифея.
Метаморфические месторождения
Метаморфические месторождения титана приурочены к древним
кристаллическим сланцам, гнейсам, эклогитам и амфиболитам. Об-
разуются они при метаморфизме интрузивных, эффузивных и оса-
дочных пород, обогащенных титаном. К этому типу относятся до-
кембрийские хлоритовые сланцы, содержащие до 20% рутила (мес-
торождение Харворд, США), и докембрийские гнейсы с концентра-
цией рутила до 25% (месторождение Плюмо-Идальго в Мексике).
На Кузнечихинском месторождении (Средний Урал) в амфибо-
60
литах содержится около 1,5% рутила, а в эклогитах Шубинского»
месторождения (Южный Урал) —4,5%.
ВАНАДИИ
Ванадий был открыт в 1801 г. мексиканским минералогом Дель
Рио, используется с начала XX в., когда его стали широко приме-
нять для легирования чугуна и стали. Он способствует удалению
кислорода и азота из чугуна и стали, дает плотное литье с мелким
зерном и тонкими стенками, повышает твердость, упругость и со-
противление разрыву, снижает массу конструкций, повышает изно-
состойкость, улучшает свариваемость стали.
Сплав железа с 35—80% ванадия — феррованадий и его заме-
нители (карван, сольван, ферован и нитрован) — используются в
черной металлургии для легирования (90 % потребности в ванадии).
Титан-ванадиевые сплавы (с содержанием ванадия до 17%) при-
меняются для изготовления деталей реактивных самолетов и косми-
ческой техники. Известны также сплавы ванадия с Са, Та, Nb, Zr,
Ni, Со, Al, Mg. Легированный ванадием чугун (0,1—0,35%V) ши-
роко применяется в машиностроении, для изготовления тех частей
механизмов, которые работают с повышенным напряжением. Ста-
ли, легированные ванадием (до 1—5%), идут для изготовления
быстрорежущих инструментов (вместе с Cr, W и Мо).
В химической промышленности ванадий используется в качест-
ве катализатора при крекинге нефти, производстве кислот, анили-
новых красок, каучука, а также для окраски стекол и керамики,
изготовления цветной пленки.
Общие запасы оксида ванадия в капиталистических и разви-
вающихся странах 17,5 млн. т, 90% из них сосредоточено в ЮАР и
Австралии, остальные в Индии, Чили, Венесуэле, США, Финлян-
дии, Норвегии, Бурунди и Намибии. Ванадиевые продукты (в тыс. т
V2Os) производятся главным образом в ЮАР — 20, США — 7,5 и’
Финляндии — 5. Цены на техническую V2O5 в 1982 г. составляли
8,5 дол./кг. Феррованадий и его заменители продавались по цене
16 дол./кг. Большинство месторождений, из руд которых извле-
кают ванадий, комплексные. Ванадий получают попутно с добы-
чей главных компонентов: Fe, Ti, U, Pb, Zn, P, а также нефти'.
В СССР главным сырьем для производства ванадия служат ти-
таномагнетитовые руды. После доменной плавки этих руд почти
весь ванадий переходит в чугун. После передела чугуна на сталь,
остаются шлаки, содержащие до 25% V2O5. Эти шлаки подвергают
обжигу с сильвинитом или содой и последующему выщелачиванию
с выделением технического оксида ванадия; сплавляя ее с железом
получают феррованадий.
В капиталистических и развивающихся странах около 90 % ва-
надия получают из титаномагнетитовых и ильменит-магнетитовых
руд, остальные — из уран-ванадиевых (карнотитовых, роскоэлито-
вых) руд и фосфоритов, глин зоны аргиллитизации, окисленных по-
лиметаллических руд, нефти и бокситов.
61
К уникальным относят месторождения с запасами V2O5 в мил-
лионы тонн, к крупным — сотни—десятки тысяч тонн, к мелким —
единицы тысяч тонн. Минимальное содержание V2O5 в титаномаг-
жетитовом концентрате 0,3 %, вредные примеси — СаО и Р.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
В природе известно два стабильных изотопа ванадия — редко
встречающийся 50V и широко распространенный 51V. Кларк вана-
дхия 0,009%. Повышенные содержания его (0,02%) отмечаются в
габбро и базальтах. Коэффициент концентрации ванадия — 30.
В магматических образованиях известны соединения только
трехвалентного ванадия. Близость ионных радиусов V3+ и широко
распространенных в магматических породах Fe3+ и Ti4+ приводит
к тому, что ванадий в гипогенных процессах находится в рассеян-
ном состоянии. Концентраторами его являются минералы, содер-
жащие железо и титан — титаномагнетит, сфен, рутил, ильменит,
пироксены, амфиболы и гранаты (Борисенко Л., 1983).
В гидротермальных образованиях встречаются минералы трех-
четырех- и пятивалентного ванадия. Склонность ванадия к образо-
ванию комплексных соединений с галоидами (Cl, F) способствует
переносу ванадия гидротермальными растворами.
В экзогенных условиях ванадий переносится речными и морски-
ми водами в виде взвесей и истинных растворов (VC13, VC14, VOC1,
'VOCI3), а также адсорбируется гидроксидами железа, алюминия и
органическим веществом. В зоне гипергенеза растворы, обогащен-
ные ванадием, легко образуют ванадаты — соли ортованадиевой
КИСЛОТЫ (H3VO4).
Известно около 70 минералов ванадия, больше половины из них
ванадаты, остальные относятся к оксидам, силикатам и сульфидам.
Кроме того, много ванадийсодержащих минералов, в которых кон-
центрация составляет 2—10 %.
Промышленными минералами ванадия являются: титаномагне-
тит с содержанием 0,3—10 % V2O5, роскоэлит KV3AlSi3Oio[OH]2
(19—29), карнотит КгОгГУС^гС^-гНгО (20), ванадинит
Pb5[VO4]3Cl (19), деклуазит (Zn, Си) Pb[VO4]OH (20—23),
кульсонит Fe (Fe, У)зО4 (5) и патронит VS4 (29).
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
В эндогенных условиях ванадий входит в состав титаномагнети-
товых и ильменит-магнетитовых руд магматических месторожде-
ний, возникающих на ранней стадии геосинклинального этапа в свя-
зи с интрузиями пород габбро-пироксенитовой формации. В экзо-
генных условиях он связан с осадочными толщами углеродисто-
кремнистых черных сланцев геосинклинального этапа, а также с
осадочными рудами железа, бокситов, углей платформенного этапа
и зонами окисления месторождений уран-ванадиевого и полиметал-
лического состава. Главные эндогенные месторождения ванадия
сосредоточены среди образований протерозойской и каледонской
металлогенических эпох. Для экзогенных месторождений В. Холо-
й2
дов (1968) выделяет восемь эпох формирования, среди них глав-
нейшие: глобальная раннепалеозойская эпоха распространения ме-
таллоносных углеродисто-кремнистых сланцев и мезозойско-кай-
нозойская эпоха формирования морских и речных оолитовых же-
лезных руд, являющихся концентраторами ванадия.
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
К промышленным месторождениям ванадия принадлежат: 1) маг-
матические, 2) выветривания, 3) россыпные, 4) осадочные, 5) ме-
таморфогенные образования. Главное промышленное значение
имеют магматические месторождения.
Магматические месторождения
Наиболее крупные массивы ванадиеносных ультраосновных и
основных пород, площади которых измеряются в несколько сотен и
даже тысяч квадратных километров, приурочены к анортозитовой
формации (Канадский щит) и формации дифференцированных
габбровых и норитовых интрузий (Бушвельдский комплекс). Не-
скольких десятков квадратных километров достигают площади по-
род габбро-пнроксенит-дунитовой формации, с которыми связаны*
месторождения ванадийсодержащих титаномагнетитов на Урале.
Запасы ванадия на отдельных месторождениях указанных форма-
ций составляют несколько миллионов тонн при среднем содержа-
нии ванадия в рудах 0,1—1 %. Главные минералы-концентраторы
ванадия — титаномагнетит и магнетит. В основном они кристалли-
зовались позднее силикатов, о чем свидетельствует сидеронитовая
структура руды. Наиболее высокие концентрации ванадия наблю-
даются в рудных минералах пород основного состава, меньшие —
в породах ультраосновного состава.
Примерами уникальных месторождений ванадийсодержащих
титаномагнетитовых руд являются Качканарское железорудное
месторождение на Урале и ильменит-магнетитовое месторождение
Бушвельдского комплекса в ЮАР, описанные ранее.
Месторождения выветривания
Месторождения зоны окисления полиметаллических месторожде-
ний широко распространены в Африке (Берг-Аунас, Тсумеб,
Абенаб в Намибии; Брокен-Хилл в Замбии), встречены в Австра-
лии, Аргентине, Мексике, СССР, США. Как правило, это неболь-
шие по запасам месторождения ванадия, который концентрируется
только в окисленных рудах (до 5—6°/о)- Коренные сульфидные
руды содержат ванадий в небольших количествах (0,00п—0,0п %).
Рудные тела имеют трубообразную форму, верхняя часть их сло-
жена окисленными рудами, содержащими церуссит, смитсонит, ма-
лахит, азурит, англезит и минералы ванадия — деклуазит, купро-
деклуазит и ванадинит. Глубина зон окисления руд обычно не
превышает нескольких сотен метров. Иногда они встречаются и на
больших глубинах, что связано с циркуляцией подземных вод по>
глубинным структурам повышенной пористости,
6-3»
Карнотитовые и роскоэлитовые месторождения в пестроцветных
отложениях (алевролиты, песчаники, гравелиты, конгломераты)
мезозойского чехла (тип «плато Колорадо») распространены во
многих странах, но наибольшее значение они имеют в США, где
в них отмечаются высокая концентрация ванадия (до 1,7 %), повы-
шенные содержания урана (0,18—0,3% U3O8) и меди («0,5%).
Россыпные месторождения
Крупные прибрежно-морские россыпи ванадийсодержащих тита-
номагнетитовых песков известны в Новой Зеландии (запасы около
800 тыс. т с содержанием 0,7 % V2O5). Подобные россыпи обнару-
жены и в СССР.
Осадочные месторождения
.В пластовых фосфоритах Скалистых гор (США) пермского воз-
раста отмечены наиболее высокие концентрации ванадия (до
0,22%), который получают попутно из отходов предприятий, пере-
рабатывающих фосфориты.
Повышенной ванадиеносностью характеризуются высокосерни-
стые сорта нефти Урало-Волжской провинции, Венесуэлы и Ирана.
Патронит в асфальтитах успешно отрабатывался в единственном
месторождении этого типа — Минас-Рагра (Перу). Оно представ-
лено жилообразной залежью асфальтита протяженностью до 1 км
и мощностью 8—12 м, находящейся в глинистых сланцах, песча-
никах и известниках мелового возраста. Содержание ванадия в
рудной массе около 6 %, в золе — до 36 %, кроме того руда содер-
жит никель и молибден.
Значительное количество ванадия концентрируется в ряде оса-
дочных месторождений железных руд, бокситов, углей и углеро-
дисто-кремнистых сланцев. В оолитовых бурых железняках Лота-
рингского (Франция, ФРГ, Бельгия, Люксембург) и Керченского
(СССР) бассейнов содержится 0,05—0,1 % V2O5. Повышенные со-
держания (0,1—0,2 % V2Os) установлены в бокситах Италии,
СФРЮ, Индии, в углях Великобритании, СССР и США, в углеро-
дисто-кремнистых сланцах хр. Каратау (СССР).
Метаморфогенные месторождения
Отанмяки (Финляндия). Это ильменит-магнетитовое месторожде-
ние приурочено к амфиболитам, залегающим в гранитогнейсах.
В амфиболитах отмечены две зоны линзовидных рудных тел, сло-
женных ильменит-магнетитовыми рудами со средним содержанием
ванадия 0,62 %. Из полученного магнетитового концентрата еже-
годно извлекают 1,3—1,5 тыс. т ванадия.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ К РАЗДЕЛУ «ЧЕРНЫЕ МЕТАЛЛЫ»
Белевцев Я. Н. Метаморфогенное рудообразование. М., Недра, 1979.
Борисенко Л. Ф. Месторождения титана. Месторождения ванадия.— В кн.:
Рудные месторождения СССР. Т. I, 2-е изд. перераб. и допол. Ред. акад.
В. И. Смирнов. М., Недра, 1978, с. 225—243.
Варенцов И. М„ Рахманов В. П. Месторождения марганца. Там же,
с. 112—171.
64
Геологическое строение и железные руды Криворожского бассейна. М.?-
Госгеолиздат, 1957.
Геология н генезис докембрийских железисто-кремнистых и марганцевых
формаций мира. Киев, Наукова думка, 1972 (Труды международного симпо-
зиума) .
Геология и геохимия марганца. М., Наука, 1982.
Докембрийские железорудные формации мира. М., Мир, 1975.
Железорудные месторождения Алтае-Саянской горной области. Т. I, кн. 2.
М_, Изд-во АН СССР, 1959.
Железорудные месторождения Казахстана и пути их использования. М.,
Изд-во АН СССР, 1960.
Железорудные месторождения Сибири. Новосибирск, Наука, 1981 (Тр. Ин-та
геол, и геоф. СО АН СССР, вып. 501).
Железорудные формации докембрия КМА и лх перспективная оценка на
железные руды. М., Недра, 1982.
Изучение вещественного состава и обогатимости железных руд. М., Недра,
1976.
Керченский железорудный бассейн. М., Недра, 1967.
Леоненко И. И., Русинович И. А., Чайкин С. И. Геология, гидрогеология
и железные руды бассейна Курской магнитной аномалии. Т. 3, М., Недра, 1969.
Магматические рудные месторождения. М., Недра, 1973.
Магнетит овые месторождения Кустанайской области и пути их использо-
вания. М., Изд-во АН СССР, 1958.
Малышев И. И Закономерности образования и размещения месторождений
титановых руд. М., Госгеолиздат, 1957.
Марганцевые месторождения СССР. М., Наука, 1967.
Марсден Р. У. Железорудные месторождения района оз. Верхнего. — В кн.:
Рудные месторождения США, М., Мир, 1973, с. 34-—51.
Никопольский марганцеворудный бассейн. М., Недра, 1964.
Новые данные по марганцевым месторождениям СССР. М_, Наука, 1980.
Оолитовые бурые железняки Кустанайской области и пути их использова-
ния. М, Изд-во АН СССР, 1956.
Оценка железорудных месторождений при поисках и разведках. М, Недра,
1970.
Павлов Н. В, Григорьева И. И., Месторождения хрома. — В кн.: Рудные
месторождения СССР. Т. I, 2-е изд. перер аб. и допол. Ред. акад. В. И. Смир-
нов. М., Недра, 1978, с. 172—224.
Павлов Н. В., Кравченко Г. Г., Чупрыкина И. И. Хромиты Кемпирсайско-
го плутона. М., Наука, 1968.
Перваго В. А. Алданская железорудная провинция. М., Недра, 1966.
Платформенная магномагнетитовая формация/Г. С. Момджи, А. Я. Архи-
пенкова, В. Ф. Козлов, В. А. Павлов. М., Недра, 1976.
Россыпные месторождения титана СССР. М., Недра, 1976.
Справочник для геологов по черным металлам. М_, Недра, 1985.
Соколов Г. А. Хромиты Урала, их состав, условия кристаллизации и зако-
номерности распространения. М., Изд-во АН СССР, 1948 (Сер. рудных место-
рождений, вып. 97).
Соколов Г, А., Григорьев В. М. Месторождения железа. — В кн.: — Рудные
месторождения СССР. Т. I, 2-е изд. перераб. и допол. Ред. акад. В. И. Смир-
нов. М., Недра, 1978, с. io—111.
Формозова Л. Н. Формационные типы железных руд докембрия и их эво-
люция. М., Наука, 1973.
Халиловские месторождения комплексных железных руд. М., Изд-во
АН СССР, 1942.
Холодов В. Н. Ванадий (геохимия, минералогия и генетические типы место-
рождений в осадочных породах). М., Наука, 1968.
Чиатурское месторождение марганца. М., Недра, 1964.
Geologu and geochemistry of mnaganese/ Edit. I. Varentsov, G. Grosselly.
Budapest, 1980, v. 1, p. 463; v. 2, p. 513; v. 3, p. 357.
Iron Formation Facts und Problems. United Nations, 1983.
5—5150 65
Раздел II
ЦВЕТНЫЕ МЕТАЛЛЫ
К цветным отнесены те металлы, которые определяют основной
круг деятельности цветной металлургии. Это — алюминий, магний,
никель, кобальт, медь, свинец, цинк, олово, вольфрам, молибден,
висмут, сурьма и ртуть.
АЛЮМИНИЙ
В 1865 г. русский химик Н. Бекетов получил алюминий путем вы-
теснения его магнием из расплавленного криолита (Ыа3А1Гб).
Этот способ нашел промышленное применение в Германии и Фран-
ции в конце XIX в. После изобретения способа электролиза крио-
лито-глиноземных расплавов, которое было сделано одновременно
(1886 г.) во Франции П. Эру и в США Ч. Холлом, а также раз-
работки в России К- Байером (1887 г.) гидрощелочного способа
получения глинозема появились благоприятные условия для раз-
вития алюминиевой промышленности. Для получения глинозема
из низкосортных бокситов применяют также метод спекания, раз-
работанный советскими и американскими технологами.
Алюминий благодаря своей легкости (плотность 2,7 г/см3), вы-
сокой электропроводности, большой коррозионной устойчивости и
достаточной механической прочности (особенно в сплавах с Си,
Si, M.g, Мп, Zn, Ni и др.) нашел применение в авиационной (его
называют «крылатым металлом»), автомобильной и электротех-
нической промышленности, на транспорте, в строительстве, а также
для изготовления предметов домашнего обихода.
Общие запасы бокситов в капиталистических и развивающихся
странах в 1983 г. составили 48 млрд, т; из них 90 % сосредоточено
в тропическом поясе, причем 75 % приходится на Австралию, Гви-
нею, Камерун, Бразилию, Индию и Ямайку.
Добывают бокситы в 22 странах мира. В 1982 г. капиталисти-
ческие и развивающиеся страны добыли 63 млн. т бокситов, более
80 % из них приходится на Австралию, Ямайку, Гвинею, Суринам,
Гайану, Грецию, Францию и Индию. Производство глинозема в
капиталистических и развивающихся странах в 1982 г. достигло
24,5 млн. т, алюминия 10 млн. т. Цены на бокситы в 1982 г. изме-
нялись от 30 до 50 дол., а на алюминий составляли 1000 дол./т.
Дореволюционная Россия не имела алюминиевой промышлен-
ности. В настоящее время в СССР на базе электроэнергии мощных
гидростанций и выявленных месторождений бокситов создана
крупная глиноземная и алюминиевая промышленность. Впервые
в мировой практике в нашей стране была начата выплавка глино-
66
зема из алунитов Загликского месторождения (АзССР) и нефе-
линовых концентратов апатит-нефелиновых руд Хибинского
(Кольский полуостров), уртитовых руд Кия-Шалтырского (Куз-
нецкий Алатау) и нефелиновых руд Тежсарского (АрмССР) ме-
сторождений. Советскими специалистами разработан способ по-
лучения алюминия и его сплавов из высокоглиноземистых пород
(кианитовых, силлиманитовых и андалузитовых сланцев).
Технологи ПНР доказали возможность промышленного полу-
чения глинозема из каолиновых глин, содержащих около 25 %
А12О3 и 3% FeO. В Бразилии и Гайане на ряде бывших боксито-
вых рудников начата добыча каолина для производства глинозема.
Во Франции успешно опробован новый двукислотный метод пере-
работки глин, сланцев и отходов угольного производства для из-
влечения глинозема. В Италии глинозем извлекают из лейцитов
путем восстановительного содово-известковистого спекания. В ФРГ
были проведены полупромышленные испытания красных илов Се-
верного моря и доказана экономическая эффективность их добычи
со дна моря и переработки на глинозем.
К уникальным относятся месторождения с запасами бокситов
более 500 млн. т, к крупным — 500—50 млн. т, небольшим — менее
50 млн. т.
Для производства глинозема содержание А12Оз в бокситах
(ГОСТ 972—82) должно быть не ниже 28%, а бокситовый крите-
рий (Б) более 6. Для бокситов, перерабатываемых на глинозем
по способу Байера Б=(А120з — 2,269 SiO2—1,531СО2—l,043S —
— 3,44+0,093 ппп) • 0,975, а по способу спекания Б=(А12О3 —
— 1,393 SiO2 — 0,179 Fe2O3 —4,16 S — 19,51+0,326 СаО+0,297
ппп) -0,61; ппп — потери при прокаливании.
Для производства электрокорунда применяют бокситы с Б =
= (А120з—2 SiO2)>31; содержание (%) А12О3>43; S<0,3;
Р2ОБ<0,5; СаО<0,25. При изготовлении огнеупоров используют
бокситы с Б>6; содержание (%) S<0,5; СаО<1,5 и FeO<3.
В качестве флюса при мартеновском производстве стали использу-
ют бокситы, содержащие (%) А12О3>28; S<0,2; Р2ОБ<0,6, а для
производства цемента с содержанием А12О3>»28 %.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Алюминий представлен в природе только одним изотопом 27А1.
Кларк алюминия 8,05%. Коэффициент его концентрации низкий
и равен 5. В эндогенных условиях алюминий концентрируется в
щелочных нефелин- и лейцитсодержащих породах и в анортозитах.
Он накапливается также при процессах алунитизации, связанных
с гидротермальной переработкой кислых вулканических образова-
ний. Наибольшие скопления алюминия наблюдаются в остаточных
и переотложенных корах выветривания на кислых, щелочных и ос-
новных породах.
В осадочных процессах глинозем растворяется и переносится
только в кислых (pH меньше 4) или сильно щелочных (pH боль-
5* 67
ше 9,5) растворах. Осаждение гидроксида алюминия начинается
при pH 4,1. В присутствии SiO2 растворимость А12О3 возрастает,
а при наличии СО2 снижается. Коллоидный глинозем по сравнению
с коллоидным кремнеземом менее устойчив и быстрее коагулирует,
поэтому при совместной миграции они разделяются.
В связи с различной геохимической подвижностью соединений
алюминия, железа и марганца происходит их дифференциация в
прибрежной зоне водоемов. Ближе к берегу, в прибрежной зоне
водоемов, накапливаются бокситы, в верхней части шельфа — же-
лезные руды, а внизу шельфа — марганцевые руды.
Алюминий входит в состав около 250 минералов, но промыш-
ленное значение в настоящее время имеют следующие: бёмит и
диаспор — А12О3-Н2О (85 % А12О3), гиббсит (синоним гидраргил-
лит)— А12О3-ЗН2О (65,4), нефелин — KNa3[AlSiO4]4 (34), лейцит
K[AlSi2Oe] (23,5) и алунит—KAl3(SiO4]2(OH)6 (37). Перспектив-
ны для извлечения алюминия кианит, силлиманит, андалузит, дав-
сонит и каолинит.
Важнейшими рудами для производства алюминия служат бок-
ситы — горная порода, состоящая из гидроксидов алюминия и ок-
сидов и гидроксидов железа, глинистых минералов и кварца;
Al2O3/SiO2 должен быть не менее 2. По минеральному составу раз-
личают бокситы диаспоровые, бёмитовые, гиббситовые, а также
комплексные, состоящие из двух или трех перечисленных минера-
лов. По текстуре они подразделяются на каменистые, рыхлые, оо-
литовые, бобовые, брекчиевидные, яшмовидные. Оксидами железа
они обычно окрашены в красные и бурые цвета различных оттен-
ков. Встречаются также бокситы белые, серые, зеленые, черные и
других окрасок. Бокситы обладают высокой адсорбционной способ-
ностью и постоянно содержат примеси V, Cr, Са, Ti и др.
Аморфный глинозем со временем стареет и преобразуется в бё-
мит, а последний переходит в гиббсит. Поэтому в природе наиболее
широко распространены гиббситовые бокситы.
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
Наиболее благоприятные условия для образования бокситовых ме-
сторождений в рамках геологического цикла возникали дважды: на
ранней стадии геосинклинального этапа, когда формировались
осадочные геосинклинальные месторождения, и в платформенный
этап, когда появились латеритные и осадочные месторождения.
Главнейшими эпохами бокситообразования, согласно Г. Кирпа-
лю и В. Тенякову, являются: для территории СССР — девонская,
раннекаменноугольная, меловая и палеогеновая; для зарубежных
стран — палеогеновая и неоген-четвертичная.
В девонскую эпоху сформировались наиболее высококачествен-
ные бокситы осадочных геосинклинальных месторождений Север-
ного Урала и Салаира, а также платформенные месторождения
Средне-Тиманского района. В раннекаменноугольную эпоху бокси-
тообразование охватило краевые части Восточно-Европейской
68
платформы и возникли осадочные месторождения в Северо-Онеж-
ском, Южно-Тиманском и Тихвинском районах, а также латерит-
ные (остаточные) месторождения в Белгородском бокситоносном
районе КМА.
В течение меловой и палеогеновой эпох осадочное бокситооб-
разование протекало почти непрерывно как на платформах, так и
в геосинклиналях (Украинский щит, Тургайская, Южно-Сибирская
и Центрально-Сибирская провинции и др., на территории ВНР,
СФРЮ, Греции, Италии, Франции, Турции, Австралии, Северной и
Южной Америки).
В неоген-четвертичную эпоху сформировались главнейшие ла-
теритные бокситовые месторождения (80 % запасов зарубежных
стран) Экваториальной Африки, Австралии, Индии, Доминикан-
ской Республики, Гаити, Гайаны, Суринама и Ямайки.
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Все промышленные типы бокситовых месторождений относятся к
экзогенным образованиям. Они подразделяются на месторожде-
ния выветривания и осадочные. Месторождения выветривания
в свою очередь делятся на остаточные и переотложенные, а оса-
дочные— на залегающие в терригенных толщах платформенных
областей и связанные с карбонатными толщами геосинклиналь-
ных областей.
Месторождения выветривания
Бокситовые месторождения выветривания подразделяются на
остаточные латеритные и остаточные переотложенные.
Остаточные латеритные месторождения
Латериты представляют собой продукты глубокого химического
выветривания алюмосиликатных горных пород основного, сред-
него и кислого состава, образовавшиеся в тропических и субтро-
пических условиях в результате интенсивной длительной про-
мывки теплой дождевой водой, выноса из них щелочей и кремне-
зема и накопления свободных оксидов алюминия, железа и тита-
на- Латеритные месторождения, особенно кайнозойские тропиче-
ских областей, имеют огромное практическое значение. В СССР
погребенные латеритные месторождения бокситов в древних корах
выветривания выявлены в пределах Белгородского района КМА
(Висловское и др.) и Ингулецко-Днепровского района (Высоко-
польское и др.).
Боке. Является крупнейшим в мире месторождением бокситов.
Расположено в 135 км от побережья Атлантического океана в
северо-западной части Гвинеи. Бокситовые залежи месторожде
ния приурочены к холмистым возвышенностям (бовалям), окайм-
ленным долинами рек глубиной до 100 м. Бокситовые латериты
образовались в результате интенсивного выветривания силурий-
ских граптолитовых сланцев в палеоген-неогеновое время в усло-
69
Рис. 25. Схема расположения (а) и разрез (б) бокситорудных залежей место-
рождения Боке (Гвинея). По И. Дубооской и Б. Одокию.
1 — залежи бокситов; 2, 3 — бокситы: 2 — структурные, 3 — обломочные; 4 — аллиты, као-
линовые глины; 5 — граптолитовые сланцы и другие терригенные породы ордовика
виях слаборасчлененной пенепленизированной равнины. Мощность
латеритной коры выветривания 10—15 м. Бокситы выходят на
поверхность и, как правило, перекрыты железистыми латеритами
(кирасой).
На месторождении выявлено более 100 бокситовых бовалей,
вытянутых в виде зоны северо-восточного простирания длиной
130 км при ширине 30—60 км, площадью свыше 3500 км2 (рис. 25).
По условиям формирования и залегания, а также по структурно-
текстурным особенностям на месторождении выделено две раз-
новидности бокситов: элювиальные и делювиальные- Генетически
и пространственно они тесно связаны и переходят друг в друга.
Элювиальные бокситы представлены плотными каменистыми
рудами с массивной, полосчатой и сланцевой текстурой. Обычно
они слагают верхнюю часть латеритной коры выветривания- Б
нижней части бокситоносной толщи иногда встречаются рыхлые
70
и землистые разновидности бокситов. Делювиальные бокситы
представляют собой угловатые или слегка округлые обломки
элювиальных бокситов размером от нескольких до 15 см, сцемен-
тированных пелитовым, алевролитовым или псаммитовым мате-
риалом, образовавшимся за счет разрушения элювиальных бок-
ситов. '
Основные рудообразующие минералы бокситов — гиббсит и
гематит с примесью в верхних частях залежи бёмита (до 10%)»
каолинита (2—3 %) и титановых минералов. Цвет бокситов обыч-
но светло-розовый, бурый или красновато-коричневый; текстуры
брекчиевая, конгломератовая или пористая. Они характеризуются
высоким содержанием глинозема (51—62), низкими содер-
жаниями кремнезема (1-2) и оксидов железа (2—6). При бор-
товом содержании глинозема 50 % общие запасы месторождения,
доступные для открытой добычи, составляют около 3 млрд- т.
Висловское. Расположено в юго-западной части Воронежской
антеклизы, в южной части Яковлевского железорудного место-
рождения. Формирование бокситов на месторождении происходи-
ло в верхних зонах латеритной коры выветривания на филлито-
видных сланцах курской серии и амфиболовых сланцах михай-
ловской серии раннепротерозойского возраста. Бокситы формиро-
вались на узких гребневидных поднятиях докембрийских пород,
которые возвышались на 30—100 м над пенепленизированной
всхолмленной поверхностью. На породах докембрийского кри-
сталлического фундамента развита древняя кора выветривания
мощностью от 5 до 170 м. В тектонически ослабленных зонах
развита линейная кора выветривания, достигающая глубины 700 м
от поверхности древнего фундамента. Глубина залегания бокситов
под вышележащими осадочными породами палеозоя, мезозоя и
кайнозоя от от 450 до 600 м. Состав бокситов бемитовый и бёмит-
гиббситовый; текстуры полосчатая, сланцевая и псевдобобовая,
унаследованные от материнских пород. Бокситы высококачествен-
ные, содержат (в %): кремнезема 7—11; оксида железа (III) 6—8;
оксида железа (II) 16—19.
Остаточные переотложения месторождения
К этому типу относятся месторождения Арканзасского района
(США), Австралии и Гвианской береговой равнины (Гайана, Су-
ринам и Гвиана)-
Месторождения Гвианской береговой равнины. Многочислен-
ные местрождения Гайаны, Суринама и Гвианы образуют бокси-
тоносную провинцию, вытянутую вдоль побережья Атлантического
океана на 600 км при ширине 100—150 км (рис. 26). Месторожде-
ния Гвианской провинции приурочены к северному склону Гви-
анского щита, сложенного гранитами, диоритами и метаморфи-
зованными осадочными и вулканическими докембрийскими поро-
дами. На породах древнего фундамента располагаются песчано-
глинистые отложения мезозойско-кайнозойского возраста.
Латеритные бокситы залегают на плоских вершинах и скло-
71
нах пологих холмов древнего фундамента высотой до 55 м,
окаймляющих береговую равнину. Мощность бокситовых пласто-
образных залежей 12 м.
В песчано-глинистых породах расположены переотложенные
аллювиальные бокситы третичного возраста. Мощность линзооб-
разных залежей до 10 м. Наиболее высококачественные бокситы
приурочены к центральным частям бокситовых залежей. Среди
бокситоносных отложений наблюдаются горизонтальная слои-
стость, линзы и прослои углистых глин и лигнитов. Бокситы
1,2 — бокситы: 1 — латеритные, 2 — осадочные; 3—5 — осадочные отложения мезозоя и
кайнозоя; 3—глины с пластами песков и ракушечника, 4— пески с пластами глин и бок-
ситов, 5—песчаники с прослоями конгломератов; 6 — гранодиориты, базальты, метаморфи-
ческие породы докембрийского фундамента Гвианского щита
очень высокого качества содержат от 58 до 66% А12О3 при мини-
мальном содержании кремнезема и оксидов железа (0,1—2,5%).
Общие запасы бокситов провинции 850 млн. т-
Месторождения Австралии. Крупнейшие в мире месторождения
бокситов (запасы более 1/4 и добыча 1/3 мировых) находятся в
Северной и Юго-Западной Австралии. Они представлены пласто-
образными залежами площадью в сотни квадратных километров
(рис. 27)- Бокситовые залежи приурочены к площадям развития
латеритного покрова по докембрийским метаморфическим и из-
верженным породам (месторождения Уэйпа, Гов), базальтам и
пирокластическим породам (Митчелл-Плато), по долеритам и
глинистым сланцам (Дарлинг-Рейндж). В бокситовой толще обыч-
но выделяется два или три горизонта мощностью 2—15 м, кото-
рые сложены преимущественно пизолитовыми, галечными, гравий-
ными, брекчиевыми бокситами, сцементированными более рыхлой
72
массой такого же химического и минерального состава, что и об-
ломочные бокситы.
Качество бокситов очень высокое, в среднем они содержат
в % (масс.): А12О3 50—62; SiO2 3—5; Fe2O3 12—20. По минераль-
ному составу они обычно гиббситовые, при подчиненном количе-
стве бемита. В бокситах отмечено присутствие гематита, магне-
тита, каолинита, диаспора, анатаза, корунда, кварца.
Бокситовые залежи образовались в результате переотложения
Рис. 27. Размещение бокситов месторождения Дарлинг-Рейндж (Австралия^
в плане и на разрезе. По Г. Бэксту.
Содержание А1 (%): 1- меньше 20, 2 — 20—25, 3 — 25—30, 4 — 30—35, 5 — больше 35; 6 —
границы рудного тела
73
на небольшие расстояния и, возможно, последующей бокситиза-
ции продуктов латеритной коры выветривания в позднемеловое и
раннетретичное время. В позднетретичное время в результате
поднятия региона бокситообразование прекратилось.
Осадочные платформенные месторождения
Осадочные платформенные месторождения бокситов приурочены
к краевым частям синеклиз, к впадинам между выступами древ-
них пород, к эрозионно-тектоническим котловинам и долинам,
часто развивающимся в зонах сочленения платформ со складча-
тым обрамлением. Они залегают среди континентальных отложе-
ний преимущественно озерно-болотной фации, часто связаны с
угленосными осадками. Угленосные осадки в разрезе обычно
располагаются выше бокситовых и удалены от выступов фунда-
мента на большие расстояния, чем бокситы.
Примерами подобных месторождений являются визейские
бокситовые месторождения Восточно-Европейской платформы,
находящиеся в западной и северной периферических зонах Мос-
ковской синеклизы (Тихвинский, Северо-Онежский, Средне- и
Южно-Тиманский районы). Месторождения этого типа каменно-
угольного и пермского возраста встречены также на Китайской и
Северо-Американской платформах. В юго-западной части Сибир-
ской платформы и на Енисейском кряже (Чадобецкий, Татар-
ский и Приангарский районы), а также в Тургайском прогибе
(Амангельдинский, Западно-Тургайский и Центрально-Тургай-
ский районы) месторождения бокситов приурочены к площадям
развития карбонатных пород складчатого фундамента. Формиро-
вались они в меловое и палеогеновое время в карстовых ворон-
ках, контактово-карстовых и карсто-котловиппых депрессиях.
Тихвинская группа. Эта группа месторождений приурочена к
полосе нижнекаменноугольных отложений северо-западного кры-
ла Московской синеклизы. Бокситоносная зона вытянута в суб-
меридиональном направлении на 260 км. В пределах зоны распо-
ложено более 30 месторождений. Дорудный фундамент месторож-
дений Тихвинскойхгруппы сложен песчаниками, слюдистыми слан-
цами с линзами песков и пестроцветных песчаников верхнего
девона.
Бокситоносные осадки несогласно залегают на пестроцветных
глинах девона и приурочены к средней части тульского горизонта
раннекаменноугольного возраста. Перекрывается бокситоносная
толща пестроцветными глинами с линзами песков, в некоторых
случаях валунчатыми глинами и другими ледниковыми отложе-
ниями или песчано-растительным слоем. На породах тульского
горизонта лежат песчано-глинистые нижнекаменноугольные поро-
ды с прослоями известняков и редко доломитов. Выше располо-
жены четвертичные глины и суглинки.
Дорудный рельеф развивался на древних отложениях и пред-
ставляет собой широкую возвышенность, вытянутую в меридио-
нальном направлении и расчлененную долинами рек, широкими и
74
глубокими оврагами. Длина этих
долин от 1 до 7 км, ширина от
0,1 до 1 км, глубина 10—
40 м.
Промышленные залежи бок-
ситов приурочены к овражно-
балочным долинам и депрессиям
в дорудном рельефе. Они имеют '
узкую вытянутую форму с плос-
кой слабо вогнутой или неровной
поверхностью кровли и выпуклой
вниз подошвой (рис. 28). Глуби-
на залегания бокситов до 100—
150 м, но обычно не более 40 м.
В поперечном сечении бокси-
товых залежей в центральной
части находятся кондиционные
бокситы, к периферии они сменя-
ются аллитами (бокситоподоб-
ные породы с кремневым моду-
лем меньше 2,6) и сиалинитами
(каолинитовые породы, не содер-
жащие свободного глинозема, с
кремневым модулем, близким
к 1). В связи с этим от перифе-
рии к центру залежи содержание
глинозема и оксида железа по-
степенно увеличивается, а крем-
незема уменьшается. Исходным
материалом при формировании
бокситов служила кора выветри-
вания девонских глин.
Бокситы характеризуются крас-
новато-коричневой окраской, поч-
ти полным отсутствием слои-
стости, слабой сортировкой обло-
мочного материала, большим ко-
личеством растительных остатков
и вторичного кальцита. Среди бокситов выделяют каменистые,
рыхлые и глинистые разновидности. По текстурным признакам
среди них различают: обломочные, оолито-бобовые и тонкодиспер-
сные (пелитовые). По минеральному составу бокситы относятся
к гиббсит-бёмит-каолинитовому типу. Они содержат в % (масс.):
SiO2 11—18; Fe2O3 10—19; кремневый модуль по отдельным мес-
торождениям изменяется от 2,8 до 4,1.
Южно-Тиманская группа. В этом районе наиболее древними
образованиями являются карбонатные и сланцевые породы мета-
морфической серии рифейского возраста, на которых с резким
угловым несогласием почти горизонтально залегают песчано-гли-
75
Рис. 28. Схема геологического строе-
ния территории Тихвинской группы
бокситовых месторождений. По
С. Вишнякову и Л. Кальнину.
/, 2 — известняки: / —- серпуховской сви-
ты, 2 — окской свиты; 3, 4—лесчаио-гли-
пистые отложения: 3 — пижнекаменно-
угольпыс, 4 — верхнедевонские; 5 — место-
рождения бокситов; 6 — направление па-
леодолин, заполненных прибрежно-дельто-
выми отложениями
нистые и карбонатные (известняки, дэломитизированные извест-
няки и доломиты) породы девонской, каменноугольной и перм-
ской систем, почти повсеместно перекрытые четвертичными
суглинками и супесями.
Бокситы связаны с нижнекаменноугольными терригенными
отложениями тульского горизонта (рис. 29). Они залегают на
карбонатных и карбонатно-глинистых породах верхнего девона
или на их делювии, а перекрываются карбонатными образования-
ми визейского возраста мощностью до 70 м. Иногда бокситовые
залежи встречаются и в карстовой полосе, развитой в известня-
ках, имеют вытянутую форму с извилистой нижней поверхностью
Рис. 29. Схематические геологические разрезы месторождений Южного Тимана.
По Ю. Крылову.
1 — четвертичные отложения; 2—7 — средне- и нижнекаменноугольные отложения: 2 — гли-
ны с прослоями известняков, 3 — известняки с прослоями глин, 4 — песчано-глинистые,
5 — угленосные, 6—бокситы, 7 — пески с прослоями глин; 8 —известняки с прослоями
глин верхнего девона
пласта. Рудные залежи значительны по площади, но маломощны
(до 2—5 м). На отдельных участках в разрезе встречены два-три
пласта бокситов. В основании бокситосодержащих пород зале-
гают грубообломочные аллиты и бокситы, в средней части — пе-
литовые бокситы, в верхней — оолито-бобовые обломочные алли-
ты и каолиновые глины с примесью углефицированной раститель-
ности. Такое строение разреза объясняется тем, что по мере
заполнения впадин бокситовым материалом происходили локаль-
ные просадки, сопровождающиеся повторением ритма осадочных
пород, который заканчивается накоплением углефицированной
растительности (заболачиванием).
По минеральному составу бокситы относятся к каолинит-гиб-
бсит-бёмитовому и каолинит-бёмитовому типам; первый из них
развит в северо-западной, а второй — в юго-западной частях
района. По литологическим особенностям выделяются аргиллито-
подобные и каменистые разновидности, обладающие серой окрас-
кой, массивной, брекчиевой и оолитовой текстурой, менее рас-
76
пространены глинистые серовато- и желтовато-белые бокситы.
Пелитовая и метаколлоидная структура в средней части пласта
вниз и вверх по разрезу сменяется оолите-бобово-обломочной.
По химическому составу бокситы высокоглиноземистые, высо-
кокремнистые. маложелезистые и часто высокосернистые. Они
содержат в % (масс): SiO2 12—28; Fe2O3 4—13; S 0,4—3; крем-
невый модуль изменяется от 2,6 до 3,2.
Рис. 30. Схематическая геологе-литологическая карта палеозойского фундамента
и бокситоносных отложений Амангельдинского района. По Г. Кирпалю и В. Те-
някову.
/—-песчано-глинистые четвертичные отложения (на разрезе); 2 — бокситовые залежи; 3 —
известняки, аргиллиты, алевролиты и песчаники нижиекамеиноугольиые; 4 — известняки,
долом итизироваиные известняки верхнедевоиские и нижнекаменноугольные; 5—гидрослю-
дистые песчаио-глинистые сланцы, алевролиты франского яруса; 6 — кварциты, кварц-слю-
дистые и слюдисто-кварцевые, графитовые сланцы, гнейсы, гнейсограниты докембрия; 7 —
граниты: 1—26 — рудные участки
77
Амангельдинская группа. Эта группа месторождений располо-
жена в восточном борту Тургайского прогиба. В состав группы
входят пять месторождений бокситов: Аркалыкское, Северное,
Уштобинское, Верхне- и Нижне-Ашутское месторождения
(рис. 30).
Палеозойский фундамент сложен дислоцированными порода-
ми докембрия и палеозоя — кристаллическими сланцами, гнейса-
ми, кварцитами, основными эффузивами, их туфами, кремнистыми
сланцами. Эти породы прорваны каледонскими гранитондами.
Центральная часть района сложена песчано-глинистыми и карбо-
натными породами среднего — верхнего девона и нижнего
карбона.
На породах фундамента развита древняя кора выветривания
мощностью от нескольких метров до 60 м. На ней залегает бок-
ситоносная свита палеоцен-эоцепового возраста, представленная
в нижней части песчано-глинистыми отложениями, па которых
располагаются каменистые, рыхлые, сухаристые и глинистые бок-
ситы, фациально-сменяющиеся гиббситсодержащими каолиновы-
ми глинами. На бокситоносной свите развивается толща палео-
геновых пород — песков, песчаников, глин и суглинков.
Залежи бокситов приурочены к краевым частям дорудных
котловин, образовавшихся на площадях развития карбонатных
пород. В связи с этим они залегают на склонах депрессий,
приуроченных к контакту алюмосиликатных пород с карбонатны-
ми. Большинство бокситовых залежей относится к коптактово-
карстово-котловинному типу, некоторые мелкие залежи являются
типично карстовыми. Нижние горизонты отдельных залежей
расположены в линейно-вытянутых вдоль структур палеозойского
фундамента долинообразных карстовых и эрозиопно-карстовых
депрессиях. Бокситы и генетически связанные с ними огнеупор-
ные гиббситсодержащие каолинитовые глины залегают от поверх-
ности до глубины 100 м. Они располагаются в виде непрерывной
цепочки обособленных горизонтальных и слабонаклонных рудных
залежей линзообразной формы с неправильными извилистыми
очертаниями в плане.
Бокситы представлены каменистыми рыхлыми, сухаристыми
и глинистыми разновидностями красновато-коричневой окраски.
Основные рудообразующие минералы бокситов — гиббсит, гема-
тит и каолинит; второстепенные — галлуазит, кварц, гётит, рутил,
гипс, кальцит. Химический состав характеризуется значительны-
ми колебаниями компонентов, % (масс.): А12О3 28—60; Si02
2—20 (в среднем 10—15); Fe2O3 0,5—30 (в среднем 11—16).
Осадочные геосинклинальные месторождения
Осадочные геосинклинальные месторождения бокситов приуроче-
ны к срединным и окраинным частям геосинклинальных прогибов,
к зонам сочленения последних с платформами. Они встречаются
главным образом в перегибах, тяготеющих к краевыем частям
78
крупных антиклинориев и срединных массивов, которые в период
бокситообразования представляли собой острова или значитель-
ные по площади участки суши. Образовались они в мелководных
условиях во время перерывов в накоплении морских осадков и
всегда располагаются выше поверхности несогласия. Часто бок-
ситы залегают на закарстованной поверхности рифогенных
известняков. Карстовые полости явились ловушками, благоприят-
ными для накопления бокситов и сохранения их от последующего
размыва.
По направлению к центрам депрессий и выступам дорудного
рельефа бокситы выклиниваются, постепенно переходя в пестро-
цветные глины или расчленяясь на несколько прослоев. Боксито-
вые пласты и вмещающие породы обычно смяты в складки и
метаморфизованы.
Источником для образования бокситов были коры выветрива-
ния приподнятых основных эффузивов, сланцев и других пород,
расположенных вблизи карстовых полостей. В прибрежно-морских
районах эксплозивной вулканической деятельности, как предпо-
лагают С. Гольдпч (для Ямайки и Гаити) и А. Калугин, карсто-
вые полости на рифовых плато заполнялись вулканическим пеп-
лом, за счет выветривания которого происходило бокситообразо-
вание. Есть сторонники формирования геосинклинальных бокси-
тов вулканогенно-осадочным путем в зонах активной подводной
(А. Пейве) или наземной (К. Зеленое) вулканической деятель-
ности за счет выноса глинозема из вулканических и осадочных
пород сольфатарами и фумаролами.
Бокситы геосинклинальных областей характеризуются высо-
ким и выдержанным качеством. Среди них преобладают диаспор-
бёмитовые, диаспоровые и бемитовые разности, а слабодислоци-
рованные месторождения содержат гиббсит.
Месторождения этого типа развиты в Севере- и Южно-Ураль-
ском, Салаирском и Боксонском бокситоносных районах СССР,
в ВНР, Греции, Франции, СФРЮ, Ямайке, Гаити, Доминиканской
Республике.
Северо-Уральский бокситоносный район (СУБР). В этом
районе известны (с севера па юг) Ивдельская, Северо-Уральская
и Карпинская группы месторождений. Северо-Уральская — основ-
ная группа СУБРа — состоит из месторождений Красная Шапоч-
ка, Кальинское, Ново-Кальинское, Черемуховское, Сосьвинское и
Всеволодо-Благодатское. Они приурочены к плоской меридио-
нально-вытянутой депрессии, сложенной известняками и сланцами
среднего силура — девона (рис. 31). Бокситы залегают на размы-
той, закарстованной поверхности известняков нижнего девона.
Кровля бокситов ровная, представлена битуминозными известня-
ками и мергелями (рис. 32).
В пределах бокситоносной полосы развиты крутопадающие
сбросы и взбросы с амплитудами смещения до 200—400 м.
Наиболее крупные из них имеют субширотное простирание, и, как
правило, служат границами участков и месторождений.
79
Рис. 31. Схематическая геолого-лито-
логическая карта дорудного (доэй-
фельского) фундамента и боксито-
вых отложений Северо-Уральского
бокситоносного района. По Г. Кир-
палю.
/ — площади развития бокситов осн ых от-
ложений, установленные н предполагае-
мые; 2 — безрудные участки; 3 —
известняки светло-серые н розовые,
массивные рифогенные; 4 — известняки
темно-серые, массивные и тонкослоис-
тые, битуминозные сланцы, песчаники и
конгломераты; 5 — порфириты базальто-
вые, платиоклазовые, цироксеи-платис-кла-
зовые; 6 — конгломераты, песчаники и
песчано-глинистые сланцы; 7 — сланцы,
порфириты, туфопесчаиики, песчаники,
туфы базальтовые; 8 — тектонические на-
рушения
Рис. 32. Обобщенная геологическая
колонка девонских бокситовых зале-
жей Северного Урала. По Г. Путин-
скому.
/, 2 — известняки: 1 — светло-серые, мас-
сивные, 2 — темно-серые; 3 — мергели с
прослоями известняков; 4, 5 — бокситы;
4 — серые, слоистые, с морской фауной,
5—‘Красные; 6, 7 — соответственно облом-
ки и галька известняка в боксите
80
Залежи бокситов имеют пластоообразную форму с падением
на восток под углами 25—45°. Рудный горизонт подразделяется
на два подгоризонта: нижний — красные маркие, немаркие и
яшмовидные бокситы и верхний — пестроцветные пиритизирован-
ные бокситы. Красные маркие бокситы заполняют карстовые-
полости в известняках, а красные немаркие и яшмовидные тяго-
теют к склонам депрессий, пестроцветные бокситы встречаются
повсеместно. Мощность красных бокситов изменяется от несколь-
ких сантиметров до 20 м, изредка более. Мощность пестроцвет-
ных бокситов достигает 3 м, в среднем 0,5—0,7 м.
По минеральному составу красные бокситы относятся к диа-
споровым, яшмовидные и пестроцветные — к диаспор-бёмитовым.
Текстура бокситов слоистая и бобовая. Красные бокситы, состав-
ляющие 85—97 %' запасов месторождений, характеризуются высо-
ким качеством, они содержат в % (масс.): SiO2 2—6; Fe2O3 23—25;
CaO 1,6—2,5 (с глубиной возрастает); S 0,1—0,4 (до 1 %).
Месторождения Венгрии расположены в Задунайском Средне-
горье, на площади 3400 км2, в срединном внутригеосинклипаль-
ном горном массиве Мечек, находящемся между Альпами, Карпа-
тами и Динарским нагорьем. Насчитывается свыше четырехсот
залежей бокситов, приуроченных к юрским и триасовым извест-
някам или доломитам и перекрытых глинами, песчаниками и
известняками мела или палеогена.
По морфологии выделяют пласто-, линзо-, воронко- и гнездо-
образные залежи. Большинство переотложенных бокситовых за-
лежей относится к линзообразному типу. Площадь пластообраз-
ных залежей один или несколько квадратных километров, линзо-
образных 0,01—0,5 км2, воронкообразных, как правило, меньше
0,2 км2. Мощность бокситовых залежей 1—30 м. Гнездообразные
залежи небольшого размера (по длине и ширине 10—60 м, мощ-
ность 1—6 м) выполняют углубления в слабозакарстованных доло-
митах. На долю пластообразных и сбросо-грабенных (пластооб-
разных, осложненных сбросами) залежей приходится 66 % запасов,
линзообразных — 23 и воронкообразных—10. Возраст сбросов
мел-эоценовый, близкий к возрасту бокситов, поэтому в опущен-
ных блоках сохранились наиболее мощные бокситовые пласты.
Бокситы бемитовые и гиббситовые. Структуры пелитоморф-
Вая, пизолитовая, оолитовая и обломочная, текстура — слоистая.
Разрабатывают бокситы, содержащие в % (масс.): А12О3 50—60;
SiO2 1—8; Fe2O3 15—20.
Месторождения юга Франции. Бокситоносная полоса протяги-
вается вдоль побережья Средиземного моря на 400 км при ши-
рине 60 км. Бокситы залегают в понижениях закарстованной
поверхности известняков нижнего мела (баррем, апт) и перекры-
ты песчано-глинистыми отложениями верхнего мела (сеноман —
дат) и эоцена (рис. 33). Возраст бокситов обычно альб —апт.
Рудные залежи пласто- и линзообразной формы, мощностью от 5
до 20 м (в карстовых полостях до 100 м) и протяженностью
до 10—30 км. Нижняя часть залежей сложена железистыми
6—§150 81
красными бокситами, вверх по разрезу они постепенно переходят
в бокситы розового, серого и белого цвета. Бокситы диаспоровые,
бемитовые или гиббсит-бёмитовые. Структура их афанитовая,
пизолитовая, бобово-оолитовая, текстура полосчатая. Бокситы
высококачественные. В добываемых бокситах содержится
в % (масс.): А12О3 55; SiO2 2—6; Fe2O3 20—25. Общие запасы
высококачественных бокситов достигают 100 млн. т.
Месторождения о. Ямайки. Бокситовые месторождения о. Ямай-
ки располагаются на известняках среднеэоцен-раннемиоценового
возраста, которые несогласно залегают на меловом и нижнеэоце-
новом, фундаменте (рис. 34). Наиболее интенсивное карсто-
образование происходило в среднемиоценовое время, тогда же на-
чался главный этап формирования бокситовых залежей. Карсто-
Рис. 33. Схематический геологический разрез месторождения Мазы, Франция.
Ло И. Балеток.
/ — бокситы: 2, 3— глины: 2-—бокситовые, 3 — каолинитовые; 4—марганцовисто-железис-
тая корка; 5 — известняки
вый рельеф и границы карстовых депрессий определяли форму и
размеры залежей. Крупные залежи бокситов приурочены к об-
ширным вытянутым, чаше- и котловинообразпым депрессиям на
полях развития известняков. Иногда они тяготеют к зонам тек-
тонических нарушений, где происходит более интенсивное карсто-
образование. Небольшие залежи выполняют воронки, трубки и
полости неправильной формы на склонах кавернозных известня-
ковых поднятий. Бокситы расположены выше уровня грунтовых и
карстовых вод, перекрыты маломощным почвенным слоем.
Всего на острове выявлено свыше 100 промышленных бокси-
товых залежей. Размеры их изменяются в широких пределах —
от мелких карманов до гигантских тел протяженностью до 30 км.
Мощность рудных тел от нескольких десятков сантиметров
до 30 м. Средняя промышленная мощность 3—10 м.
По минеральному составу бокситы бёмит-гиббситовые (1:3)
с гематитом, гётитом, каолинитом и галлуазитом. Цвет их обычно
красный, красновато- и желтовато-бурый. Они плотные или зем-
листые. Среднее содержание основных компонентов в бокситах
в % (масс.): А12О3 45—50; SiO2 0,5—3,5; Fe2O3 17—23; Р2О5
0,3—3, СаО 0,1—1,2. Высокие содержания оксида железа и оксида
фосфора (V) не позволяют относить их к высококачественным.
82
Однако запасы бокситов велики (общие около 1 млрд, т), зале-
гают они у поверхности земли и поэтому имеют большое эконо-
мическое значение.
Небокситовое алюминиевое сырье
Месторождения небокситовых видов алюминиевого сырья делят-
ся на пять генетических групп (по Г. Кирпалю): 1) магматиче-
скую (наиболее ценные нефелиновые руды — уртитовые, апатит-
нефелиновые и сынныритовые; перспективные—анортозитовые,
лабрадоритовые, лейцитовые и другие высокоглиноземистые из-
верженные породы); 2) гидротермальную (алунитовые руды);
3) экзогенную (каолиновые глины, высокоглиноземистые аргил-
литы, высокожелезистые аллиты и латериты, сапролиты, давсо-
нитсодержащие, алюмофосфатные и цеолитсодержащие породы,
углистые и битуминозные сланцы, анальцимовые песчаники и
другие высокоглиноземистые осадочные породы); 4) метаморфо-
генную (высокоглиноземистые слапцы—кианитовые, андалузито-
вые, силлиманитовые, ставролитовые, аспидные и др.; железо-
алюминиевые метаморфизованные руды); 5) геотехпогенную (от-
ходы металлургических и горнодобывающих предприятий — хвосты
обогащения углей; золы углей теплоэлектростанций; красные
шламы, образующиеся при переработке бокситов; серицитсодер-
жащие хвосты обогащения и другие отходы при переработке
руд черных, цветных металлов и химической промышленности).
Нефелиновые руды — второй после бокситов по промышлен-
ному значению вид алюминиевого сырья. Месторождения нефе-
линовых сиенитов, перспективные для использования в глинозем-
ной промышленности, известны во многих районах СССР
(Кольский полуостров, Кузнецкий Алатау, Витимское нагорье,
Северное Прибайкалье, Забайкалье и др.). Требования промыш-
ленности к качеству нефелиновых руд (%): А12О3 больше 22,5;
SiO2 меньше 45, ЫагО+КгО больше 9,5; Fe2O3 меньше 7.
Алунитовые руды формируются в областях молодого вулка-
низма в результате воздействия вулканических сернистых газов и
растворов, обогащенных серной кислотой, на вмещающие вулка-
нические алюмосиликатные породы. Образуют пластообразные и
штокверковые (чашеобразные) залежи. Известны на Кавказе,
в Закарпатье, Казахстане, Средней Азии и Приморье. В рудах,
не требующих обогащения, должно содержаться алунита бо-
лее 50 % и глинистых минералов (в пересчете на каолинит) — ме-
нее 10%. Для руд, нуждающихся в обогащении: алунита не
менее 25 % при обязательном его извлечении в концентрат боль-
ше 75 %; каолинита в руде должно быть меньше 5 %.
Месторождения кианитовых сланцев разведаны на Кольском
полуострове, где они могут разрабатываться открытым способом.
Месторождения силлиманитовых сланцев имеются в Карельской
АССР, на Урале, в Казахстане, Иркутской области, Бурятской
АССР и Красноярском крае. Кианитовые, силлиманитовые и
андалузитовые концентраты, используемые в электротехническом
6* 83
производстве, должны содержать (%)-; А120з больше 54; Fe2O3
меньше 1,2; TiO2 + ZrO2 меньше 2; СаО меньше 0,8; сумму щело-
чей меньше 1,6.
Железоалюминиевые руды пригодны для получения чугуна,
глинозема и цемента при содержании железа не менее 55—60 %
и отношении Al2O3/SiO2 (кремневом модуле) более 2. Глины и
каолины пригодны для переработки на глинозем при содержа-
нии А12О3 больше 26—30 %- Давсонитовые руды должны содер-
жать А12О3 больше 20—25 % на месторождениях, расположенных
вблизи дешевых источников электроэнергии в восточных районах
1 — аллювиальные отложения; 2 — известняки и терригенные породы; 3 — бокситы и бок-
ситоиосные образования миоцеи-четвертнчного возраста; 4 — бокситовые аалежн; 5, 6 — из
вестняки: 5 — мергелистые, среднего и верхнего миоцена, 6 — среднего эоцена — нижнего
миоцена, вмещающие залежи бокситов; 7 — изверженные, метаморфические и терригенные
породы мелового и палеогенового возраста; 8 — тектонические нарушения
и не менее 30—35 % на месторождениях европейской части СССР.
Кремнезема в рудах должно быть не более 40—45 для восточных
и 15—25% для западных районов; Na2O в сырье—более 2,5—4%.
Месторождения должны быть достаточно крупными, обеспечи-
вающими значительный ежегодный выпуск глинозема.
МАГНИЙ
Впервые„полученный в 1829 г. французским химиком А. Бюсси ме-
таллический магний начали применять в промышленности в кон-
це XIX в. Сплавы магния с алюминием, цинком и марганцем ха-
рактеризуются высокой прочностью и легкостью.
Добыча металлического магния в капиталистических странах
составляет около 300 тыс. т в год. Одна половина его добывается
из доломита, другая — примерно поровну из магнезита, морской
€4
воды и рассолов. Производство магния из доломита организовано
во Франции и Великобритании, из магнезита — в США, Франции
и ФРГ, из рассолов — в СССР и США, из серпентинизированных
дунитов и гарцбургитов — в ЮАР и Австралии. Цена магния
2300 дол./т.
Кларк магния 1,87%, среднее содержание в морской воде
0,13%. Он является одним из самых легких металлов (плотность
«его 1,74 г/см3). Из трех изотопов магния (массовые числа 24—26)
в природе наиболее распространен 24Mg.
Главными видами магниевого сырья являются: доломит
CaMg(CO3)2 (13,1 %), магнезит MgCO3 (28,7), брусит Mg(OH)2
(44,12), карналлит MgCl2-KCl-6H2O (8,7), бишофит MgCI2-6H2O
(11,9) и морская вода. Магнезит, пригодный для производства ме-
таллического порошка, должен содержать (%): MgO не менее 43;
СаО не более 2,5; SiO2 менее 2.
Месторождения доломитов широко распространены в карбо-
натных толщах осадочного происхождения, запасы магния в них
•огромны. Месторождения магнезита образуются преимущественно
в гидротермальных среднетемпературных условиях в результате
метасоматического замещения магнезиальными растворами извест-
няков и доломитов, а также при воздействии горячих растворов,
содержащих СО2, на ультраосновные породы. Скопления скрыто-
кристаллического («аморфного») магнезита образуются также
при выветривании ультраосновных пород.
Месторождения магнезита известны в СССР на Урале (Сат-
кинская, Белорецкая, Катав-Ивановская группы месторождений),
в Иркутской области (Савинское, Онотское), Красноярском крае
(Удерейское), Восточном Казахстане (Ушчарышх) и в других рай-
онах. Крупные месторождения магнезита имеются в Австрии, Гре-
ции, ЧССР, СФРЮ, КНДР, КНР, Канаде и США.
Магнезиальные соли встречаются в больших количествах в со-
левых отложениях озер Казахстана, в водах Аральского и Каспий-
ского морей. Месторождения ископаемого карналлита осадочного
происхождения известны в соляных месторождениях СССР (Верх-
некамксое на Урале, Солегорское в Белоруссии и др.), ГДР, Фран-
ции, Испании и других стран.
Волгоградское. Это уникальное месторождение бишофита на-
ходится в соляном бассейне Прикаспийской синеклизы в породах
кунгурского яруса нижнепермской системы. Бишофит найден внутри
соляных толщ в ассоциации с карналлитом, кизеритом, сильвином
и галитом. На некоторых участках бишофит образует почти моно-
минеральные (с содержанием 88—96 % минерала) залежи, мощ-
ностью 10—40, иногда до 100—200 м. В пределах Приволжской
моноклинали установлено наличие четырех пластов бишофита на
глубине 1000—1800 м, два из них имеют региональное распростра-
нение. Пласты бишофита прослежены по простиранию на 400 км,
вкрест простирания на 30—40 км. Запасы бишофита на этой пло-
щади более 200 млрд. т. Это месторождение может разрабаты-
ваться методом подземного выщелачивания.
85
НИКЕЛЬ
Никель выделен шведским химиком А. Кронстедтом в 1751 г.
Благодаря высокой химической, термической и механической стой-
кости он применяется в металлургии (80 % общего потребления)
для изготовления нержавеющей стали, в самолета- и ракетострое-
нии, атомной, радиоэлектронной и энергетической, химической и
пищевой промышленности. Никель получают из никелевых, мед-
но-никелевых, кобальт-никелевых, железо-никелевых руд.
Цена никеля достигает 5820 дол./т. В капиталистических и раз-
вивающихся странах в 1981 г. добыча никеля составляла
497,3 тыс. т; разведанные запасы никеля 59,2 млн. т, общие
108,9 млн. т. Уникальные месторождения (в Новой Каледонии;
Садбери в Канаде) содержат более 500 тыс. т металла, крупные
500—250 тыс. т, средние 250—100 тыс. т, мелкие — менее ЮОтыс.т.
В богатых сульфидных рудах никеля более 1, рядовых 1—0,5, бед-
ных 0,5—0,1 %; в богатых силикатных рудах никеля свыше 2, ря-
довых 1,3—2, бедных 1—1,3 %.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Известно пять стабильных изотопов никеля с массовыми числа-
ми 58, 60—62, 64, среди которых преобладает 5t!Ni (67,8%). Кларк
никеля 5,8-10—3 %; коэффициент его концентрации 200. Кларк ни-
келя повышается от кислых (8-10-4%) к основным (1,6-10 2 %)
и ультраосновным (2,2-10-1 %) магматическим породам. В соот-
ветствии с этим промышленные концентрации никеля ассоцииру-
ют главным образом с базит-гипербазитовыми магмами, связан-
ными с мантийными очагами. При наличии серы, которая, так же
как никель, медь и железо, имеет глубинный источник, эти метал-
лы обособляются в виде сульфидов.
При высоких температурах (1500—1200 °C) возможно разде-
ление (ликвация) магмы на два несмешивающихся расплава:
сульфидный и силикатный. На процесс ликвации влияют концент-
рация серы, общий состав силикатной магмы, в первую очередь
количество Fe, Mg и Si, а также содержание халькофильных эле-
ментов в жидкой силикатной фазе. Присутствие железа в силикат-
ном расплаве повышает растворимость сульфидов в десятки раз.
При раскристаллизации отликвировавшего сульфидного расплава
возникают магматические месторождения сульфидных медно-нике-
левых руд.
В гранитоидных магмах на постмагматическом этапе в связи
с гидротермальным процессом также возможна концентрация ни-
келя совместно с кобальтом, мышьяком, серой, иногда с висмутом,
серебром и ураном.
В экзогенных условиях никель накапливается в коре выветри-
вания в результате химического разрушения оливина и серпенти-
на, в которых изоморфно с магнием содержится никель, переноса
его подземными водами в виде бикарбоната Ni(HCO3)2 и последу-
ющего осаждения в нижних горизонтах кор выветривания.
86
Известно 45 минералов никеля. Среди них минералами суль-
фидных руд являются: пентландит (Fe, Ni)S (22—42 %), миллерит
NiS (65), никелин NiAs (44),хлоантит NiAs3_2 (4,5—21,2,) полиди-
мит Ni3S4 (40—54) и герсдорфит NiAsS (26—40); силикатных руд:
гарниерит NiO-SiO2-H2O (NiO 46), непуит 12NiO-3SiO2-2Н2О
(20—46), ревденскит 3(Ni, Mg)O-2SiO2>2H2O (46) и никельсодер-
жащий нонтронит Fe2[AlSi3Oio] (ОН)2-пН2О. В зонах окисления
мышьяксодержащих руд развивается аннабергит Ni3As3O8-8H2O
(37), который имеет лишь поисковое значение.
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
Никелевые месторождения не характерны для геосинклинального
этапа. В это время в связи с гранитоидами средней и поздней ста-
дии возникали лишь достаточно редкие и промышленно несущест-
венные гидротермальные месторождения сульфоарсенидов никеля
и кобальта. Основная масса магматических сульфидных мед-
но-никелевых руд формировалась на стадии активизации древних
платформ при образовании пород трапповой формации, обычно
представленных дифференцированными габбро. Экзогенные место-
рождения силикатных никелевых руд, приуроченные к корам вы-
ветривания, возникли в платформенный этап.
В истории геологического развития Земли намечается две глав-
ных эпохи формирования сульфидных медно-никелевых месторож-
дений: протерозойская (Балтийский и Канадский щиты, Южная
Африка, Австралия) и киммерийская (Сибирская платформа).
Силикатные никелевые месторождения коры выветривания возник-
ли в новейшее время. Они распространены на Южном Урале,
Балканах (Албания, СФРЮ, Греция), в Бразилии, Новой Кале-
донии, на Кубе, Филиппинах, Мадагаскаре.
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Намечаются следующие промышленные месторождения никеля:
1) магматические, 2) плутоногенные гидротермальные, 3) коры
выветривания.
Магматические месторождения
Ликвационные магматические месторождения сульфидных мед-
но-никелевых руд в СССР известны на Кольском полуострове
(Печенга, Аллареченское, Монча), в Красноярском крае (Талнах,
Октябрьское, Норильск I), за рубежом — в Финляндии (Пори),
Швеции (Клева), Канаде (Садбери, Томпсон), США (Стиллуо-
тер), ЮАР (Бушвельд, Инсизва) и Австралии (Камбалда).' Мес-
торождения связаны с дифференцированными базит-гипербазито-
выми массивами, обогащенными магнием. По А. Лихачеву, они
формируются в пределах континентальной коры, главным образом
в активизированных краевых частях платформ. Эти расслоенные
интрузивы сложены перидотитами, пироксенитами, габбро, нори-
87
гами и габбродиоритами гипабиссальной фации на щитах, габбро-
долеритами, долеритами и пикритами субвулканической фации в
чехле платформ. Более основные разности слагают нижние части
массивов (их основание), менее основные — верхние.
Рудные тела размещаются внутри, по периферии, в придонной
части, и вблизи материнских интрузивов. Среди них встречаются:
1) пластообразные висячие залежи вкрапленных руд; 2) пласто-
образные и линзовидные донные залежи массивных «шлировых» и
прожилково-вкрапленных руд, иногда распространяющиеся в под-
стилающие породы; 3) линзы и неправильные тела приконтакто-
вых брекчиевых руд; 4) жилообразные и жильные тела массивных
руд. Размеры рудных тел изменяются от первых сотен метров до
1000—1500 м в длину по простиранию, от нескольких сотен метров
до 800—1000 м по падению при мощности от 1—2 до 40—50 м,
редко 100 м. Руды бывают сингенетичными — вкрапленными, реже
массивными, и эпигенетичными — инъекционными массивными и
брекчиевыми. Обычно они комплексные: кроме Ni и Си, содержат
Pt, Pd, Rh, Ru, Co, Se, Те; характеризуются достаточно выдержан-
ным минеральным составом. Главные рудные минералы — пирро-
тин, халькопирит, пентландит; второстепенные — магнетит, пирит,
кубанит, борнит, полидимит, никелин, миллерит, виоларит сперил-
лит и куперит. Нерудные минералы представлены оливином, основ-
ным плагиоклазом и пироксеном, кроме того, встречаются грана-
ты, эпидот, серпентин, актинолит, тальк, хлорит и карбонаты.
Вмещающие породы местами сопровождаются тонкими отороч-
ками актинолита, скаполита, антигорита, хлорита, серпентинита и>
других гидроксидсодержащих минералов. Иногда ореолы изменен-
ных пород—скарнированных, окварцованных, карбонатизирован-
ных — бывают значительны (Талнах). Однако эти гидротермаль-
ные изменения произошли после формирования главной массы
сульфидных медно-никелевых руд, образовавшихся при процессах
ликвации в магматический этап. Этот этап, по М. Годлевскому,
состоит из нескольких стадий: 1) ранняя стадия — отделение суль-
фидной жидкости; 2) средняя стадия — кристаллизация породооб-
разующих силикатов (при температуре 1100—1200 °C и более),
сульфиды оставались жидкими; 3) поздняя гистеромагматическая
стадия — кристаллизация сингенетических сульфидов при доста-
точно высоких температурах (600—800 °C) и продолжение форми-
рования инъекционных вкрапленников (600—300 °C) во вмещаю-
щих породах; 4) заключительная стадия — сульфуризация, т. е.
образование сульфидов вследствие реакции серы с металлсодер-
жащими минералами горных пород, а также инъекции жильного
сульфидного расплава. При этом рудный расплав сменился вод-
ным сульфидсодержащим гидротермальным раствором, из которо-
го отлагались поздние борнит-миллеритовые руды. С низкотемпе-
ратурной заключительной стадией постмагматического этапа свя-
зано некоторое переотложение руд.
При постепенном изменении состава сульфидного расплава, по
мере его обособления и раскристаллизации, достигалась опреде-
88
ленная предельная концентрация никеля, и дальнейшая эволюция
заключалась в увеличении концентрации меди за счет железа.
Этот процесс иллюстрирует диаграмма псевдотройной системы
FeS—Ni3S2—Cu2S (рис. 35). Из нее следует, что кристаллизация
сульфидных руд начинается с пирротинового твердого раствора и
протекает по перитектической схеме, последующими продуктами
которой оказываются пентландит, а затем халькопирит.
Талнах-Октябрьская группа. Эта группа месторождений нахо-
дится в Красноярском крае, на северо-западной окраине Сибир-
Рис. 35. Схематическая диаграмма
состояния псевдотройной системы
FeS — N13S2— C112S (развертка на
плоскость основания). По Г. Попо-
вой и В. Ершову.
Точки: Р — перитектическая, еь е3, е3—
двойной эвтектики, Е\ и £2 — тройной эв-
тектики; стрелками показано общее пн-
правление кристаллизации сульфидного
расплава
ской платформы. Участок месторождения сложен образованиями
платформенного чехла (снизу вверх): тсрригенно-карбонатными
и галогенными породами девона, угленосными терригенными от-
ложениями пермо-карбона (тунгусская серия) и туфолавовой тол-
щей пермо-триаса. Они слагают Хараслахскую мульду, на юго-за-
падном центриклинальном замыкании которой, прорезанном
Норильско-Хараелахским глубинным разломом, находятся Талнах-
ское и Октябрьское месторождения. Породы имеют пологое паде-
ние (под углами 10—15 °) в северных румбах.
Месторождения приурочены к межформационному Талнахско-
му базит-гипербазитовому интрузиву сложного строения. Он состо-
ит из отдельных массивов — вс твой, соединяющихся на северо-вос-
токе участка, где предполагается наличие магмоподводящего
канала. Эти ветви имеют пласто- и корытообразную форму и за-
нимают несколько секущее положение от подошвы туфолавовой
толщи до карбонатно-глинистых отложений девона. Талнахское
месторождение находится в верхнем рудном этаже и связано с
Северо-Восточной, Центральной и Юго-Западной интрузивными
ветвями, протягивающимися в виде лент мощностью 200—250 м
.(рис. 36). Октябрьское месторождение расположено в нижнем
рудном этаже и приурочено к Северо-Западной, Хараелахской и
Лесноозерской ветвям, залегающим в породах девона.
Рудоносные дифференцированные интрузии, относящиеся к ги-
пабиссальной фации траппового вулканизма, имеют анизотропное
строение. В расслоенном Талнахском интрузиве выделяются сле-
89
дующие горизонты (снизу вверх); 1) контактовые и такситовые
долериты, 2) пикритовые долериты, 3) оливиновые долериты,
4) безоливиновые долериты, 5) габбродолериты и кварцсодержа-
щие долериты, 6) лейкократовые габбро, габбродиориты и эруп-
тивные брекчии. Интрузив образовался из магматического рас-
плава в результате кристаллизационно-гравитационной дифферен-
циации после ликвации его рудной части. Вначале происходило
выделение оливина (при температуре более 1200 °C) и накопление
Рис. 36. Схема строения Талнахского рудного поля. По В. Кравцову.
1 — средне-нижиепалеозойскнс карбон атно-мергелистые отложения; 2 — терригенные осадки
тунгусской серии (Сз—Р); 3 вулканогенная толща нижнего триаса; 4 — выходы рудонос-
ной интрузии под четвертичными О1ложеииями; 5, 6 площадь распространения ветвей
рудного этажа: 5 — «верхнего» , 6 — «нижнего»; 7 — тектонический шов Центрального гра-
бена; 8 — трещинно-блоковые просадочные структуры
его в придонной части интрузива, затем кристаллизовался плагио-
клаз (1170—1140 °C), несколько позже — пироксен (1140—
1100 °C) и в заключение из остаточного расплава — кварц (1070—
1060 °C).
На Талнахском и Октябрьском месторождениях известно пять
рудных залежей пластообразной и линзовидной форм, приурочен-
ных к пяти интрузивным ветвям. Они состоят из пространственно
сближенных тел, сложенных вкрапленными, прожилково-вкраплен-
ными и сплошными рудами. Главные рудоносные дифференциа-
ты — пикритовые, такситовые и контактовые долериты, которые
составляют около 10 % мощности интрузива. Контуры залежей в
плане повторяют в целом контуры интрузий. Основная масса руд
локализуется в зоне нижних эндо- и экзоконтактов массива, лишь
90
иногда вкрапленные и сплошные руды отмечаются в кровле ин-
трузии.
Выделяются три промышленных типа руд: 1) вкрапленные
(77 % от общей массы руды), 2) сплошные сульфидные руды в
приподошвенпой его части (10), 3) прожил ково-вкрапленные
(13) в породах экзоконтакта. Развиты пирротиновые, кубанитовые
и халькопирит-талнахитовые руды с различным содержанием пент-
ландита, а также миллерит-борнит-халькопиритовые и пиритовые
руды.
Главные рудные минералы—пирротин, пентландит и халькопи-
рит; второстепенные — кубанит, магнетит, ильменит, титаномагне-
тит; редкие — пирит, миллерит, борнит, талнахит, валлериит, хиз-
левудит (№382), троилит, ковеллин, годлевскит, платиноиды.
Текстуры руд массивные, брекчиевые, вкрапленные, прожилко-
во-вкрапленные и пятнистые; структуры порфировидные, гипидио-
морфнозернистые, аллотриоморфнозернистые, субграфические, ин-
терстиционные, каплевидные, сидеронитовые, пламеневидные,
петельчатые и решетчатые.
Отмечается зональность залежей вкрапленных руд: в верти-
кальном направлении (от кровли к подошве) пикритовые габбро-
долериты сменяются такситовыми, в горизонтальном направлении
(от центральных частей к флангам) кубанит-моихукит-троилито-
вые ассоциации, включающие недосыщенные серой сульфиды,—
халькопирит-пирротиновой. В последней пирротин нередко пред-
ставлен наиболее сернистой модификацией.
Внутреннее строение залежей массивных сульфидных руд
характеризуется сменой от одного фланга залежи к другому пент-
ландит-халькопиритовых руд пентландит-хальконирит-пирро-
тин-кубанитовыми, а затем пептлапдит-кубапит-халькопиритовыми
(рис. 37). В экзоконтактовых прожилково-вкрапленных рудах
иногда проявлена вертикальная минеральная зональность — вверх
и вниз от интрузии существенно пирротиновые руды сменяются
халькопиритовыми, а затем миллерит-борнит-халькопиритовыми и
существенно пиритовыми.
По вопросу образования рассматриваемых сульфидных мед-
но-никелевых месторождений существует две основные точки зре-
ния: магматическая ликвациоппая (Н. Урванцев, В. Котульский,
М. Годлевский, А. Лихачев) и метасоматическая (В. Золотухин,
В. Рябов). Согласно первой, наиболее правдоподобной точке зре-
ния, вкрапленные сульфидные руды в пикритовых и такситовых
габбродолеритах образовались в результате ликвации, происходив-
шей на ранней стадии раскристаллизации Талнахского интрузива.
Сплошные руды сформировались из сульфидного расплава в при-
донных частях интрузива. Однако по мере кристаллизации суль-
фидного расплава (650—600 °C) со снижением температуры, по
В. Ворцепневу, происходила его эволюция до низкотемпературных
(450—70 °C) гидротермальных растворов хлоридно-натриево-каль-
циевого состава, за счет которых образовались незначительные по
количеству переотложенные и экзоконтактовые руды.
91
Садбери. Находится в Канаде (пров. Онтарио). Площадь мес-
торождения сложена кварцитами, гранитогнейсами архея и мощ-
ной (более 10 км) толще протерозоя. Последняя расчленена на
метаморфизованные вулканогенно-осадочные отложения гуронской
группы посадочные отложения (конгломераты, песчаники,сланцы)
вайтвотерской группы, в которой выделяются три формации —
Онапинг, Онватин и Чилисфорд. Докембрийские комплексы пород
перекрыты маломощным платформенным чехлом палеозойских
осадков. Протерозойские отложения образуют синклинальный про-
гиб на архейском основании. Они осложнены субширотными и
Рис. 37. Внутреннее строение и распределение оруденения в Талнахском полно-
дифференцированном интрузиве. По В. Дистлеру, О. Дюжикову. А. Тарасову.
1—4 — отложения: 1 — сульфатно-карбонатные средне- и верхнедевонские, 2 — карбонатные
верхнедевонскне н нижнекаменноугольные, 3 — терригенные среднекаменноугольные и
пермские; 4 — угленосные терригенные среднекамснпоуголъные и пермские; 5 — вулка-
пермские; 5 — вулканогенные образования верхней перми — нижнего триаса; 6 — силлы
ногенные образования верхней перми — ннжнего транса; 6 — силлы долеритов;
7—14 — дифференциаты Талнахского интрузива: 7 — габбродиориты. призматическо-
зернистые габбродолериты, лейкократовые габбро, 8—14 — габбро до лериты: 8 — без-
оливиновые, 9 — оливиновые, 10 — оливин-биогитовые. II — пикритовые, 12 — троктолито-
вые, 13 — такситовые, 14 — контактовые; 15—18 — мед но-никелевые руды; 15 — вкрапленные
в пикритовых габбродолернтах с овоидными н интерстициальными сульфидными агрегата-
ми, 16 — вкрапленные в такситовых габбродолернтах со шлировидиыми и ксеиоморфпыми
агрегатами сульфидов, 17 — массивные, 13— прожилково-вкрапленные; 19— основные тек-
тонические нарушения; 20— тектонические ограничения клиновидных блоков; 21— главный
шов Норильско-Хараелахского разлома
субмеридиональными региональными разломами, к участку пере-
сечения которых в краевой части протерозойского прогиба
приурочен рудоносный массив Садбери (1700 млн. лет), вне-
дрившийся в отложения гуронской и вайтвотерской групп. Мас-
сив формировался на глубине 2—3 км от земной поверхности.
В плане он имеет форму овала с длинной осью субширотного про-
стирания 60 км и короткой 25 км (рис. 38), в разрезе — форму
опрокинутого конуса, вершина которого находится на глубине 10—•
25 км от земной поверхности. По периферии подошва интрузива
вскрыта скважинами на глубине 1,5 км, здесь она имеет центри-
клинальное залегание с углами 30—50°. Массив сложен дифферен-
цированной серией пород ранней фазы внедрения: в подошве на-
92
ходится кварцевые нориты, выше габбронориты, габбро и кварце-
вые габбро, переходящие в гранофиры. В нижней части интрузива
Садбери залегает пластообразное тело авгитовых норитов и гипер-
стеновых габбро поздней фазы внедрения, сопровождающееся
эруптивной брекчией, а также дайками диоритов и кварцевых
диоритов, рассекающих подстилающую толщу пород лежачего бока
100 м
Рис. 39. Типы разрезов рудных тел у окраины интрузива Садбери. По А. Коле-
ману.
Залежи: а — краевые» б — дислоцированные краевые, в и г — жилообразные в основании
интрузива; 1 — нориты; 2 — древние граниты; 3—древние зеленокаменные породы; 4, 5 —
руды; 4 — сплошные, 5 — прожилковые
Рис. 38. Схематическая геологическая карта Садбери, Канада. По Ф. Г ран-
ту и др.
1 — микропегматиты; 2 — кварцевые габбро; 3 — нориты, кварцевые диориты; 4 — чилис-
фордские песчаники; 5. 6 — породы формации: 5 — Он в этим, б — Онапинг; 7 — граниты и.
архейские гнейсы; 8 — породы гуронской серии; 9 — дайки оливиновых диабазов; 10 — раз-
ломы; 11 — сульфидные медно-никелевые месторождения
93;
Рудные залежи имеют пласто-, жилообразную и линзовидную
формы (рис. 39). Они окаймляют массив Садбери по периферии,
отходя иногда в подстилающие породы на несколько километров.
Размеры рудных тел значительные. Так, на руднике Литтл-Стоби
одно из них имеет по простиранию, в длину 610 м и по падению
730 м при мощности до 20 м. Выделяются два типа руд: 1) бедные
вкрапленные, образующие донные залежи пластообразной и лин-
зовидной форм в основании ранних норитов; 2) богатые, слагаю-
щие инъекционные тела жилообразной формы среди поздних но-
ритов, брекчий, диоритовых даек и подстилающих пород. Богатые
руды представляют собой обломки вмещающих пород, сцементи-
рованные габброноритами и сульфидами. Главные рудные мине-
ралы — пирротин, пентландит, халькопирит и кубанит, второсте-
пенные — магнетит, ильменит, никелистый пирит, герсдорфит, ни-
келин, маухерит, хизлевудит, борнит, валлериит, сфалерит, гале-
нит, станнин, сперрилит. Текстуры руд массивные, брекчиевые,
сетчатые, вкрапленные и прожилковые; структуры — гипидиомор-
фнозернистые, субграфические, каплевидные и решетчатые. Соглас-
но А. Грейгу, первым из расплава выделялся магнетит, затем —
ильменит, далее — пирит и арсенопирит (около 750°C). Ниже
(650—600 °C) происходила массовая кристаллизация пирротина с
постепенным нарастанием количества выделявшегося пентландита.
К концу процесса кристаллизации руд приурочено накопление
халькопирита.
Запасы никеля оценивались, в 12,5 млн. т при его содержании
1,6 %; соотношение Ni и Со 1:2.
По поводу генезиса месторождения Садбери существуют две
главные гипотезы: классическая — магматическая и новая — метео-
ритная, по которой структура месторождения возникла при ударе
крупного астероида о поверхность Земли. Согласно представле-
нию о магматическом происхождении Садбери, бедные вкраплен-
ные руды в первичных массивных норитах образовались на месте
их залегания («in situ») вследствие ликвации. Богатые массивные
и брекчиевые руды сформировались позднее в результате инъекции
из остаточного очага ликвировавшего на глубине силикатно-суль-
фидного расплава.
Плутоногенные гидротермальные месторождения
Плутоногенные гидротермальные месторождения комплексных
руд, содержащих никель (Ni-Cu, Ni-Co-Ag, Ni-Pb-Zn, Co-Ni-Ag-
Bi-U), известны в СССР (Ховуаксы в Туве) и за рубежом (Бу-
Аззер, Марокко; Эльдорадо, Канада; Рудные горы, ЧССР и ГДР).
Они связаны с умеренно-кислыми гранитоидами средней и позд-
ней стадий геосинклинального этапа. Ассоциируют с дайками
диабазовых и диоритовых порфиритов, рассекающих осадочные
или метаморфические толщи. Иногда никель-кобальтовые жилы
пересекают серпентинизированные гипербазиты (Бу-Аззер). Руд-
ные тела обычно представлены жилами и жилообразными зале-
94
жами. Они прослеживаются на десятки — первые сотни метров по-
простиранию и на столько же по падению, при мощности от 0,1 до
1 м, иногда более (средняя 0,4—0,5 м). Главные рудные минера-
лы— никелин, шмальтин, хлоантит, скуттерудит, саффлорит,
жильные — кварц, кальцит; второстепенные рудные — глаукодот,
арсенопирит, герсдорфит, кобальтин, леллингит, халькопирит,,
борнит, сфалерит, галенит, самородное серебро, самородный вис-
мут, иногда урановая смолка, жильные — доломит, родохрозит,
хлорит, иногда серпентин. Минералообразовапие протекало в две-
три стадии, минералы кобальта и никеля выделялись в ранние
стадии, минералы серебра (иногда урана)—в позднюю. Вмещаю-
щие породы окварцованы, серицитизированы и карбоиатизирова-
ны, на некоторых месторождениях наблюдаются дорудное скарни-
рование (Ховуаксы) и серпентинизация (Бу-Аззер).
Среди гидротермальных месторождений выделяется несколько
рудных формаций: 1) арсенопирит-глаукодоткобальтиновая (Бу-
Аззер, Марокко); 2) шмальтин-хлоантит-никелиновая (Ховуаксы,.
СССР); 3) пятиэлементная формация (NiCo-Ag-Bi-U) (Эльдора-
до, Канада)- В связи с тем что никель в месторождениях данных
формаций является второстепенным металлом и извлекается по-
путно, эти месторождения описаны в главах «Кобальт», «Сереб-
ро» и «Уран».
Вулканогенные гидротермальные месторождения
(См. главу «Серебро»)
Месторождения выветривания
Месторождения силикатных никелевых руд коры выветривания
известны в СССР на Урале (Кемпирсайское, Аккермановское,
Сахаринское, Бурыктальское, Рогожинское, Черемшанское), за
рубежом в Новой Каледонии, Индонезии, на Кубе, в Бразилии,
США, Австралии, Греции, СФРЮ и Албании. Никеленосные ла-
теритные коры выветривания, развивавшиеся на массивах серпен-
тинизированных гипербазитов различного возраста, формирова-
лись в киммерийскую, и особенно в альпийскую, эпохи. При хими-
ческом выветривании ультраосновных пород, преимущественно
в условиях тропического климата, происходило разрушение оли-
вина и серпентина, в которых изоморфно с магнием находится
никель- Никель высвобождался, переходил в раствор и переме-
щался, часто совместно с кобальтом, из верхних горизонтов коры
выветривания в нижние. Здесь в связи с увеличением щелочности
растворов осаждались вторичные минералы, содержащие ни-
кель,— гарниерит, нонтронит, ревденскит, непуит, а также асбо-
лан. Соотношение никеля и кобальта во всех месторождениях 10:1.
Среди кор выветривания выделяются два типа: керолит-нонт-
ронит-охристый (полный профиль) и керолит-охристый (непол-
ный профиль). Полный профиль состоит из следующих зон (свер-
ху вниз): охристо-кремнистые образования, нонтронитизирован-
95-
ные серпентиниты, выщелоченные серпентиниты. Мощность каждой
зоны изменяется от первых метров до 30—50 м. При неполном
профиле отсутствует нонтронитовая зона.
По структурно-морфологическим особенностям выделяются
следующие коры выветривания: 1) площадные (Кемпирсайское,
Сахаринское на Урале, месторождения Кубы); 2) линейные или
трещинные, часто сочетающиеся с первыми (Рогожинское на Ура-
ле, месторождения Новой Каледонии); 3) контактово-карстовые,
приуроченные к тектоническим контактам серпентинитов и изве-
стняков (Уфалейское).
Рис. 40. Схема строения коры вывет-
ривания Сахаринского месторожде-
ния силикатных никелевых руд. По
Ф. Сысоеву
1—3 — глины: 1 — делювиальные антрооо-
гена, 2 — пестроцветные неогена, 3 —
позднего олигоцена; 4 — охристо-кремиис-
тые образования: а — по серпентиниту,
б — по верлиту, в — по пироксениту; 5 —
Еюнтронитизированные серпентиниты; 6 —
монтмориллонитизированное и каолииизи-
рованное габбро; 7 — выщелоченные поро-
ды: а — серпентинит, б — верлит, в — пи-
роксеннт; 8— аподуиитовые серпентиниты,
затронутые выветриванием; 9 — границы
зон выветривания; 10 — рудные тела; 11—
тектонические нарушения
Рис. 41. Два разреза гарниеритовых
месторождений в Новой Каледонии.
По Е. Глассеру.
1 — серпентиниты, перидотиты: 2, 3 — ру-
ды: 2—брекчиевые, 3—брекчиевидные и
норошковатые: 4—скопления зеленого
гарниерита: 5, 6— красная земля: 5 —нн-
кел сносная, 6 — без рудная
Е±3?
Щ2
Сахаринское. Расположено на Южном Урале. На участке сред-
непалеозойские вулканогенно-осадочные отложения прорваны
Куйсакским габбро-пироксенит-дунитовым массивом каменно-
угольного возраста. Они перекрыты рыхлыми отложениями верх-
него палеогена, неогена и антропогена. Плащеобразная кора вы-
ветривания мезозойско-палеогенового возраста мощностью от 15
до 70 м перекрывает все палеозойские породы. Она относится к
96
полному керолит-нонтронит-охристому профилю и состоит из сле-
дующих зон (сверху вниз): 1) охристо-кремнистые образования
(О—25 м), содержащие гидроокислы железа и марганца, в нижней
части горизонт магнезитов; 2) нонтрониты и нонтронитизированные
серпентиниты (10—30 м), в основании которых также находятся
магнезиты; 3) выщелоченные серпентиниты (10—30 м) с повы-
шенным содержанием вермикулита; на границе с нижележащей
зоной расположен третий — нижний горизонт магнезитов; 4) де-
зинтегрированные серпентиниты (до 45 м).
Рудные тела пластообразной формы также размещаются в трех
ярусах (рис. 40): 1) в средней части охристо-кремнистой зоны, где
содержание Ni изменяется от 0,7 до 5,8 %; 2) в верхней части нон-
тронитовой зоны (Ni от 0,6 до 9,8%); 3) в нижней части той же
зоны (Ni от 0,3 до 12,8%). Суммарная мощность рудных тел
3—25 м. Трехъярусное строение рудных залежей обусловлено, ве-
роятно, формированием коры выветривания в три этапа, сопровож-
дающимся поднятием и последующим понижением уровня грунто-
вых вод: в позднем триасе — ранней юре, в раннем мелу и в позд-
нем эоцене — раннем олигоцене.
Новая Каледония. Здесь известно до 1500 месторождений си-
ликатных руд никеля. На значительной части (1/3) территории
этого острова расположены массивы серпентинизированных пери-
дотитов неогенового возраста. На них развита кора выветривания
латеритного типа (мощностью 40—50 м) со средними содержа-
ниями Ni 1,64 % и Со 0,1 %. Верхние горизонты коры выветрива-
ния представлены железистыми латеритами, которые в нижней
части (на глубине 10—27 см) обогащены гарниеритом. Гарниерит
образует гнезда, в которых он цементирует обломки брекчий, и
прожилки, а также жилы мощностью от 0,1 до 45 м, в среднем
1 м (рис. 41). Они прослеживаются на глубину 50—100 м, иногда
до 150 м. В нижних горизонтах коры выветривания встречаются
руды с содержанием Со и Ni соответственно 3—4 %.
КОБАЛЬТ
Кобальт применялся за 5 тыс. лет до н. э. в Египте как естест-
венный краситель. Выделен шведским химиком Г. Брандтом в
1735 г. Широкое использование его началось в XX в. для изготов-
ления сверхтвердых сплавов — стеллитов (Со, Си, W, Мо), маг-
нитных сплавов, жаростойких и инструментальных сталей. Кроме
того, кобальт используется в химической, керамической, стеколь-
ной и лакокрасочной промышленности, в медицине. Кобальт полу-
чают из кобальтовых, медно-кобальтовых, никель-кобальтовых,
медно-никелевых и кобальт-никель-серебряных руд.
Цена кобальта 48 500 дол./т. В капиталистических и разви-
вающихся странах в 1981 г. добыча кобальта составила 24 тыс. т;
запасы разведанные 1,8 млн. т, общие 3,2 млн. т. Запасы кобальта
уникальных месторождений (Бу-Аззер в Марокко) свыше 50 тыс. т
7—5150
крупных 50—25 тыс. т, средних 25—10 тыс. т, мелких—менее
10 тыс. т. Содержание кобальта в богатых рудах более 0,5%, ря-
довых 0,5—0,1, бедных — менее 0,1 (в комплексных рудах).
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Кобальт представлен единственным стабильным изотопом 69Со.
Кларк кобальта 1,8-10~3%, коэффициент концентрации невысо-
кий—100. Содержание кобальта повышается от кислых магма-
тических пород (5-10-4 %) к ультраосновным (2-10-2 %). В про-
стых соединениях наиболее устойчив двухвалентный, в сложных—
трехвалентный кобальт.
Рис. 42. Основные типы парагенетических гипогенных кобальтовых и кобальтсо-
держащих минералов. По Г. Крутову
На магматическом этапе кобальт концентрируется вместе с
никелем и генетически тесно связан с ультраосновными и основ-
ными магмами. В постмагматический этап кобальт парагенетиче-
ски связан с умеренно кислыми гранитоидами, из очагов которых
он выносится гидротермальными растворами совместно с Fe2+ и
Ni2+ в виде сульфидных, галоидных и мышьяковых комплексных
соединений.
При экзогенных процессах кобальт концентрируется в корах
выветривания гипербазитовых массивов вместе с силикатными
рудами никеля. При высоком окислительном потенциале кобальт
в трехвалентной форме ассоциирует с водными соединениями мар-
98
ганца (асболановые руды). При метаморфических процессах про-
исходит некоторая концентрация кобальта в пиритах.
Главные минералы первичных кобальтовых руд — кобальти-
стый пентландит (Fe, Ni, Со)95з (до 3%), линнеит C03S4 (57, 96),
кобальтин Со, AsS (35—41), глаукодот (Со, Fe) AsS (23,85),
скуттерудит (Ni, Co) As3 (20, 77), саффлорит (Со, Fe)AS2 (28, 23).
Арсениды Со, Ni и Fe формируют закономерные парагенетические
ассоциации (рис. 42). В зоне выветривания возникает асболан
m(Co, Ni)O2-MgO2-nH2O (до 19), в зоне окисления эндогенных
руд кобальта— эритрин СозА83Ов-8Н2О (11—29), имеющий поис-
ковое значение.
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
На ранней стадии геосинклинального этапа незначительное коли-
чество кобальта концентрировалось в кобальтсодержащих пиритах
колчеданных месторождений и скарновых месторождений магне-
титовых руд. На средней и особенно поздней стадиях этого этапа
формировались гидротермальные месторождения кобальтовых руд.
На стадии активизации платформ кобальт накапливался в маг-
матических сульфидных месторождениях вместе с никелем. В
платформенный этап возникали стратиформные месторождения
медистых песчаников с кобальтом, а также месторождения кор
выветривания гипербазитовых массивов.
В истории геологического развития земной коры отмечается
несколько эпох формирования кобальтовых месторождений: про-
терозойская (Кобальт, Садбери в Канаде, месторождения Замбии
и Заира, Бу-Аззер в Марокко), каледонская (Ховуаксы в Туве),
герцинская (Шнееберг в ГДР, Яхимов в ЧССР), киммерийская
(Талнах в Восточной Сибири, Дашкесан в Закавказье), альпийская
(Новая Каледония) и современная (железо-марганцевые конкре-
ции дна океанов).
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Выделяются следующие промышленные типы месторождений ко-
бальта и кобальтсодержащих руд: 1) магматические, 2) скарновые,
3) плутоногенные гидротермальные, 4) вулканогенные гидротер-
мальные, 5) стратиформные, 6) коры выветривания.
Магматические месторождения
Магматические месторождения медно-никелевых сульфидных руд
ликвационного генезиса, содержащих кобальт (Талнах, Октябрь-
ское в Восточной Сибири, Печенга на Кольском полуострове,
Садбери в Канаде), описаны в главе «Никель».
Скарновые месторождения
Скарновые железорудные месторождения, содержащие кобальто-
носные пириты, представлены известковыми скарнами (Соколов-
ское, Сарбайское в Казахстане, Дашкесанское в Азербайджане
и Абаканское в Хакассии). Они описаны в главе «Железо».
7* 99
3
Плутоногенные гидротермальные месторождения
Плутоногенные гидротермальные месторождения кобальта в СССР
известны в Туве (Ховуаксы), на Северо-Востоке (Верхний Сейм-
чан), в Средней Азии (Чалкуйрюк) и Закавказье (Дашкесан-
Кобальт), за рубежом — в ГДР (Шнееберг), ЧССР (Яхимов),
Норвегии (Консберг), Марокко (Бу-Аззер), Канаде (Кобальт),
США (Блэкбирд) и Австралии (Маунт-Кобальт). Они связаны с
гранитодными интрузивами. Вмещающие породы представлены
осадочными и метаморфизованными образованиями, скарнами или
серпентинитами. Рудные тела имеют форму жил и штокверков.
Руды чаще комплексные (Co-Ni, Co-Ni-Ag, Co-Ni-Bi-Ag-U, Co-Ni-
Cu-Pb-Zn)- Среди предрудных изменений пород отмечаются тур-
малинизация, биотитизация, иногда скарнирование или серицити-
зация, околорудных — окварцевание, эпидотизация, хлоритизация
карбонатизация. Минералообразование протекало в несколько
стадий, три из которых — основные: 1) арсенопирит-кобальтин-
кварцевая, 2) шмальтин-хлоантитовая и 3) сульфидно-карбонатная.
Среди плутоногенных гидротермальных месторождений кобаль-
та выделяются следующие рудные формации: 1) шмальтин-хлоан-
тит-никелин-аргентитовая (Ховуаксы в СССР), 2) арсенопирит-
глаукодот-кобальтиновая (Дашкесан-Кобальт в СССР, Бу-Аззер
в Марокко), 3) пятиэлементная формация Co-Ni-Bi-Ag-U (Эль-
дорадо в Канаде).
Месторождения шмальтин-хлоантит-никелин-
аргентитоеой формации
Ховуаксы. Месторождение находится в Туве. Сложено кембрий-
скими вулканитами, силурийской осадочной толщей с горизонта-
ми скарнированных известняков (мощностью до 120 м) и нижнеде-
вонскими вулканогенными и осадочными породами, несогласно пе-
рекрытыми живетскими осадочными отложениями. Развиты суб-
вулканические породы основного, среднего и щелочного состава
Интрузивные образования представлены массивами каледонских
гранитоидов (460—480.млн. лет), доскарновыми и послескарновы-
ми (но дорудными) дайками диабазов и диабазовых порфиритов,
а также штоками раннегерцинских гранитов. Силурийские и ниж-
недевонские породы образуют антиклиналь, осложненную разло-
мами. Оруденение связано с субмеридиональным крупноамплитуд-
ным разломом, оперяющими его пологими и крутыми трещинами
скола, которые секут скарны (рис. 43).
Рудные тела представлены жилами, часто рассекающими скар-
ны. К участкам сопряжения и разветвления трещин или измене-
ния их залегания приурочены рудные столбы. Руды никель-ко-
бальтового состава. Главные минералы: рудные — никелин, рам-
мельсбергит, шмальтин, хлоантит, скуттерудит и саффлорит, жиль-
ные — кальцит и доломит; второстепенные — блеклая руда, халь-
копирит, сфалерит, галенит, самородный висмут, самородное се-
ребро и аргентит, а также сидерит, хлорит, кварц, барит. Среди
минералов зоны окисления развиты эритрин и аннабергит. Тек-
100
Рис. 43. Схема геологического строения Ховуаксинского рудного поля. По
А. Богомолу.
1 — палеоген-неогеновые и четвертичные отложения; 2 — живетскне осадочные отложения;
3 — инжнедевоискне осадочно-вулканогенные породы; 4—7 — снлурнйскне породы: 4 —кон-
гломераты, песчаники, алевролиты (пачка а), 5—переслаивание скарнов и алевролитов
(пачка Ь), 6 — скарны (пачка с), 7 — переслаивание алевролитов и песчаников (пачка d);
8 — вулканогенные породы нижнего кембрия; 9—граниты; 10, 11 — субвулканнческие
пластовые залежи: 10 — диабазов, габброднабазов, диабазовых порфиритов, // — андезито-
вых порфиритов; 12—14 — дайки: 12— трахитовых порфиров, 13— диабазов, 14—кварце-
вых порфиров; 15 — разрывные нарушения: а — первого порядка (1 — Юго-Западный раз-
лом, 2 — Северный надвиг, 3 — Северо-Западный (Жерловый) разлом, 4 — Западный раз-
лом, 5 — Восточный разлом), б — разрывные нарушения разных порядков; 16— рудные
жилы; 17—участки Восточного блока рудного поля: I — Южный, II — Северный, III —
Средний, IV — Промежуточный
101
стуры руд—полосчатые, брекчиевидные, прожилковые и вкраплен-
ные; структуры — кристаллические, радиально-лучистые, колломор-
фные и зональные. Дорудные изменения вмещающих пород за-
ключаются в скарнировании известняков, а околорудные — в кар-
бонатизации. В раннюю стадию минералообразования возникла
саффлорит-шмальтиновая и шмальтин-раммельсбергит-никелино-
вая ассоциация с кальцитом, доломитом и сидеритом, в позднюю
стадию выделялись сульфиды с кальцитом, кварцем и баритом.
Горизонтальная зональность выражается в том, что центральные
части рудных тел сложены арсенидами Со, Ni и Fe в ассоциации
с кальцитом, и доломитом, а периферические — наряду с карбона-
тами, хлоритом и сульфидами меди.
Месторождение Ховуаксы образовалось в завершающие ста-
дии каледонского этапа, в конце раннего — начале среднего
девона.
Месторождения арсенопирит-глаукодот-
кобальтиновой формации
Бу-Аззер. Находится в Марокко. Участок сложен архейскими
ортогнейсами и несогласно залегающими на них метаморфизо-
ванными вулканогенно-осадочными образованиями нижнего про-
терозоя, которые перекрыты платформенным чехлом верхнего про-
терозоя— нижнего палеозоя. Месторождения приурочено к глу-
бинному разлому, фиксирующемуся серпентинитами, спилитами и
кварцевыми диоритами- Оруденение локализуется в зоне брекчий,
располагающихся вдоль контакта куполовидного выступа серпен-
тинитов и вмещающих пород. Рудовмещающей является кварц-
карбонатная жильная масса, приуроченная к этому контакту. Она
образует сложную залежь мощностью до 30 м, протягивающуюся
на глубину 400 м (рис. 44)- Рудные тела имеют форму линз, жил
и столбообразных тел, прослеженных по падению до 250—300 м
при мощности от 10—15 до 30 м.
Главные рудные минералы: скуттерудит, саффлорит, лёллин-
гит, раммельсбергит и никелин, жильные — доломит, кальцит, ан-
тигорит, хризотил-асбест, серпофит; второстепенные — арсенопи
рит, кобальтин, пирит, герсдорфит, халькопирит, молибденит, бор-
нит, магнетит, гематит, хромшпинелиды, браннерит, самородное
серебро, самородное золото, реальгар и аурипигмент, а также
тальк, хлорит и кварц. В зоне окисления (до глубины 30—50 м)
развиты эритрин и аннабергит. Текстуры руд массивные, брек-
чиевые, прожилковые и вкрапленные.
Минералообразование происходило в три основные стадии-
1) браннерит-молибденитовую, 2) скуттерудит-саффлоритовую,
3) халькопирит-борнитовую. Резко выражена горизонтальная пер-
вичная зональность, заключающаяся в преобладании кобальто-
вых и железо-кобальтовых руд в центральной зоне, кобальт-нике-
левых— в промежуточной и никелевых — в периферической.
Возраст первичных руд месторождения Бу-Аззер позднепро-
терозойский; в герцинскую и альпийскую эпохи они претерпели
102
Рис. 44. Блок-диаграмма месторождения Бу-Аззер. По Г. Крутову.
1 — серпентиниты; 2 — кварцевые диориты; 3 — кварц-карбонатная жильная масса; 4—руда
ряд преобразований. Формировались руды на глубине около 500 м,
при этом Со и Ni заимствовались гидротермальными растворами
из серпентинитов-
Вулканогенные гидротермальные месторождения
(См. главу «Серебро»)
Стратиформные месторождения
Промышленные концентрации кобальта связаны со стратиформ-
ными месторождениями медистых песчаников Замбии (Чамбиши,
Нчанга)и Заира, которые опасаны в главе «Медь».
Месторождения выветривания
Никеленосные коры выветривания содержат кобальтовые руды,
представленные асболаном и кобальтоносным нонтронитом. Эти
месторождения рассмотрены в главе «Никель».
Осадочные месторождения
Характеристика современных железо-марганцевых конкреций дна
океанов приводится в главе «Марганец».
МЕДЬ
Медь известна с бронзового века (конец IV — начало I тысяче-
летия до н.э.) Применение меди основано на ее высокой электро-
проводности, химической устойчивости, пластичности и способно-
сти образовывать сплавы со многими металлами: оловом (бронза),
цинком (латунь), никелем (мельхиор) и др. Медь используется
в различных отраслях промышленности: электротехнической и
средств связи (50%), машиностроительной (25%), строительной,
пищевой и химической (25 %). Получают ее из медных, медно-
молибденовых, медно-никелевых и полиметаллических руд. Заво-
ды выпускают черновую (99 %), рафинированную (99,6 %) и
электролитическую медь (99,95%). Цена рафинированной меди
2150 дол./т. В капиталистических и развивающихся странах в
1981 г. добыча меди достигла 6391,1 тыс. т; разведанные запасы
меди 434,3 млн. т, общие 854,9 млн. т. Уникальные месторождения
имеют запасы меди более 5 млн. т (Эль-Тениенте, Чукикамата в
Чили и др.), очень крупные 5—1 млн. т, средние 1—0,2 млн. т и
мелкие 0,2 млн. т меди. Богатые руды содержат 3—2,5 Си, рядо-
вые 2,5—1 и бедные—менее 0,5 %.
ГЕОХИМИЯ и МИНЕРАЛОГИЯ
Медь представлена двумя изотопами: 63Си (69,09 %) и 65Си
(30,91 %). Ее кларк 4,7-10_3%; он несколько выше для основных
пород (МО-2), чем для кислых (МО-3). Коэффициент концентра-
ции меди 200. Медь полимагматогенна — относится и к базальте-
фильным, и к гранитофильным элементам. При базальтовом маг-
матизме она концентрируется как на плутоническом этапе, форми-
104
руя ликвационные и скарновые месторождения, так и на вулкани-
ческом этапе, когда возникают поствулканические колчеданные об-
разования. С гранитным магматизмом связаны постмагматические
месторождения меди, транспортируемой в гидротермальных раство-
рах скорее всего в виде тиосульфатных и хлоридных комплексов.
В экзогенных условиях медь концентрировалась, во-первых, при
гипергенных изменениях сульфидных руд с образованием зон окис-
ления и вторичного сульфидного обогащения и, во-вторых, в терри-
генных осадках лагунно-дельтовых и прибрежных частей морских
бассейнов. Перенос меди здесь также возможен в форме комплекс-
ных соединений, например фосфатно-карбонатного, который, по
данным В. Щербины, удерживается в растворе даже при значении
pH 10,5.
Рис. 45. Ансамбль минералов меди в системе Си — Fe —- S — О.
тенорит; сир — куприт; CV — ковеллин; di — дигенит; сс — халькозин; Ьп — боринт;
ср — халькопирит, сп — кубанит; ру — пирит; ро — пирротин; hem — гематит; mg — маг-
нетит
Известно более 170 минералов меди, но промышленное значение
имеют не более 17. К ним относятся: самородная медь Си (92%),
халькопирит CuFeS2 (34,6), борнит Cu5FeS4 (63,3), кубанит CuFe2S3
(22—24), халькозин Cu2S (79,9), ковеллин CuS (66,5), теннантит
3Cu2S-As2S3 (57,5), тетраэдрит 3Cu2S-Sb2S3 (52,3), энаргит
Cu3AsS4 (48,4), куприт Си2О (88,8), тенорит СиО (79,9), малахит
СнСО3-Си(ОН)2 (57,4), азурит 2CuCO3-Cu(OH)2 (55,3), халькан-
тит CuSO4-Cu(OH)2 (31,8), брошантит CuSO4-3Cu(OH)2 (56,2),
атакамит СиС12-ЗСп(ОН)2 (59,5), хризоколла Cu4[Si4O10] (ОН)2Х
Х4Н2О (36,0). Сульфиды меди — халькопирит, халькозин, бор-
105
нит — главнейшие в ее рудах; подчиненное значение имеют сульфо-
соли (блеклые руды) и сульфоарсениды (энаргит); еще меньшую
роль играют оксиды, карбонаты и силикаты. Ассоциации главных
рудообразующих минералов меди показаны на рис. 45.
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
На ранней стадии геосинклинального развития появление крупных
колчеданных месторождений меди обусловлено базальтоидным
вулканизмом эвгеосинклиналей. В завершение этой стадии с пла-
гиогранитами связано формирование скарновых объектов меди и
железа, а также ранних месторождений медно-порфировых руд.
В среднюю- стадию геосинклинального этапа существенных место-
рождений меди не образовывалось. В позднюю стадию создавалась
главная масса гидротермальных месторождений. Ведущее место
среди них занимают поздние медно-порфировые месторождения,
связанные с умеренно-кислыми интрузиями. Примерно в это же вре-
мя возникли крупные стратиформные месторождения медистых пес-
чаников в отложениях молассовой формации, слагающих наложен-
ные прогибы. В платформенный этап в терригенных осадках, обра-
зующих мульды в чехле платформ, вновь накапливались медистые
песчаники, а также медистые сланцы. В период активизации плат-
форм формировались магматические сульфидные медно-никелевые
месторождения, связанные с расслоенными массивами базальто-
идных комплексов.
Крупные месторождения возникли в протерозойскую магмати-
ческую эпоху. Это — стратиформные медистые песчаники на Афри-
канской и Сибирской платформах, магматические медно-никелевые
руды на Канадской, Восточно-Европейской и Африканской плат-
формах, вулканогенные гидротермальные месторождения самород-
ной меди на Канадской платформе. В каледонскую и особенно гер-
цинскую эпохи ведущими стали колчеданные месторождения меди
складчатых областей Урала, Северного Кавказа, Аппалачей, Пире-
нейского полуострова и других регионов, плутоногенные гидротер-
мальные месторождения медно-порфировых руд Казахстана и
Средней Азии, стратиформные месторождения Казахстана, ПНР,
ГДР. В киммерийскую металлогеническую эпоху образовывались
, крупные медно-никелевые месторождения на Сибирской и Афри-
канской платформах, а также медно-порфировые и колчеданные в
складчатых областях Закавказья и Балкан. В альпийскую эпоху
формировались преимущественно очень крупные гидротермальные
месторождения медно-порфировых руд, а также колчеданные в
Тихоокеанском кольце и отчасти Средиземноморском поясе.
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ
Среди промышленных месторождений меди выделяются: 1) маг-
матические, 2) карбонатитовые, 3) скарновые, 4) плутоногенные
гидротермальные, 5) вулканогенные гидротермальные, 6) колче-
данные, 7) стратиформные.
106
Магматические месторождения
В этой группе важное значение имеют ликвационные месторожде-
ния сульфидных медно-никелевых руд, связанные с интрузиями
ультраосновных — основных пород. Руды комплексные, из них, по-
мимо меди (содержание 1—2 % и более) и никеля, извлекаются
кобальт, золото, платиноиды и рассеянные элементы. Медь накап-
ливается к концу процесса рудообразования, когда выделяются
халькопирит и борнит. Обогащены ею экзоконтактовые зоны ин-
трузий. Медно-никелевые месторождения охарактеризованы в
главе «Никель».
Карбонатитовые месторождения
Такое месторождение меди выявлено в ЮАР (Палабора). Примесь
медных минералов содержат некоторые карбонатиты Сибири и
Кольского полуострова.
Палабора. Связано с массивом ультраосновных — щелочных
пород, прорывающим архейские граниты. Представлено трубооб-
разным телом (0,5—0,7 км в поперечнике), центральная часть ко-
торого сложена карбонатитами, а периферическая — магнетит-апа-
титовыми рудами. Зоны прожилково-вкрапленных медных руд в
карбонатитах прослежены на глубину 900 м. Главные минералы —
борнит, образовавшийся в первую стадию минералообразования,
и халькопирит, выделившийся во вторую стадию; второстепенные—
халькозин, валлериит, кубанит и магнетит. Месторождение комп-
лексное— содержит медь (в среднем 0,68 %), железо и фосфатное
сырье. Запасы меди оцениваются в 1,5 млн. т.
Скарновые месторождения
В СССР скарновые месторождения меди известны в Казахстане
(Саяк I), на Урале (Турьинская группа), в Западной Сибири
(Юлия), за рубежом — в США (Клифтон, Бисби), Мексике (Доло-
рес) и др. Они принадлежат к известковым скарнам гранат-пирок-
сенового состава, на которые в апоскарновый этап были наложены
сульфиды. Последние образуют среди скарнов линзы, гнезда и
столбообразные залежи. Главные рудные минералы — халькопирит,
пирротин, пирит и магнетит; нерудные, помимо граната и пироксе-
на, представлены эпидотом, хлоритом, кварцем и карбонатами. Со-
держание меди высокое, но неравномерное (1—10 %, в среднем
1,5—3 %). Халькопирит выделяется в несколько стадий: в ран-
нюю — вместе с магнетитом, в позднюю — наряду с другими суль-
фидами и иногда в завершающую стадию, совместно с преобладаю-
щими сфалеритом и галенитом.
Скарново-медные месторождения имеют различный возраст:
палеозойский в СССР, мезо- и кайнозойский за рубежом. Они свя-
заны с умеренно-кислыми натровыми гранитоидами преимущест-
венно ранней стадии развития геосинклиналей. Глубины формиро-
вания этих месторождений не менее 1—1,5 км. Температурный диа-
пазон образования сульфидных руд меди от 500 до 200 °C.
107
Рис. 46. Схематическая геологическая карта месторождения Саяк I. По Г. Бур-
дукову и Ю. Тарновскому.
/—4 — ннжне-средиекаменноугольные отложения: 1 — ту фоа л евро литы, 2 — песчаники, 3 —
известняки, 4— известковистые туфоалевролнты; 5—субвулканические тела диорит-порфн-
ригов; 6— пермские (?) эффузнвы среднего и основного состава; 7, 8 — верхнекамеиио-
угольные интрузивные породы: 7 — диориты, 8 — гранодиориты и кварцевые диорнты; 9 —
дайки диоритовых и диабазовых порфиритов, граноднорит-порфиров; 10 — скарны; 11 —
рудные тела; 12 — тектонические нарушения
Саяк I. Находится в Казахстане. Участок Сложен вулканогенно-
осадочными каменноугольными отложениями, среди которых зале-
гает пачка известняков мощностью до 150—200 м. Они образуют
асимметричную антиклиналь, восточное крыло которой прорвано
гранитоидами и дайками каменноугольного возраста. Серия сбро-
со-сдвигов осложняет складчатую структуру участка (рис. 46).
Контакт интрузива круто падает к западу, местами к востоку. В эк-
зоконтакте интрузива развиты гранат-пирокссновые скарны, обра-
зовавшиеся по известнякам и представляющие собой зону длиной
3 км при ширине 0,5—1 км.
Выделяются два типа рудных тел: линзообразные залежи в
скарнах (мощностью до 10—15 м) и зоны прожилково-вкраплен-
ных руд в гранитоидах. Главные минералы первичных руд: халь-
копирит, магнетит, борнит, пирротин, арсенопирит и кобальтин, из
жильных — гранат, пироксен, скаполит, актинолит, эпидот, кварц и
хлорит; второстепенные — пирит, молибденит, сфалерит и галенит.
Руды помимо меди содержат Mo, Hg, Со, Bi, Se, Те. Установле-
на смена зон метасоматитов с востока на запал. — от контакта гра-
нодиоритов с вмещающими породами; 1) околоскарповые нирок-
сен-полевошпатовые породы и пироксен-гранатовые скарны с магне-
титом, отчасти борнитом и халькопиритом (ширина зоны 10—
180 м), 2) гранатовые скарны с молибденитом, борнитом и халько-
пиритом (100—200 м), 3) эпидот-актинолит-хлоритовые породы с
арсенопирит-кобальтиновой минерализацией (5—50 м).
Плутоногенные гидротермальные месторождения
Плутоногенные гидротермальные месторождения меди связаны с
гипабиссальными порфировыми интрузиями умеренно кислого со-
става, реже с гранитоидами. Рудоносные интрузии входят в состав
вулкано-плутонических формаций преимущественно поздней ста-
дии геосинклинального этапа или активизации древних платформ.
Среди плутоногенных гидротермальных месторождений выделяют-
ся медно-порфировые и жильные
Медно-порфировые месторождения
Медно-порфировые месторождения — крупные скопления небога-
тых медных или молибден-медных прожилково-вкрапленных руд
штокверкового типа в порфировых интрузиях (амер, «porphyry
copper») В СССР они известны в Казахстане (Коунрад), Средней
Азии (Кальмакыр) и Закавказье (Каджаран), за рубежом — в
СФРЮ (Майданпек), НРБ (Медет, Асарел), Иране (Сары-Чеш-
ме), МНР (Эрдэнтуин), Чили (Эль-Тениенте), Перу (Токепала),
Панаме (Серро-Колорадо), США (Бингем, Моренси, Сан-Ма-
нуэль), Канаде (Вэлли-Коппер, Эндако) и др.
По соотношению меди и молибдена, а также другим признакам,
согласно А. Кривцову, выделяются четыре группы месторождений:
1) молибден-порфировые с подчиненным значением Си, связанные
с гранит-порфирами гранитных комплексов калиевой серии (Кляй-
109
макс, США; Каджаран, СССР); 2) молибден-медно-лорфировые, ас-
социированные с кварц-монцонитовыми порфирами калинатровых
гранитоидов (Чукикамата, Чили); 3) медно-порфировые с неболь-
шой примесью молибдена, приуроченные к гранодиорит-порфирам
гранодиоритовых комплексов (Коунрад, СССР; Эль-Тениенте, Чи-
ли) ; 4) медно-порфировые с кларковыми содержаниями молибде-
на, связанные с диоритовыми порфиритами габбро-диоритовых
комплексов натровых серий (Салаватское на Урале). Месторож-
дения первых трех групп образуются в провинциях с континенталь-
ной корой на завершающей стадии геосинклинального этапа и от-
носятся к «монцонитовому» типу, а четвертой группы — возникают
в областях с океанической корой на ранней стадии геосинклиналь-
ного развития и относятся к «диоритовому» типу (V. Hollister,
1975).
В строении месторождений главную роль играют штоки и дай-
ки умеренно кислых интрузий, приуроченные к участкам пересече-
ния разломов, флексурам, антиклиналям и вулкано-купольным
структурам. Часто встречаются трубчатые тела, сложенные экс-
плозивными брекчиями.
Рудные тела представлены штокверками овальной или кольце-
вой формы в плане, цилиндрической или конической в вертикаль-
ном разрезе. Форма их часто определяется строением апикальной
зоны интрузивных штоков. Длина штокверков 2—3 км, ширина
0,7—1,5 км; в случае концентрического строения от первых сотен
метров до 1 км в поперечнике. Вертикальный размах оруденения
300—500 м и более. Руды представлены тонкой сетью кварцевых и
кварц-полевошпатовых прожилков (мощностью миллиметры—сан-
тиметры), содержащих сульфиды, которые образуют также вкрап-
ленность и гнезда. Главные минералы первичных руд: халькопирит
и пирит, жильные—кварц и серицит; второстепенные—молибденит,
борнит, гипогенный халькозин, энаргит, блеклые руды, галенит,
сфалерит, магнетит и гематит, а также полевые шпаты, кальцит и
ангидрит. Среднее содержание меди в первичных рудах 0,2—0,7%,
в зоне вторичного обогащения оно увеличивается до 1—1,5 %. По-
путно извлекаются Мо (0,005—1,05%), Au, Ag, Se, Те и Re и др.
Текстуры руд прожилково-вкрапленные, реже брекчиевые; струк-
туры— гипидиоморфно-зернистая, порфировидная, коррозионная
и др.
Прожилки формируются в несколько стадий: в предрудную —
кварц-полевошпатовые с убогой сульфидной минерализацией и
магнетитом; в рудную — сначала кварцевые с молибденитом, халь-
копиритом и пиритом, а затем кварцевые и кварц-карбонатные с
блеклыми рудами, сфалеритом, галенитом, золотом, серебром и др.,
и в послерудную — халцедон-кальцитовые прожилки с ангидритом,
флюоритом, баритом и гематитом.
Рудовмещающие породы — интрузивные порфиры и гранитои-
ды, отчасти вулканиты и осадочные породы — подвержены интен-
сивным гидротермальным изменениям. Согласно А. Кривцову,
И. Юдину, В. Попову и др., наблюдается концентрическая зональ-
но
ность оруденения. Выделяются три зоны: 1) внутренняя — вкрап-
ленных медных руд (пирит, халькопирит, борнит, молибденит, маг-
нетит) в ортоклазитах и отчасти в кварц-серицитовых метасомати-
тах; 2) промежуточная — прожилковые медные руды и обильная
нетит) в ортоклазитах и отчасти в кварц-серицитовых метасомати-
тах; 3) внешняя — жильная полиметаллическая минерализация в
пропилитах (рис. 47). Первичная вертикальная зональность про-
является в обогащении верхних зон борнитом и халькозином, уве-
личении роли рудных прожилков.
В! ЕД, ЕЗе Н> ЁЗ»
Рис. 47. Схема метасоматической и рудной зональности м дно-пирфировых мес-
торождений на примере месторождения Сан-Мануэль, США. По Г. Лоуэллу и
Г. Жильберту.
а — зональность метасоматнтов; б — распределение рудной минерализации; в — распределе-
ние вкрапленного н прожилкового оруденения; 1—3—метасоматиты: 1—ортоклазиты, 2 —
фельзиты, 3 — аргнллнзиты; 4- б — пропилнты; 4 — кварц-серицит-хлорит-ортоклазитовые,
5 — хлорит-сернцит-эпндотовые, 6 — хлорит-эпидотовые; 7—11 — распределение руд- 7 — яд-
ро убогих руд, 8— рудное тело (пирита !%, халькопирита 1—3%), 9—пиритовая оболочка
(пирита 10%, халькопирита 0,1—0,3%), 10 — периферическая зона полиметаллической мине-
рализации, 11— зоны развития магнетита; 12—16 — pvAbi: 12 — вкрапленные. 13— вкраплен-
ные и микропрожилковые, 14— вкрапленные, преобладающие над прожилковыми, 15 —
прожилковые руды и минерализация, преобладающие пнд вкрапленными, 16 прожил но-
вая минерализаций; 17 — внешняя зона крупных жил
Для промышленной опенки медно-порфировых месторождений
большое значение имеет зона окисленных руд со свойственной ей
вторичной зональностью. Схема вертикальной вторичной зонально-
сти отражается в смене следующих зон (сверху вниз): 1) окисле-
ния (мощностью 10—30. иногда до 100—200 м), сложенной мала-
хитом, азуритом, купритом, теноритом, хризоколлой, самородной
медью; 2) выщелачивания (20—25 м); 3) вторичного сульфидного
обогащения (от первых десятков метров до 200—300 м), образе
ванной халькозином, отчасти ковеллином; содержание в ней меди
повышается в 1,5—2,5 раза по сравнению с первичными рудами,
которые она сменяет на глубине нескольких сотен метров.
Глубина формирования медно-порфировых месторождений ко-
леблется от первых сотен метров до 2—2,5 км. Температурный ин-
111
Iй G23® l&s'rfc Е'З'7
тервал минералообразования, по данным изучения газово-жидких
включений, составляет от 700—600 °C на начальных стадиях до
100 °C и ниже на заключительных, при этом сульфиды меди выде-
ляются в диапазоне 350—250 °C. Газово-жидкие включения ранних
стадий содержат рассолы хлоридного состава, поздние водные ра-
створы обогащены углекислотой. Определения изотопного состава
серы сульфидов установили, что 634S близко к нулю, но на разных
месторождениях изменяется от +3,1 до —2,7 %.
Коунрад. Это месторождение расположено на территории Ка-
захстана. Участок сложен нижнекаменноугольными вулканитами
липаритового состава, образующими вулкано-купольную построй-
Рис. 48. Схематический геологический разрез месторождения Коунрад. По
И. Юдину.
1 — липаритовые порфиры; 2 — гранодиорнт-порфнры; 3—8 — метасоматиты: 3 — пропнлиты
и пропили.изированные породы, 4—аргнллизнрованные, 5 — кварц-серицнтовые, 6 — кварц-
каолннитовые, 7 — кварц-андалузитовые, 8 — диаспор-пнрофиллитовые; 9—11 — области пре-
имущественного проявления первичного оруденения: 9— медного, 10—молибден-мышьяко-
вого, 11 — галенит-сфалеритовбго; 12 — основное направление движения гидротермальных
растворов; 13 — современный контур поверхности месторождения с карьером; 14 — предпо-
лагаемый контур штока гранодиорит-порфиров и горы Северный Коунрад до начала эро
зия рудного тела.
ку. Жерловую зону прорывает шток гранодиорит-порфиров, кото-
рые относятся к дополнительной фазе гранитоидного комплекса
среднекаменноугольного возраста. Рудное тело приурочено к апи-
кальной зоне этого штока и совместно с рудовмещающими метасо-
матитами повторяет его форму (рис. 48). Оно представляет собой
штокверк, положение которого определяется конически-кольцевой
системой трещин. Измененные гранодиорит-порфиры разбиты мно-
гочисленными кварцевыми и кварц-сульфидными прожилками мощ-
ностью в несколько сантиметров, длиной десятки сантиметров —
первые метры, содержащими сульфидные вкрапленники. Главные
рудные минералы — пирит, халькопирит, молибденит, энаргит и
блеклая руда; жильный — кварц; второстепенные — сфалерит,
борнит, галенит, магнетит, а также каолинит, андалузит, серицит,
турмалин, алунит, пирофиллит, эпидот, диаспор и хлорит. Помимо
меди руды содержат Mo, As, Pb, Zn и рассеянные элементы. Тек-
стуры руд вкрапленные, прожилково-вкрапленные, брекчиевидные;
структуры — цементоподобные, замещения, взаимных границ и
решетчато-сетчатые. Парагенетические ассоциации (по ведущим
112
минералам) выделялись в такой последовательности: пиритовая,
молибденитовая, энаргитовая и галенит-сфалеритовая. По данным
И. Юдина, исследовавшего газово-жидкие включения в жильных
минералах (кварц, барит, серицит) методами гомогенизации и де-
крепитации, температура предрудной стадии (вторичные кварци-
ты) от 500 до 300 °C, рудных стадий — от 460 до 110 °C и послеруд-
ной (безрудные прожилки) от 180 до 70 °C.
Вмещающие породы подвержены метасоматическим измене-
ниям, интенсивность которых уменьшается вверх и вниз по мере
удаления от контакта гранодиорит-порфиров с эффузивными лина-
ритовыми порфирами. Схема зональности в обе стороны от контак-
та такова: по гранодиорит-порфирам развиваются вторичные квар-
циты, сменяющиеся на глубину аргиллизитами и пропилитами. По
липаритовым порфирам также образуются вторичные кварциты и
в наибольшем удалении от контакта — пропилиты. Руды приуроче-
ны к серицитовым и каолинитовым разностям вторичных кварци-
тов по гранодиорит-порфирам. Первичная рудная зональность яв-
ляется концентрической: богатое медное оруденение локализуется в
центральной и верхней частях рудного тела, а молибден-мышьяко-
вая минерализация — в периферической зоне штокверка. Вторич-
ная зональность выражена в смене по вертикали следующих зон
(сверху вниз): 1) окисления (несколько десятков метров); 2) вы-
щелачивания (мощностью от 0 до 80 м); 3) вторичного сульфидно-
го обогащения, которая на глубине 250—300 м сменяется первич-
ными рудами, прослеженными бурением до 650 м. Общий верти-
кальный интервал оруденения 800—1000 м.
Чукикамата. Находится в Чили. С 1915 г. добыто 10 млн. т ме-
ди, оставшиеся запасы меди оцениваются в 25 млн. т при содержа-
нии 1,25%, а молибдена 120 тыс. т при содержании 0,006 %
(В. Перваго, 1983). Месторождение приурочено к олигоценовому
интрузиву монцонит-порфиров (возраст 28 млн. лет). На востоке
он прорывает юрские гранодиориты (150 млн. лет), а на западе по
разлому граничит с палеогеновыми гранодиоритами (30—60 млн.
лет). Рудное тело представлено штокверком, протягивающимся с
севера на юг на 3 км при ширине 0,8 км. Он образован густой сетью
минерализованных прожилков и ветвящихся жил (рис. 49). Глав-
ные минералы первичных руд — пирит, энаргит и халькопирит, вто-
ростепенные — борнит, сфалерит, галенит и молибденит. Вмещаю-
щие породы интенсивно изменены гидротермальными процессами:
преимущественно серицитизированы, отчасти окварцованы и хло-
ритизированы.
Намечается горизонтальная зональность по отношению к ука-
занному разлому. Она выражена тремя зонами: Западной с медно-
молибденовыми рудами, сложенными халькозином, энаргитом и
молибденитом, а на более глубоких горизонтах — халькопиритом;
Центральной — с медными (халькопирит-халькозиновыми) руда-
ми; Восточной — с полиметаллическими рудами, образованными
халькопиритом, борнитом, галенитом и сфалеритом. Первичные ру-
ды подвержены мощным гипергенным изменениям, сформировав-
8-5150 ИЗ
Рис. 49. Схема геологического строения медно-порфирового месторождения Чу-
кикамата. По В. Лопецу и В. Перри.
1—рудные жилы и прожилки (штокверковая зона); 2—6— измененные палеогеновые мон-
цонитовые порфиры: 2 — окварцованные, 3 — серицитнзированиые и слабоокварцоваиные,
4 — интенсивно серицитизнрованные, 5—альбнтизированные и серицитизнрованные, 6 —
хлоритизированные и альбитизированные; 7, 8—гранодиориты: 7 — палеогеновые (Форчу-
иа), 8 — юрские (Елеиа)
шим зону окисления руд (Си 1,3 %) до глубины 200 м и зону вто-
ричного сульфидного обогащения (1,5—2) до глубины 700 м, ниже
которой начинаются первичные руды (1,3—-1,9).
Жильные месторождения
Распространены довольно широко, но крупные объекты встре-
чаются редко. В СССР к жильным месторождениям относятся
Чатыркульское и Жайсанское (Казахстан), за рубежом они из-
вестны в НРБ (Росен, Вырли Бряг), США (Бьютт, Магма), на
Кубе (Метаамбре, Эль-Корбе) и в других странах. Вмещающими
породами часто являются гранитоиды, реже вулканогенные, оса-
дочные и метаморфические образования различного возраста.
Месторождения приурочены к трещинным зонам скола. Рудные
жилы, обычно крутые, прослеживаются в длину на сотни метров—'
первые километры (до~10 км), на глубину от нескольких сотен мет-
ров до 600 м, редко до 1,5 км при мощности от 0,3 до 10 м и бо-
лее. Главные рудные минералы — халькопирит, иногда энаргит,
жильные — кварц и карбонаты (кальцит, реже родохрозит); вто-
ростепенные — магнетит, гематит, пирит, молибденит, халькозин,
борнит, блеклые руды, сфалерит, галенит. Кроме меди извлека-
ются благородные и рассеянные металлы.
Руды формировались в несколько стадий при температуре
350—200 °C. С поверхности они часто окислены. Среди жильных
месторождений выделяются две формации: халькопиритовая (Выр-
ли Бряг) и энаргитовая, для которой в качестве примера приво-
дится характеристика крупного месторождения Бьютт.
Бьютт. Находится в США. С 1882 по 1964 г. из него извлечено
7,4 млн. т меди при попутной добыче Zn, Pb, Mo, Ag и Au. Место-
рождение приурочено к верхнемеловым кварцевым монцонитам
(78,4±2 млн. лет). Их рассекают дайки дорудных кварцевых пор-
фиров и послерудных липаритов. На участке развиты дорудные
трещины типа «конский хвост» и послерудные сбросы. Рудные
жилы, имеющие крутое залегание и сложное строение, объединя-
ются в две системы (рис. 50): раннюю субширотную («Анаконда»,
до 20 жил) и позднюю северо-западную («Синие жилы»). Наибо-
лее крупные жилы прослежены по простиранию на 9 км и по паде-
нию на 1,5 км, средняя мощность их 7—10 м, в раздувах, где от-
мечаются богатые халькозиновые или родохрозитовые руды,
мощность достигает 30—35 м. Выделяются халькозин-энаргитовые,
халькозин-борнитовые, пирит-халькопиритовые и пирит-сфалерито-
вые руды. Главные рудные минералы — энаргит, халькозин, бор-
нит, халькопирит и пирит, жильные — кварц и родохрозит; второ-
степенные — сфалерит, галенит, блеклые руды и самородное сереб-
ро. Вторичные руды, развитые до 100 м и более, представлены в
зоне окисления карбонатами, фосфатами и арсенатами меди, в
зоне цементации — халькозином и ковеллином. Руды содержат
4—5 % Си и 60—90 г/т Ag. Выделяются три стадии первичного
минералообразования: 1) предрудная — формирование ранних
кварц-молибденовых и кварц-молибденит-халькопиритовых руд;
8* 115

Рис. 50. Геологический план месторождения Бьютт. По Г. Мейеру
h 2~ системы жил: / — первая (Анаконда), 2 — вторая (Сейлс); 3—риолиты; 4 — кварцевые порфиры:
5 — разрывные нарушения
2) главная — отложение основной массы руд; 3) послерудная — ме-
таморфизм руд, сопровождавшийся отложением алабандина, ге-
матита и халцедона. Вмещающие породы серицитизированы, ар-
гиллизированы и окремнены.
Температура формирования руд по данным гомогенизации
жильного кварца главной стадии находится в пределах 350—
200 °C, причем в периферической зоне она на 50°C ниже, чем
в центральной.
Вулканогенные гидротермальные месторождения
К этой группе относятся редкие проявления формации самородной
меди. Характерно месторождение оз. Верхнего (США). В СССР
известны рудопроявления в Азербайджане, на Урале, Кольском
полуострове, в Казахстане и Горной Шорни.
Оз. Верхнее. Из месторождений, известных на п-ове Кьюинау,
за 100 лет добыто 5 млн. т меди. Участок сложен вулканоген-
ни-осадочной толщей протерозоя, нарушенной продольными раз-
ломами северо-восточного простирания, к которым приурочены
субвулканические габбродиабазы и ассоциированные с ними мес-
торождения. Рудовмещающие породы представлены миндалека-
мениыми базальтами, переслаивающимися с конгломератами.
Скопления самородной меди выполняют миндалины, встречающие-
ся в верхних частях покровов, и замещают конгломераты. Руды
образуют согласные пластовые залежи (мощность их от несколь-
ких метров до 10—12 м) и реже—секущие зоны. Они были просле-
жены в длину до 10—12 км и отработаны до глубины 2—2,5 км.
Ассоциации самородной меди (редко серебра) с цеолитами, каль-
цитами, кварцем, хлоритом, пренитом, датолитом и пумпеллиитом,
свидетельствуют о низкотемпературных и приповерхностных усло-
виях образования руд в обстановке резкого дефицита серы. Прос-
транственно и парагенетически они, вероятно, связаны с древним
вулканизмом, с субвулканическими габбродиабазами.
Колчеданные месторождения
Медно- и медно-цинково-колчеданныс месторождения известны в
СССР на Урале (Гай, Сибай), в Мугоджарах (Приорское), на
Кавказе (Уруп, Кафан), за рубежом — в Турции (Эргани), на
Кипре (Скурио-Тисса), СФРЮ (Бор), Испании (Рио-Тинто), Нор-
вегии (Леккон), Швеции (Болиден), США (Юнайтед Верде), Ка-
наде (Кидд-Крик), Японии (Бесси) и др. Они приурочены к оса-
дочно-вулканогенным толщам базальтоидных формаций натровой
серии в эвгеосинклиналях, а также к сопряженным с ними по ла-
терали кремнисто-терригенным образованиям. Рудные тела зале-
гают в верхних частях разреза этих формаций — в вулканических
брекчиях, туфах кислого состава и вулканомиктовых породах. Ору-
денение не распространяется в перекрывающие осадочные отло-
жения, содержащие рудокласты. Месторождения контролируются
локальными вулканическими структурами, которые являются эле-
ментами более крупных вулканических построек.
117
Рудные тела имеют форму согласных пластовых залежей и
линз, сложенных массивными и слоистыми рудами, а также со-
пряженных с ними (в лежачем боку) штоков, жил и штокверков
прожилково-вкрапленного типа. Протяженность рудных тел первые
километры (до 5 км) при мощности десятки метров, иногда до
100 м. Глубина распространения — многие сотни метров, макси-
мальная до 2 км. Выделяются руды двух типов: вулканогенно-оса-
дочные, отлагавшиеся в субмаринных условиях, и вулканоген-
но-метасоматические, образовавшиеся на путях движения гидро-
термальных растворов во вмещающих породах на глубине
десяти—ста метров от морского дна. В комбинированных место-
рождениях сопряжены оба типа руд. Руды сложены сульфидами
железа (на 80—90 %) —пиритом, мельниковитом и марказитом, а
также халькопиритом, сфалеритом или вюртцитом, пирротином,
реже борнитом, блеклыми рудами, энаргитом, галенитом, магнети-
том, самородным золотом и серебром; из жильных отмечаются
серицит, хлорит, кварц, барит, кальцит, гипс и ангидрит. Руды
содержат до 40 % S, 3—5 % Си, 2—4 %. Zn; попутно извлекаются
Au, Ag, Cd, Se, Те, Ge и др. Вмещающие породы в лежачем боку
превращены в пиритизированные кварц-серицитовые, кварц-сери-
цит-хлоритовые и другие метасоматиты.
Колчеданные месторождения формировались длительно — в
два-три этапа, иногда расчленяющиеся на стадии минералообра-
зования. Первый этап характеризуется гидротермальной перера-
боткой и пиритизацией вмещающих пород; второй — преимущест-
венным отложением сульфидов железа, третий, наиболее продук-
тивный этап, — выделением халькопирита и сфалерита.
Фациальная и стадийная зональность рудных залежей выража-
ется в смене пиритовых (реже пирротин-пиритовых с магнетитом)
руд пирит-халькопиритовыми и пирит-халькопирит-сфалеритовыми
от лежачего бока к висячему. Концентрическая зональность за-
ключается в том, что в центральных частях рудных тел, вблизи вы-
водных каналов, наблюдаются повышенные содержания халькопи-
рита, а на флангах — сфалерита. Вторичная зональность выраже-
на в чередовании следующих зон (сверху вниз): 1) окисления —
железная шляпа (мощность 10—40 м); 2) кварц-баритовой сы-
пучки (2—3 м); 3) пиритовой сыпучки (1—3 м); 4) вторичного
сульфидного обогащения с ковеллином и халькозином (50—100 м
и более), переходящая в первичные руды. Верхние зоны, особенно
вторая, обогащены переотложенным золотом.
Колчеданные месторождения формировались в ранние стадии
развития геосинклиналей — от протерозойской до альпийской ме-
таллогенической эпохи. Источник меди, цинка и серы (634S близ-
ко к 0) ювенильный, подкоровый. Рудоносные растворы, исходя
из результатов исследования включений в колчеданах Японии,
имели следующие параметры: температура от 300 до 150 °C, pH
от 3,5 до 5, концентрация NaCl от 0,5 до 3 моль/л, общая концент-
рация растворенной серы 2 S от 10~3 до 10“2 моль/л, фугитив-
ность кислорода f О2 от 10~33 до 10~45 Па.
118
Выпадение рудного вещества обусловлено уменьшением темпе-
ратуры, увеличением значений pH, Ё S, а также f О2 газово-гидро-
термальных растворов на их выходе при смешении с морской
водой (R. Large, 1977). Это приводило к формированию вулкано-
генно-осадочных руд, которые при высоте столба воды 200 м и
температуре эксгаляций 215 °C отлагались при температуре не бо-
лее 200 "С.
Согласно В. Смирнову, вулканогенно-метасоматическое рудо-
образование в подстилающих породах для различных колчеданных
месторождений характеризуется более высокими температурами и
большим их диапазоном: высокотемпературные 450 °C и выше,
среднетемпературные, наиболее распространенные, с начальной
температурой 300 °C и низкотемпературные — менее 200 °C.
Гай. Расположено на Южном Урале. На участке развита оса-
дочно-вулканогенная толща андезит-дацит-липаритовой формации
ранне-среднедевовского возраста. Рудовмещающие породы пред-
ставлены лавами, лавобрекчиями и пирокластами кислого состава,
туффитами и кремнистыми сланцами. Они перекрыты'отложения-
ми базальт-андезит-базальтовой формации среднего девона. Рас-
пространены разновозрастные субвулканические тела кислого и
основного состава, эксплозивные брекчии, а также послерудные
дайки и силлы среднедевонских габбродиабазов.
Месторождение Гай приурочено к стратовулкану, который сло-
жен лавами, лавобрекчиями и вулканическими туфами базальто-
вого и липарит-дацитового состава жерловой — прижерловой зоны,
а также игнимбрнтовидными породами. Жерло вулкана выполнено
несколькими поколениями иекков, экструзивов и субвулканических
тел кислого состава. Над жерловиной находится кратерно-кальдер-
ная депрессия с базальтовыми лавами, туфами и туффитами
(рис. 51).
На Гае выделяются два типа рудных тел, резко различные по
положению, составу и происхождению. В верхней части месторож-
дения находится «Стержневая линза», представляющая собой со-
гласное тело богатых цинково-медно-колчедапных руд вулканоген-
но-осадочного происхождения, которые выполняют вулканическую
кальдеру. Ниже ее распространены сравнительно убогие колчедан-
ные и медно-колчеданные руды вулканогенно-метасоматического
происхождения, прослеженные горными выработками и скважина-
ми до глубины 2 км. Главные минералы руд первого типа—халько-
пирит, сфалерит, пирит, кроме того, отмечаются борнит, блеклые
руды, галенит, кварц, барит, флюорит, карбонаты. Текстура руд —
массивная и полосчатая. В рудах второго типа преобладает пирит,
в меньшей мере халькопирит. Текстуры руд массивная, прожилко-
вая, вкрапленная. Эти руды сопровождаются кварц-серицитовыми
метасоматитами с обильной вкрапленностью пирита.
Руды обоих типов претерпели метаморфизм зеленосланцевой
фации, в процессе которого образовались регенерированные про-
жилки халькопирит-клейофан-галенит-баритового состава, прони-
кающие в окружающие их породы.
119
Рис. 51. Геологи-
ческий разрез мес-
торождения Гай.
По М. Бородаев-
ской, В. Треб у хи-
ну, В. Сементину.
1 — мезо-кайнозои-
скне песчано-глинис-
тые отложения; 2 —
породы основания
Гайской палеовулка-
нической структу-
ры — переслаивание
кремнистых н крем-
нисто-глинистых пе-
литовых туффитов.
ту фон есч а ников, уг-
листых алевроли-
тов (Di?); 3—11 —
вулканогенные и
вулканогенно-оса-
дочные породы Гай-
ской палеовулканиче-
ской структуры (Di—
D2): 3 —- андезит-да-
цнтовая толща: 4,
5 — лапаритовая тол-
ща: 4 — лавы, клас-
толавы, брекчиевые
лавы, туфы липари-
тов окварцованные,
сернцитизироваи-.
ные» пиритнзирован-
ные. рассланцован-
ные. 5 — чередова-
ние кремнистых пе-
литовых туффитов,
яшмоидов, кварце-
вых туфопесчаннков
н сплошных серно-
н медиоколчедаиных
руд; 6 — дацитовая
толща (лавы потоков, экструзивных куполов и нх обвальные агломераты, пирокласты); 7, 8 — липарнт-дацнтовая толща: 7 — окварцо-
ванные, сернцнтизированные н минерализованные пирокласты липаритового состава, в —туфы лнпарнт-дацитового состава с прослоями туффитов,
краснокаменные кварцевые липариты; 9— переходный горизонт (переслаивание перемытых туфов с туфопесчаникамн, туффнтами, шлако-туфа-
ми базальтов, кремнями); 10, 11 — базальтоидная толща: 10— диабазы, кварцевые диабазы, габбродиабазы, 11 — мнндалекамениые и шлако-
вые лавы, лавобрекчни — туфы, туффиты пнроксен-плагнопорфировых базальтов; 12—14—сульфидная минерализация, сплошные руды: 12—серно-
колчеданные н бедные медно-колчедаиные; 13 — медно-колчеданные и медно-цниково-колчеданиые с повышенными содержаниями меди и цннка;
14—богатые медно-колчеданные (включая борнитовые) и медно-цинково-колч^даиные; 15, 16 — прозеилково-вкраплеиная минерализация и продук-
ты разрушения рудных тел: 15 — медно-колчеданная и медно-цинково-колчеданная прожилково-вкраплениая кондиционная руда; 16 — прожил-
ки н штокверки халькопнрит-пиритового н халькопиритового сестава, фиксирующие зоны переотложенного оруденения; 17 — горизонты н участки
развития рудокластов сплошных с ерно-колчеданных и бедных медно'-колчедаиныхруд; 18— сланцеватость; 19— слоистость; 20— синвулканические
разрывные длительно развивавшиеся нарушения; 21 — «твапы
Возраст Гайского месторождения аналогичен возрасту рудо-
вмещающей формации нижнего—среднего девона. Вертикальный
размах гидротермально-метасоматического оруденения, судя по
давлению в газово-жидких включениях кварца, изменяется от
1800—2000 до 3600—3800 м. Исследование газово-жидких включе-
ний в сульфидах и парагенных с ними жильных минералах пока-
зало, что в процессе формирования метасоматических руд темпе-
ратурный режим изменялся от 400—350°C на ранних стадиях до
170—150 °C на заключительных. По данным химических анализов
водных вытяжек включения имеют хлоридно-гидрокарбонатный
состав анионной части при ведущей роли Mg и Са (иногда К и
Na).
Рио-Тиито. Находится в Испании. Участок сложен осадоч-
но-вулканогенными нижнекаменноугольными отложениями мощ-
ностью 600—800 м. Разрез начинается с базальтов, которые сме-
няются андезитами, и завершается толщей лав и пирокластов кис-
лого состава, перекрытой сланцами и граувакками. Нижнекамен-
ноугольные породы выполняют пологую синклиналь, которая
осложнена антиклиналью, образовавшейся на месте вулкано-ку-
польной постройки. Оруденение приурочено к этой структуре и со-
средоточено в пачке пирокластических пород кислого состава.
Рудное тело имеет сложную форму: в верхней части это соглас-
ная пластовая залежь массивных колчеданно-полиметаллических
руд, значительно эродированных, а в нижней — штокверк прожил-
ково-вкрапленных медно-колчеданных руд (рис. 52). Пластовая
залежь имеет в длину по простиранию несколько километров при
мощности до первых десятков метров. Известно несколько участ-
ков развития штокверков, достигающих в сечении сотен метров и
прослеживающихся до глубины 300 м. Главные рудные минералы
колчеданно-полиметаллических руд — пирит, халькопирит, сфале-
рит и галенит, реже встречаются арсенопирит, пирротин, бурнонит,
тетрадимит и пираргирит; жильные — кварц, барит, карбонаты.
Массивные и слоистые текстуры руд обусловлены тонким чередо-
ванием сульфидов и туффитов. Они содержат по 1 % Си и РЬ и
2 % Zn в железной шляпе, образовавшейся по этим рудам, 25 г/т
Au и 45 г/т Ag.
Медпо-колчсданпыс руды штокверков сложены главным обра-
зом пиритом и халькопиритом; характеризуются прожилково-вкрап-
ленными и брекчиевыми текстурами. Они тоже подвержены гипер-
геиным изменениям, которые привели к образованию вторичных
(халькозиновых) руд со средним содержанием меди 0,7 %.
Кварц-серицит-хлоритовые метасоматиты развиты только в лежа-
чем боку пластовой залежи среди прожилково-вкрапленных руд.
Месторождение Рио-Тинто связано с кислыми дифференциата-
ми нижнекаменноугольного вулканизма. На путях движения гид-
ротермальных растворов при температуре от 400 °C и ниже обра-
зовались прожилково-вкрапленные медно-колчеданные руды. При
выходе этих растворов на дно моря в субмаринных условиях при
температуре 100 °C и ниже сформировались слоистые колчедан-
12}
но-полиметаллические руды гидротермально-осадочного генезиса
(В. Смирнов, 1978).
Страт иформные месторождения
К ним относятся пластовые месторождения меди, залегающие в
терригенных толщах и не имеющие связи с магматическими поро-
дами. Они представлены крупными месторождениями медистых
песчаников и медистых сланцев. Медистые песчаники в СССР из-
вестны в Казахстане (Джезказган) и Прибайкалье (Удокан), а
за рубежом — в Замбии (Роан-Антилоп, Чамбиши, Нчанга), Заире
(Камото, Мусоши) и Афганистане (Айнак). Медистые сланцы
Рис. 52. Схематический разрез колчеданно-полиметаллического месторождения
Рио-Тинто. По В Смирнову.
/ лавовые породы основного состава; 2 — переходный слой с конгломератами; 3 — лаво-
вые породы кислого состава; 4— туфы кислого состава; 5 — граувакко-сланцевые породы;
6 — массивная колчеданная руда; 7 — рудный штокверк: 8— послерудный сброс
есть в ГДР (Мансфельд) и ПНР (Предсудетское). Стратиформ-
ные месторождения образуются на заключительных стадиях гео-
синклинального режима и в платформенных условиях. Приурочены
к депрессиям, выполненным ритмично переслаивающимися песча-
никами, сланцами и доломитами лагунно-дельтовых и прибреж-
но-морских фаций. Эти отложения, характеризующиеся повышен-
ным содержанием органического углерода (>2%), слагают началь-
ные трансгрессивные или конечные регрессивные части разреза.
Рудные тела представлены согласными пластовыми, линзовид-
ными и лентообразными залежами, обычно пологими. Мощность
их от десятков сантиметров до первых десятков метров, они зна-
чительно выдержаны по площади (многие километры по прости-
ранию и первые километры по падению). Характерны многоярус-
ные залежи, имеющие постепенные переходы к слабоминерализо-
ванным породам. Местами встречаются секущие рудные жилы и
зоны дробления. Главные рудные минералы — халькозин, борнит,
халькопирит, пирит, второстепенные — блеклые руды и ковеллин,
иногда галенит, сфалерит и др.; главные жильные минералы —
кварц, кальцит и барит. Кроме Си из руд извлекают Pb, Zn, Ag и
рассеянные элементы, а в медистых песчаниках Африки — иногда
Со и U. Вмещающие породы изменены слабо (карбонатизирова-
ны, окварцованы).
122
Зональность по мощности рудных тел проявляется в следую-
щем: 1) приуроченности медных руд к низам разреза (терриген-
ные отложения), а свинцово-цинковых — к его верхам (карбонат-
ные породы); 2) смене (снизу вверх) минеральных ассоциаций
в прямом порядке — халькозин—борнит — халькопирит — пирит
(Джезказган, Чамбиши) или в обратном (Удокан, Роан-Антилоп).
Прямую зональность объясняют трансгрессивным, а обратную —
регрессивным накоплением меденосных осадков. Зональность по
падению рудных залежей выражена в последовательной смене
сульфидов меди, свинца и цинка при переходе вмещающих осад-
ков от мелководных к более глубоководным. Латеральная зональ-
ность фиксируется также приуроченностью борнит-халькозиновых
руд к грубозернистым осадкам дельтовых фаций, а пирит-халько-
пиритовых — к мелкозернистым отложениям более глубоководных
морских фаций.
Главнейшие стратиформные месторождения меди сформирова-
лись в протерозое и позднем палеозое. Иногда геологи считают их
сингенетичными, первично-осадочными, в той или иной степени
метаморфизованными. Об этом свидетельствуют: стратифициро-
ванность и широкое площадное развитие оруденения, отсутствие
генетической связи с интрузиями, согласная пластовая форма руд-
ных залежей, ритмичность и многоярусность их строения, обуслов-
ленная приуроченностью к определенным фациям осадков, простой
минеральный состав руд, наличие в них слоистых текстур и гло-
булярных структур, невысокие температуры минералообразования
(обычно менее 100°C), корреляция концентрации металлов с ор-
ганическим углеродом, развитие изотопов серы «биогенного» про-
исхождения и др. Предполагается два возможных источника ме-
таллов: области размыва материнских пород, содержащих рудо-
проявления меди; вулканические эксгаляции и гидротермы.
На некоторых месторождениях медистых песчаников (напри-
мер, Джезгазганском) устанавливаются признаки, противореча-
щие их сингенетическому происхождению: структурный контроль
богатых руд, стадийность минералообразования, сравнительно вы-
сокая его температура (от 200 до 70 °C) по данным изучения
газово-жидких включений, гидротермальное изменение вмещающих
пород. Поэтому некоторые исследователи относят их к эпигенетич-
ным инфильтрационным, гидатогенным (А. Германов, А. Перель-
ман, А. Лурье) или магматогенным гидротермальным (К- Сатпа-
ев, Ш. Есенов). В. Смирновым выдвинута гипотеза о полигенном
и полихромном происхождении стратиформных месторождений, в
которых первичные сингенетичные руды осадочного происхожде-
ния претерпели преобразования в связи с дна- и катагенезом, а
позднее под воздействием подземных горячих минерализованных
вод.
Джезказган. Находится в Казахстане. Участок сложен толщей
молассовых средне-верхпекаменноугольных отложений мощностью
600—700 м, образованной ритмично переслаивающимися серо- и
красноцветными песчаниками, алевролитами и аргиллитами. Мес-
123
ЗСЗ ' ВЮВ
ЕЕЗ7 ЕЕЭг Ук
Рис. 53. Схематические геологические разрезы месторождения Джезказган. По материалам Джезказганской ГРЭ.
1 3 ~ Джезказганская евнта средне-позднекаменноугольного возраста: 1 — красноцветные песчаники н алевролиты, 2 — рудоносные слон се-
роцветных песчаников, алевролитов и конгломератов, 3 — рудные залежи; « — известняки, песчаники, мергели паннека ..енноуголь-
ного возпаста *
торождение приурочено к зоне сопряжения Джезказганской син-
клинали с Кингирской антиклиналью, сформировавшейся на месте
палеоподнятия.
Рудные тела представлены пологими согласными залежами
вкрапленных руд (рис. 53). Они характеризуются пластовой и лии-
зовидной формами, которые на глубине сменяются лентообразной.
Тяготеют главным образом к сероцветным песчаникам, образую-
щим девять рудоносных горизонтов. В них известно до 300 рудных
тел (мощностью от 0,5 до 20 м), которые сгруппированы более
чем в 100 залежей. На глубину они прослежены до 600 ,м. Иногда
оруденелыми являются секущие зоны дробления и трещино-
ватости. Главные рудные минералы — халькозин, борнит, халь-
копирит, галенит и сфалерит, жильные •— кварц, кальцит и ба-
рит; второстепенные — пирит, ковеллин, блеклые руды и гематит;
среди редких — рениевый минерал джезказганит Re(MO)2. Тек-
стуры руд вкрапленные, реже прожилковые; структуры — взаим-
ных границ, срастания, замещения, микрографические, эмульси-
онные и реликтовые (глобулярные, крустификациоиные). Помимо
Си руды содержат Pb, Zn, Re и др. Минералообразование проис-
ходило в два этапа: на раннем отложились тонкозернистые суль-
фиды (халькозин и др.) вкрапленных руд, на позднем выделились
крупнокристаллические агрегаты халькозина,. галенита и сфале-
рита прожилковых руд. Изменения вмещающих пород—карбонати-
зация, окварцевание и альбитизация, серая окраска пород обуслов-
лены глубинным эпигенезом или гидротермальным метаморфизмом.
Минеральная зональность в лентовидных залежах проявлена
в смене сульфидов снизу вверх и к флангам в таком порядке:
халькозин—борнит—халькопирит—пирит—галенит—сфалерит. В
пластовых и линзовидных телах от центра к периферии наблюда-
ется переход борнитовых руд в пирит-халькопиритовые. Отноше-
ние Re/Os указывает, что возраст оруденения 260 млн. лет
(Г. Щерба и др., 1976). Руды, судя по реликтовым структурам, ас-
социации джарлеита и х-борнита, начали формироваться при тем-
пературе менее 75 °C. В дальнейшем (данные И. Габлиной) под
воздействием нагретых подземных вод температура повышалась
до 140-150 °C и происходил распад х-борнита. Вкрапленные руды
характеризуются однородным изотопным составом серы (6 34S от
—10,4 до —17,7%), в отличие от жильных руд (6 34S от —27,4
до +17,3%.). Образование руд Джезказгана, вероятно, было слож-
ным и длительным. С осадконакоплением связана рассеянная ми-
нерализация, затем происходила некоторая концентрация рудного
вещества при диагенезе и глубинном эпигенезе, а в завершении —
под воздействием горячих минерализованных растворов формиро-
вались руды прожилкового и жильного типа (Г. Щерба и др.,
1976)..
Удокан. Расположен в Северном Прибайкалье. Участок сложен
толщей метаморфизованных миогеосинклинальных карбонатно-тер-
ригенных отложений удоканской серии нижнего протерозоя. Рудо-
носная пачка мощностью 20—330 м образована ритмично пере-
125
спаивающимися отложениями дельтовой и мелководно-морской фа-
ций (снизу вверх): конгломератобрекчиями, преимущественно
кварцевыми песчаниками с известковистым цементом и алевроли-
тами, часто характеризующимися косой слоистостью. Месторожде-
ние приурочено к Намингинской брахисинклинали (длиной 15 км),
опрокинутой к северу (рис. 54). Она осложнена складками и
взбросо-сдвигами, к которым приурочены дайки габбродиабазов.
Рис. 54. Схема геологического строения месторождения Удокан. По Э. Гринта-
лю и В. Чечеткину.
1 — четвертичные отложения; 2 — намннгинская свита — алевролиты, песчаники, аргиллиты;
3—5 — верхняя подсвнта сакуканской свиты: 3— надрудная пачка (известковистые и квар-
цитовые песчаники, алевролиты), 4 — рудная пачка (известковистые и кварцитовндные
песчаники, алевролиты), 5 — лодрудиая пачка (кварцитовидные и известковистые песчани-
ки, алевролиты, конгломератебрекчии); 6 — средняя подсвита сакуканской свиты — магне-
тигсодержащие песчаники, гравелиты; 7 — нижняя подевнта сакуканской евнты — песчани-
ки, филлитовидные слаицы, гравелиты, конгломсратобрекчии; 8 — бутунская свита — из-
вестняки. алевролиты, известковистые песчаники: 9, 10 — дайкн: 9 — граносиенит-порфиров,
10 — габбродиабазов; // — граниты чуйско-кодарского комплекса; 12 — тектонические на-
рушения; 13 — элементы залегания
Рудные тела имеют согласные пласто-, линзо- и лентовидную
формы. Богатые залежи тяготеют к поверхностям размыва в ло-
кальных депрессиях и русловых впадинах; по простиранию они
прослеживаются до 2—3 км. Выделяются три типа руд: пирит-халь-
копиритовые, халькопирит-борнитовые и борнит-халькозиновые.
Руды представляют собой кварцитовидные песчаники или алевро-
литы с тонкой (десятые доли миллиметра) вкрапленностью суль-
фидов. Главные рудные минералы — халькозин, борнит, халькопи-
рит и пирит, второстепенные — магнетит и гематит. Руды мономе-
тальные — медные. Текстуры руд — вкрапленные, слоистые,
пятнистые, брекчиевые и прожилково-вкрапленные; структуры —
цементные, аллотриоморфнозернистые, графические, решетчатые,
эмульсионные, петельчатые и интерсертальные.
В вертикальном разрезе меденосной толщи намечаются четыре
зональных серии регрессивного типа, в каждой из которых уста-
126
навливается смена (снизу вверх) пирит-халькопиритовых руд
борнит-халькозиновыми; местами вертикальная зональность обрат-
ная— трансгрессивного типа. Горизонтальная зональность выра-
жается в том, что к прибрежной зоне (на севере) тяготеют преи-
мущественно борнит-халькозиновые руды, а к более глубоковод-
ным участкам лагунного бассейна (на юге) — пирит-халькопири-
товые.
Выделяются четыре стадии рудообразования. В первые две
стадии —седиментационную и катагенетическую —формировались
главные промышленные руды. Они были изменены в последующие
стадии — сначала в результате регионального метаморфизма, а
затем контактового. Региональный метаморфизм зеленосланцевой
фации вызвал перекристаллизацию цемента песчаников, регенера-
цию рудных минералов и образование кварц-сульфидных жил при
температуре 300—400°C (по данным декрепитации). Контакто-
во-метаморфический процесс, связанный с дайками габбродиаба-
зов, привел к более интенсивной регенерации сульфидов и возник-
новению в приконтактовой зоне мелких, но довольно богатых
кварц-сульфидных тел с температурой образования 300—450 °C.
Руды Удокана характеризуются колебаниями 6 34S от +13,5 до
—21,8% при резко повышенном количестве ее легких изотопов, что
указывает на биогенное происхождение серы.
Нчанга. Находится в Замбии, в Медном поясе Центральной
Африки, протягивающемся на 800 км при ширине 60—100 км
вдоль границы Заира и Замбии, главным образом на территории
последней. Общее число рудных объектов более 100; запасы меди
превышают НО млн. т. На месторождении Нчанга запасов меди
9 млн. т при содержании се в рудах 3,95 %. Участок сложен кон-
гломератами, кварцитами, аркозовыми песчаниками, кремнистыми
сланцами и доломитами протерозоя. Они несогласно залегают на
гранитах фундамента и образуют синклиналь (рис. 55). Рудные
тела представлены согласными пластовыми залежами общей мощ-
ностью до 90 м и протяженностью до 4 км. Главные рудные мине-
ралы первичных руд — халькопирит, борнит и халькозин, второ-
степенные — пирит и линнеит. Они встречаются в виде тонкой
вкрапленности, а совместно с кварцем образуют прожилки и жи-
лы. Зоны окисления и вторичного обогащения, прослеженные на
глубину нескольких сотен метров, сложены малахитом, купритом и
борнитом, а также азуритом, самородной медью, хризоколлой,
торнбернитом, ур-ановой слюдкой. Вмещающие породы подверже-
ны доломитизации.
Зональность по мощности рудных тел (оруденелых песчаников
и нижних сланцев) выражена в смене (сверху вниз) пирита халь-
копиритом, а затем борнитом. Устанавливается и горизонтальная
зональность: центральные части рудных тел сложены борнитом и
халькопиритом, промежуточные — халькопиритом (с линнеитом),
а периферические — пиритом. Возраст месторождения раннепро-
терозойский, генезис осадочный с последующим метаморфогенным
и гидротермальным преобразованием.
127
Предсудетское. Находится в ПНР (в районах Серошовицы—
Полковицы—Лютии), на площади Предсудетской моноклинали,
сложенной образованиями платформенного чехла. На участке
развиты красноцветные и отчасти светло-серые песчаники нижней
перми и отложения верхней перми. Последние представлены (сни-
зу вверх): черными битуминозными сланцами (мощностью до
1,5 м), доломитами и известняками (до 90 м), мощной толщей
ангидрита и каменной соли. Оруденение приурочено к светло-се-
рым песчаникам нижней перми, черным сланцам и доломитам
верхней перми, относящимся к лагунной и дельтовой фациям. Me-
О карьер Нчанга
Рис. 55. Геологический разрез через синклиналь Нчанга. По Ф. Мендельсону.
1 — слои обломочного кварца и поверхностные отложения; 2 — аргиллиты и доломиты; 3 —
полосчатые сланцы; 4 — полевошпатовые кварциты; 5 — полосчатые песчаники; 6 — кварци-
ты и кремнистые сланцы, 7 — аркозы; 8 — граниты; 9 — рудные тела
деносные отложения, полого падающие на восток, прослежены
скважинами по простиранию на 40 км и пп падению на 10 км.
Они осложнены послерудными сбросами с амплитудой 20—140 м
Рудные тела представлены согласными пластообразными зале-
жами мощностью от 0,3 до 11,2 м. Наблюдается четкая приурочен-
ность оруденения к отложениям, обогащенным органическим ве-
ществом, среднее содержание которого составляет (%): в песча-
никах 0,31; сланцах, заключающих наиболее богатые руды, 4,3;
в карбонатных породах 0,54. Главные рудные минералы — халько-
зин, халькопирит и борнит, второстепенные—пирит, ковеллин,
блеклая руда, сфалерит, галенит, арсенопирит, линнеит; в зоне
окисления установлены малахит, азурит, куприт, тенорит, самород-
ная медь, смитсонит, церуссит. Руды содержат медь, свинец, цинк
и серебро, а также примесь кобальта, никеля, молибдена, ванадия,
олова и рения. Текстуры руд слоистые, вкрапленные, реже про-
жилковые; вкрапленность очень тонкая.
Структуры глобулярные, эмульсионные, реже замещения и кор-
розионные. Зональность по мощности рудных тел заключается в
смене максимальной концентрации минералов от лежачего бока
к висячему в таком порядке: халькозин—борнит—халькопирит—
128
пирит—галенит—сфалерит; медь тяготеет к нижним горизонтам (к
песчаникам и особенно сланцам), свинец и цинк — соответственно
к средним и верхним частям разреза, образованным карбонатными
породами. По падению рудных залежей наблюдается смена халь-
козина борнитом, а затем халькопиритом.
Одни геологи (Е. Константинович) считают месторождение син-
генетичным осадочным, другие (Я. Выжиковский) —гидротермаль-
но-осадочным. В первом случае источником меди служили разру-
шавшиеся породы и герцинскне рудопроявления Судетского мас-
сива, во втором — подводные эксгаляции, связанные с раннеперм-
ским вулканизмом.
СВИНЕЦ И ЦИНК
Свинец был известен народам Месопотамии и Египта за 6—7 тыс.
лет до н. э. Первые бронзы в Средней Азин представляли собой
сплав меди и свинца. Последний является составной частью раз-
личных сплавов, применяемых при производстве аккумуляторов,
кабелей и подшипников, в типографском деле, рентгенотехнике
(защитные экраны); он также используется при изготовлении ан-
тидетонаторов бензина. Окисленные цинковые руды в древности
использовались как добавки при выплавке меди, бронзы и лату-
ни. Как металл цинк был получен в 1746 г. А. Маркграфом. Сейчас
он применяется для оцинкования металлических изделий, при про-
изводстве сплавов (латунь, бронза), широко используемых в элек-
тротехнике и машиностроении, для получения цинковых белил.
Свинец и цинк встречаются совместно с другими металлами
(медь, золото, серебро), образуя полиметаллические месторожде-
ния. Известны свинцово-цинковые месторождения с различным
соотношением этих металлов, реже встречаются самостоятельные
месторождения цинковых или свинцовых руд.
Цена свинца 907 дол./т, цинка 787 дол./т. В капиталистических
и развивающихся странах в 1981 г. было добыто (в концентратах)
свинца 2353,7 тыс. т, цинка 44 10,5 т; разведанные запасы со-
ответственно равны 92,9 и 170,7 млн. т, общие запасы—151,3 и
267,7 млн. т.
Уникальные месторождения (Брокен-Хилл в Австралии) имеют
суммарные запасы свинца и цинка более 5 млн. т, очень крупные от
5 до 2 млн. т, крупные от 2 млн. т до 600 тыс. т, средние от 600 до
200 тыс. т и мелкие — менее 200 тыс. т. Богатые руды содержат
свинца (сульфидного) более 5 %, рядовые от 5 до 2 % и бедные—
менее 2 %; богатые руды характеризуются суммарным содержа-
нием свинца и цинка более 7 %, рядовые от 7 до 4 % и бедные—
4 %.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Известно четыре стабильных изотопа свинца с массовыми числами
204 и 206—208, среди них преобладает 208РЬ (52,1 %). Изотопы
206РЬ, 2О7РЬ и 208РЬ. являются конечными стабильными продуктами
9—5150 129
распада U (Ra), Ac и Th. Цинк имеет пять стабильных изотопов с
массовыми числами 64, 66—78 и 70, среди которых преобладает
64Zn (48,9 %) -
Кларк свинца 1,6-10~3 %; коэффициент концентрации 2000.
Кларк свинца увеличивается от ультраосновных (1-10~5%) и ос-
новных (8-КН %) к кислым магматическим породам (2-10_3%).
Кларк цинка несколько выше 8,3-10~3 %; коэффициент концентра-
ции 500. Кларк цинка для магматических пород повышается от
ультраосновных (3-10~3 %) к основным породам (1,3-10-2 %), он
близок к общему кларку для средних (7,2-10~3 %) и кислых
(6-Ю-3 %) пород.
Свинец и цинк концентрируются в остаточных очагах кислых
производных базальтовой и гранитной магмы. Эти металлы выно-
сятся гидротермальными растворами в комплексных соединениях.
Н. Барановой экспериментально установлено, что в растворах, не
содержащих H2S, при температуре 300—250 °C и pH 4—6 свинец
находится в форме хлоридных комплексов (РЬ СП) с небольшой
долей сульфатных (PbSO2°) и фторидных (PbF+), а при pH 6—8
также в форме карбонатных комплексов (РЬСО3°); при темпера-
туре 200—150 °C в водном растворе при pH 4—6 преобладают суль-
фатные, а при pH 6—8 — карбонатные комплексы. В растворах,
содержащих H2S, при температуре 300—250 °C в области pH 4—8
доминируют гидросульфидные комплексы—Pb (HS)2° и РЬ (HS)s“;
при температурах 200—150 °C свинец при pH 4—6 находится в
форме сульфатных комплексов, а при pH 6—8—карбонатных с
небольшой долей гидросульфидных комплексов. Галенит может
осаждаться при любой температуре из растворов с pH больше 3,
если суммарная концентрация H2S превышает нижний ее предел
при соответствующей температуре. Цинк, так же как свинец, пере-
носится хлоридными (ZnCl2°) или сульфидными комплексами
(ZnHS2~).
В экзогенных условиях сульфиды свинца и цинка, окисляясь,
переходят в сульфаты. Сульфат цинка относится к легкораствори-
мым соединениям (500 000 г в 1 м3 воды), легко мигрирует, но
цинк при этом может переотлагаться в форме вторичных карбона-
тов. Сульфат свинца плохо растворим, и свинец не выносится из зо-
ны окисления. При метаморфических процессах значительной миг-
рации свинца и цинка обычно не происходит.
Главные минералы свинца — галенит PbS (86,6 %), обычно со-
держащий примесь Sb, Bi и Ag, джемсонит Pb4FeSb6Si4 (40, 16),
буланжерит PbsSb4Sn (55, 42), бурнонит PbCuSbS3 (42, 6); в зоне
окисления — церуссит РЬСО3 (77,6) и англезит PbSO4 (68,3). Для
цинка основными минералами служат сфалерит ZnS (67%), со-
держащий примесь Cd, In, Ga и Ge, вюртцит ZnS гекс. (63), в зоне
окисления — смитсонит ZnCO3 (52) и каламин Zn4[Si2O7] (ОН)2Х
ХН20 (53,7).
Главные промышленные минералы свинцово-цинковых руд —
галенит и сфалерит.
130
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
В раннюю стадию геосинклинального этапа с кислыми производ-
ными базальтоидного вулканизма связано формирование колчедан-
ных месторождений, наиболее древние из которых были впоследст-
вии значительно метаморфизованы. В позднюю стадию, а также
при активизации платформ и древних складчатых областей возни-
кали разнообразные месторождения средних масштабов: скарно-
вые в экзоконтактах гранитоидных интрузий; плутоногенные гидро-
термальные — метасоматические в карбонатных породах и жиль-
ные в гранитоидах и метаморфических толщах; вулканогенные гид-
ротермальные— в породах андезит-липариговых формаций. В за-
вершении геосинклинального этапа и особенно в платформенный
этап в карбонатных толщах, развитых на поднятиях и в пологих
прогибах, образовались крупные стратиформные месторождения
свинцово-цинковых руд.
Месторождения свинца и цинка возникали в различные геоло-
гические эпохи: в протерозойскую (Холоднинское и Горевское в
СССР, Брокен-Хилл в Австралии), каледонскую и герцинскую
(Озерное, Риддер-Соколыюе, Жайрем в СССР; Фрайберг в ГДР;
Рио-Тинто в Испании), а также в киммерийскую и альпийскую
(Филизчай, Згид в СССР; Курске в Японии).
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Выделяются следующие промышленные типы месторождений
свинца и цинка: 1) скарновые, 2) плутоногенные гидротермальные,
3) вулканогенные гидротермальные, 4) колчеданные, 5) страти-
формные, 6) метаморфизованные.
Скарновые месторождения
Скарновые месторождения свинца и цинка в СССР известны в
Приморье (Верхнее, Николаевское), Казахстане (Кызыл-Эспе, Ас-
коран), Средней Азии (Алтын-Топкан, Кансай) за рубежом — в
СФРЮ (Стари Трг),Швеции (Сала, Аммаберг), США (Франклин-
Фернас, Лоуренс), Мексике (Эль-Потоси), Аргентине (Агилар),
КНР (Тембушапь) и Японии (Камиона). Они связаны с гранитои-
дами гипабиссальной фации (гранодиорит-порфирами, гранит-пор-
фирами). Залегают на контакте или в экзоконтакте интрузивов и
вмещающих осадочных и вулканогенно-осадочных толщ, содержа-
щих горизонты известняков. Контролируются разрывными наруше-
ниями, межформационными срывами и зонами трещиноватости.
Скарновые залежи имеют пластообразную, линзовидную и жило-
образную формы, протяженность их многие сотни метров, мощ-
ность десятки метров. Сульфидные руды со свинцом и цинком, на-
ложенные на известковые скарны гранат-пироксенового состава,
имеют более сложную морфологию. Они представлены линзами,
столбообразными телами и гнездами. Размеры рудных тел десят-
ки — первые сотни метров по простиранию и столько же по паде-
9* 131
нию, мощность от 1 до 10 м и более. Минеральный состав руд скар-
новых месторождений определяется комбинацией скарнообразую-
щих силикатов и сульфидов. Минералообразование протекало в
несколько стадий, из которых главными являются: предрудная
скарновая (800—600°С), продуктивная сульфидная или галенит-
сфалеритовая (240—150 °C) и послерудная кварц-кальцитовая
(80—50 °C).
Верхнее. Находится в Приморье. Участок сложен толщей верх-
нетриасовых известняков, на которую по Главному разлому надви-
нуты кварцевые порфиры позднемелового возраста. Встречаются
палеогеновые внутрирудные дайки диоритовых и диабазовых пор-
ез
Рис. 56. Схематический геологический разрез месторождения Верхнее. По
И. Томсону и Н. Мозговой.
1 — андезиты; 2 — кварцевые порфиры; 3 — кремнистые песчано-слаицевыс породы; 4 — из-
вестняки; 5 — песчано-сланцевые породы; 6 — кремнистые сланцы; 7 —скарновое рудное
тело; 8— проекция рудного тела; 9 — окисленная руда; 10 — разломы (а — установленные,
б — предполагаемые)
фиритов. Оруденение приурочено к зоне надвига (рис. 56). Основ-
ное рудное тело имеет форму ветвящейся трубообразной залежи,
несколько сплюснутой и вытянутой вдоль Главного разлома. Вбли-
зи поверхности рудное тело расщеплено на три ветви, которые
на средних горизонтах объединяются в два ствола, а на глубо-
ких— в одну мощную залежь. Длина рудного тела по простира-
нию 250 м.
Главные рудные минералы — сфалерит, галенит и пирротин,
жильные — геденбергит, кварц и кальцит; второстепенные — халь-
копирит, галеновисмутин, арсенопирит, пирит, марказит и датолит,
а также аксинит, гранат, волластонит, ильваит, флюорит, сидерит,
132
эпидот, поизит, апофиллит, гизингерит, стильпномелан и диккит.
В зоне окисления (глубиной первые десятки метров) развиты гал-
мейные руды. Текстуры руд— массивные, полосчатые, сфероидаль-
ные и друзовые; структуры — крупнокристаллические, радиально-
лучистые, метаколлоидные и колломорфиые.
Изменения вметающих пород заключались в предрудном скар-
нировании и околорудной эпидотизации, хлоритизации и карбона-
тизации.
Минералообразование протекало в четыре стадии: I) предруд-
ную скарновую—волластонит-гранатовую (свыше 600°C), 2) скар-
ново-сульфидиую (600 400°C), 3) сфалерит-галепитоную (350—
120°С), 4) халцедон-кальцитовую (100—20QC), минералы которой
отлагались в виде друз в открытых полостях (продушинах). На-
блюдается следующая вертикальная фациальная зональность
(сверху вниз): крупноагрегатный геденбергит сменяется тонкозер-
нистым, возрастает количество аксинита; увеличивается величина
отношения сфалерита к галениту; уменьшается общая концентра-
ция металлов.
Возраст месторождений палеогеновый; руды отлагались из кол-
ломорфных растворов, о чем свидетельствует остаточный маточ-
ный раствор со студнеобразным гелем кремнезема, сохранившимся
в продушинах.
Плутоногенные гидротермальные месторождения
Плутоногенные гидротермальные месторождения свинца и цинка в
СССР известны: в Забайкалье (Екатерино-Благодатское, Кадаин-
ское), Средней Азии (Кургашинкан, Гранитогорское), на Кавказе
(Садон, Згид), а за рабежом — в НРБ (Мадан, Говедарник, Руен),
ЧССР (Пшибрам), ВНР (Дьендьшороши), ГДР (Фрайберг), Ин-
дии (Агнигундуна), США (Кер-д’Ален, Тинтик, Ледвилл) и Кана-
де (Кен-Хилл). На участках месторождений развиты гранитоиды
или малые интрузии гипабиссальной фации в виде гранодиорит-
порфиров или гранит-порфиров, а также дайки диорит-порфиритов
и диабазовых порфиритов. Вероятно, оруденение не только про-
странственно, но и парагепегически связано с этими интрузивными
комплексами. Рудные тела имеют различную форму пластообраз-
ную, линзовидную, штоко- трубо-, жилообразную, жильную и што-
кверковую. Они прослеживаются на десятки — многие сотни мет-
ров (жильные системы на 1,5—2 км) по простиранию и по падению,
мощность их от 0,5 до 200 м и более.
Главные: рудные минералы — пирит, пирротин, сфалерит, гале-
нит, арсенопирит, марказит, буланжерит джемсонит; жильные —
кварц, кальцит и доломит. Среди плутоногенных гидротермальных
месторождений свинца и цинка выделяются две рудные формации:
1) метасоматическая пирит-галенит-сфалеритовая в карбонатных
породах (Екатерино-Благодатское в СССР; Тинтик в США) и
2) жильная галенит-сфалеритовая и гранитоидах и сланцах (Згид
в СССР; Фрайберг в ГДР).
133
Метасоматические месторождения пирит-галенит-
сфалеритовой формации в карбонатных породах
Благодатское и Екатерино-Благодатское. Расположены в Забай-
калье в нескольких сотнях метров друг от друга и соединяются на
глубине 500—600 м. Участок сложен карбонатной толщей нижнего
кембрия, в которой выделяется пять горизонтов. Рудные тела при-
урочены к третьему горизонту, образованному несколькими разно-
видностями доломитов. Выше залегает пачка сланцев, игравших
роль экранов для гидротермальных растворов. Развиты дайки квар-
цевых порфиров и лампрофиров средне-позднеюрского возраста
(140—150 млн. лет). Кембрийские отложения образуют синклиналь,
Рис. 57. Геологический разрез через Екатерино-Благодатское и Благодатское
месторождения. По А, Калагашеву и В. Фаворову.
/ — рыхлые отложения; 2—.5 — доломиты: 2 — среднезернистые. 3 — мелкозернистые, 4 —
мергелистые, 5 — углистые; 6 — углистые сланцы; 7—порфиры; 8— лампрофиры; 9— руд-
ные тела; 10—рудоносная зона; 11 — отработанные площади
на крыльях которой размещены месторождения (рис. 57). Складка
осложнена разломами, сопровождающимися трещинами, зонами
дробления и рассланцевания, которые контролируют оруденение.
Рудные тела имеют трубо-, жилообразную и реже линзовидную
формы. Главные рудные минералы — галенит, сфалерит, пирит,
арсенопирит и станнин, жильные — кварц и доломит; второстепен-
ные — марказит, бурнонит, менегинит, блеклые руды, антимонит,
касситерит и пирротин, а также кальцит, анкерит и сидерит. В зоне
окисления встречаются англезит, церуссит, смитсонит и гидроксиды
железа. Текстуры руд — массивные, полосчатые и брекчиевые;
структуры — крупнокристаллические и мелкозернистые. Гидротер-
мальные изменения вмещающих пород заключаются в их окварце-
вании и доломитизации.
Минералообразование происходило в три стадии: 1) кварц-сфа-
леритовую, 2) сульфоантимонит-галенит-доломитовую, 3) после-
рудную анкерит-сидерит-доломитовую. Вертикальная зональность
наиболее четко проявлена в трубообразных рудных телах: глубо-
кие горизонты сложены в основном пиритовыми рудами, средние
134
преимущественно пирит-сфалеритовыми (Zn:Pb=2,4), верхние—
существенно галенитовыми (Zn:Pb=l,5).
Месторождения позднеюрского возраста, как и ранне-средне-
юрские дайки, относятся к дорудным, а в нижнемеловых отложе-
ниях встречаются обломки руд и дайковых пород.
Жильные месторождения галенит-сфалеритовой формации
Садон. Расположено на Кавказе. Участок сложен палеозойскими
гранитами, на которых несогласно залегает вулканогенно-осадоч-
ная толща юрского возраста. Последняя образует Садопо-Упаль-
скую антиклиналь, рассеченную поперечным сбросо-сдвигом севе-
ро-восточного простирания с амплитудой смещения 300 м (рис. 58).
Месторождение представлено серией прерывистых жил мощностью
Рис. 58. Схема геологического строе-
ния Садонского месторождения. По
Э. Цириховой
I, 2—отложения келловея: /—известняки,
2 — известковые песчаники; 3 — глинистые
сланцы бата — байоса; 4 песчано-гли-
нистые сланцы, алевролиты, песчаники
тоара и валена; 5, 6 — отложения до ме-
ра: 5—глинистые слаицы, 6 — песчаники:
7—9— отложения лейаса: 7 — туфопесча-
ники, 8 — агломераты, туфы, вулканиче-
ская брекчия, 9 — порфириты дацитового
и диабазового состава; 10 — порфириты
жильные; 11 — базальные конгломераты
лейаса; 12— граниты верхнего палеозоя;
13 — Главный Садоиский рудоносный раз-
лом; 14 — мелкие разломы; 15 — зоны
разломов общекавказского простирания;
16— жилы полиметаллические: /7—рудо
проявления, приуроченные к системе суб-
широтных трещинных структур
в среднем 1—1,5 м. Главные рудные минералы — галенит и сфале-
рит, из жильных — кварц.
Минералообразование протекало в четыре стадии: в первую вы-
делялись кварц и пирит; во вторую отложились кварц, кальцит и
пирротин, а также пирит, арсенопирит, халькопирит, сфалерит и
галенит; в третью стадию произошло накопление главной массы
135
сфалерита, галенита, кварца и кальцита, которое сопровождалось
выделением пирита, пирротина, арсенопирита, халькопирита, тет-
раэдрита, самородного висмута и манганосицерита; в четвертую
образовался кальцит с небольшим количеством арсенопирита и
сфалерита. Рудовмещающие граниты были гидротермально изме-
нены: окварцованы, серицитизированы и хлоритизированы.
На Садоне проявлена фациальная эндогенная зональность,
которая выражена в том, что галенит преобладает на верхних го-
ризонтах, где отношение свинца к цинку равно 0,54, а пирротин и
сфалерит—на нижних, где величина этого отношения снижается
до 0,3. Рудная масса в плоскости рудоносного разлома распределе-
на неравномерно, что в существенной степени зависит от изменения
элементов залегания его тектонических ограничителей.
Вулканогенные гидротермальные месторождения
Вулканогенные гидротермальные месторождения свинцово-цинко-
вых руд в СССР известны: в Забайкалье (Ново-Широкинское),
Средней Азии (Канимансур, Замбарак, Лашкерек), Закарпатье
(Береговское, Беганьское), Закавказье (Шаумян, Мехмана, Гю-
мушхана), а за рубежом—в НРБ (Маджарово), СРР (Бая-Маре),
СФРЮ (Злетово) и Перу (Касапалка). Рудовмещающими порода-
ми служат вулканиты (лавы, пирокласты) андезит-дацитовой и да-
цит-липаритовой формации, с которыми месторождения связаны
парагенетически. Оруденение приурочено к жерловым, экструзив-
ным и субвулканическим фациям вулканитов. Месторождения раз-
мещены в вулканических структурах, в синвулканических зонах
дробления и трещинах — кольцевых, радиальных и линейных.
Рудные тела обычно имеют жильную и линзовидную формы, реже
штокверковую. Они прослеживаются на десятки — первые сотни
метров по простиранию и по падению; мощность рудных тел от 0,1
до 1 —1,5 (редко до 30) м.
Главные минералы: рудные — галенит, сфалерит, пирит и
иногда халькопирит, жильные—кварц, кальцит, иногда барит и
флюорит;- второстепенные — арсенопирит, блеклая руда, борнит,
пираргирит, самородное золото, аргентит и буланжерит, а также
сидерит, анкерит, доломит, адуляр, халцедон и каолинит. Текстуры
руд — прожилковые, вкрапленные, полосчатые, брекчиевые и кру-
стификационные; структуры — мелко- и среднезернистые, метакол-
лоидные и колломорфные. В дорудное время образуются пропи-
лить!, вторичные кварциты и кварц-гематитовые метасоматиты.
Околорудные изменения заключаются в окварцевании, серицити-
зации, карбонатизации, реже хлоритизации, адуляризации и као-
линизации.
Минералообразование происходило в несколько стадий:
1) кварц-пирит-халькопиритовую или кварц-адуляр-пиритовую,
2) кварц-гематитовую, 3) барит-флюорит-галенит-сфалеритовую,
4) послерудную кварц-карбонатную. Руды формировались в ин-
тервале температур 300—100 °C. Зональность оруденения прояв-
лена в смене пирит-халькопиритовой ассоциации халькопирит-сфа-
136
леритовой и затем галенит-сфалеритовой от глубоких к верхним
горизонтам месторождения и от центральных его частей к флан-
гам. Глубина и условия образования субвулканические — от пер-
вых сотен метров до 1000 м, интервал оруденения — первые сотни
метров.
Стратиформные месторождения
Стратиформные месторождения свинца и цинка в СССР известны:
в Якутии (Сардана), Казахстане (Миргалимсай, Шалгня) и Сред-
ней Азии (Уч-Кулач, Сумсар, Джергелан), за рубежом— в ПНР
(Олькуш, Болеслав), НРБ (Седмочисленицы), СФРЮ (Межица),
Австрии (Бляйберг), Франции (Лдржатьер, Малин, Трев), Италии
(Райбл), Испании (Реосин), Иране (Ангуран), Марокко (Bly-Бек-
кер), Алжире (Эль-Абед), Тунисе (СидиДрио), США- (Миссисипи-
Миссури) и Канаде (Пайн-Пойнт). Они приурочены к мощным
толщам карбонатных пород (доломитов, известняков) преимуще-
ственно палеозойского и реже мезозойского возраста. Рудоносные
карбонатные формации, распространяющиеся на десятки — сотни
километров, залегают в чехлах древних и эпигерцинских платформ,
а также в верхних ярусах геосинклинальных комплексов. Для
этих месторождений характерны четкий стратиграфический и ли-
тологический контроль, а также отсутствие в их окрестностях маг-
матических комплексов, с которыми можно было бы связать ору-
денение.
Рудные тела представлены преимущественно согласными плас-
товыми и лентовидными залежами многоярусного строения. Реже
встречаются секущие рудные тела жило- или трубообразной фор-
мы. Рудные залежи характеризуются большой протяженностью
по простиранию (от сотен метров до первых километров) и паде-
нию (до 800—1000 м) при мощности от 0,5 м до 200 м, в среднем
10—20 м.
Состав руд простой: свинцово-цинковый, свинцовый или цинко-
вый. Главные минералы: рудные — сфалерит, галенит и иногда
пирит, жильные — кальцит, доломит и реже барит; второстепен-
ные— марказит, халькопирит, борнит, иногда сульфосоли свинца —
грейтонит и иорданит, а также кварц и флюорит. Околорудные
изменения проявлены слабо, они выражены в доломитизации, реже
окварцевании и карбонатизации.
Генезис стратиформных месторождений свинца и цинка дискус-
сионен: эпигенетичный гидротермальный (Ф. Вольфсон, А. Дружи-
нин, Е. Захаров), сингенетичный осадочный (В. Домарев, М. Кон-
стантинов, Н. Страхов, Г. Грущик, Г. Шнейдерхен) или эпи-
генетический инфильтрационный (В. Линдгрен, А. Германов,
А. Перельман). Развивается гипотеза о полигенном и полихронном
их происхождении, заключающаяся в сочетании черт сип- и эпи-
генетического образования (В. Смирнов, Г. Щерба).
Миргалимсай. Расположено в Казахстане. Участок сложен кар-
бонатными породами фаменского яруса верхнего девона и турней-
137
ского яруса нижнего карбона. Наиболее продуктивны фаменские
отложения (мощностью 600 м), представленные чередующимися
горизонтами известняков и доломитов массивной, ленточной и
комковатой текстур. Рудные тела в основном приурочены ко вто-
рому ленточному горизонту (мощностью от 2—4 до 24—28 м),
сложенному доломитами, известковистыми доломитами и извест-
няками с тонкослоистой, массивной и иногда комковатой тексту-
рами. В них содержится до 4—5 % органического углерода, 0,77 %
растворимых битумов, а также нерастворимые вещества высоко-
метаморфизированных битумов типа керитов. Кабонатная тол-
ща слагает широкие корытообразные синклинали, разделенные
сложными антиклиналями. Складки рассечены продольными на-
двигами и взбросами.
Рис. 59. Схематический разрез Миргалимсайского месторождения. По материа-
лам Миргалимсайской ГРП.
/ — известняки; 2— доломиты; 3 — брекчироваиные известняки; 4 — рудные тела; 5 — тек-
тонические нарушения
Рудные тела представлены согласными пластовыми залежами,
протягивающимися на большие расстояния без существенного из-
менения состава (рис. 59). Выделяются три типа руд: свинцовые,
свинцово-баритовые и баритовые. Главные минералы: рудные —
пирит, галенит и сфалерит, жильные — доломит, кальцит, барит,
анкерит и кварц; второстепенные—халькопирит, теннантит, тет-
раэдрит, арсенопирит, аргентит, магнетит, гематит, а также вите-
рит и флюорит. В зоне окисления (до глубины 50 м и более) встре-
чаются англезит, смитсонит, каламин, вульфенит, халькозин, ко-
веллин, плюмбоярозит, малахит и азурит, а также опал и гипс.
Текстуры руд — послойные вкрапленные, полосчатые и прожилко-
вые, редко массивные; структуры — мелкозернистые, замещения и
пересечения.
Минералообразование происходило длительно, по С. Юшко,
в три этапа: 1) сингенетичный, в который выделялись доломит,
кварц, барит, галенит, пирит, сфалерит и халькопирит; 2) диагене-
тичный, характеризующийся образованием доломита, кальцита, га-
ленита, пирита и сфалерита; 3) гидротермальный. Последний рас-
падается на три стадии: анкерит-барит-галенит-сфалерит-халько-
138
пиритовую, флюорит-кальцит-галенит-сфалеритовую и кварц-халъ-
копиритовую.
Исследование, изотопного состава серы сульфидов, согласно
Ю. Богданову и М. Голубчиной, показывает значительные колеба-
ния б34 S от -{-28,9 до —15,2 %о, что свидетельствует о латераль-
ных изменениях условий сульфидообразовання в процессе седимен-
тации, диагенеза и гидротермального отложепия. В формировании
сульфидов участвует биогенная сера, отмечается значительная роль
бактериальной сульфатредукции при их отложениях.
Рис. 60. Стратиформные месторождения в Юго-Восточном Миссури. По Г. Кис-
варсани.
/ — магматические породы докембрия; 2 — осадочные отложения кембрия и ордовика; 3,
4 —участки с оруденением: 3— богатым, 4—-бедным; б — главные разломы
Миссисипи — Миссури. Это группа стратиформных месторож-
дений свинца и цинка находится в долине р. Миссисипи, в США.
За время эксплуатации с 1720 г. на них было добыто более 12 млн.
т свинца и 11 млн. т цинка; попутно извлекаются: Си, Ni, Со, Cd,
Ag. Наиболее крупные месторождения сосредоточены в юго-вос-
точной части Миссури (рис. 60). Здесь обнажаются докембрийские
кристаллические сланцы и гнейсы, перекрытые кембрийскими и
ордовикскими осадочными отложениями, содержащими горизонты
доломитов. Они образуют купол, ядро которого сложено докемб-
рийскими гранитами и вулканитами, прорванными интрузивами и
дайками основного состава. Оруденение приурочено преимущест-
венно к тонкослоистым доломитам, среди которых выделяется се-
рия горизонтов. Сложное строение доломитовой пачки определяет-
139
ся наличием выклиниваний, рифов, эрозионных несогласий, стило-
литовых швов, подводных оползней, гравитационных брекчий. Рас-
пространены разрывные нарушения типа взбросо-сдвигов северо-
западного простирания и трещины отдельности, к которым приуро-
чены некоторые карбонатно-сульфидные прожилки.
Рудные тела представлены примущественно согласными зале-
жами пластообразной, пластовой, ленто- и линзовидной форм,
а также более редкими секущими телами жилообразной и более
сложной форм. Длина отдельных залежей по простиранию дости-
гает 200—500 м при мощности 3—4,5 м.
Главные минералы: рудный — галенит, жильный — доломит;
второстепенные — сфалерит, халькопирит, халькозин, энаргит,
миллерит, пирит, марказит, иногда зигенит и бравоит, а также
кальцит, барит, диккит, иллит и кварц. Текстуры руд— послойные
вкрапленные, прожилковые, брекчиевидные, реже массивные и дру-
зовые; структуры — мелкозернистые (реже крупнозернистые),
коррозионные, растворения, зональные, колломорфные. Рудные
изменения выражены слабо, они проявляются в диагенетической
доломитизации и окварцевании вмещающих пород. Свинцово-цин-
ковые руды слагают центральные части рудоносных площадей, а
свинцовые руды — периферические.
При изотопных исследованиях было установлено: 1) свинец га-
ленитов обогащен радиогенными изотопами; 2) показатели 634 S
испытывают значительные вариации: для месторождений Юго-Вос-
точного Миссури от +36 до —10 %о, а для Верхнего Миссисипи от
+6,3 до +32,2 °/оо; 3) значения б18О и 616О известняков и доломи-
тов свидетельствуют об очень незначительном изотопном обмене
между породами и рудообразующими флюидами в ореолах, при-
легающих к рудным телам.
Существуют четыре гипотезы происхождения стратиформных ме-
сторождений свинца и цинка: 1) осадочная, согласно которой они
представляют собой первично-осадочные сингенетические место-
рождения, претерпевшие в дальнейшем диа-, катагенетические и
метаморфические преобразования; 2) плутоногенная гидротермаль-
ная, связывающая их образование с находящимися на глубине ги-
потетическими магматическими породами; 3) инфильтрационная,
или гидатогенная, согласно которой стратиформные месторожде-
ния являются эпигенетическими образованиями, возникшими
под воздействием химически активных захороненных или метеор-
ных вод глубокой циркуляции; 4) гипотеза о полигонном и поли-
хронном происхождении описываемых месторождений, выделяю-
щая в длительном периоде их формирования сингенетичный и по-
следующий эпигенетичный этапы.
Колчеданные месторождения
Колчеданные полиметаллические месторождения в СССР извест-
ны: в Северном Прибайкалье (Холоднинское), Забайкалье (Озер-
ное), на Рудном Алтае (Зыряновское, Риддер-Сокольное, Тишин-
140
ское, Белоусовское), в Казахстане (Жайрем, Текели), Средней
Азии (Хандиза), на Кавказе (Филизчай, Маднеули), за рубежом—
в ФРГ (Раммельсберг), Испании (Рио-Тинто), Норвегии (Блейк-
вассли), Швеции (Фалун), Турции (Эргани), на Кубе (Санта-Лю-
сия), США (Вест-Шаста), Канаде (Сулливан), Японии (Шака-
наи), Бирме (Боудвин)и Австралии (Нейрин). Пространственно и
генетически они связаны с кислыми производными базальтоидного
вулканизма ранних стадий эвгеосинклинальпого развития. Приуро-
чены к вулкано-купольным структурам (стратовулканам), жерло-
вым структурам, вулкано-тектоническим, кальдерообразным и мсж-
вулканичсским депрессиям, синвулканичсским зонам трещиновато-
сти и разломам линейного и кольцевого типа.
Форма рудных тел обычно согласная пластообразная и линзо-
видная; в лежачем боку этих залежей находятся жильные и шток-
верковые рудные тела. Верхняя граница (висячий бок) согласных
залежей резкая, иногда выше ее находятся рудокласты. Нижняя
граница (лежачий бок) имеет более сложную морфологию; здесь
устанавливаются крутопадающие анофизы и прожилково-вкрап-
ленныс руды, распространенные среди гидротермальных метасома-
титов. Размеры пластовых и пластообразных залежей достигают
сотен метров (иногда до 1—2 км) по простиранию, 500—600 м и
более по падению при мощности от нескольких метров до 15—20 м,
иногда 50 м.
Руды по составу медно-свинцово-цинковые и свинцово-цинко-
вые, реже свинцовые. Господствующий минерал — пирит, состав-
ляющий иногда 80—90 % от всего количества рудных минералов;
к главным относятся также сфалерит, галенит и иногда халькопи-
рит, среди жильных отмечаются кварц и барит. Второстепенные
минералы: пирротин, арсенопирит, блеклые руды, бурнонит и мар-
казит, а также кальцит, доломит, хлорит и серицит. Околорудные
метасоматиты представлены кварц-сернцит-хлоритовыми, кварц-се-
рицитовыми, кварц-микроклиновыми, кварц-карбонатными, бере-
зит-лиственитовыми и кварцевыми породами. Ореол измененных
пород имеет резко асимметричнее строение, они развиты главным
образом в лежачем боку рудных залежей.
Мипералообразоваппе протекало длительно и представлено не-
сколькими этапами: 1) сингенетичный вулканогенно-осадочный
(200—100°C); 2) эпигенетичный гидротермально-метасоматический
с несколькими стадиями — а) кварц-пиритовой (360—330°C),
б) сфалерит-галенитовой (320—280°C), в) барит-галенитовой
(280—230°C), г) кварц-карбонатной (260—180°C); 3) метаморфо-
генно-гидротермальный, или этап регенерации, в который происхо-
дили перекристаллизация и переотложение руд под воздействием
поздних метаморфических, магматических и гидротермальных про-
цессов. Зональность проявлена в последовательной смене серно-
колчеданных, медно-колчеданных, медно-цинково-колчеданных,
полиметаллических колчеданных и барит-полиметаллических руд
от нижних горизонтов и центральных частей месторождений соот-
ветственно к верхним горизонтам и флангам.
141
Среди колчеданных месторождений свинца и цинка выделяются
две рудные формации: 1) халькопирит-галенит-сфалерит-пирито-
вая в вулканогенных комплексах (Зыряновское, Риддер-Соколь-
ное в СССР; Рио-Тинто в Испании; Шаканаи в Японии); 2) гале-
нит-сфалерит-пиритовая в вулканогенно-терригенных и вулкано-
генно-карбонатных комплексах (Филизчай, Жайрем в СССР; Рам-
мельсберг в ФРГ).
Месторождения халькопирит-галенит-сфалерит-
пиритовой формации в вулканогенных комплексах
Риддер-Сокольное. Находится на Рудном Алтае. Открыто и экс-
плуатируется с 1784 г. Участок сложен метаморфическими сланца-
ми нижнего палеозоя и преимущественно эйфельскими вулкано-
генно-осадочными отложениями мощностью более 2000 м. В разре-
зе последних находятся (снизу вверх): 1) лавы, лавобрекчии и ту-
фы линаритового состава, 2) алевропелиты, силициты, известкови-
стые и кремнистые сланцы, 3) лавы и туфы андезит-базальтового
состава, 4) аргиллиты и алевролиты с покровами базальтов и пла-
стообразными телами липаритовых порфиров эффузивной, экст-
рузивной и субвулканической фации. Развиты додевонские, девон-
ские и верхнепалеозойские гранитоиды; жильные дериваты послед-
них представлены послерудными диабазовыми дайками.
Пологоскладчатые эйфельские вулканогенно-осадочные отло-
жения слагают межвулканическую депрессию. В северной ее части
находится раннеэйфельский Риддер-Сокольный палеовулкан, вы-
тянутый вдоль ограничивающих его субмеридиональных синвулка-
нических разломов, игравших роль рудоподводящих каналов. На
южном склоне палеовулкана, захороненного под туфогенно-оса-
дочными отложениями и вулканитами основного состава, развиты
куполовидные структуры. К ним приурочено оруденение, локализо-
ванное в туфах кислого состава.
Рудные тела представлены пластовыми и линзовидными зале-
жами, в лежачем боку которых находятся жилообразные и шток-
верковые рудные тела (рис. 61). Вертикальный размах оруденения
более 600 м.
Среди колчеданно-полиметаллических руд выделяются свинцо-
во-цинковые (Pb:Cu:Zn= 1:2,Г.0,2) и медно-цинковые (Pb:Cu:Zn=
= 1:4,3:8,1). Главные минералы: рудные — сфалерит, пирит, гале-
нит, халькопирит, жильные — кварц, кальцит, гидрослюда, фенгит,
доломит и барит; второстепенные — тетраэдрит, марказит, арсено-
пирит и серебро, а также хлорит, эпидот, альбит, анкерит, каоли-
нит, магнезит, сидерит и халцедон. Текстуры руд — массивные,
полосчатые, слоистые, вкрапленные и прожилковые; структуры —
гипидиоморфнозернистые, субграфические и метаколлоидные.
В лежачем боку рудных залежей развиты гидротермально-оса-
дочные микрокварциты и доломитолиты, а также гидротермальные
метасоматиты — хлоритолиты, микрокварциты, серицитолиты, до-
ломитолиты и кварц-баритовые породы.
142
Минералообразование (по И. Покровской и О. Ковриго) проис-
ходило длительно, в течение трех этапов: 1) гидротермально-седи-
ментогенного (менее 80 °C) — отложились слоистые колчеданно-
полиметаллические руды (Вторая Риддерская залежь); 2) гидро-
термально-метасоматического (345—125 °C) — сформировалась
главная масса руд Риддер-Сокольного месторождения; 3) гидро-
терм а льно-метаморфогенногб. На втором этапе (согласно И. Иса-
кович и Н. Гибшнер) минералообразование протекало в четыре
стадии: 1) предрудную пиритовую, 2) галенит-халькопирит-сфале-
ритовую (325—125°), 3) галеиит-сфалеритовую (345—145°C),

Рис. 61. Совмещенный геологический разрез через Риддер-Сокольнос месторож-
дение, Рудный Алтай. По Б. Чепрасову, И. Покровской, О. Ковриго.
1 — четвертичные отложения; 2—6 — среднедевонская баз альт-линаритовая формация: 2 —
субвулканические и экструзивные порфиры, 3 — известковые алевролиты сокольной свиты,
4— субвулканнческие андезит-базальтовые порфириты, 5—туфы и туффиты основного со-
става ильииской свиты, 6 — алевролиты крюковской свиты; 7,8 — ленииогорская свита:
7 — агломератовые туфы кислого состава, 8 — лавы липаритовых порфиров; 9 — метамор-
фические породы ордовика; 10, П — око л орудные метасом атнты: 10 — микрокварциты и
серицитовые микрокварцнты, // — серицит-хлорнт-кварцсвые метасоматиты; 12—15—руды:
12 — барит-полиметаллические, 13—вкрапленные полиметаллические, 14—медпо-цинковые,
Л5 — полиметаллические массивные и слоистые; 16 — плздперудные эруптивные брекчии;
17 — разломы
4) послерудиую кварц-карбонатную. Вертикальная зональность
проявлена в развитии медно-цинковых руд на глубоких горизонтах
месторождений, свинцово-цинковых — на средних и барит-полиме-
таллических — на верхних.
Изотопный состав свинцов галенитов (по Л. Шилову) руд и вме-
щающих пород указывает на общий источник свинца. Исследова-
ние изотопов серы, согласно данным В. Авдонина, Л. Гриненко и
Д. Воинкова, свидетельствует об ее глубинном гомогенном источ-
нике.
Шаканаи. Находится в Японии. Является характерным пред-
ставителем месторождений типа «куроко». Участок сложен оса-
дочно-вулканогенной толщей миоцена, которая разделяется на две
формации: внизу Шаканаи и вверху Сайноками. В формации Ша-
143
канаи (мощность 500 м) выделяются две пачки: нижняя — лаво-
брекчии и туфы риолитов, и верхняя — рудовмещающая—слоис-
тые пемзовые туфы, брекчии и экструзивы риолитового состава. На
них залегают сланцы, образующие пласты мощностью от 10 до
30 м, и пемзовые туфы кислого состава формации Сайноками.
Встречаются субвулканические тела риолитов и дайки диоритов
Вулканическая структура участка при общем пологом залегании
определяется экструзивными куполами и расположенными между
ними локальными депрессиями, в которых чаще всего залегают
рудные тела (рис. 62). Эти структуры осложнены синвулканиче-
Г*д4 ШИ2 EZZk |xxxx|g
Рис. 62. Геологический разрез месторождения Шаканаи По И. Кадзирава.
1 — вулканические риолитовые брекчии; 2 — туфобрекчии; 3 — туфы и лапиллиевые туфы;
4 — аргиллиты; 5—7 —руда: 5 — пиритовая, 6 — желтая, 7 — черная; в —гипс; 9 —суль-
фидные прожилки
скими разломами и зонами трещиноватости, служившими рудопод-
водящими каналами.
Рудные тела представлены главным образом согласными плас-
товыми и линзовидными залежами, в лежачем боку которых нахо-
дятся жилы и штокверки. Линзовидйые тела в плане имеют разме-
ры десятки— первые сотни метров при мощности от 10 до 70 м.
Выделяются несколько типов руд: «куроко» (черная руда) — пи-
рит-халькопирит-галенит-сфалеритовая, «око» (желтая руда) —
пирит-халькопиритовая, «рюкоко» — пиритовая и «кейко» — крем-
нистая, содержащая сульфидные прожилки. Первые три типа от-
носятся к сингенетичным, четвертый — к эпигенетичным образова-
ниям. Главные минералы: рудные — пирит, халькопирит, сфалерит,
галенит и тетраэдрит, жильные — кварц, барит и гипс; второсте-
пенные— борнит, гематит, аргентит и электрум. Текстуры руд —
массивные, полосчатые, слоистые, брекчиевые, прожилковые и
вкрапленные; структуры — метаколлоидные, колломорфные, гло-
144
булярные, аллотриоморфнозернистые, эмульсионные, решетчатые,
интерстициальные и радиально-лучистые. Околорудные изменения
выражены в аргиллизации, цеолитизации, окварцевании, серици-
тизации и хлоритизации вмещающих вулканических пород.
Устанавливается четкая вертикальная зональность в распреде-
лении различных типов руд в рудных телах: верхние их части сло-
жены массивными черными рудами, которые ниже переходят в
желтые, а затем сменяются пиритовыми рудами, которые представ-
лены сначала брекчиевыми разностями, а потом —• пылевидным пи-
ритом, тонко рассеянным в кварц-серицитовых метасоматитах. На
нижних горизонтах рудных тел развиты штокверки прожилковых
кремнистых руд, содержащих халькопирит, сфалерит и галенит, а
также барит. Они подстилаются гипсовой зоной с ангидритом, рас-
пространенной в краевых частях риолитовых экструзивов и пиро-
кластах.
Температурная зональность заключается в том, что гидротер-
мальные кремнистые руды формировались при температуре 295—
200°С (среднее 215°С), а черные руды — при 150—70°С (среднее
115°C). Таким образом, температура рудоносных растворов сни-
жалась по мере движения их снизу (где рудные минералы отлага-
лись среди пород) вверх (где они отлагались на морском дне).
Рудоотложение происходило в среднем миоцене (13 млн. лет)
при завершении субмаринной вулканической деятельности, начав-
шейся в раннем миоцене и эволюционировавшей от андезитов до
риолитов.
Месторождения галенит-сфалерит-пиритовой формации
в вулканогенно-терригенных и вулканогенно-карбонатных комплексах
Жайрем. Месторождение находится в Казахстане. Участок сложен
вулканогенно-осадочными образованиями среднего девона — фра-
ка, фаменскими и каменноугольными карбонатными, глинисто-кар-
бонатными, и песчано-аргиллитовыми отложениями. Продуктив-
ная пачка — углисто-глинисто-кремнисто-карбопатные отложе-
ния — входит в состав верхпефаменского нодъяруса. Магматиче-
ские породы представлены субвулкапическим телом трахитовых
порфиров и дайками мнпдалекаменных порфиритов. Фаменские и
нижнетурнейские отложения образуют Жайремскую брахианти-
клиналь, осложненную крутыми секущими разломами и более по-
логими межпластовыми срывами (рис. 63).
Рудные тела представлены согласными пластовыми и линзовид-
ными залежами мощностью от 5 до 25 м. Различают сингенетич-
ные руды железного, железо-марганцевого и цинкового (пирит-
сфалеритового) состава и эпигенетичные руды цинк-баритового
свинцово-баритового, свинцово-цинк-баритового и баритового
состава. Главные минералы: рудные — пирит, сфалерит, галенит,
халькопирит, гематит и марказит, жильные — кварц, барит,
кальцит и доломит; второстепеные — блеклые руды, бурнонит,
миллерит, бравоит, джемсонит и буланжерит, а также аль-
10—5150 145
бит, флюорит, калишпат и серицит. Текстуры руд — слоистые,
вкрапленные, полосчатые и брекчиевые; структуры — глобулярные,
колломорфные, зональные, цементоподобные, кристаллически-зер-
нистые, коррозионные, субгармонические, эмульсионные, интерсти-
циальные и катакластические.
Распространены внутрирудные эксплозивные брекчии, обломки
которых представлены вмещающими породами, свинцово-цинковы-
ми и баритовыми рудами; цемент брекчий имеет кварц-доломит-
альбитовый состав. Околорудные метасоматиты характеризуются
пирит-кварцевым, баритовым, кремнистым и кремнисто-карбонат-
ным составом; отмечаются также альбитизация и окварцевание,
отчасти доломитизация, серицитизация и хлоритизация.
Рис. 63. Геологический разрез месторождения Жайрем. По А. Рожнову.
1 — кайнозойские отложения; 2—5 — фаменские отложения; 2 — пачка красноцветных из-
вестняков, 3 — горизонт слоистых железных руд, 4 — горизонт углисто-кварц-полевошпато-
вых пород, 5 — горизонт туфогеино-осадочных пород; 6 — калишпатовые (трахитовые) пор-
фиры; 7, 8 — метасоматиты: 7 — кварцевые и кварц-пнритовые, 8 — баритовые; 9~12 — ру-
ды: 9— свинцово-баритовые, 10 — барит-свиицово-цииковые, 11 — свннцово-цинковые со
слабой серицитизацией, 12 — свннцово-цинковые; 13 — разрывные нарушения; 14 — послой-
ные срывы; 15— нижняя граница коры выветривания
Формирование месторождения Жайрем, по Н. Митряевой, про-
текало в три этапа: 1) седиментационный, 2) гидротермально ме-
тасоматический, 3) поздний гидротермальный. В первый этап про-
исходили морское осадконакопление и диагенез, сопровождавшие-
ся отложением сфалерит-пиритовых руд (120—100°C). Второй —
основной рудный этап—включал три стадии: а) раннюю метасома-
146
тическую с альбит-доломит-кварц-сфалеритовой и пирит-кварцевой
ассоциациями; б) главную рудную метасоматическую стадию со
сфалерит-галенит-баритовой ассоциацией (150—140 °C); в) про-
жилковую с кварц-кальцит-флюорит-сульфидпой ассоциацией. Тре-
тий этап минсралообразования — две стадии: а) рудную метасо-
матическую с кварц-баритовой (330—300 °C) и халькопирит-ба-
ритовой (280°С) ассоциациями; б) поздних прожилков кварц-
кальцит-баритового состава (175—170°C).
После первого, седиментационного этапа произошли дислока-
ционный метаморфизм, перекристаллизация руд и переотложение
рудного вещества. Между гидротермально-метасоматическим и
поздним гидротермальным этапом внедрились субвулкапичсские
тела трахитовых порфиров, сформировались эксплозивные
брекчии.
Горизонтальная зональность, по Н. Скрипченко, выразилась в
образовании следующих зон (от центра к периферии): 1) кварце-
вых, кварц-пиритовых и баритовых метасоматитов, 2) галенит-ба-
ритовых метасоматитов, 3) галенит-сфалерит-баритовых мстасо-
матитов, 4) баритизированных богатых свипцово-цинковых руд,
5) пластовых цинковых руд. В первых трех зонах господствует
эпигенетическое гидротермально метасоматическое оруденение, в
четвертой — преимущественно сингенетичное гидротермально оса-
дочное, а в пятой зоне развито только последнее.
Метаморфизованные месторождения
Метаморфизованные месторождения свинца и цинка в СССР
известны па Енисейском кряже (Горевское, Россохинское), в
Северном Прибайкалье (Таборное, Таежное), за рубежом — в
Швеции, (Лайсвалль), США (Юнайтед Верде), Канаде
(Флин-Флон), Индии (Мохиа-Магра) и Австралии (Брокен-Хилл,
Маунт-Айза, Мак-Артур-Ривер). Они приурочены к протерозой-
ским и нижнепалеозойским кристаллическим'и метаморфическим
сланцам, а также к мраморизованным известнякам, слагающим
щиты или древние складчатые области.
Рудные тела представлены согласными пластовыми и пласто-
образными залежами большой протяженности по простиранию
(сотни метров — первые километры) и падению (от первых сотен
метров до 1000 м и более) при мощности 10—100 м. Метаморфичес-
кие изменения вмещающих пород заключались в их перекристал-
лизации и метаморфизме до эпидот-амфиболитовой, биотит-грана-
товой, гранат-амфиболитовой и гранулитовой фаций. Гидротер-
мальные изменения выражены в турмалинизации, доломитизации,
окварцевании, серицитизации и альбитизации вмещающих пород.
Формирование руд происходило в несколько этапов: 1) первичный,
гидротермально метасоматический и гидротермально осадочный,
2) метаморфогенный, 3) регенерации. Зональность по мощности
рудных тел заключается в смене от лежачего бока к висячему
пирит-пирротиновых руд сначала пирит-галенит-сфалеритовыми, а
затем наиболее богатыми галенит-сфалеритовыми.
10* 147
Среди метаморфизованных месторождений выделяются две руд-
ные формации: пирротин-пирит-сфалерит-галенитовая в метамор-
физованных карбонатных породах (Горевское в СССР, Бал мат в
США), галенит-сфалерит-пирротин-пиритовая в сильно метамор-
физованных силикатных осадочных породах (Россохинское в Ени-
сейском кряже; Сулливан в Канаде, Брокен-Хилл в Австралии).
Месторождения пирротин-пирит-сфалерит-галенитовой формации
в метаморфизованных карбонатных породах
Горевское. Месторождение находится на Енисейском кряже. Учас-
ток сложен верхнерифейской толщей (мощностью 1000—1160 м)
ритмично-слоистых известняков, содержащих прослои мергелей,
которые при процессах регионального метаморфизма были прев-
ращены в кварц-серицит-известковистые и кварц-хлорит-известко-
вистые сланцы. Встречаются дайки и штоки оливиповых долеритов
позднерифейского комплекса (915 млн. лет).
Рис. 64. Схематический геоло-
гический разрез Горевского
месторождения. По М. Прес-
някову и Р. Володину.
1 — рыхлые отложения; 2 — язве-
стняки; 3 — оливнновые диабазы;
4—9 — гидротермально измененные
породы: 4 — долом нтизированные
известняки, 5 — окварцованные из-
вестняки, 6 — кварциты, 7 — сиде-
риты, 8 — кварц-карбонатпая поро-
да, 9— сидерити «припайные из-
вестняки; 10—12 — типы руд: 10 —
цинк-свинцовые, 11 — свинцово-
цннковыс, 12 — свинцовые; 13 — га-
ленит-сфалернтовые прожнлкн;
14 — пирротиновое оруденение
Докембрийские отложения интенсивно дислоцированы и раз-
биты на блоки. Они слагают асимметричную Горевскую синклиналь
северо-западного простирания, которая осложнена более мелкими
складками с углами падения крыльев от 55—80° до вертикальных.
Восточное крыло синклинали осложнено продольными разломами,
сопровождающимися зонами милонитов и тектонитов, а также по-
слойными зонами интенсивного рассланцевания.
Наиболее крупные тела представлены уплощенными линзами,
залегающими согласно с вмещающими породами, и зонами послой-
ного рассланцевания (рис. 64). На нижних горизонтах рудные
148
тела имеют столбообразную форму. Главные минералы: рудные —
галенит, сфалерит и пирротин, нерудные — кварц, сидерит, анке-
рит, доломит и кальцит; второстепенные — пирит, марказит, маг-
нетит, буланжерит, джемсонит, бурнонит, арсенопирит и халькопи-
рит, а также хлорит, мусковит, биотит, серицит, гроссуляр, тремо-
лит, эпидот, альбит, апатит и турмалин. В зоне окисления встре-
чаются церуссит, англезит, пироморфит и ковеллин. Текстуры
руды — полосчатые, пятнистые и брекчиевидпые, а также вкрап-
ленные, прожилковые и массивные: главные структуры — гипи-
диоморфнозернистые и аллотриоморфпозерпистые. Изменения вме-
щающих пород заключаются в образовании амфибол-грапат-био-
титовых скарноидов, доломит-анкеритовых, сидеритовых и
кварц-карбонатных пород, а также кварцитов.
Минералообразование протекало в несколько стадий: 1) пир-
ротиновую, 2) галенит-пирротин-сфалеритовую, 3) галенит-пирро-
тиновую, 4) галенитовую. Зональность, по М. Проснякову, Р. Во-
лодину и М. Шерману, проявлена в следующем: 1) в лежачем боку
рудных тел развиты пирротип-галепитовые руды (Pb:Zn=16: 1),
в средней части — сфалерит-нирротип-галепитовые (Pb : Zn =
=4,5:1) и в висячем боку — галенит-сфалерит-пирротиновые
(Pb : Zn=0,72 : 1); 2) в увеличении содержания свинца и умень-
шении содержания цинка с глубиной.
Возраст Горевского месторождения позднедокембрийский
(870+100 млн. лет).
Месторождения галенит-сфалерит-пирротин-пиритоеой формации
в интенсивно метаморфизованных осадочных породах
Брокен-Хилл. Месторождение находится в Австралии. С 1883 г.
на нем добыто 120 млн. т руд со средним содержанием суммы
свинца и цинка 25%. Общие запасы металла (с учетом вырабо-
танных) на Брокен-Хилл 55 млн. т. Участок сложен силлиманито-
выми и андалузитовыми сланцами, гнейсами, метакварцитами и
амфиболитами нижнего протерозоя (1650—1700 млн. лет). Они
прорваны интрузиями гранитов (1500 млн. лет) и ультраосновных
пород, а также дайками пегматитов и долеритов. Раннепротеро-
зойские породы образуют крупную синклиналь, осложненную изо-
клинальными субмеридиональпыми складками. Она пронизана зо-
нами смятия и разбита разломами на блоки.
Месторождение Брокен-Хилл представлено группой сближен-
ных субпараллельных рудных залежей, вытянутых в длину на
7 км и прослеженных на глубину до 1000 м при мощности до
250 м. Максимальные мощности рудных тел отмечаются в шар-
нирах (рис. 65). Главные рудные минералы — перекристаллизован-
ные сфалерит (марматит) и галенит, второстепенные — пирротин,
халькопирит, арсенопирит, леллингит и тетраэдрит. Из нерудных
минералов наиболее распространены гранат (спессартин), родонит
и бустамит, менее — полевой шпат, геденбергит, ильваит, волласто-
нит, апатит, ганит, дамурит, флюорит, кварц и карбонаты. Допа-
леогеновая зона окисления, представленная железной шляпой
149
Рис. 65. Схематический геоло-
гический разрез месторождения
Брокен-Хилл. По И. Джонсо-
ну и Дж. Клингеру.
1 — верхний горизонт цинковых
тел (№ 1); 2—среднее рудное те-
ло (№ 2); 3 — нижнее рудное тело
(№ 3); 4 — вкрапленное орудене-
ние; 5, 6 — осн второго порядка:
5 — синклиналей, 6 — антиклиналей
делило «бронзовый век»
н. э.). Добыча его велась
(Pb 10—25%, Ag 60—900 г/т), дости-
гает глубины 100—200 м. Текстуры
руды — плойчатые, полосчатые и про-
жилковые; структуры — крупнозерни-
стые перекристаллизации и граноб-
ластические.
Выделяются три этапа формиро-
вания руд: 1) первичный вулканогей-
но-осадочный, 2) метаморфогенный,
3) регенерации. На последнем этапе
за счет древних руд образовались
поздние гидротермальные прожилки
с редкими сульфидами серебра.
Вертикальная зональность прояв-
лена в том, что цинковые руды зале-
гают выше свинцовых; горизонтальная
зональность — в том, что цинковые
руды развиты на юго-западе, а свин-
цовые— на северо-востоке. Раньше
месторождение Брокен-Хилл относи-
лось к гидротермальным, однако сей-
час большинство австралийских гео-
логов считает его стратиформным: в
начале — вулканогенно-осадочным,
позднее — глубокометаморфизован-
ным совместно с вмещающими поро-
дами до гранулитовой фации.
ОЛОВО
Олово в сплавах с медью опре-
(конец IV — начало I тысячелетия до
в древности на территории Великобри-
тании, Боливии, КНР и СССР (Калба). Олово нашло широкое
применение благодаря своей легкоплавкости, мягкости, ковкости,
химической устойчивости и способности давать нетоксичные высо-
кокачественные сплавы. / Используется для производства белой
Зкести и фольги. К основным областям потребления олова отно-
сятся: пищевая (40%), авиационная, автомобильная, судострои-
тельная и радиотехническая промышленности, а также типограф-
ское дело, красильное производство, гальванопластика, стекольная
и текстильная промышленность. Олово извлекают из оловянных,
олово-вольфрамовых, олово-серебряных и олово-полиметалличе-
ских руд.
Цена олова 16767 дол./т. В капиталистических и развиваю-
щихся странах в 1981 г. было произведено олова в концентрате
197,5 тыс. т; разведанные запасы оценивались в 3,4 млн. т, об-
щие — в 7,4 млн. т. Уникальные коренные месторождения олова
(Кинта в Малайзии, Маунт-Плезант в Канаде) обладают запасами
150
более 100 тыс. т, крупные 100—25 тыс. т, средние — 25—5 тыс. т и
мелкие менее 5 тыс. т. Богатые руды содержат олова более 1%,
рядовые 1—0,4 %, бедные 0,4—0,1%'. Россыпи разрабатывают при
содержании олова 0,01—0,02 % или 100—200 г/м3, но имеются бо-
гатые россыпи с содержанием до 2—3 кг/м3.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Олово характеризуется наличием десяти изотопов с массовыми
числами 112, 114—120, 122 и 124. Среди них преобладают IieSn
(14,24 %.), 118Sn (24,01 %) и I20Sn (32,97 %). Олово — элемент с
двойственной геохимической природой: преимущественно лито-
фильный и отчасти халькофильный — в зависимости от режима
кислорода и серы. При недостатке кислорода на поздних стадиях
гидротермального процесса олово входит в состав сульфостанна-
тов.'Кларк олова 2,5-10-4 %. В ультраосновных (5-10—5 %) и ос-'
^новных породах он ниже (1,5-10~* %), в кислых магматических
породах — выше (3-10'4 %)г Коэффициент концентрации олова
2000. Эндогенные промышленные концентрации олова связаны с
кислыми и умеренно кислыми изверженными породами — гранита-
ми и гранодиоритами, а также с риолитами. Олово выносится пост-
магматическими растворами, содержащими повышенное количест-
во летучих (F, В). В рудоносных растворах оно находится в ком-
плексных фтористых соединениях, по В. Барсукову, в виде гидро-
ксофторостаннатного иона [SnOH, F)e]2- в щелочном растворе.
При понижении щелочности до pH 7—7,5 происходит гидролиз
этого комплекса с образованием плавиковой кислоты и выпадени-
ем в осадок гидроксида олова, которое при дегидратации перехо-
дит в безводный диоксид (касситерит).
В экзогенных условиях касситерит устойчив, образует россыпи;
сульфоетаннаты окисляются и замещаются колломорфным касси-
теритом. По данным анализа газово-жидких включений (А. Коко-
рин и Д. Кокорина), оловорудные месторождения образуются в
интервале температур 550—50 °C при перепаде давлений от 150
до 3 МПа из гидротермальных растворов сложного состава (с пре-
обладанием катионов Na и Са, анионов CI, F, НСО3 и SO4) и
меняющейся концентрации (от 2—3 до 60 %, масс.).
Известно до 20 минералов олова. Промышленное значение
имеют: касситерит SnO2 (78,6 %) — главный минерал оловянных
руд, а также станнит Cu2FeS4 (27,7), тиллит PbSnS2 (30,4), фран-
кеит Pb3Sn3Sb2Si4 (17) и цилиндрит Pb3Sn4Sb2Si4 (26).
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
Эндогенные месторождения олова являются постмагматическими
образованиями кислой и умеренно кислой магм. Они формирова-
лись в среднюю и преимущественно позднюю стадии геосинкли-
нального этапа, а также связаны с процессами тектоно-магматиче-
ской активизации платформ и областей завершенной складчатости.
151
Пегматитовые и грейзеновые месторождения приурочены к аляски-
товым гранитам, скарновые и плутоногенные гидротермальные—
к гранитоидам повышенной основности, а вулканогенные гидро-
термальные месторождения — к кислым вулканитам (риолитам,
дацитам). Оловоносные гранитоиды и ассоциированные с ними ме-
сторождения тяготеют к орогенным зонам, срединным массивам и
вулканогенным поясам; они контролируются крупными разломами,
часто находятся в участках пересечения ими положительных склад-
чатых структур. Высказано предположение (Л. Бауманн), что стра-
тиформные месторождения касситерита в метаморфизованных вул-
каногенно-осадочных породах верхнего протерозоя — нижнего па-
леозоя Рудных гор в ГДР относятся к вулканогенно-осадочным
образованиям ранней стадии геосинклинального этапа.
Экзогенные месторождения, представленные россыпями, воз-
никли в платформенный этап в континентальных или прибрежЦо-
морских условиях.
Месторождения олова формировались в различные геологиче-
ские эпохи развития Земли, причем их количество и запасы возра-
стали от древних эпох к молодым. С архейской и протерозойской
эпохами связаны пегматитовые, грейзеновые и скарновые место-
рождения (Кителя в Карелии, Маноно-Китотоло в Заире). Извест-
ны каледонские месторождения этих же типов (Маунт-Кливленд
в Австралии). Значительно более широко развиты грейзеновые.
скарновые и плутоногенные гидротермальные месторождения гер-
цинской эпохи (Баймурза в Казахстане; Учкошкон в Средней
Азии; Альтенберг в ГДР; Циновец в ЧССР, Долкоатс в Велико-
британии). Но особенно богаты плутоногенными и вулканогенны-
ми гидротермальными месторождениями олова киммерийская и
альпийская эпохи (Валькумей на Чукотке, Депутатское в Якутии,
Солнечное в Приамурье, Хрустальное в Приморье, Хапчеранга
в Забайкалье; Унция-Ллалагуа и Серро-Рико-дс-Потоси. в Боли-
вии, Лост-Ривер в США, Акспобе в Японии). В альпийскую и
современную эпохи образовались богатейшие россыпи стран Юго-
Восточной Азии — Малайзии, Индонезии, КНР.
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ месторождений
Среди промышленных месторождений олова выделяются: 1) пег-
матитовые, 2) скарновые, 3) грейзеновые, 4) плутоногенные гидро-
термальные; 5) вулканогенные гидротермальные, 6) россыпные.
Пегматитовые месторождения
Пегматитовые месторождения олова в СССР известны в Восточ-
ной Сибири, за рубежом — в Заире (Маноно-Китотоло), США
(Сильвер Хилл), Канаде (Бёрд Ривер). Локализуются в краевых
частях биотитовых и двуслюдяных гранитных массивов или в их
экзоконтактовой зоне на расстоянии до 2—3 км от массивов. На-
ходятся преимущественно в докембрийских комплексах, реже —
в геоантиклинальных зонах складчатых областей каледонид и
ч 152
герцинид. Оловоносные пегматиты слагают жильные, штокообраз-
ные и линзовидные тела. Пегматитовые тела формируют протя-
женные (до 10—15 км) поля при ширине в первые сотни метров.
Руды обычно комплексные, разрабатываются на Sn, Та, Nb,
Sc и Rb, частично на W и Bi. Наиболее богаты оловом (до 0,1 %)
альбитовые и альбит-сподуменовые пегматиты. Оловопосность в
них связана с более поздними процессами—альбитизацией и
грейзенизацией. Главные минералы: рудные — касситерит, спо-
думен, петалит, амблигонит, жильные--кварц, микроклин и аль-
бит, а также топаз и турмалин; редко встречаются танталит и
вольфрамит. Касситерит представлен рассеянной вкрапленностью
размером от 0,1 до, 2 см, аугакже виде ррупны^- призматичес-
ких кристаллов черного цвёта; типоморфные приМеси 'Та, Nb, Zr
и Sc.
Оловоносные пегматиты сами не имеют существенного прак-
тического значения, но являются важным источником россыпей
касситерита.
Грейзеновые месторождения
Грейзеновые месторождения олова известны на Чукотке.
(Экуг), в Якутии (Кестер, Бутыгычаг), Забайкалье (Этыка),
Приморья (Чапаевское), на Малом Хингане (Олонойское)
и в Средней Азии (Актас), за рубежом — в ГДР (Альтен-
берг), ЧССР (Циновец), США (Лост-Ривер на Аляске), КНР
(Лиму), Бирме (Мауча). Они связаны с лейкократовыми аляс-
китовыми гранитными интрузиями гинабпссалыюй фации; при-
урочены к их куполам, штокам и апофизам. Локализуются как в
гранитных породах, так и в породах их кровли. Часто ассоцииру-
ют с грейзеновыми месторождениями других металлов, особенно
вольфрама. Возраст их — от архейского до альпийского включи-
тельно, но наиболее характерны они для герцинской и кимме-
рийской металлогенических эпох. Формируются на средней и поз-
дней стадиях геосинклинального этапа, а также -при активизации
платформ.
Грейзеновые месторождения олова представлены главным об-
разом жилами, приуроченными к трещинам скола, и штокверка-
ми, связанными с мелкой трещиноватостью обычно прототекто-
нического происхождения, реже трубообразными телами, нахо-
дящимися на пересечении трещин или разломов. Размеры отдель-
ных жил десятки — сотни метров по простиранию и столько же
по падению при мощности от 0,1 до 2—3 м, обычно 0,5—1 м. Они
образуют жильные поля протяженностью несколько километров
и до 1000—1200 м по падению.
Руды часто комплексные, помимо Sn, содержат W, Li, Та и
Nb. Главные минералы: рудные — касситерит, вольфрамит, арсе-
нопирит, циннвальдит, нерудные — кварц, альбит, ортоклаз, мус-
ковит, сидерофиллит, топаз, флюорит, турмалин; второстепенные —
пирротин, висмутин, магнетит, шеелит, халькопирит, сфалерит,
галенит, гематит, а также адуляр, серицит и кальцит. Вмещаю-
153
щие породы подвержены грейзенизации, калишпатизации и аль-
битизации.
Минералообразование происходит в несколько стадий:
1) предрудную— микроклин-альбитовую; 2) кварц-касситерито-
вую, сопровождающую образование грейзенов; 3) касситерит-
вольфрамитовую; 4) сульфидную, иногда с касситеритом;
5) кварц-карбонат-флюоритовую. Грейзеновые месторождения
олова формировались из высококонцентрированных, многокомпо-
нентных гидротермальных растворов в интервале температур 500
—200 °C.
Горизонтальная зональность характеризуется уменьшением
содержания касситерита и увеличением количества сульфидов
по мере удаления от интрузива. Аналогичная зональность наблю-
дается и по восстанию рудных жил. Иногда устанавливается об-
ратная вертикальная зональность. Например, на верхних гори-
зонтах месторождения Бутыгычаг (Якутия), по И. Драбкину, со-
держание касситерита в рудах с глубиной снижается—он вы-
тесняется сульфидами.
Грейзеновые месторождения относятся к касситерит-кварцсвой
формации, выделенной С. Смирновым.
Этыка. Находится в Забайкалье. На участке развита песчано-
сланцевая толща нижней — средней юры, собранная в складки и
осложненная зоной трещиноватости. Установлено два интрузив-
ных комплекса киммерийского возраста: 1) гранодиоритовый —
с дайками плагиогранит-порфиров, гранит-порфиров и диорито-
вых порфиритов; 2) гранитный, сложенный ранними биотитовыми
и поздними амазонитовыми гранитами.
Рудные тела представлены топаз-кварцевыми жилами в поло-
гих трещинах отрыва и более выдержанными кварц-амазонито-
выми жилами в крутых трещинах скола субмеридионального
простирания (рис. 66). Главные минералы: рудные — касситерит
и циннвальдит, нерудные—кварц, топаз (или амазонит) и калие-
вый полевой шпат; второстепенные — станнин, вольфрамит, арсе-
нопирит, халькопирит, сфалерит и галенит, а также альбит, флюо-
рит, жильбертит. Текстуры руд—массивные, блоковые, брекчие-
вые, полосчатые и прожилковые; структуры — кристаллические
и колломорфные.
Минералообразование происходило в три стадии: 1) кварц-
топазовую I, или кварц-амазонитовую; 2) кварц-топазовую II, или
циннвальдит-флюоритовую (360—290 °C); 3) альбит-ортоклазо-
вую с сульфидами (230—150°C). Касситерит выделялся в первую
стадию, отчасти во вторую; количество сульфидов увеличивается
к последней стадии.
Альтенберг. Находится в ГДР. Приурочено к купольной части
Альтенбергского гранит-порфирового штока герцинского возраста
внедрившегося в кварцевые порфиры. Рудное тело представляет
собой трубообразной формы штокверк с поперечным сечением
0,4 X 0,5 км. Он образовался в гранит-порфирах, пронизанных
сетью мельчайших прототектонических трещин (рис. 67). Состав
154
Рис. 66. Схема структуры вто-
рого участка Этыкинского
оловянного месторождения. По
О. Левицкому, В. Аристову,
Р. Константинову, Е. Станке-
еву.
1 — песчаники, алевролиты, гли-
нистые сланцы; 2 — конгломераты
мелкогалечные; 3, 4 — дайки: 3 —
догранитных диорит-порфиритов,
4 — плагногранит-порфиров; 5 —
рудные жилы (а — кварц-амазоии-
товые, б—топаз-кварцевые); 6
грейзенизированные породы; 7—
зоны брекчироваиия; 8 канавы
Рис. 67. Схема строения грей-
зенового месторождения Аль-
тенберг с геохимическими оре-
олами рассеяния. По Г. Ти-
шендорфу.
I — оловоносный грейзеновый
шток; 2 — граниты; 3 — гранит-пор-
фиры; 4 — кварц-порфнры; 5 —
аномальное содержание олова;
6 — линия геохимических профилей
м
600
100 200 300 400 500 600 700 800 м
грейзенов (%): кварц (60), слюды (30—35) и топаз (5—7). Глав-
ные рудные минералы — циннвальдит и касситерит; второстепен-
ные— висмутин, самородный висмут, арсенопирит, пирит, халько-
пирит, молибденит, вольфрамит, гематит, магнетит, сфалерит и
блеклые руды. Главные жильные минералы: кварц, топаз; вто-
ростепенные— флюорит и сидерит. Гранит-порфиры интенсивно
грейзенизированы.
Выделяются следующие стадии минералообразования: 1) ка-
лишпатовая, 2) альбитовая, 3) кварц-циннвальдит-топазовая с
касситеритом и вольфрамитом, 4) поздняя калишпатовая,
5) флюорит-сульфидная с гематитом. Центральная зона место-
рождения сложена богатыми рудами, периферическая менее бога-
та оловом, и содержит повышенное количество сульфидов (пре-
обладает арсенопирит).
Скарновые месторождения
Скарновые месторождения олова в СССР известны в Приморье
(Ярославское), Средней Азии (Майхура, Сары-Булак) и Карелии
(Питкяранта, Кителя); за рубежом — в КНР (Лаочан), Малай-
зии (Беатрис), Индонезии (Клаппа, Кампит) и Мексике (Сан-Ан-
тонио). Оруденение приурочено к известковым скарнам, иногда
наложенным на ранние магнезиальные. Они ассоциируют с биоти-
товыми гранитами и гранитоидами повышенной основности. Рас-
полагаются в непосредственном контакте массивов с вмещающи-
ми толщами осадочных пород, содержащих горизонты известня-
ков или доломитов, или на некотором удалении от них, но в
ореоле контактового воздействия интрузий.
Рудные тела имеют согласную, пластообразпую и линзовид-
ную, а также секущую трубо-, реже жплообразную формы. Руды
оловянные и комплексные (Sn-W, Sn-Cu, Sn-Pb-Zn), харак-
теризуются сложным минеральным составом. Главные мине-
ралы: рудные — магнетит, касситерит, шеелит, пирротин, арсено-
пирит, пирит, халькопирит, сфалерит и галенит, нерудные — релик-
ты известковых скарновых минералов (гранат, пироксен), реже
магнезиальных (форстерит), тремолит, флюорит, турмалин, акти-
нолит, флогопит, мусковит; второстепенные — станнин, висмутин
и блеклые руды, а также полевой шпат, кварц и карбонаты.
Минералообразование происходило в несколько стадий: скар-
ново-магнетитовую (600—360 °C), касситерит-полевошпатовую и
кварц-сульфидную (450—160°C). Изменение вмещающих пород
проявилось в скарнировании, актинолитизации и тремолитиза-
ции. Более высокотемпературные ассоциации с магнетитом, кас-
ситеритом, пирротином и арсенопиритом лучше проявлены на
глубоких горизонтах и ближе к интрузии; на верхних горизонтах
и флангах развиты сульфиды.
Кителя. Находится в Карелии. Участок сложен гранитогнейса-
ми, метаморфическими сланцами и мраморизованными известня-
ками питкярантской свиты докембрия. Они образуют куполовидную
156
структуру, прорванную Самгинским интрузивом. Массив сложен
породами трех фаз внедрения (от 1650 до 1420 млн. лет), объеди-
няемых в единый комплекс гранитов рапакиви и их жильных де-
риватов. Месторождение расположено на контакте гранитов вто-
рой фазы, но его рудные тела, подчиняясь горпюнтам скарниро-
ванных известняков, прослеживаются вкрест интрузивного кон-
такта (рис. 68).
Основная скарново-рудная залежь пластообразной фирмы и
крутого падения приурочена к нижнему горизонту карбонатных
пород, мощностью 10—15 м. В пен выделяются рудные столбы,
контролирующиеся флексурными изгибами пластов и трещино-
Рис. 68. Схема геологического строения восточной части рудного поля Кителя.
Но Р и В. Хазовым.
/ — четвертичные отложения; 2- рудные скарны; 3 грпииты второй фазы; 4 — артери-
товые мигматиты; 5 — плагиомикроклиповые гпейсограпнты и теневые мигматиты; 6 —
биотит-кварцевые сланцы и гнейсосланцы с прослоями кварцитов; 7 - мраморизованиые и
скарннрованные известняки с прослоями скарнов; 8 — амфиболовые сланцы и полевошпато-
вые амфиболиты; 9 — пачки переслаивания разнообразных сланцев, амфиболитов и мало-
мощных прослоев скарнированных известняков; 10 — тектонические нарушения
ватостью. Руды комплексные (Sn-Zn-Cu). Главные минералы:
рудные — магнетит, сфалерит, халькопирит и касситерит, неруд-
ные — диопсид, геденбергит, андрадит — гроссуляр, везувиан, ак-
тинолит, кварц, кальцит и флюорит; второстепенные—пирит, пир-
ротин, сульфосоли п шеелит, а также топаз, слюды и хлорит. Тек-
стуры руд—полосчатые, брекчисвидные и вкрапленные.
Минералообразование происходило в четыре стадии: 1) скар-
ново-магнетитовую (580—440°C), связанную с формированием
гранитов рапакиви второй фазы; 2) касситерит-полевошпатовую-
(420—380 °C), следующую за внедрением даек аплитовидных гра-
нитов; 3) кварц-сульфидную (350—300°C); 4) послерудную хло-
рит-кальцитовую (220—140 °C). Скарновая залежь в поперечном
сечении имеет зональное строение: 1) скарннрованные известняки
(3—6 м); 2) безрудные амфибол-пироксеновые скарны (до 20 м);
3) пироксеновые и амфиболовые скарны (до 5—6 м) с магнетит-
сульфидной рудой; 4) пироксен-гранатовые скарны (2—3,5 м) с
вкрапленностью магнетита, касситерита и сульфидов; 5) каль-
цит-пироксеновые скарны с магнетитом.
157
Плутоногенные гидротермальные месторождения
Плутоногенные гидротермальные месторождения — наиболее рас-
пространенные среди месторождений олова. В СССР они известны
на Чукотке (Валькумей), в Якутии (Депутатское, Эге-Хая), При-
морье (Хрустальное), Приамурье (Солнечное), Забайкалье
(Хапчеранга, Шерловая Гора), за рубежом — в Великобритании
(Долкоатс, Крофти), Канаде (Маунт-Плезант), Австралии
(Маунт-Бишоф). Они связаны с малыми интрузиями гибридных
гранитоидов повышенной основности, реже —с плутонами нор-
мальных гранитоидов. Характерно развитие даек лампрофиров,
диоритовых и диабазовых порфиритов, с которыми в пространстве
и во времени ассоциируют эти месторождения олова. Расположе-
ны в массивах гранитоидов, но чаще в песчано-сланцевых толщах
вблизи массивов. Рудные тела представлены жилами, в основном
в крутых трещинах скола, жилообразными телами в зонах дроб-
ления, штокверковыми зонами и реже трубообразными телами в
участках пересечения разломов или трещин. Размеры рудных
жил десятки — многие сотни метров по простиранию и 300—350 м
по падению при мощности от 0,1 до 2—3 м; часто они образуют
жильные поля, протягивающиеся по простиранию на несколько
километров и по падению до 1000 м. Главные минералы: рудные—
касситерит и пирротин, жильные — кварц, турмалин, хлорит; вто-
ростепеные—арсенопирит, халькопирит, сфалерит, галенит и
станнин, а также адуляр, серицит, манганосидерит, мангананке-
рит и кальцит. Касситерит характеризуется длиннопризматически-
ми и игольчатыми кристаллами. При гидротермальном изменении
пород образовались кварц-турмалиновые и кварц-серицит-хлори-
товые метасоматиты.
К главным стадиям минералообразования относятся: 1) тур-
малин-кварцевая или хлорит-кварцевая, 2) касситерит-кварцевая
(550—300 °C), 3) сульфидная (350—200 °C), 4) галенит-сфале-
рит-карбонатная (320—200 °C), 5) карбонат-флюорит-кварцевая
(250—30 °C). Вертикальная зональность проявлена в смене (сни-
зу вверх) малосульфидных турмалин- и хлорит-касситеритовых
руд сульфидными. Горизонтальная зональность выражена в том,
что центральная зона (обычно над гранитоидами) сложена тур-
малин-касситеритовыми рудами, средняя— хлорит-касситеритовы-
ми, внешняя, наиболее удаленая от интрузива, — карбонатно-
сульфидными рудами с сульфосолями.
Среди плутоногенных гидротермальных месторождений выде-
ляются две рудные формации, впервые изученные С- Смирновым:
1) касситерит-силикатно-сульфидная, месторождения которой
встречаются довольно часто (Валькумей на Чукотке, Депутат-
ское, Эге-Хая в Якутии, Хрустальное в Приморье, Хапчеранга в
Забайкалье; Долкоатс, Крофти в Великобритании, Маунт-Пле-
зант в Канаде); 2) касситерит-сульфидная, месторождения кото-
рой встречаются значительно реже (Дальнее, Смирновское в
Приморье, Солнечное в Приамурье; Ренисон-Белл в Австралии,
Менсон Лод в Малайзии).
158
Месторождения касситерит-силикатно-сульфидной формации
Депутатское. Расположено в Якутии. Участок сложен ороговико-
ванными пологозалегающими песчано-сланцевыми породами верх-
ней юры, образующими южное крыло синклинали субширотного
простирания. Месторождение приурочено к падынтрузивной зоне
позднеюрского гранитоидного массива (143—138 млн лет). Дву-
слюдяные и биотит-кварцевые роговики пронизаны многочислен-
ными позднемеловыми (120—70 млн. лет) дайками кварцевых
порфиров, диоритов и диабазовые попфиригов.
Рис. 69. Морфология
рудных тел и контроль
их дайками лампрофи-
ров на Депутатском
месторождении — разре-
зы и план жилы 34 на
горизонте 2. По Б. Фле-
рову.
I — вмещающие породы;
2— дайки лампрофиров;
3 — рудные тела
Известна серия рудных жил (в трещинах скола), имеющих
в длину десятки-сотни метров при мощности 0,1—1 м, штокверко-
вых зон такой же длины, но мощностью в десятки метров, и ору-
денелых зон дробления, прослеживающихся на многие сотни
метров при мощности до 10 м. Рудные тела характеризуются суб-
широтным простиранием и крутым падением (рис. 69). По паде-
нию резко уменьшаются количество жил и их мощность, с глуби-
ной они выклиниваются или соединяются. Штокверки развиты
на верхних горизонтах. Распределение оруденения неравномер-
ное— установлены рудные столбы, приуроченные к местам изме-
нения простирания основных жил и к участкам сочленения с опе-
ряющими трещинами.
Главные минералы: рудные — касситерит и пирротин, жиль-
ные— кварц, турмалин и хлорит; второстепенные — вольфрамит,
арсенопирит, пирит, халькопирит, сфалерит, марказит, а также
манганосидерит, сидерит, анкерит, серицит, аксинит и топаз.
Текстуры руд — брекчиевые, полосчатые, друзовые и кокардовые
Минералообразование гидротермального этапа (после слабо-
олоносного грейзенового) протекало в несколько стадий: 1) кварц-
турмалиновую, 2) касситерит-силикатно-кварцевую, 3) сульфид-
ную (пирротиновую), 4) сульфидно-карбонатную, 5) карбонатную.
Вмещающие породы подвержены окварцеванию, турмалинизации
и хлоритизации. Первичная зональность, по И. Некрасову и
159-
Б. Флерову, проявлена по отношению к невскрытому эрозией
куполовидному поднятию гранитоидов: центральная зона сложена
касситерит-кварц-турмалиновыми рудами, их нижняя граница на-
чинается в 100 м от контакта гранитов; средняя — касситерит-
хлорит-сульфидными рудами, начинаются в 700—800 м от этого
контакта; периферическая — карбонат-сульфидными рудами, еще
более удаленными от контакта (рис. 70).
Месторождения касситерит-сульфидной формации
В рудах месторождений этой формации встречаются почти все ми-
нералы, характерные для касситерит-силикатно-сульфидной фор-
мации, но их количественная роль различна. Так, содержания си-
ликатов железа (турмалин, хлорит) в них не превышают 1 %.
Рис. 70. Схема горизонтальной зональности Депутатского месторождения. По
И. Некрасову.
2 —дайки: / — кварцевых порфиров, 2 — диоритовых порфиритов и лампрофиров; 3 —
6 — зоны распространения; 3 — турмалиновых и касснтерит-кварц-турмалиновых жил, 4—
преимущественно касситерит-кварц-турмалиновых и кварц-сульфидных жил, 5—кварц-
сульфидных жил с хлоритом и карбонатами, 6 — кварц-карбонатных жнл с галенитом и
сфалеритом; 7 — контуры рудного поля и отдельных зон; 8, /0 — жилы: 8 — турмалиновые
а кварц-турмалиновые с касситеритом, 9— кварц-хлоритовые и кварц-сульфидные с касси-
теритом, 10 — кварц-карбонатные с галенитом и сфалеритом
160
Вулканогенные гидротермальные месторождения
Вулканогенные гидротермальные месторождения в СССР известны
на Малом Хингане (Джалинда, Хинганское), а за рубежом — в
Боливии (Ллалагуа, Потоси, Оруро), Мексике (Дураига, Эль-Сан-
тин) и Японии (Акенобе). Связаны с богатыми калием кислыми
риолитами и умеренно кислыми (дацитами, кварцевыми латитами)
членами андезит-риолитовой формации альпийской и отчасти ким-
мерийской эпох.
Залегают преимущественно среди вулканических образований
и ассоциируют с субвулканическими, жерловыми, экструзивными,
реже эффузивными фациями. Приурочены к вулканическим
структурам (вулкано-купольным, жерловым и экструзивным),
синвулканическим разломам и трещинам.
Рудные тела представлены ветвящимися жилами, реже оруде-
нелыми зонами дробления и штокверками. Мощность жил изменя-
ется от 0,1 до 2-—3 м, средняя мощность около 1 м. Они прослежи-
ваются по простиранию и падению па десятки и многие сотни мет-
ров, но даже па крупных месторождениях, где рудные тела
протягиваются до глубины 700—800 м, продуктивный интервал
обычно не превышает 300 м. Для жил характерны богатые рудные
столбы. Руды оловянные, часто комплексные (Sn-Ag, Sn-Pb-Zn).
Минеральный состав сложный. Главные минералы: рудные —
касситерит (иногда деревянистое олово), станнин, висмутин,
арсенопирит, пирротин, жильные — кварц, турмалин, серицит;
второстепенные —франкрит, вольфрамит, халькопирит, сфалерит,
галенит, пираргирит, аргентит, буланжерит, джемсонит, блеклая ру-
да, самородное серебро, гематит, а также тридимит, каолинит, дик-
кит, алунит, опал, флюорит, барит и халцедон. Гидротермальное
изменение вмещающих вулканитов заключается в их турмалиниза-
ции, пропилитизации, окварцевании, серицитизации и аргиллиза-
ции.
Рудообразование происходило в основном в субвулканических
условиях на глубине от 100—200 м до 700—800 м от поверхности
земли. Оно протекало в несколько стадий: 1) кварц-турмалин-кас-
ситеритовую, 2) станниновую, 3) сульфидную, 4) галенит-серебря-
ную, 5) алупит-халцедоповук). Характерно быстрое падение тем-
ператур минералообразования: от очень высоких на ранней стадии
к низким — на поздней. В результате разнотемпературные мине-
ральные ассоциации совмещаются (телескопируются).
Вертикальная зональность проявляется в том, что на нижних
горизонтах развит касситерит с висмутином, иногда с вольфрами-
том, на верхних — преобладают станнин и минералы серебра, мно-
го барита. В центральных частях месторождений распространены
рудные жилы с касситеритом и серебряными минералами, в пери-
ферических— жилы с галенитом и серебряными минералами. Среди
вулканогенных гидротермальных месторождений олова выделяют-
ся три рудные формации: касситерит-силикатно-сульфидная, кас-
сптерит-сульфидная и деревянисто-оловянная.
11—5150 161
Месторождения касситерит-силикатно-сульфидной формации
Унция-Ллалагуа. Находится в Боливии. Ежегодная добыча дости-
гает 4 тыс. т олова при среднем содержании 0,5%. На участке
развиты осадочные отложения палеозоя и мела, образующие ан-
тиклиналь, которая осложнена разломами нескольких направле-
ний. Осадочные породы прорваны субвулканическим телом этмо-
литообразной формы неогенового возраста (9,4 млн. лет). Оно
сложено кварцевыми латитами и их брекчиями, принадлежащими
андезит-липаритовой формации. Субвулканические породы и вме-
щающие отложения разбиты системами трещин.
Рис. 71. План (а) и разрез (б) системы жил Уиция-Ллалагуа, Боливия. По
Ф. Тернеру. ,
1 — кварцевые порфиры; 2 — рудные жилы; 3 — разломы
Рудные тела представлены крутыми жилами, часто ветвящими-
ся, главным образом северо-восточного и северо-западного прости-
рания, иногда падающими навстречу друг другу (рис. 71). Рас-
пределение оруденения в жилах неравномерное. Наиболее круп-
ные из обогащенных участков (Sn до 25 %) — рудные столбы —
имеют длину по простиранию от 400 до 700 м и падению от 250
до 600 м.
Главные минералы: рудные — касситерит, висмутин, пирротин
и пирит, жильные — кварц, турмалин и сидерит; второстепен-
ные— франкеит, станнин, арсенопирит, вольфрамит, сфалерит и
халькопирит, а также серицит. Текстуры руд — массивные, сетча-
тые, брекчиевидные, полосчатые, друзовые и вкрапленные; струк-
туры— кристаллические и колломорфные. Минералообразование
происходило в пять стадий: 1) кварц-висмутин-касситеритовую,
2) пирротиновую (с франкеитом), 3) пирротин-арсенопиритовую
(со станнином), 4) пирит-марказитовую, 5) сфалеритовую..Вмеща-
ющие породы, особенно латитовые порфиры, турмалинизированы,
серицитизированы и окварцованы. Горизонтальная зональность —
концентрическая, по Ф. Альфельду и Ф. Тэрнеру, заключается в
162
том, что центральная зона (на глубине 250—450 м от поверх-
ности), сложенная касситеритом высокотемпературной ранней ста-
дии, окаймляется на нижних, верхних горизонтах и флангах суль-
фидной зоной, обогащенной сульфосолями, в том числе станнином.
Глубина формирования месторождений Упция-Ллалагуа около
800 м.
Месторождения касситерит-сульфидной формации
Наиболее ярким представителем этой формации является место-
рождение оловянно-серебряпых руд Ссрро-Рико-де-Потоси в Бо-
ливии. Оно описано в главе «Серебро».
Месторождения деревянисто-оловянной формации
Месторождения оловянных руд, содержащих деревянистое олово
(колломорфный касситерит), мелкие по масштабу, но иногда они
являются источником россыпей. Эти приповерхностные месторож-
дения тесно связаны с кислыми эффузивами — риолитами, бога-
тыми калием, поэтому данную рудную формацию называют так-
же риолитовой (Джалинда па Малом Хингапе, Эль-Сантип в Мек-
сике). Руды формируются быстротечно — в одну или две стадии.
Зональность оруденения для них не характерна.
Россыпные месторождения
Оловоносные россыпи в СССР известны на Чукотке (Пыркыкай),
в Якутии (Депутатское),Приморье (Воскресенское),за рубежом—
в Малайзии (Кинта, Перак), Индонезии (Банка), Таиланде (Чан-
ват), КНР (Нюшино), СРВ (Тин-Тук), Бразилии (Родонди), За-
ире (Маноно-Китотоло) и Нигерии (Джос). Возникли за счет
разрушения в основном пегматитовых, грейзеновых и отчасти гид-
ротермальных месторождений олова. Для формирования россыпей
благоприятны месторождения штокверковых руд. Выделяются
элювиальные, делювиальные, аллювиальные и прибрежно-морские
россыпи касситерита.
Элювиальные россыпи
Наиболее широко развиты в странах с жарким и влажным кли-
матом. Возникают в результате химического выветривания, прони-
кающего до глубины 200 м. Отличаются от кор выветривания обо-
гащенностью рыхлого материала касситеритом в виде угловатых
зерен. Кроме касситерита, элювиальные россыпи могут содержать
колумбит, танталит, сподумен, вольфрамит, шеелит, золото, топаз,
турмалин, циркон и магнетит. Мощность таких россыпей до 20—
30 м, иногда до 60—80 м. Среднее содержание касситерита 0,5—
1,5 кг/м3, но в обогащенных нижних слоях достигает 5—6 кг/м3.
Элювиальные россыпи часто служат источником образования дру-
гих типов россыпей, представляя собой как бы промежуточный
коллектор касситерита. В мировом производстве оловянных кон-
центратов элювиальные россыпи имеют большое значение.
11* 163
Делювиальные россыпи
Они являются продолжением элювиальных россыпей при смеще-
нии последних вниз по склону, но характеризуются лучшей сорти-
ровкой материала. Распределение касситерита крайне неравно-
мерное, повышенная концентрация его наблюдается в нижних час-
тях разреза. Мощность россыпей достигает первых десятков мет-
ров. Минеральный состав делювиальных россыпей такой же, как
элювиальных, и определяется составом коренных источников.
Аллювиальные россыпи
Наиболее распространены и встречаются в различных климати-
ческих зонах. Аллювиальные россыпи из-за хрупкости касситерита
редко прослеживаются на расстояние более 5—10 км от коренных
источников. Характеризуются равномерным распределением касси-
терита, хорошей отсортированностыо материала и приурочен-
Рис. 72. Схема расположения руд-
ных тел и оловоносных россыпей
Депутатского месторождения.
/ — рудные тела; 2—4 — дайки: 2 — квар-
цевых порфиров и фельзитов, — порфи-
ритов, 4 — лампрофиров; 5 — грейзенизи-
рованные песчаники и сланцы; 6,7 —
контуры зон контактового метаморфизма:
6 — интенсивного, 7 — средней интенсивно-
сти; 8—10— участки россыпной оловонос-
ности: 8 — с непромышленным содержани-
ем касситерита, 9— с промышленным ря-
довым содержанием, 10 — обогащенные
ностью его к нижней приплотиковой части разреза. Поэтому со-
став и строение плотика влияют на накопление касситерита. Бла-
гоприятны в этом отношении закарстованные известняки, корыто-
образные углубления и перегибы днищ долин.
В участках сопряжений основной долины с россыпями возника-
ют сложные узлы с высоким содержанием касситерита (до 15—•
20 кг/м3) и увеличенной мощностью пласта. Мощность оловонос-
ных пластов, а также перекрывающих их пород колеблется от
долей метра до первых десятков метров, обычно 0,5—1 м. Содер-
164
жание касситерита от 0,2—0,3 до нескольких килограммов на ку-
бический метр, в среднем 0,6—0,8 кг/м3. В тяжелую фракцию,
помимо касситерита, могут попасть рутил, вольфрамит, золото,
танталит, колумбит, магнетит, пирит, гематит, гранат, топаз, цир-
кон, флюорит и анатаз. Среди аллювиальных россыпей выделяют-
ся долинные, имеющие наибольшее промышленное значение, и
террасовые. Они могут быть как древними (погребенными), кото-
рые играют ведущую роль, так и современными.
Депутатское. Касситеритовые россыпи р. Депутатской и ее
притоков тесно связаны с коренными источниками через оловонос-
ный делювий и элювий (рис. 72). Речные долины, асимметричные
в поперечном разрезе, хорошо разработаны; выделяется несколько
террас. Преобладают россыпи долинного типа. Они заполняют
пойму целиком. Разрез пойменных отложений (снизу вверх следу-
ющий): 1) коренные породы (песчаники, сланцы) со слабоволнис-
той поверхностью — плотиком; 2) галечники средней окатан-
ности — промышленный пласт (4—5 м); 3) аллювиальный ил (2—
3 м) с линзами льда; 4) растительный слой (0,2 м). Распределение
касситерита в плане довольно равномерное. Наиболее обогащена
нижняя часть продуктивного пласта, а в сильно трещиноватых
участках — верхняя часть плотика. Преобладает крупная фракция
(от -|-3,6 до —16 мм), состоящая из сростков касситерита с турма-
лином, зерен кварца, листочков хлорита, иногда обломков рогови-
ков с кварц-касситеритовыми прожилками.
Прибрежно-морские россыпи
Выделяется три типа таких россыпей: 1) древние прибрежно-мор-
ские высоких террас, 2) современные прибрежно-морские, 3) рос-
сыпи погруженных на морское дно древних и современных речных
долин и плоских междуречий. Первые два типа играют небольшую
роль, последние начинают приобретать важное промышленное зна-
чение. По существу, это затопленные аллювиальные, делювиаль-
ные и элювиальные россыпи, возникшие в результате постепенного
опускания материка. Они прослеживаются в глубь моря на рас-
стояние до 5—15 км от современной береговой линии, что соответ-
ствует 30 м глубины от поверхности моря. Разрабатываются в
странах Юго-Восточной Азии.
ВОЛЬФРАМ
Вольфрам был открыт шведским химиком К. Шееле в 1784 г., а в
конце XIX в. стал применяться для легирования сталей. Он повы-
шает их твердость, тугоплавкость, упругость и кислотоупорность.
Кроме того, вольфрам используется в производстве жаропрочных
и твердых сплавов (победитов, карбидов и боридов), необходим
для производства электроламп. Вольфрам получают из вольфра-
мовых, молибден-вольфрамовых, оловянно-вольфрамовых, вис-
мут-вольфрамовых и полиметаллическо-вольфрамовых руд.
165
Цена W03 в концентрате достигает 10 000 дол./т. В капиталис-
тических и развивающихся странах в 1981 г. производство воль-
фрамовых концентратов составило 31 тыс. т; разведанные запасы
1273 тыс. т, общие 1859 тыс. т WO3. Уникальные коренные место-
рождения (Санг-Донг в Южной Корее, Панаскуейра в Португа-
лии) имеют запасы более 250 тыс. т WO3, крупные 250—100 тыс. т,
средние 100—15 тыс. т, мелкие — менее 15 тыс. т. Богатые руды
содержат WO3 более 1, рядовые 1—0,3, бедные 0,3—0,1 и убогие —
менее 0,1 %. Россыпи приобретают промышленное значение при со-
держании WO3 не ниже 300—200 г/м3.
ГЕОХИМИЯ и МИНЕРАЛОГИЯ
Известно пять стабильных изотопов вольфрам,а с массовыми чис-
лами 180, 182—184 и 186. Этот металл встречается в четырех- и
шестивалентных соединениях, из которых высшая форма более
устойчива в природных условиях. Кларк вольфрама 1,3-10~4 %,
коэффициент концентрации 5000. Величина кларка для магмати-
ческих пород меняется незначительно: несколько снижается в
ультраосновных (l-10~s%) и немного повышается в кислых
(1,5-10-4 %). Источником промышленной эндогенной концентра-
ции вольфрама являются коровые гранитные магмы, пересыщенные
глиноземом, с высокой кислотностью и повышенным содержанием
летучих (фтора, бора). Из магматических очагов вольфрам выно-
сится газогидротермальными умереннокислыми растворами. Час-
тично он переносится в оксигалоидных, но главным образом в
виде гетерополисоединений вольфрама, щелочных металлов и
кремнезема, например, типа SiO2- 12WO3-8KOH-ЮН2О. Осажде-
ние вольфрамовых минералов из них начинается при температуре
не выше 350—400 °C.
В экзогенных условиях минералы вольфрама достаточно устой-
чивы и способны создавать россыпи. При осадочном процессе
некоторое накопление вольфрама происходит в морских терриген*
ных, реже карбонатных отложениях, обогащенных Fe, Мп и углис-
тым веществом. Об этом свидетельствуют содержания вольфрама в
инфильтрационных и эксгаляционных железо-марганцевых образо-
ваниях в количестве до нескольких процентов. В континентальных
условиях повышенное его содержание иногда отмечается в углях
и водах соленых озер. При метаморфизме возможно обособление
вольфрама в виде шеелита в результате регенерации первично-оса-
дочной рассеянной минерализации.
Среди минералов вольфрама основное промышленное значение
имеют вольфрамит (Мп, Fe) WO4 (60,5 %), ферберит FeWCU
(60,5), гюбнерит MnWO4 (60,7) и шеелит CaWO4 (63,9). На воль-
фрамит и гюбнерит приходится 75 % мировой добычи, на шеелит —
около 25 % -
В зоне окисления образуются: тунгстит WO2(OH)2 (74%),
гидротунгстит WO2(OH)2-H2O (69) и тунгомеланвольфрамсодер-
жащий псиломелан (W до 4—7 %).
166
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
Эндогенные месторождения вольфрама являются постмагматичес-
кими образованиями гранитной магмы. Они формировались пре-
имущественно в позднюю стадию геосинклинального этапа, а так-
же в процессе тектоно-магматической активизации платформенного
этапа. Продуктивный для вольфрамового оруденения магматизм
связан с тектоническими зонами (орогенными, срединными мас-
сивами), характеризующимися континентальным типом строения
земной коры. Континентальные россыпи вольфрамовых минералов
формировались в платформенный этап.
В истории геологического развития земной коры, так же как
для молибдена и олова, число вольфрамовых месторождений уве-
личивалось от древних металлогенических эпох к молодым. В ар-
хейскую и протерозойскую эпохи образовались мелкие пегматито-
вые (Сильвер Хилл в США) и скарновые месторождения (Брежу
в Бразилии, Игохеллен в Швеции). Более крупные гидротермаль-
ные месторождения формировались в каледонскую эпоху (Богуты
в Казахстане). В герципскую эпоху возникли крупные скарновые,
грейзеновые и гидротермальные месторождения в различных про-
винциях (Акчатау в Казахстане, Ингичке в Средней Азии; Панас-
куейра в Португалии, Кинг-Айленд в Австралии). Но наиболее
продуктивны для эндогенных и экзогенных (россыпных) место-
рождений вольфрама киммерийская и альпийская эпохи (Иультин
на Чукотке, Бом-Горхон в Забайкалье, Тырныауз на Кавказе;
Санг-Донг в Южной Корее).
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Выделяются следующие промышленные месторождения вольфра-
ма: 1) скарновые, 2) грейзеновые, 3) плутоногенные гидротермаль-
ные, 4) вулканогенные гидротермальные, 5) россыпные.
Кроме того, установлены метаморфогенные месторождения
стратиформных руд шеелитового состава в кристаллических поро-
дах докембрия, известные в Австрии (Туке, Фелбертал), Португа-
лии (Лагоаса), Норвегии (Биндал) и других местах.
Грейзеновые месторождения
Грейзеновые месторождения вольфрама, часто с молибденом или
оловом, в СССР известны главным образом в Забайкалье (Спо-
койнинское) и Казахстане (Акчатау, Кара-Оба), за рубежом —
в ГДР (Садисдорф, Пехтельгрюн), ЧССР (Циновец, Крупка),
Франции (Монтебрас), МНР (Югодзыр, Баянмод); КНР (Пяотан,
Сппьхуаныпань) и Австралии (Вольфрам Кемп, Террангтон)- Они
приурочены к апикальным куполовидным зонам лейкократовых
иногда пегматоидных гранитов, распространяясь в них на 300—
Б00 м (эндогрейзены), а также в ороговикованных породах кровли
до 1200—1500 м от контакта с гранитами (экзогрейзены). Грейзе-
повые месторождения имеют форму штоков, возникающих при
массовом метасоматозе, и штокверков, реже жил, использующих
167
прототектонические трещины. Длина грейзеново-жильных тел по
простиранию от нескольких десятков метров до 1000 м и более,
по падению 300—400 м при мощности 0,3—0,5 м, реже до 1 м.
Между ними размещаются прожилково-вкрапленные грейзеновые
зоны, имеющие невыдержанной мощности раздувы и пережимы.
Вольфрамовые руды связаны главным образом с кварц-топазо-
выми, кварц-слюдистыми и кварцевыми грейзенами. Главные руд-
ные минералы: вольфрамит, часто молибденит, касситерит, второ-
степенные— магнетит, висмутин, пирротин, пирит, халькопирит,
сфалерит и галенит. Главные нерудные: кварц, мусковит, биотит,
кислый плагиоклаз и микроклин, второстепенные — турмалин, то-
паз, флюорит. Вмещающие породы обычно грейзенизированы,
мусковитизированы, биотитизированы и окварцованы.
Минералообразование происходило в несколько стадий, из ко-
торых первые две грейзеновые, сопровождающиеся выделениями
вольфрамита, молибденита, касситерита и висмутина, третья —
кварц-вольфрамитовая, четвертая — сульфидная, пятая — после-
рудная кварц-карбонатная. Температурный интервал рудоотложе-
ния такой же, как и для грейзеновых месторождений молибдена —
от 540 до 300 °C. Вертикальная зональность заключается в умень-
шении с глубиной в грейзенах количества топаза, повышении роли
слюды и кварца, в снижении содержания вольфрама и молибдена,
иногда в увеличении количества олова.
Грейзеновые месторождения вольфрама формировались в оро-
генных зонах геосинклиналей, а также в областях активизации
древней складчатости и платформ на глубинах от 5 до 1 км от по-
верхности земли при диапазоне оруденения в среднем 300—500 м.
Акчатау. Расположено в Казахстане. На участке развиты силу-
рийские, девонские и нижнекаменноугольные вулканогенные и
осадочные породы, ороговикованные в экзоконтактовой зоне Ак-
чатауского гранитного массива позднеперм,ского возраста. Массив
имеет сложное строение и сформировался в три фазы: крупнозер-
нистых гранитов, образующих купол, к которому приурочено
месторождение, средне- и мелкозернистых гранитов. Встречаются
дайки аплитов. Известно более 300 грейзеново-жильных рудных
тел нескольких типов, приуроченных к трещинам скола (рис. 73).
Наибольшее промышленное значение имеют мощные (от 0,1 до
40 м) грейзеновые тела зонального строения, субмеридионального
простирания и крутого падения (70—80°), характеризующиеся
сложным ветвистым строением.
Преобладают кварцевые и кварц-топазовые грейзены, содер-
жащие большую часть запасов вольфрама и молибдена. Главные
минералы: рудные — вольфрамит, молибденит и пирит, нерудные —
кварц, мусковит и топаз; второстепенные — шеелит, висмутин, сфа-
лерит, халькопирит и касситерит, а также флюорит, турмалин,
биотит, полевые шпаты. Вольфрамит распределен неравномер-
но— преимущественно в осевых и призальбандовых частях грей-
зеновых жил. Текстуры руд—полосчатые, друзовые и вкрапленные;
структуры — гипидиоморфные, аллотриоморфные, взаимных границ
168
и коррозионные. Рудоотложение происходило в главную — грейзе-
новую стадию, сопровождавшуюся метасоматическим изменением
вмещающих гранитов с образованием околожильных зон кварце-
вых, кварц-топазовых, кварц-слюдяных грейзенов и грейзенизиро-
ванных гранитов. В гидротермальную стадию сформировались
кварц-сульфидные жилы и прожилки. Эндогенная зональность за-
ключается в смене кварц-топазовых грейзенов сверху вниз и на
флангах кварц-слюдистыми и кварцевыми грейзенами. Содержа-
ния вольфрама и молибдена снижаются сверху вниз.
Рис. 73. Строение пучка жил грейзенсвого месторождения Акчатау. По А. Щег-
лову и Т. Буткевичу.
/ — адамеллиты; 2 — песчаники; 3 — грейзеновые и кварцевые жилы
Скарновые месторождения
В СССР эти месторождения известны в Приморье (Восток II),
Средней Азии (Ингичке, Чорух-Дайрон, Койташ) и на Кавказе
(Тырныауз), за рубежом — в Южной Корее (СангДонг), КНР
(Хуанподи, Илю), Канаде (Эмсральд-Фини), США (Пайн-Крик)
и Австралии (Киш Айленд). Они приурочены к гранат-пироксено-
вым и другим известковым скарнам, которые формируются на кон-
такте гранитоидов с карбонатными породами, на некотором удале-
нии от него и реже в гранитоидах. Рудные тела представлены
пластообразными и линзовидными залежами, гнездо-, трубо- и жи-
лообразными телами. Размеры их сотни метров — первые кило-
метры по простиранию, от нескольких десятков метров до 800 м и
более по падению при мощности от 1—2 до 50 м. Главные рудные
минералы: шеелит, иногда молибденит, второстепенные—кассите-
рит, висмутин, магнетит, пирротин, пирит, арсенопирит, вольфра-
мит, халькопирит, сфалерит и галенит. Главные нерудные минера-
лы: гранат, пироксен, плагиоклаз, кварц, второстепенные — эпидот,
хлорит и карбонаты.
Процесс минералообразования на скарновых месторождениях
169
вольфрама длительный, намечается до шести стадий, среди кото-
рых главные: скарновая пироксен-гранатовая (600—210°C), в ко-
торую выделяется ранний шеелит (450—300°C); кварц-сульфид-
ная (450—ПО °C) с поздним шеелитом (160—ПО °C) и безрудная
кварц-кальцитовая (130—80°C).
Скарновые месторождения вольфрама связаны с умеренно кис-
лыми интрузиями, формировавшимися в позднюю стадию геосин-
клинального этапа и в этап активизации складчатых областей и
платформ. Глубина их образования от 4 до 1 км. Месторождения
относятся к двум главным формациям: шеелитовой (Койташ, Вос-
ток II, Санг-Донг) и шеелит-молибденитовой (Тырныауз).
Месторождения шеелитовой формации
Восток II. Находится в Приморье. Участок сложен верхнепермски-
ми и верхнетриасовыми осадочными отложениями, которые про-
рваны штоками гранитов, гранодиоритов и гранит-порфиров, а
также дайками диорит-порфиритов. Месторождение расположено
на северо-западном крыле синклинали северо-восточного простира-
ния. Оруденение приурочено к контактовой зоне штока гранитои-
дов с пачкой песчаников, роговиков и известняков. Рудное тело
представлено пластообразной залежью шеелитовых руд, сопро-
вождающейся апофизами. Оно находится среди скарнов, протяги-
вается в северо-восточном направлении на 600 м и круто падает
(от 50 до 88°) на северо-запад (рис. 74).
Выделяются два типа руд: шеелит-кварцевый и шеелит-суль-
фидный (шеелит-пирротиновый и шеелит-пирротин-скарновый).
В шеелит-кварцевых рудах главный минерал — шеелит, второсте-
пенные— пирротин, халькопирит, самородный висмут и висмутин;
б
БЬ (S7
Рис. 74. Схема геологического строения скарнового месторождения Восток П.
По А. Ивакину и Н. Лаврику.
I — песчаники; 2 — биотитовые роговики; 3 — известняки; 4 — кремнн н кварциты; 5 —
Граниты и гранодиориты; 6 — рудные тела; 7 — дайки порфиритов
170
из жильных — кварц, второстепенные — мусковит и апатит. В шее-
лит-сульфидных рудах главные — пирротин (70—80 %), шеелит,
арсенопирит, халькопирит, висмут и сфалерит, второстепенные —
самородные висмут, золото н серебро, а также вольфрамит, стан*
нин и касситерит. Нерудные представлены пироксеном, актиноли-
том, кварцем и апатитом. Текстуры руд — массивные, брекчиевид-
ные, прожилковые и полосчатые; структуры — гипидиоморфныег
аллотриморфные, коррозионные и взаимных границ.
Рис. 75. Схема скарнового месторождения Санг-Донг. По И. Магакьяну.
1 — известняк..; 2 — роговики с пластами скариа; 3 — кварциты
Минералообразование происходило в два этапа: безрудный
скарновый, связанный с гранодиоритами (возраст 127 млн. лет),
и рудный (84 млн. лет). Эти два этапа разделены внедрением
даек диоритовых порфиритов. В рудном этапе выделяются четыре
стадии: 1) грейзеноная (с шеелитом), 2) кварц-шеелитовия,
3) сульфидная, 4) кварц-кальцитовая.
Санг-Донг. Это крупное месторождение находится в Южной
Корее. Участок сложен кембрийской толщей кварцитов, переслаи-
вающихся с известняками, песчаниками и филлитами. Они несог-
ласно залегают на докембрийских метаморфических породах и
перекрыты известняками ордовика. В окрестностях обнажается
шток гранит-порфиров позднемелового возраста. Нижнепалеозой-
ские отложения смяты в субширотную асимметричную синклиналь,
к пологому (15—30°) южному крылу которой приурочено место-
рождение. Складчатая структура осложнена поперечными сброса-
ми, развитыми преимущественно в лежачем боку месторождения
и игравшими роль рудоподводящих каналов, впоследствие омоло-
женных.
171
Рудные скарны представлены согласными пластообразными
залежами среди известковистых пород кембрия (рис- 75). Главное
рудное тело, приуроченное к межформационной зоне дробления,
прослежено по простиранию на 1000 м (из которых 700 м наибо-
лее интенсивно оруденелые) и на 300 м по падению при мощности
от 3 до 4,5 м. Главные минералы: рудные — шеелит, молибденит,
висмутин и пирротин, нерудные — роговая обманка, биотит, диоп-
сид, кварц, серицит и хлорит; второстепенные — вольфрамит, пи-
рит, халькопирит, тетраэдрит, сфалерит, арсенопирит и магнетит,
а также андрадит, эпидот, флюорит, кальцит и апатит. Текстуры
РУД — полосчатые, прожилковые и вкрапленные. Минералообра-
зование рудных скарнов происходило в три стадии; скарновую,
молибденит-шеелитовую, кварц-вольфрамитовую (самостоятель-
ные жилы).
Зональность по мощности рудных тел выражается в том, что
от их периферии к центру последовательно сменяются зоны мета-
соматитов: гранат-пироксеновые (WO3 0,2—0,3%) скарны перехо-
дят в кварц-роговообманковые (1—2 %), а затем в кварц-биотит-
хлорит-серицитовые (2 %) метасоматиты. В центральных частях
залежей ввиду насыщенности кварцево-рудными жилами образу-
ются рудные столбы. Вертикальная зональность заключается
в смене (снизу вверх) кварц-шеелит-роговообманкового парагене-
зиса кварц-шеелит-хлорит-серицитовым; с глубиной содержание
молибдена возрастает, а висмута— уменьшается.
Месторождения шеелит-молибденитовой формации
Эти месторождения описаны в главе «Молибден».
Плутоногенные гидротермальные месторождения
Плутоногенные гидротермальные месторождения вольфрама, ча-
сто с молибденом или оловом, в СССР известны на Чукотке
(Иультин), в Забайкалье (Букука, Антоновогорское, Холтосон,
Бом-Горхон, Чикой), Казахстане (Верхнее Кайракты, Богуты), за
рубежом — в Португалии (Панаскуейра), Великобритании (Кор-
нуолл), Франции (Бельфор), МНР (Тумен-Цокто), КНР (Лянду-
шань, Шанпин), Канаде (Ред-Роуз) и Австралии (Хабертон).
Они ассоциируют с куполами гранитных массивов и штоками
гранит-порфиров и размещаются в основном в экзоконтактовой
зоне, сложенной роговиками, реже в эндоконтактовой зоне.
Рудные тела представлены жилами, штокверками или шток-
верковыми зонами. Серии жил (десятки—сотни) приурочены к
системе выдержанных крутых трещин скола или пологих трещин
отрыва часто контракционного генезиса. Штокверки связаны с
мелкой трещиноватостью или кливажем. Рудные жилы протяги-
ваются на десятки — многие сотни метров, а их рои прослежены
на многие километры, по падению до 300—500, иногда до 800 м и
более. Мощность отдельных жил изменяется от 0,1 до 4—5 м (в
раздувах), средняя 0,5—1 м. Штокверки имеют в поперечнике
от 4оо—500 до 1000 м; штокверковые зоны при ширине десятки—
172
первые сотни метров в длину, по простиранию достигают не-
скольких километров.
Главные рудные минералы — вольфрамит или гюбнерит, иног-
да шеелит, второстепенные — касситерит, молибденит, висмутин,
арсенопирит, пирротин, пирит, халькопирит, сфалерит и галенит.
Главный жильный минерал — кварц, второстепенные — турмалин,
мусковит, кислый плагиоклаз, микроклин, топаз, флюорит, апа-
тит, серицит, карбонаты. Вмещающие породы грейзенизированы,
турмалинизированы, березитизированы, окварцованы и др.
Основные стадии минералообразования: 1) кварц-вольфрами-
товая, 2) сульфидная, 3) кварц-флюоритовая, 4) послерудпая —
карбонатная. Вольфрамит (или гюбнерит) выделяется дважды:
в первую стадию в виде крупношестоватых кристаллов (до20см),
в третью — в виде мелкотаблитчатых или игольчатых кристаллов.
Минералообразование характеризуется интервалом температур
380—100 °C, а рудоотложение 380—200 °C. Устанавливается го-
ризонтальная зональность, часто концентрическая, особенно в
штокверках: в центральной зоне проявлены высокотемпературные
ассоциации с вольфрамитом, в промежуточной — среднетемнера-
турные сульфидные, в краевой — низкотемпературная кварц-
флюоритовая ассоциация. Вертикальная зональность бывает как
прямая, заключающаяся в такой же смене высокотемпературных
минеральных ассоциаций в нижних горизонтах рудных жил на
низкотемпературные в верхних, или обратная, когда на нижних
уровнях появляются низкотемпературные ассоциации, которые
сменяются на верхних высокотемпературными (Букука).
Глубины формирования плутопогепных гидротермальных ме-
сторождений такие же, как и грейзеновых месторождений воль-
фрама (5—1 км), но кварц-вольфрамитовые жилы располага-
ются обычно несколько выше грейзенов. Выделяются следую-
щие рудные формации: 1) кварц-вольфрамитовая (Антоновогор-
ское в Забайкалье); 2) кварц-гюбнеритовая (Бом-Горхон в Забай-
калье); 3) касситерит-вольфрамитовая (Иультин на Чукотке;
Панаскуейра в Португалии); 4) кварц-шеелитовая (Богуты в Ка-
захстане); 5) кварц-сульфидно-вольфрамит-гюбперитовая (Букука,
Холтосон, Инкур в Забайкалье).
Месторождения кварц-вольфрамитовой и кварц-гюбнеритовой формаций
Бом-Горхон. Находится в Западном Забайкалье. Приурочено к
Бом-Горхонскому гранитоидному массиву позднеюрского возраста
(160—175 млн. лет), который формировался в две фазы: 1) ран-
няя— внедрялись диориты и порфировидные биотитовые грани-
ты (температура кристаллизации 1020—930 °C; давление 150—
130 МПА); 2) поздняя — внедрялись лейкократовые граниты
(1050—950°C; 150—130 МПа). Они рассечены дайками аплито-
видных гранитов, гранит-порфиров и пегматитов (720—500 °C;
102—96 МПА).
Рудные тела представлены кварц-гюбнеритовыми жилами
(рис. 76). Они приурочены к системе сопряженных прототектони-
173
ческих трещин северо-восточного и северо-западного простираний,
которые образовались при формировании порфировидных грани-
тов фазы I и поэтому развиты только в них. Наиболее крупная
жила прослежена на глубину до 800 м. Мощность ее изменя-
ется от 0,1 до 3 м в раздувах, которые наблюдаются в участках
сопряжения трещин. Жилы сложно ветвятся, сопровождаются
многочисленными апофизами.
Главные минералы: рудный — гюбнерит, жильный — кварц;
второстепенные—шеелит, молибденит, пирит, халькопирит, сфа-
Рис. 76 Главная рудная жила месторождения Бом-Горхон. По Е. Полянскому
и В. Старостину.
а — участок совмещенного погоризонтного плана; б — блок-схема соотношений основных
структурных элементов месторождения; 1 — порфировидные граниты; 2—граноснениты:
3—аплиты; 4— диоритовые порфириты; 5 — рудные тела; 6 — разрывные нарушения; 7 —
плоскости рудовмещающих трещин; 8 — плоскости пострудных нарушений
лерит и козалит, а также флюорит и кальцит. Текстуры руды—
полосчатые, друзовые и вкрапленные; структуры — гипидиоморф-
ные, радиально-лучистые, взаимных границ и коррозионные. Вме-
щающие граниты грейзенизированы. В едином процессе минера-
лообразования, по данным Ф Мельникова и Е. Полянского
(рис. 77), последовательно выделялись три минеральные ассо-
циации: кварц-гюбнерит-пиритовая (при температуре 395—255 °C
и давлении 96—80 МПА), кварц-сульфидная (270—180°C и 60—
30 МПА) и кварц-флюорит-кальцитовая (100—80 °C и 10 МПА).
174
При этом изменялась и концентрация гидротермальных раство-
ров от 100 до 10 г/л и ниже. Установленная температурная зо-
нальность свидетельствует о направлении движения растворов по
восстанию рудолокализующих трещин, что отражается на верти-
кальной минеральной зональности: кварц-гюбнерит-пиритовая ас-
социация развита на нижних горизонтах, кварц-сульфидная—на
средних, а кварц-флюорит-кальцитовая — на верхних.
Месторождения кварц-касситерит-вольфрамитовой формации
Панаскуейра. Находится в Португалии. Участок сложен песчано-
сланцевой толщей верхнего протерозоя — нижнего палеозоя, смя-
f’n-O.iMOa т°с Х,г/л
°>8 300
о,6 -
200
0,4-
0,2-100
0-------
Рис. 77. Р-Т-Х-условия формирования вольфрамового месторождения Бом-Гор-
хон. По Е. Полянскому
той в пологие екладки, которые осложнены доруднымн сбросами
и прорваны герцинским гранитным массивом. В экзоконтактовой
зоне массива вмещающие породы превращены в хлорит-биотито-
вые и кордиеритовые роговики. Куполовидное поднятие массива,
сложенное лейкократовыми мусковитоными грапит-порфирами
гипабиссальной фации, вскрыто горными выработками на глуби-
не 300 м от поверхности земли.
Рудные тела представлены серией пологих кварц-вольфрамито-
вых жил, залегающих параллельно кровле массива среди рогови-
ков и иногда проникающих в граниты (рис. 78). Они выполняют
контракционные трещины отрыва, образуя системы сближенных
субгоризонтальных линз общей протяженностью до 8 км при ши-
рине до 800 м Размеры отдельных рудных тел десятки — сотни
метров в поперечнике при средней мощности 0,3—0,5, в разду-
вах 2—3 м.
Главные рудные минералы — вольфрамит и касситерит, второ-
степенные— арсенопирит, антимонит, халькопирит и пирит;
жильные — кварц, а также топаз, мусковит, сидерит и кальцит.
Текстуры полосчатые, массивные и друзовые; структуры — кри-
сталлические, радиально-лучистые, взаимных границ и коррози-
175
онные. Гидротермальное изменение вмещающих роговиков заклю-
чается втурмалинизации, окварцевании и серицитизации. Выделя-
ются следующие стадии минералообразования: турм ал ин-топазо-
вая с касситеритом, кварц-вольфрамитовая, сульфидная и
заключительная кварц-карбонатная. Ранние рудные ассоциации,
по А. Кларку, отлагались при высоких температурах (610—490°С)
и давлении 100—50 МПа.
Зональность заключается в том, что в центральных частях
пучков жил преобладает вольфрамит, а по их периферии (сверху,
снизу и на флангах) руды становятся смешанными вольфрамит-
касситеритовыми.
Рис. 78. Схематический геологический разрез вольфрам-оловянного месторожде-
ния Панаскуейра. По Д. Тадеу.
I — песчано-сланцевая толща верхнего протерозоя — нижнего палеозоя; 2 — песчано-слан-
цевая толща, преобразованная в зоне контакта с гранитом в биотит-кордиеритовые рого-
вики; 3—граниты; 4 — грейзенизированные граниты; 5 — дайки долерита; 6 — рудные жи-
лы; 7 — сбросы; 8, 9 — зоны распространения руд; 8 — вольфрамовых, 9 — олово-вольфра-
мовых
Месторождения кварц-шеелитовой формации *
Богуты. Расположено в Казахстане. Участок сложен песчано-
сланцевой толщей среднего ордовика, собранной в антиклиналь и
прорванной Богутинским каледонским интрузивом. Массив обра-
зован мелкозернистыми лейкократовыми гранитами. Юго-восточ-
ный экзоконтакт его осложнен зоной повышенного рассланцева-
ния, контролирующей оруденение.
Рудное тело представлено штокверковой зоной, прослеженной
на 1600 м по простиранию при меняющейся мощности. В этой
зоне кварцевые жилы длиной первые метры — десятки метров
(редко до 150—200 м) и многочисленные прожилки образуют
густую сеть, особенно в песчаниках и гранитах (рис. 79). Они
имеют субмеридиональное простирание и падение к западу, на-
встречу погружению кровли массива.
Главные минералы: рудные — пирит и шеелит, жильные —
кварц с мусковитом; второстепенные — вольфрамит, молибденит,
халькопирит и галенит, а также турмалин, флюорит и калиевый
полевой шпат. Вмещающие породы в результате гидротермальных
изменений превращены в хлорит-серицит-кварцевые породы, ин-
тенсивно турмалинизированы и флюоритизированы.
176
Рис. 79. Схематический разрез месторождения Богуты. По А. Щеглову и Т. Бут-
кевичу.
I — делювий; 2 —песчаники; 3 — сланцы; 4 — граниты; 5 — дайки лампрофиров; 6 —текто-
ннческие нарушения; 7 — кварц-шеелитовые жилы и прожилки
Месторождения кварц-су льфидно-вольфрамит-
гюбнеритовой формации
Руды месторождений этой формации по сравнению с рудами ме-
сторождений кварц-вольфрамитовой и кварц-гюбнеритовой фор-
маций обогащены сульфидами (пиритом, галенитом, сфалеритом
и халькопиритом).
Вулканогенные гидротермальные месторождения
Вулканогенные гидротермальные месторождения вольфрама, со-
держащие комплексные руды (Sn-Ag-W, Hg-Sb-W, Au-W,
Mn-W), в СССР известны в Забайкалье (Ново-Ивановское),
Средней Азии (Тасор, Икар) и на Кавказе (Зопхито), за рубе-
жом— в КНР (Усин, Сиань), Японии (Акенобе, Аспо), Тур-
ции (Гюмюслер), Канаде (Тунготен-Куин), США (Иеллоу, Боул-
дер, Атолия), Боливии (Акценсион, Таена), Перу (Морокоча) и
Австралии (Хилгроу). Они находятся в областях современного и
молодого вулканизма, с которыми связаны термальные источни-
ки. Формируются в субвулканических, приповерхностных и по-
верхностных условиях. Приурочены к андезит-дацит-липаритовым
формациям и вулканитам с повышенной щелочностью. Обычно
тяготеют к образованиям, экструзивной, жерловой и субвулкани-
ческой фаций; иногда залегают среди туфогенных и осадочных
отложений. Рудовмещающими структурами являются вулканиче-
12—5150 177
ские купола, некки, синвулканические зоны дробления и трещи-
новатости. Рудные тела представлены ветвящимися жилами и
штокверками, редко согласными линзовидными залежами. Жилы
имеют небольшие размеры: по простиранию десятки — сотни мет-
ров, по падению — до 250—300 м, иногда до 600—700 м при мощ-
ности от 0,1 до 5, иногда до 10 м (в раздувах).
Выделяются три рудных формации: 1) (киноварь)-антимонит-
шеелит-ферберитовая, 2) серебро-золото-шеелитовая, 3) псиломе-
лан-тунгомелановая.
Месторождения (киноварь) -антимонит-шеелит-
ферберитовой формации
Главные рудные минералы — ферберит, шеелит и антимонит,
иногда киноварь; второстепенные — арсенопирит, гудмундит, пи-
рит, марказит, халькопирит, сфалерит, галенит, тетраэдрит, ге-
матит. Главные жильные минералы — кварц и халцедон; второ-'
степенные — флюорит, барит, диккит, серйщит, анкерит и кальцит.
Гидротермальные изменения вмещающих пород заключаются в
их окремнении, серицитизации, адуляризации и аргиллизации.
Выделяется несколько стадий минералообразования, из них
главными являются: 1) пирит-арсенопиритовая, 2) ферберит-ше-
елитовая, 3) антимонит-киноварная, 4) послерудная карбонатная.
Температурный интервал минералообразования 350—70 °C. Так,
на закавказских месторождениях (Горная Рача, Зопхито), по
данным В. Наумова и Г. Иванова, ферберит образовался при
310—270 °C, кварц—при 250—200 °C, антимонит — при 80—70 °C.
Глубина формирования руд, например на месторождении Атолия
(США), не превышала,200—300 м.
Месторождения серебро-золото-шеелитовой формации
В отношении вольфрамового оруденения — это мелкие объекты,
формировавшиеся примерно в тех же условиях, что и месторож-
дения (киноварь)-антимонит-шеелит-ферберитовой формации.
Так, месторождение Боулдер (США), по данным Г. Ловеринга
и О. Твето, образовалось при 300—200 °C и давлении менее
10 МПа; оно ассоциирует с дайками основных пород, производ-
ных базальтоидной магмы.
Месторождения псиломелан-тунгомелановой формации
Мелкие месторождения марганцево-вольфрамовых руд, залегаю-
щих среди травертинов (Тасор в Средней Азии; Голконда в
США), являются продуктом деятельности современных термаль-
ных источников. Они представлены пластообразными залежами,
которые сложены псиломеланом, лимонитом и тунгомеланом.
Россыпные месторождения
Россыпные месторождения вольфрама в СССР известны в Мага-
данской области (Иультин), Якутии (Омчикандин), Забайкалье
(Шерловая Гора), Казахстане (Кара-Оба, Богуты), за рубе-
178
жом — в КНР, Бирме (Бвабин, Хейда), Индонезии, Таиланде,
Конго, Боливии, США (Атолия в Калифорнии). Они тесно свя-
заны с коренными месторождениями и часто отрабатываются
вместе с ними. Образуются главным образом за счет разрушения
грейзеновых и особенно плутоногенных гидротермальных место-
рождений кварц-касситерит-вольфрамитовой, кварц-вольфрамито-
вой, кварц-гюбнеритовой и кварц-шеелнтовой формаций. Наибо-
лее широко развиты касситерит-вольфрамитовые и вольфрамито-
вые россыпи, реже гюбнеритовые и шеелитовые. В комплексных
россыпях вольфрамита содержится от 0,3 до 20 кг/м3. Распрост-
ранены преимущественно элювиальные и аллювиальные россыпи
длиной до 5 км.
МОЛИБДЕН
Молибден был открыт К. Шееле в 1778 г., но начал использо-
ваться только в XX в. Основная область его применения — ме-
таллургия (85—90%), где он входит в состав легированных ста-
лей и сплавов с V, W, Си, Ni и Со (стеллиты), а также с угле-
родом (карбиды). Кроме того, молибден используется в электро-
и термотехнике, в химической и нефтеперерабатывающей
промышленности и в качестве микроэлемента удобрений. Молиб-
ден получают из молибденовых, вольфрам-молибденовых, медно-
молибденовых и уран-молибденовых руд. Цена молибдена в кон-
центрате достигает 21 380 дол./т. В капиталистических и разви-
вающихся странах в 1981 г. производство молибденовых концен-
тратов составило 93,7 тыс. т; запасы молибдена: разведанные
9,9 млн. т, общие 19,3 млн. т. Уникальные месторождения (Кляй-
макс, Гендерсон в США) обладают запасами более 500 тыс. т
металла, весьма крупные 500—100 тыс. т, крупные 100—50 тыс. т,
средние 50—25 тыс. т, мелкие—менее 25 'тыс. т. Богатые руды
содержат молибдена более 0,5, рядовые 0,5—0,2, бедные 0,2—0,1
и убогие 0,1—0,02 % (в комплексных рудах).
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Известно семь стабильных изотопов молибдена с массовыми чис-
лами 92, 94—98, 100, среди которых преобладает 98Мо (23,75%).
Этот металл обладает двумя валентностями: Мо4+ в эндогенных
условиях и Мо+6 в экзогенных. Кларк молибдена 1,1-10“4%, ко-
эффициент концентрации 5000. Величина кларка возрастает от
малокремнистых пород к высококремнистым и составляет для
гипербазитов 2-10-5, а для гранитов 2-10~4%. В соответствии
с этим геохимически молибден связан с кислой щелочно-земель-
ной магмой, обусловливающей его концентрацию на постмагма-
тических ступенях из гидротермальных растворов.
В эндогенных условиях молибден переносится в виде комп-
лексных соединений — гетерополикремниевых кислот типа SiO2X
X 12MoOs-nNa2O-H2O в растворе кислого или слабокислого со-
става при давлении 6 кПа и температуре порядка 600 °C. При ее
12* 179
понижении этот комплекс разрушается, а при наличии сероводо-
рода происходит диссоциация последнего с образованием молиб-
денита и окварцеванием вмещающих пород. В экзогенных усло-
виях молибденит окисляется и возникают легкорастворимые со-
единения типа MoSiO2 и Н2МОО4. Они формируют в пиритсодер-
жащих рудах ферромолибдит, в карбонатных — повеллит или
мигрируют в поверхностных водных растворах, частично образуя
молибденорганические соединения в нефтебитумах, углях, углис-
тых и углисто-кремнистых сланцах.
Главнейший минерал молибденовых руд — молибденит M0S2
(Мо 60%), который содержит изоморфную примесь Re; второсте-
пенную роль играет молибдошеелит Са(Мо, W)O4 (0,5—15), из-
вестный в некоторых скарновых месторождениях, и совсем не-
значительную— повеллит CaMoCU (48), ферримолибдит Ре20зХ
Х2МоОз-7Н2О (60) и вульфенит РЬМоО4 (46), развивающиеся
в зоне окисления.
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
Эндогенные месторождения молибдена принадлежат исключи-
тельно к постмагматическим образованиям гранитоидной магмы.
Они формировались в среднюю и особенно позднюю стадии гео-
синклинального этапа, а также в связи с явлениями магматиче-
ской активизации платформенного этапа. Согласно В. Покалову,
медно-молибденовые месторождения ассоциированы с монцони-
тами, гранодиоритами и граносиенитами, монометальные молиб-
деновые месторождения связаны с нормальными биотит-рогово-
обманковыми гранитами, а вольфрам-молибденовые — с лейко-
кратовыми субщелочными гранитами. Размещение массивов та-
ких рудоносных гранитоидов и ассоциированных с ними молибде-
новых месторождений контролируется крупными разломами.
Экзогенные молибденсодержащие угли, углистые и углисто-
кремнистые сланцы формировались на ранней стадии геосинкли-
нального этапа и в платформенных условиях. Они обладают до-
статочно крупными ресурсами, но из-за низкого содержания мо-
либдена (тысячные — сотые доли процента) относятся к резерву
будущего.
В истории геологического развития земной коры отмечается
тенденция увеличения количества молибденовых месторождений
от древних эпох к молодым. В архейской и протерозойской эпо-
хах известны эпизодические гидротермальные месторождения
этого металла (Ла-Корн в Канаде; Кнабен в Норвегии). Они
становятся заметнее в каледонскую эпоху (Сора в Кузнецком
Алатау; Местерс-Виг в Греландии) и еще более частыми в
герцинскую (Восточный Коунрад, Коктенколь в Казахстане, Аз-
гур в Марокко). Наиболее существенные месторождения молиб-
дена принадлежат киммерийской и альпийской эпохам (Бугдая,
Шахтама в Забайкалье, Тырныауз, Каджаран на Кавказе; Цзын-
дуйчан в КНР, Кляймакс в США, Эндако в Канаде).
180
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Среди промышленных месторождений молибдена выделяются:
1) скарновые, 2) грейзеновые, 3) плутоногенные гидротермаль-
ные, 4) вулканогенные гидротермальные.
Скарновые месторождения
В СССР наиболее представительным является месторождение
Тырныауз на Северном Кавказе. Они известны также в Казах-
стане (Каратас I) и Хакассии (Киялых-Узень), за рубежом — в
СРР (Байтца), КНР (Янцзы-Чшанзы), Марокко (Азгур), США
(Пайн-Крик), Бразилии (Куихаба), Турция (Тахталыдаг). При-
урочены к известковым скарнам, развитым на контакте гранито-
идов или других алюмосиликатных пород с карбонатными.
Рудные тела имеют пластообразную, линзовидную, жильную
и более сложную формы, иногда представлены штокверками
прожилковых руд в гранитоидах и роговиках. Главные рудные
минералы — молибденит и пирит, а также шеелит (иногда мо-
либдошеелит), халькопирит, и магнетит; второстепенные — сфа-
лерит, галенит и блеклая руда; редкие — самородные висмут,
серебро и золото. Скарновые минералы— гранат ряда гроссу-
ляр— андрадит, пироксен ряда геденбергит — салит — диопсид,
плагиоклаз, эпидот и везувиан; жильные минералы — кварц, мус-
ковит, хлорит, флюорит и карбонаты. Сульфидная минерализа-
ция, наложенная на скарны, сопровождается полевошпат-квар-
цевыми метасоматитами. Рудообразовапие происходит в несколь-
ко стадий в интервале температур 500—200 °C. Начальные ста-
дии, завершающие формирование скарнов, обогащены шеелитом,
средние — молибденитом, а поздние —сульфидами цветных ме-
таллов, особенно халькопиритом. '
Среди этих месторождений выделяются две рудные форма-
ции: шеелит-молибденитовая (Тырныауз) и халькопирит-магне-
тит-молибденитовая (Каратас I, Киялых-Узень).
Месторождения шеелит-молибденитовой формации
Тырныауз. Расположен на Северном Кавказе и приурочен к пе-
ресечению субшпротной зоны разломов транскавказским попе-
речным поднятием. Рудное поле представляет собой фрагмент
крупной складчатой структуры, сложенной’вулканогенными, тер-
ригенными и карбонатными породами среднего палеозоя. Здесь
развиты герцинские интрузии кварцевых диорит-порфиритов и
тоналит-плагиогранитов (трондьемитов), а также неоинтрузии
лейкократовых гранитоидов (20—18 млн. лет), дайки и некки
липаритов и эксплозивных брекчий (1,8—1,5 млн. лет), андезиты
(1,2 млн. лет). Среднепалеозойские и нижнеюрские отложения
вовлечены в дисгармоничную складчатость, связанную со сдвиго-
выми перемещениями вдоль разломов в конце мела — начале па-
леогена.
Главное рудное тело представлено седловидной залежью
скарнов (мощностью до 200 м), содержащих шеелит и молибде-
181
нит; она находится на контакте известняков и роговиков в шар-
нире антиклинали (рис. 80). На контакте гранитоидов с извест-
няками залегают маломощные скарны. Прожилково-вкрапленная
молибденитовая минерализация на флангах месторождения обра-
зует штокверки в скарнах, мраморах и лейкократовых гранитои-
дах.
Главные рудные минералы — шеелит, молибдошеелит и мо-
либденит; второстепенные — магнетит, пирротин, халькопирит,
сфалерит и висмутин; нерудные — гранат, пироксен, плагиоклаз,
волластонит, везувиан, кварц, кальцит, флюорит и др. (всего
свыше 200 минералов). Текстуры руд — массивные, брекчиевид-
Рис. 80. План горизонта и разрез Тырпыаузского месторождения по данным
разведки и эксплуатации (отношение масштабов разреза и плана 1 : 1.5). По
В. Покалову.
1 — рудоносные скарны; 2 — мраморы; 3 — ороговикованные песчаники и сланцы; 4 —
плагиограниты; 5 — лейкократовые гранит-порфиры; 6 — эльджуртинскне гбнотитовые пор-
фировндные граниты; 7— дайки липаритов
ные, пятнисто-гнездовые и прожилково-вкрапленные; структуры—
гранобластовые и крустификационные. Шеелит и молибдошеелит
обычно образуют неравномерную мелкую вкрапленность и про-
жилки мощностью 1—2 см. Молибденит встречается в виде тон-
кочешуйчатых агрегатов, листочков и прожилков.
Месторождение, по данным О. Кононова и других исследова-
телей, формировалось в три этапа и несколько стадий. Первому
(дорудному) этапу соответствуют стадии контактового метамор-
физма и образования биметасоматических скарнов. На втором
(молибден-вольфрамитовом) этапе, которому предшествовало
внедрение лейкократовых гранитоидов, мощное развитие получи-
ли продуктивные стадии: послескарновых метасоматитов с мо-
либдошеелитом, шеелитом и молибденитом, кварц-молибденито-
вая и фторгидросиликатно-шеелитовая. Начало третьего этапа —
182
комплексного медно-висмут-шеелитового оруденения с полиметал-
лической минерализацией — сопряжено с внедрением эльджуртин-
ских гранитов и развитием магнетит-пирротин-халькопиритовой
стадии. В дальнейшем вместе с формированием липаритов и экс-
плозивными брекчиями она сменилась шеелит-флкюритовой ста-
дией с медно-висмутовым оруденением, а затем — более поздними
стадиями гидротермального изменениями скарнов и других пород
с полиметаллической, сурьмяной и карбонатно-цеолптовой мине-
рализацией.
Судя по изотопному составу сульфидов, рудообразующие
флюиды имеют мантийное происхождение, хотя Mo, W и другие
металлы могли быть частично мобилизованы из подстилающих
толщ. Процессы минералообразования в течение всех стадий про-
текали в широком температурном интервале с термическим гра-
диентом до 150°С/км по вертикали и 100—150°С/0,1 км по го-
ризонтали. Для всех стадий характерно значительное снижение
температуры: скарны 650—380 °C, послсскарповые метасоматиты
500—200 °C, кварц-молибденитовые жилы 400 180 "С.
Наблюдается вертикальная зональность -с глубиной умень-
шается количество молибденита и шеелита, сменяющихся молиб-
дошеелитом с увеличением содержания в нем Мо6+. В Главном
рудном теле количество последнего в молибдошеелите снижается
от центральной части к периферии. Асимметричная зональность
рудного поля подчеркивается последовательной сменой преобла-
дающих в центральной части минералов W и Мо, минералами
Bi, As, Fe и Си, а затем РЬ и Sb.
Месторождение образовалось в позднеальпийскую эпоху тек-
тоно-магматической активизации на краю Скифской платформы,
сопряжено с омоложением древних разломов и магматизмом в
течение 35—40 млн. лет.
Месторождения халькопирит-магнетит-молибденитовой формации
В известковых скарнах месторождений этой формации содержит-
ся магнетит, который ассоциирует со скарновыми минералами, а
также кварцем, халькопиритом и молибденитом, выделявшимися
позднее преимущественно в кнарц-сульфидпых прожилках. Халь-
копирит-кварцсвая ассоциация развивается главным образом в бо-
гатой железом среде скарнов, а молибденит-кварцевая — в гра-
нитоидах и роговиках.
Грейзеновые месторождения
Молибденовые, часто вольфрам-молибденовые, грейзеновые мес-
торождения в СССР известны в Забайкалье (Булуктай, Перво-
майское) и Центральном Казахстане (Восточный Коунрад, Акча-
тау, Жанет, Коктенколь), за рубежом — в МНР (Югодзыр), Ар-
гентине (Серро-Асперо). Они приурочены к куполам аляскитовых
гранитов, распространяясь в них на 300—500 м, а в перекрываю-
щих их роговиках на 1200—1500 м. Рудные грейзены используют
183
Рис. 81. Схема распределения
комплексного оруденения при
образовании грейзеновых мес-
торождений. По Г. Щербе
разломы, трещины линейного и кольцевого типа, а также кли-
важные структуры.
Рудные тела имеют форму жил, штокверков и штоков, иногда
трубообразных. Грейзены состоят из слюды (мусковита, биотита)
и кварца, а также кислого плагиоклаза, микроклина, турмалина,
топаза, флюорита. Главные рудные минералы представлены мо-
либденитом и вольфрамитом; второстепенные — висмутином, кас-
ситеритом, магнетитом, пиритом, халькопиритом, сфалеритом и
галенитом.
Процесс минералообразования происходил длительно и пре-
рывисто, развиваясь синхронно с формированием рудоконтроли-
рующих структур. Метасоматический
тип рудоотложения сменялся выполне-
нием трещин. Основные стадии мине-
ралообразования следующие: 1) ран-
няя и поздняя грейзеновые, 2) квар-
цевых и квЗрц-полевошпатовых жил,
3) сульфидная, 4) послерудная кварц-
карбонатная. Продуктивны для молиб-
дена и вольфрама первые три стадии.
По данным декрепитации газово-жид-
ких включений, в рудах Казахстана
грейзенизация происходила при тем-
пературе 470—360 °C, а кристаллиза-
ция жильного рудного кварца — при
540—300°C. Вертикальная зональ-
ность, четко проявленная на грейзено-
вых месторождениях, характеризуется
тем, что в нижних частях развивается
редкоземельное, циркониевое и тан-
тал-ниобиевос оруденение, в средней—
молибден-олово-вольфрамовое, а в верхней — свинец-цинк-медное
(рис. 81).
Грейзеновые молибден-вольфрамовые месторождения форми-
ровались в орогенных зонах и областях активизации на глубинах
от 5 до 1 км. У
Восточный Коунрад. Месторождение расположено в Казах-
стане на площади одноименного пермского массива, сложенного
лейкократовыми гранитами (262±Ю млн. лет). Массив рассечен
жилами мелкозернистых гранитов и аплитов, дайками диорито-
вых порфиритов и габбро-порфиритов. Он прорезан крупным
сдвигом северо-западного направления, к востоку от которого
развиты мелкозернистые граниты эндоконтактовой фации с ксе-
нолитами вмещающих пород, насыщенные дайками, грейзеновы-
ми и кварцевыми жилами. Господствующие системы жильных
трещин субширотного простирания осложнены трещинами опере-
ния других направлений. В контуры рудного тела включается
кварц-молибденитовая жила, а также молибденитсодержащие
околожильные и внутрижильные грейзены. Грейзены образуют
184
симметричные зоны по обе стороны жилы и постепенно переходят
в граниты.
Крутопадающие рудные жилы формируют кулисы длиной
ЮО—250 м каждая. Эти кулисы составляют жильную систему —
основную рудную зону субширотного простирания общей длиной
8 км.
Главные минералы жил:
рудные — молибденит и пирит,
жильные — кварц, мусковит и
флюорит; второстепенные — халь-
копирит и ильмепорутил, а так-
же альбит и микроклин; ма-
лораспространенные — вольфра-
мит, магнетит, сфалерит. Основ-
ной минерал грейзенов — кварц,
меньшую роль играют мусковит и
плагиоклаз. Кроме того, встре-
чаются биотит, грана г, флюорит,
сфен, магнетит, гемагит, пльме-
норутил, циркон и топаз, а также
пирит и молибденит. В кварце-
вых жилах (обычно в зальбандах
кил) молибденит образует круп-
ные пластинчатые, розетчатые и
сферолитовые выделения, а в
грейзене — мелкую равномерную
вкрапленность. Гинсргенныс ми-
нералы зоны окисления (первые
ЩЦ-Ш7 ИИ2 IJ
M* ЕЗ*
Рис. 82. Зона чьность около жильных
изменений на месторождении Вос-
точный Коунрад р кортикальном по-
перечном р. зрезе. По В. Покалову.
1 — кварцевое жильное выполнение; 2—
4 — грейзены: 2 — мусковнтовые, 3 —
кварцевые, 4 — кварц-мусковнтовые; 5 —
измененные граниты; 6—граниты; зоны:
I — надрудная» II — рудная. III — подруд-
ная
десятки метров) представлены
повеллитом, лимонитом, ярозитом
и ковеллином, а также гипсом,
галлуазитом, монтмориллонитом
и опалом.
Выделяются три стадии мипе-
ралообразования: 1) формирова-
ние молибденопоспых грейзенов
и кварцевых жил, в которых по-
следовательно отлагались молиб-
денит, пирит, кварц, гематит и
магнетит (продуктивная стадия);
2) образование прожилков по-
лосчатого кварца с вольфрамитовой минерализацией; 3) выпол-
нение жил и прожилков белым друзовым кварцем.
Согласно Ф. Чухрову, вертикальная зональность выражена в
смене сверху вниз трех зон или поясов (рис. 82): 1) надрудной,
характеризующейся наличием кварцевых жил и околорудных
кварц-мусковитовых и мусковитовых грейзенов, но убогой молиб-
деновой и вольфрамовой минерализацией; 2) рудной, к которой
185
приурочено промышленное оруденение как в кварцевых жилах,
так и в околожильных кварцевых грейзенах; 3) подрудной зоной,
где кварцевые грейзены выклиниваются, а мощность кварцевых
жил уменьшается; содержание молибдена в ней непромышленное.
Горизонтальная зональность заключается в смене с запада на
восток по простиранию жил богатых руд рядовыми, а затем убо-
гими в связи со склонением рудной зоны в том же направлении.
Плутоногенные гидротермальные месторождения
Среди месторождений молибдена они наиболее распространены,
имеют важное практическое значение. В этой группе выделяются
три главные рудные формации: 1) кварц-молибденитовая,
2) кварц-молибденит-серицитовая, 3) кварц-молибденитхалько-
пирит-серицитовая.
Месторождения кварц-молибденитовой формации
Месторождения этой формации распространены в СССР на Даль-
нем Востоке (Умальта), в Забайкалье (Бугдая, Жирекен, Давен-
да, Шахтама), Горном Алтае (Калгуты) и Казахстане (Шалгия),
за рубежом — в Норвегии (Кнабен), США (Квеста I) и Канаде
(Босс-Маунтин). Они тяготеют к ореолам биотит-роговообманко-
вых и биотит-мусковитовых гранитов. Рудные тела, часто приуро-
ченные к поздним дайкам кислого и субщелочного состава,
представлены жилами и штокверками.
Главный рудный минерал — молибденит, иногда с вольфрами-
том; второстепенные—касситерит, шеелит, пирит, арсенопирит,
пирротин, висмутин, халькопирит, сфалерит и галенит; жиль-
ные— кварц, калиевый полевой шпат и плагиоклаз, второстепен-
ные— мусковит, турмалин, флюорит и карбонаты.
Минералообразование протекало в несколько стадий: 1) пред-
рудную кварц-турмалиновую, 2) раннюю кварц-молибденитовую,
3) позднюю кварц-вольфрамит-молибденитовую, 4) сульфидную,
5) послерудную флюорит-халцедон-карбонатную. Вмещающие
граниты преобразуются в полевошпатовые и кварц-полевошпато-
вые метасоматиты, иногда в грейзены. Вертикальная зональность
обычно заключается в смене снизу вверх молибденового оруде-
нения вольфрам-молибденовым, а затем, в некоторых случаях,—
полиметаллической минерализацией. При штокверковом типе
оруденения наблюдается концентрически-зональное строение:
ранняя и более высокотемпературная безрудная кварцевая мине-
рализация в центре сменяется более поздним и менее высокотем-
пературным сначала молибденовым, а затем полиметаллическим
оруденением в периферических частях штокверка.
Шахтама. Находится в Восточном Забайкалье. Участок сло-
жен юрскими биотит-роговообманковыми гранитами и гранодио-
ритами, сопровождающимися эруптивными брекчиями. Они рас-
сечены поясом верхнеюрских лампрофировых диорит-порфиро-
вых и гранит-порфировых даек субширотного и северо-западного
простирания (рис. 83). Месторождение представлено серией кули-
186
сообразных кварц-молибденитовых жил преимущественно субши-
ротного простирания, между которыми находятся штокверки бед-
ных руд. Жилы под острым углом рассекают дайки и образуют
в них прожилки; в некоторых случаях жилы приурочены к кон-
тактам даек. Рудные тела прослеживаются на глубину до 300 м.
Внутреннее строение жил сложное, обусловлено неоднократным
прпоткрывапием трещин взбросового и сбросо-сдвигового типа,
к которым они приурочены.
Гу^2 I«л ГудЬ
Рис. 83. Схема геологического строения месторождения Шахтам а. По материа-
лам Шахтаминской ГРП.
1 — граниты н граносиениты; 2 — позднеюрскне дайки лампрофиров, диоритовых порфири-
тов, граноднорнт-порфнров и граннт-порфиров; 3 — эруптивные брекчии; 4 — бнотнтизнро-
ванные брекчии гранитов; 5 — кварцевые рудные жилы; С — разломы
Главный рудный минерал: молибденит двух генераций — круп-
ночешуйчатый I и мелкочешуйчатый II; второстепенные — пирит,
арсенопирит, халькопирит, сфалерит, галенит, блеклые руды,
антимонит, шеелит. Главный жильный минерал — кварц; второ-
степенные— доломит, кальцит, флюорит. Текстуры полосчатые и
брекчиевые.
Минералообразование протекало в несколько стадий: 1) пред-
рудную — с образованием кварц-турмалиновых и кварц-молибде-
нитовых прожилков, 2) раннюю кварц-молибденитовую, 3) позд-
нюю кварц-молибденитовую, 4) заключительную сильфидную,
5) пострудную карбонатную. Вмещающие граниты гидротермаль-
но изменены: калишпатизированы, серицитизированы, березити-
зированы и аргиллитизированы.
187
Месторождения кварц-молибденит-серицитовой
и кварц-молибденит-халькопирит-серицитовой формаций
Представлены крупными месторождениями молибденовых, часю
медно-молибденовых прожилково-вкрапленных руд. В СССР на-
ходятся в Закавказье (Каджаран), Кузнецком Алатау (Сора),
за рубежом — в НРБ (Медет), СФРЮ (Майданпек), КНР
(Цзындуйчан), США (Кляймакс, Гендерсон), Канаде (Эндако,
Бетлехем). Связаны с порфировыми интрузиями диорит-гранодио-
рит-гранитовых комплексов калиевой и калинатровой серий,
являющихся членами вулкано-плутонических ассоциаций. Нахо-
дятся в эндоконтактовых зонах интрузивов или в их экзоконтак-
те; приурочены к штокам и дайкам гранит-порфиров, гранодио-
рит-порфиров и монцонит-порфиров. Контролируются разломами,
располагаясь в участках их пересечения.
Рудные тела представлены штокверками концентрического
или линейного строения, относящимися к молибден-порфировым
и медно-молибден-порфировым образованиям. В них преобла-
дают (80—90%) кварц-молибденовые и кварц-сульфидные про-
жилки мощностью от 1—2 мм до 2—3 см, встречаются вкраплен-
ность и гнезда сульфидов, реже кварц-сульфидные жилы. Кон-
центрические штокверки имеют размеры в поперечнике сотни
метров — первые километры, линейные прослеживаются на пер-
вые километры при ширине сотни метров. Главные минералы
первичных руд — молибденит (иногда халькопирит) и пирит,
второстепенные — магнетит, гематит, борнит, блеклые руды, гале-
нит и сфалерит; главные жильные минералы—кварц и серицит,
второстепенные—полевые шпаты, эпидот, хлориты и карбонаты.
Среднее содержание молибдена для молибден-порфировых место-
рождений изменяется от 0,05 до 0,5%, для медно-молибден-пор-
фировых — от 0,005 до 0,025 %.
Минералообразование протекало мпогостадийно. Так, напри-
мер, на медно-молибденовых месторождениях Армении, по дан-
ным С. Мовсесяна и М. Исаенко, выделяются до семи стадий,
которые характеризуются соответствующими парагенетическими
ассоциациями минералов и температурами образования: 1) пири-
товая, 2) кварцевая и кварц-магнетитовая (450—400°C), 3) мо-
либденитовая и молибденит-кварцевая (320—280°C), 4) кварц-
пиритовая и теннантит-энаргитовая (230—190°C), 5) кварц-гале-
нит-сфалеритовая, 6) доломитовая и доломит-халцедоновая
(150—110°С), 7) ангидрит-гипсовая (110—80°С). Термометриче-
ские исследования, проведенные на других аналогичных место-
рождениях СССР, показывают, что предрудные калишпатовые
метасоматиты формировались при температуре 700—400 °C, ран-
ние безрудные кварцевые жилы при 470—390 °C, а продуктивные
кварц-сульфидные ассоциации при 400—200 °C. Вмещающие поро-
ды подвержены значительным гидротермальным изменениям:
калишпатизации, окварцеванию, серицитизации, аргиллитизации,
пропилитизации. Метасоматиты и рудная минерализация характе-
ре
ризуются вертикальной и горизонтальной зональностью, часто
концентрической.
Глубина формирования месторождений 1—2 км от поверхности
земли. Источник сульфидной серы, вероятно, глубинный, мантий-
ный, так как 634S близко к метеоритному, a B7Sr/e6Sr близко к
базальтовому.
Кляймакс. Находится в США (шт. Колорадо); является пред-
ставителем кварц-молибденит-серицитовой формации. Запасы
молибдена 825 тыс. т при содержании его в рудах 0,2 % • Участок
сложен докембрийскими гранитами, гнейсами и кристаллически-
ми сланцами. На западе по сбросу Москито с амплитудой 2700 м
они граничат с палеозойскими осадочными отложениями. Все ли
породы прорваны дорудными штоками и дайками порфировых
пород палеогенового возраста. На месторождении они представ-
лены сложным штоком Кляймакс, образованным преимуществен-
но кварцевыми монцонит-порфирами. Он обладает трубообразной
формой и имеет в плане около 1 км в поперечнике. Шток проры-
вает докембрийские породы; формировался он в четыре фазы,
каждая из которых сопровождалась дайками и гидротермальной
минерализацией.
Рудные тела Кляймакса представлены штокверками, образо-
ванными преимущественно кварц-молибденитовыми прожилками
(97 % запасов молибдена), которые известны как в докембрий-
ских породах (60%), так и в порфирах (40%). Они приурочены
к локальным зонам трещиноватости, генетически связанным с
порфировым штоком; па месторождении установлено три рудных
тела (сверху вниз): Сириско—почти полностью уничтоженное
эрозией, Верхнее и Нижнее — пространственно и генетически свя-
занные с первыми тремя фазами формирования штока Кляймакс.
Все три тела имеют сходные форму, структуру, минеральный
состав и зональность оруденения; они залегают в кровле порфиро-
вых интрузий.
Рудное тело Верхнее, наиболее крупное и хорошо изученное,
имеет в плане кольцевую, а в разрезе дугообразную форму
(рис. 84). Средняя мощность кольца 250 м, внутренний диаметр
210 м, на глубину рудное тело прослежено на 800 м. Главные
минералы: рудные—пирит, молибденит, жильные — кварц и се-
рицит; второстепенные — халькопирит, вольфрамит, касситерит и
сфалерит, а также топаз, монацит, кальцит и родохрозит. Типо-
морфные текстуры руд — прожилковые, структуры — метазер-
нистые. Зона окисления развита сравнительно слабо. Помимо Мо,
извлекаются W, Sn, TR и Th (в монаците).
Прожилки формировались в три стадии минералообразования:
1) кварц-молибденитовую, 2) кварц-халькопирит-пиритовую,
3) кварц-серицитовую. Рудоотложение происходило в интервале
температур 400—360 °C. Ему предшествовала интенсивная калиш-
патизация, а сильное окварцевание сопровождало рудообразова-
ние и происходило после него.
Вертикальная зональность проявлена в каждом рудном теле
189
и заключается в смене (снизу вверх) молибденита пиритом, а за-
тем гюбнеритом. Четко фиксируется концентрическая зональ-
ность; выделяются три зоны: центральная (от 120 до 300 м), про-
межуточная (кольцевая), имеющая мощность от 100 до 200 м,
и внешняя мощностью до 600 м. Центральная зона сложена глав-
!оризонт
Уайт
16профиль
Горизонт ___
Филиппсон
-Горизонт___
Сторк
-БООи горизонт
120 профиль

<>У^ПоОёрхностьЙ° отработки п
г <р., -.-с^--------------ЗЬчС м_
карьер0:.
-J4W —
нутренняя
_ и внешняяпг,_______
части зоны IV0, очио
Ьнутрснняя
и внешняя---------3315—
части зоны Мо5г
3215 ~
-У29и горизонт
Рис. 84. Схематизированный разрез по 120-му профилю (а) и плану-горизонту
Филиппсон (б) месторождения Кляймакс. По С. Уоллесу.
1, 2— фазы Центрального штока Кляймакс: 1— поздняя; 2— ранняя; 3— сильно окварцо-
ванные породы; 4 — область распространения вольфрама с содержанием более 0,02%
(в достроенной части показана прерывистым контуром); 5 — контур распространения мо-
либдена с содержанием 0,4% (спроектированная часть показана прерывистой линией); 6 —
разломы; 7 — контакты; 8 — предполагаемые контакты; 9 — предполагаемые положения
контактов в зоне окварцевання

ным образом массивным мелкозернистым кварцем, только в
краевой ее части на глубоких горизонтах появляется слабая
минерализация (до 0,1 % Мо). Промежуточная зона характеризу-
ется развитием кварц-молибденитовых и кварц-молибденит-орто-
клазовых прожилков, в которых сосредоточено 97 % запасов Мо.
Мелкий молибденит расположен в зальбандах кварцевых про-
жилков метасоматического происхождения, мощность которых
изменяется от 1 мм до 2 см, реже встречаются молибденитовые
прожилки, рассекающие сланцы. Внешняя зона представлена сла-
бым окварцеванием и убогой молибденовой минерализацией, но
интенсивной серицитизацией и пиритизацией; сопровождается
вольфрамовым (0,06 % WO3) и оловянным оруденением.
Вулканогенные гидротермальные месторождения
Представлены месторождениями уранинит-молибденитовой фор-
мации, которая рассматривается в главе «Уран».
ВИСМУТ
Висмут был открыт в 1799 г. шведским химиком Т. Бергманом.
Широко используется в сплавах, особенно легкоплавких; висмут
применяется как добавка к нержавеющим сталям и чугунам;
используется также в фармацевтической, оптической, химической,
электронной промышленности и в атомной энергетике. Лишь час-
тично висмут получают из висмутовых руд: 90 % мировой его
потребности покрывается попутной добычей из комплексных
руд—Со — Ni — Bi — Ag—И, Sn — W—Bi, As — Bi, Cu — Bi,
а также висмутсодержащих свинцовых и медных руд.
Цена висмута 5000 дол/т. В капиталистических и развиваю-
щихся странах в 1981 г. добыча висмута составила 4 тыс. т, общие
запасы 150 тыс. т. Уникальные месторождения известны в Австра-
лии (Теннант-Крик). Богатые руды содержат висмута более 1,
рядовые 1—0,2, бедные —менее 0,2 % (в комплексных рудах).
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Висмут представлен одним изотопом с массовым числом 209.
Кларк висмута 9-10~7%. Коэффициент его концентрации очень
высокий — 500 000. Содержание висмута повышается от ультра-
основных магматических пород (1 • 10_7%) к кислым (1-1О-6О/о). На
магматическом, этапе висмут не концентрируется. Его накопление
связано с постмагматическими процессами гранитной магмы.
Из магматических очагов он выносится гидротермальными раст-
ворами в хлоркомплексах (BiCl2+, BiCl+2, BiCl°) и гидрооксоком-
плексах — Bi (ОН) з°, Bi (ОН) г-.
При экзогенных процессах первичные сульфидные соединения
окисляются и, пройдя сульфатную стадию, фиксируются в зоне
окисления в виде оксидных и карбонатных соединений. При более
слабом окислении висмутин и самородный висмут оказываются в
составе минералов россыпей.
191
Известно более 90 минералов висмута, но промышленное зна-
чение имеет всего несколько минералов: самородный висмут Bi
(99,9%), висмутин Bi2S3 (81,3), виттихенит CusBiS3 (42,15), тетра-
димит Bi2Te2S (59,27), галенобисмутит PbBi2S4 (55,48), козалит
PbsBi2 S5 (42,1), айкинит Си Pb Bi2 Ss (36,29); в зоне окисления
образуются бисмит Bi3O3 (89,6) и бисмутит Bi2O2(CO3) (80).
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
Эндогенные месторождения висмута принадлежат к постмагмати-
ческим образованиям гранитных магм. Они формировались в
среднюю и позднюю стадии геосинклинального этапа, а также
в связи с явлениями тектоно-магматической активизации.
Месторождения висмута принадлежат нескольким металлоге-
ническим эпохам: протерозойской (Эльдорадо в Канаде), герцин-
ской (Адрасман в Средней Азии; Яхимов в ЧССР), киммерийской
(Санг-Донг в Южной Корее) и альпийской (Таена в Боливии).
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Выделяются следующие типы месторождений висмутовых и
висмутсодержащих руд: 1) грейзеновые, 2) скарновые, 3) плу-
тоногенные гидротермальные, 4) вулканогенные гидротермаль-
ные.
Грейзеновые месторождения
Грейзеновые месторождения представлены комплексными рудами
(W — Sn — Bi), описанными в главах «Вольфрам» и «Олово».
Скарновые месторождения
Месторождения шеелитоносных скарнов, содержащих висмут,
описаны в главе «Вольфрам».
Плутоногенные гидротермальные месторождения
Плутоногенные гидротермальные месторождения висмута в СССР
известны в Средней Азии (Устарасай), за рубежом в ГДР
(Шнееберг), ЧССР (Яхимов), ФРГ (Нейбулак), Перу (Сан-Гре-
гори), США (Монте-Кристо в шт. Аризона) и Канаде (Эльдо-
радо). Они связаны с гранитоидными интрузиями. Рудные тела
представлены преимущественно жилами и линзами. Изменения
вмещающих пород иногда бывают выражены в дорудном скарни-
ровании; околорудные гидротермальные изменения проявлены в
хлоритизации, серицитизации и окварцевании, иногда в гемати-
тизации.
Минералообразование протекало в несколько стадий: 1) арсе-
нопиритовую, 2) кварц-висмутовую, 3) сульфидную с висмутином,
4) послерудную кварц-карбонатную. Зональность выражена не-
четко, хотя висмутовые минералы отлагались преимущественно в
верхних горизонтах месторождений. Среди плутоногенных гидро-
термальных месторождений висмута выделяются арсенопирит-
висмутовая и пятиэлементная (Co = Ni = Ag=Bi = U) формации.
192
Месторождения арсенопирит-висмутиноеой формации
Устарасай. Находится в Средней Азии. Участок сложен кварци-
тами франского яруса и пачкой переслаивающихся песчаников,
алевролитов, известняков и доломитов фамен< кого возраста. Ин-
трузивные породы представлены штоком монцонитов и дайками
сиенит-аплитов раннекаменноугольного возраста, гранодиоритами
и плагиогранит-порфирами верхнекаменноугольного комплекса,
а также дайками диабазов и диабазовых порфиритов. Верхнеде-
Рис. 85. Геологический разрез центрального участка месторождения Устарасай.
По Л. Мирошникову.
1 — кварц-висмутовые жилы; 2 — мышьяково-висмутовые тела замещения; 3 — сбросы; 4 —
фаменские известняки
венские отложения слагают юго-восточное крыло Коксуйской
антиклинали, осложненной продольными разломами, надвигами и
крутыми сбросами преимущественно северо-западного простира-
ния. Оруденение приурочено главным образом к карбонатным по-
родам и локализуется в мелких трещинах, межпластовых зонах
срыва и отслоения в шарнирах куполовидных складок и флексур-
ных изгибах.
Рудные тела представлены согласными пластообразными и
линзовидными залежами, а также секущими жилами (рис. 85).
Выделяются арсенопиритовые, пирротин-висмутовые и кварц-вис-
мутовые руды. Главные минералы: рудные— арсенопирит, пирро-
тин, пирит, висмутин, самородный висмут, козалит и кобеллит,
жильные — кварц, тремолит и хлорит; второстепенные — халько-
пирит, сфалерит, галенит, бурнонит, буланжерит, козалит, галено-
13—5150 193
бисмутит, висмутовый джемсонит, а также кальцит, сидерит, фло-
гопит и апатит. Текстуры руд — массивные, полосчатые, пятни-
стые, вкрапленные, крустификационные и друзовые; структуры—
идиоморфнозернистые, замещения, коррозионные и интерстици-
альные. Дорудные контактово-метасоматические изменения пород
заключались в их тремолитизации, актинолитизации и калишпа-
тизации; околорудные — в мусковитизации, доломитизации, ок-
варцевании и хлоритизации.
Минералообразование, по М. Сахаровой, происходило в четы-
ре стадии: 1) кварц-тремолитовую, 2) кварц-висмутовую, 3) арсе-
но-пирит-висмутиновую, 4) послерудную хлорид-карбонатную.
Месторождения пятиэлементной формации
Месторождения этой формации описаны в главе «Уран».
Вулканогенные гидротермальные месторождения
Вулканогенные гидротермальные месторождения висмута встре-
чаются редко. В СССР они известны в Средней Азии (Адрасман),
за рубежом в Боливии (Таена) и Италии (Бочечиано). Связаны
с вулканогенными комплексами дацит-липаритовой формации.
Приурочены к субвулканическим дайкам, жерловинам и неккам,
локализуются в вулканических структурах, синвулканических
разломах и трещинах, которые иногда рассекают и осадочно-ме-
таморфический фундамент. Рудные тела представлены ветвящи-
мися жилами, линзами и штокверковыми зонами, реже трубооб-
разными телами.
Минералообразование протекало в несколько стадий; 1) кварц-
арсенопиритовую, иногда пирит-гематитовую, 2) халькопирит-
висмутиновую, 3) галенит-сфалеритовую, 4) послерудную карбо-
натную. Вмещающие породы пропилитизированы, окварцованы,
серицитизированы и хлоритизированы, иногда турмалинизирова-
ны. Глубина формирования месторождений 0,5—1 км. Они отно-
сятся к халькопирит-висмутовой рудной формации. Висмут содер-
жится также в вулканогенных гидротермальных месторождениях
касситерит-силикатно-сульфидной формации, описанных в главе
«Олово».
Месторождения халькопирит-висмутовой формации
Адрасман. Расположено в Средней Азии, Сложено вулканогенной
толщей липаритового состава и приурочено к некку кварцевых
порфиров; контролируется пересечением разломов субширотного
и субмеридионального простирания (рис. 86). Главное рудное тело
имеет трубообразную форму и прослеживается до глубины более
200 м от поверхности земли. Другие рудные тела представлены
линзами, жилами и штокверковыми зонами. Главные минералы:
рудные — пирит, гематит, арсенопирит, халькопирит, беррит
Pb2(Cu, Ag)3Bi5Sn и эмплектит, жильные — кварц и хлорит; вто-
ростепенные— висмутин, самородный висмут, арсенопирит, пирро-
тин, борнит и сфалерит, а также ортоклаз и серицит. Текстуры
194
руд — полосчатые, крустификационные, друзовые, прожилковые,
гнездовые и вкрапленные; структуры — сферолито-лучистые, рас-
пада твердых растворов и эмульсионные. Гидротермальные изме-
нения вмещающих пород выражены хлоритизацией, серицитиза-
цией и окварцеванием.
Проявлены три стадии минералообразовапия: 1) предрудная
кварц-серицитовая, 2) пирит-гематитовая, 3) сульфидная, в кото-
рую выделялись висмутовые минералы. Месторождение Адрасман
имеет позднепермский — раннетриасоный возраст, формировалось
в жерловой зоне вулкана, по данным И. Кушнарева, на глубине
0,5—1 км.
Рис. 86. Схема геологического строе-
ния медно-висмутового месторожде-
ния Адрасман. По Ф. Вольфсону и
А. Дружинину.
I — рудоносные трещины; 2, 3 — дайки:
2 — диабазового порфирита, 3 — кварцево-
го сиеиит-порфира; 4, 5 — туфолавы квар-
цевого порфира: 4—покровные, 5 — обра-
зующие некк; б — верхнепалеозойские
кварцевые порфиры
И'
СУРЬМА
Сурьма принадлежит к числу металлов, известных в древности,
когда она использовалась для изготовления красок. Одно из ран-
них описаний свойств и способа ее получения дано немецким ал-
химиком В. Валентином в 1604 г. Освоение в промышленных мас-
штабах началось в XX в. Сурьма придает прочность, твердость и
коррозионную устойчивость сплавам со свинцом, медью и цинком;
ее соединения характеризуются огнестойкостью. Наиболее емкими
и традиционными потребителями сурьмы являются автомобильная,
полиграфическая, химическая и стекольно-керамическая промыш-
ленность; кроме того она применяется в электротехнической и
электронной промышленности, при производстве красок и пропи-
ток. Сурьму получают из сурьмяных, ртутно-сурьмяных и золото-
гурьмяных руд, попутно из полиметаллических, оловянных и воль-
фрамовых руд. Цена сурьмы 3500 дол./т. В капиталистических и
развивающихся странах в 1981 г. добыча сурьмяного концентрата
составила 36,8 тыс. т,-общие запасы сурьмы оцениваются в 1 млн.
”91 тыс. т. Уникальные месторождения (Гравелотт в ЮАР) содер-
13* 195
жат более 100 тыс. т металла, крупные 100—30 тыс. т, средние
30—10 тыс. т и мелкие — менее 10 тыс. т. Богатые руды содержат
сурьмы более 5, рядовые 5—2, бедные — менее 2 %.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Имеется два стабильных изотопа сурьмы с массовыми числами
121 и 123 при некотором преобладании первого. Кларк сурьмы
5-10“5%, коэффициент концентрации очень высокий — порядка
100 000. Величина кларка мало измеряется для магматических по-
род, она несколько увеличивается (до 1•10~4 %) в производных
базальтоидной магмы. Источник сурьмы, как и ртути, по мнению
ряда геологов, ювенильный — подкоровый. Гидротермальные раст-
воры, содержащие сурьму, поступали в верхние горизонты земной
коры по глубинным разломам. В растворах сурьма находилась в
комплексных соединениях в виде тиокислот типа Na3SbS3. Возмо-
жен перенос в галогенидах типа SbCl3, обладающих высокой ле-
тучестью. Сурьмяные минералы осаждались в интервале темпе-
ратур 400—50 °C. В экзогенных условиях происходит окисление
первичных сульфидных минералов, содержащих сурьму. Возни-
кающий при этом сульфат сурьмы очень неустойчив и быстро гид-
ролизуется, переходя в оксиды и гидроксиды — сурьмяные охры.
Они развиты в зоне окисления эндогенных месторождений.
Известно 75 минералов сурьмы. Главнейшим в первичных ру-
дах является антимонит Sb2S3 (71,4 %), меньшее значение имеют:
в первичных рудах — ливингстонит HgSb4S? (51,6), бертьерит
FeSb2S4 (57,0%), гудмундит FeSbS (57,8), тетраэдрит CuI2Sb4Si3
(29,2), джемсонит Pb4FeSbeSi4 (35,4), буланжерит Pb5Sb4S'n (25,7)
надорит PbSbO2Cl (31); в окисленных рудах — валентинит
Sb2O3 ромб. (83,5), сенармонтит Sb2O3 куб (83,5), сервантит Sb2O4
(79,2), кермезит Sb2S2O (75,0) и стибиоконит (Са, Sb) Sb2O6
(О, ОН) (76,4).
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
Месторождения сурьмы формировались из низкотемпературных
гидротермальных растворов, возможно, имевших отдаленную па-
рагенетическую связь с производными базальтоидной магмы
подкоровых очагов. Они образовались в позднюю стадию геосин-
клинального этапа, особенно при тектоно-магматической активи-
зации платформ и областей завершенной складчатости, поэтому
часто локализуются в зонах влияния глубинных разломов. Кале-
донских и более древних месторождений сурьмы неизвестно. Неко-
торые из них формировались в герцинскую металлогеническую
эпоху, но главная масса образовалась в киммерийскую и особенно
в альпийскую эпохи.
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Среди промышленных месторождений сурьмы выделяются: 1) плу-
тоногенные гидротермальные, 2) вулканогенные гидротермальные,
3) стратиформные.
196
Плутоногенные гидротермальные месторождения
Представлены двумя рудными формациями: кварц-антимопитовой
монометальных сурьмяных (иногда с золотом) руд и комплекс-
ных руд, содержащих Sb, As, Те, Au, Ag, W, Cu, Pb и Zn,
Месторождения кварц-антимонитоеой формации
В СССР они известны в Якутии (Сарылах) и Красноярском крае
(Раздольнинское, Удерейское), за рубежом — в ЧССР (Ikamioi.),
ЮАР (Гравеллот), Турции (Эздемир), Таиланде (Ратбурн), Ав-
стралии (Блю-Спек), Боливии (Чилкобийя) и Мексике (Гехока-
тес). Эти месторождения залегают в породах алюмоспликапюго
состава — песчаниках, глинистых сланцах, метаморфических слан-
цах и гнейсах. Приурочены к региональным разломам, зонам дроб-
ления и трещиноватости. Форма рудных тел преимущественно'
жильная. Системы кулисообразных жил прослеживаются на ки-
лометры и даже десятки километров по простиранию и на глуби-
и
и*
Рис. 87. Строение руд-
ного тела месторожде-
ния Сарылах. По П. По-
лянскому.
I — песчаники; 2 — алевро-
литы; 3 — катаклазирован-
пые породы; 4 — зоны дроб-
ления и расслаицевания;
5 — кварцевая жила с гнез-
дово-вкрапленными сурьмя-
ными рудами; 6 — массив-
ные сурьмяные руды
197
ну 1000—1200 м, существенно не изменяя своего минерального
состава. Размеры отдельных рудных жил в длину и по падению
до 300—500 м; мощность их изменяется от 0,1 до 5—6 м, иногда в
раздувах до 20 м, средняя 1—2 м. Богатые руды содержат сурьмы
от 2—3 до 40 %, в среднем 10 %.
Минеральный состав довольно простой. Главный рудный мине-
рал — антимонит, жильный— кварц; второстепенные — бертьерит,
гундмундит, пирит, арсенопирит, а также хлорит, серицит и сиде-
рит. Минералообразование происходит в две стадии: раннюю —
кварцевую и позднюю — сульфидную. Гидротермальные изменения
вмещающих пород на ранней стадии выражены окварцеванием,
хлоритизацией пиритизацией.
Сарылах. Находится в Якутии. Рудовмещающая толща сложе-
на крутопадающими песчаниками и алевролитами верхнего триа-
са. Изверженные породы, представленные штоком кварцевых дио-
рит-порфиритов, относятся к позднеюрскому комплексу малых
интрузий. Месторождение контролирует глубинный разлом севе-
ро-западного простирания, который разделяет площади напряжен-
ной линейной складчатости слабых дислокаций.
Рудное тело представлено кварц-антимонитовой жилой, приу-
роченной к центральной части зоны дробления северо-западного
простирания мощностью до 15—18 м (рис. 87). Протяженность
рудной жилы сотни метров по простиранию при увеличении мощ-
ности в раздувах, которые приходятся на горизонты песчаников.
Главный рудный минерал — антимонит, жильный — кварц; второ-
степенные— пирит, арсенопирит. Массивные текстуры руд развиты
в висячем боку жилы, гнездовые, прожилковые и вкрапленные —
в ее лежачем боку и на участках выклинивания. В приповерхно-
стных участках антимонит частично окислен и замещен сенармон-
титом и валентинитом. Околорудные изменения выражены в ок-
варцевании, серицитизации и пиритизации.
Месторождения формаций комплексных руд
К плутоногенным гидротермальным месторождениям этих форма-
ций относятся месторождения с рудами: шеелит-золото-антимони-
товыми (Воси в КНР), вольфрамит-антимонит-киноварными
(Барун-Шивея в Забайкалье, Сиань в КНР), антимонит-аргентит-га-
ленит-сфалеритовыми (Саншайн в США) и касситерит-антимони-
товыми (Сары-Булак в Средней Азии). Эти месторождения сред-
него и небольшого масштаба. Вмещающие породы представлены
терригенными отложениями, иногда карбонатными, и гранитоида-
ми. Вмещающие структуры — разломы, трещины и реже складки.
Форма рудных тел жильная, но встречаются также штокверковые,
трубообразные и согласные линзовидные залежи. По простира-
нию они прослеживаются на десятки — первые сотни метров, по
падению до 250—300 м при мощности от 0,1 до 2—3 м.
Минеральный состав достаточно сложный. Главный рудный ми-
нерал — антимонит, второстепенные — бертьерит, гудмундит, ар-
сенопирит, пирит, ферберит, шеелит, халькопирит, галенит, сфале-
198
рит, самородная сурьма, джемсонит, фалькманит и буланжерит;
главный жильный минерал — кварц, иногда карбонаты. Рудоотло-,
жение происходило в интервале 300—200°С в две стадии: ран-
нюю — бертьерит-антимонитовую и позднюю — шеелит — фербе-
рит-антимонитовую. Четко выражена вертикальная зональность:
комплексные руды, содержащие халцедоновндпый кварц, фербе-
рит, шеелит, киноварь и антимонит, находятся па средних и верх-
них горизонтах, на глубине они сменяются более простыми
кварц-антимонитовыми рудами.
Вулканогенные гидротермальные месторождения
За рубежом они известны в СРР (Бая-Маре, Бая-Спрые), Турции
(Тёкгёр, Акдашанайя Дере), Алжире (Хамман Н’Байль, Хамми-
мат) и США (Иеллоу-Пайн). Находятся в областях молодого и
современного вулканизма, а также в районах развития термаль-
ных источников. Связаны с андезитовыми и линаритовыми ком-
плексами. Часто приурочены к породам жерловой и субвулканиче-
ской фаций, но встречаются также среди известково-iлнппстых
отложений. Рудовмещающими служат структуры вулканического
происхождения — некки, кольцевые и радиальные трещины, а так-
же тектонические зоны дробления и трещиноватости. Рудные те-
ла представлены ветвящимися жилами, штокверками, трубообраз-
ными телами, согласными линзовидными и сложными грибообраз-
ными залежами. Размеры их небольшие—первые десятки метров
в длину по простиранию, до 200—250 м но падению при мощ-
ности от 0,1 до 10 м.
Руды сурьмяные и комплексные—мышьяково-сурьмяные, сурь-
мяно-серебряные и сурьмяно-оловянные. Главный рудный мине-
рал — антимонит, иногда оксихлориды сурьмы и свинца (надорит)
или простые оксиды — сервантит, второстепенные-—ливингстонит,
блеклые руды, галенит и сфалерит; жильные — халцедоновидный
кварц, серицит и карбонаты. В зоне окисления развиты сервантит,
стибиокоиит, лимонит. Гидротермальные изменения вмещающих
пород заключались в окварцевании и каолинизации. Минералооб-
разование происходило в одну скоротечную стадию.
Стратиформные месторождения
В СССР они известны в Средней Азии (Кадамджай, Джижикрут,
Терек), за рубежом — в КНР (Синьхуаньшань), НРБ (Рыбново),
Италии (Перетта) и Мексике (Сан-Хозе). Месторождения форми-
ровались в миогеосинклинальных зонах и на платформах; приуро-
чены к карбонатным отложениям, перекрытым сланцами. Харак-
терны пологоскладчатые структуры, брахиантиклинальные и сун-
дучные складки. Складчатость бывает осложнена надвигами и
крутыми разломами, игравшими роль рудоподводящих каналов.
В пологих, часто шарнирных участках складок образуются мош-
иые (до 200 м) межформационные залежи окварцованных извест-
199
няков— джаспероидов, обычно брекчированных. В них находится
большая часть рудных тел пластообразной или линзообразной
формы, тяготеющих к верхней части разреза, под сланцевыми эк-
ранами. Рудные залежи протяженностью по простиранию многие
сотни метров, иногда первые километры, прослеживаются по паде-
нию до 1000 м при мощности от нескольких метров до 40—50 м.
Стратиформные месторождения относятся к кварц-флюорит-анти-
монитовой формации. Руды сурьмяные и сурьмяно-ртутные. Со-
держание сурьмы в них 1—12 %, в среднем 1,5—3 %.
|==Ф ^^2
Рис. 88. Геологический разрез месторождения Кадамджай. По Н. Никифорову.
1 — песчано-сланцевые отложения силура; 2 — глинистые сланцы нижнего девона с прослоя-
ми песчаников и гравелитов; 3 — массивные известняки нижнекямеиноугольного возраста;
4 — иадвиги; 5 — разломы; 6 — роговиково-джаспсроидныо брекчии с оруденением
Главные минералы — антимонит и кварц; второстепенные —
киноварь, марказит, пирит, арсенопирит, буланжерит, джемсонит,
сфалерит, халькопирит, аурипигмент и реальгар, а также кальцит,
флюорит, серицит и барит. Гидротермальное изменение вмещаю-
щих пород относится к дорудному этапу и выражается в окварце-
вании, карбонатизации и пиритизации. Рудоотложение протекало
в две, на некоторых месторождениях в три стадии. В раннюю ста-
дию при температуре 205—105 °C образовалась основная масса
антимонита и цементационного кварца. В позднюю стадию при
•температуре 100—70 QC происходило выделение барита и кальци-
та, сопровождавшееся отложением реальгара, аурипигмента и не-
большого количества антимонита.
Кадамджай. Находится в Средней Азии. Участок сложен мас-
сивными и грубослоистыми нижнекаменноугольными карбонат-
ными породами, а также среднекаменноугольными и глинистыми
сланцами, на них надвинуты терригенные отложения девона и си-
лура. Встречаются дайки диабазовых порфиритов позднегерцин-
ского возраста. Месторождение приурочено к западному замыка-
200
нию Акташской субширотной антиклинали, ядро которой сложено
нижнекаменноугольными известняками, а крылья—среднекаменно-
угольными сланцами. К сводам небольших сундучных брахианти-
клиналей, осложняющих периклиналь Акташской складки, приуро-
чены межформационные пластообразные залежи рудоносных брек-
чий роговиков и джаспероидов. Рудоносные брекчии известны и
вдоль сбросов, осложняющих складчатость. Максимальной мощ-
ности (до 25—30 м) межформационные брекчии достигают в сво-
дах антиклиналей; на их крыльях она уменьшается (рис. 88).
Брекчии состоят из угловатых обломков (0,2—2 см) окварцован-
ных известняков и сланцев, сцементированных кварцем и гпиимо-
нитом. Распределение оруденения в брекчиях неравномерное; бо-
гатые согласные залежи антимонита локализуются под сланцевым
экраном и приурочены к антиклиналям с небольшим радиусом из-
гиба, осложненными разрывами. Встречаются линзовидные и жи-
лообразные рудные тела на пересечениях трещин.
Главный рудный минерал — антимонит, второстепенные — пи-
рит, марказит, реальгар, аурипигмент, халькопирит, сфалерит и
галенит; главный жильный — кварц, второстепенные — флюорит,
кальцит, барит, диккит и серицит. В зоне окисления широко разви-
ты кермезит, валентинит, сенармонтит, гидросервантит, стибиоко-
нит и арагонит.
Текстуры руд — массивные, брекчиевые, вкрапленные и полос-
чатые, реже прожилковые, гребенчатые, кокардовые и друзовые;
структуры — крупнокристаллические, радиально-лучистые, тон-
козернистые и метаколлоидные.
Гипогенное мипералообразовапие протекало в три стадии. В
первую стадию происходило метасоматическое окварцевание с об-
разованием роговиков по сланцам и джаспероидов по известня-
кам; оно сопровождалось незначительной серицитизацией и разви-
тием редкой вкрапленности пирита, халькопирита, галенита и сфа-
лерита. Во вторую стадию брекчии окварцованных пород цемен-
тировались кварцем и антимонитом, кальцитом и флюоритом.
В третью стадию образовались прожилки кальцит-реальгар-аури-
пигментового состава. Руды Кадамджая, судя по наличию брек-
чиевых текстур и метаколлоидных структур, формировались на
малых или умеренных глубинах.
РТУТЬ
Самородная ртуть известна более 2000 лет до и. э.; киноварь как
краска, лекарственное и косметическое средство применялась еще
древними греками и римлянами. Добыча ртути в IX—XI вв. про-
изводилась на юге Европы и в Средней Азии. Применение ее ос-
новано на ряде свойств: ртуть летуча при комнатной температуре,
интенсивно расширяется при нагревании, способна растворять дру-
гие металлы, образуя амальгамы с Au, Ag, Zn, Рв и Al. Ртуть ис-
пользуется в медицине, химической промышленности, электротех-
нике, приборостроении, во взрывчатых материалах, энергетике,
201
термоядерной технике и сельском хозяйстве. Она весьма токсична,
и ее использование требует особых мер предосторожности. Ртуть
получают из ртутных, ртутно-сурьмяных, ртутно-мышьяковых и
ртутно-золотых руд, а также попутно из полиметаллических, воль-
фрамовых и оловянных. Цена ртути 11500 дол./т. В капиталисти-
ческих и развивающихся странах в 1981 г. добыто 4,1 тыс. т рту-
ти, общие запасы ее оценивались в 367 тыс. т.
Уникальные месторождения (Альмаден в Испании) содержат
Солее 1000 тыс. т металла, очень крупные 100—25 тыс. т, крупные
25—10 тыс. т, средние 10—3 тыс. т и мелкие — менее 3 тыс. т. Бо-
гатые руды содержат ртути более 1, рядовые 1—0,2, бедные —ме-
нее 0,2 %.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Известно семь стабильных изотопов ртути с массовыми числами
196, 198—202 и 204, среди которых преобладает 202Hg. Кларк рту-
ти 8,3-10-6 %; коэффициент концентрации ее исключительно вы-
сокий— порядка 100 000. В магматических породах различного
состава содержания ртути близки к кларковому; увеличиваются
они в щелочных породах, являющихся производными базальтоид-
ных магм (1-10~4—1-10-2%). По мнению многих исследователей,
источник ртути ювенильный — подкоровый. Из мантии гидротер-
мальные растворы, содержащие Hg, Sb и As, поступали по глубин-
ным разломам. Растворы были высококонцентрированные щелоч-
ные сернисто-хлоридно-карбонатного состава. Перенос ртути в них
осуществляется в виде сульфидных комплексов (HgS22-), устойчи-
вых в щелочных растворах при низком окислительном потенциале
Eh (рис. 89). Осаждение сульфидов из этих комплексов происхо-
дит при окислении и уменьшении pH растворов. Роль кислых
растворов и хлоридных комплексов (HgCU2 ), устойчивых в об-
ласти низких значений pH и высоких положительных значений Eh,
ограничивается зонами окисления ртутных месторождений, а так-
же полями сольфатарной и фумарольной деятельности. В тер-
мальных источниках, связанных с действующими вулканами, ртуть
может мигрировать в газовом состоянии и в газовой фазе гидро-
терм.
Минералообразование на ртутных месторождениях происходит
в интервале температур 350—50 °C и давлении от 1500 до 30—
40 МПа, а в приповерхностных условиях —до 0,1 МПа. К главным
природным факторам, вызывающим рудоотложение, относятся вза-
имодействие растворов с вмещающими породами, окисление в при-
поверхностных условиях атмосферным кислородом, разбавление
вадозными водами; эти факторы действуют на общем фоне пони-
жения температуры и давления.
Главный минерал ртутных руд — сульфид ртути (киноварь) —
устойчив в зоне окисления и сохраняется на выходах ртутных руд-
ных тел, лишь в малой степени преобразуясь во вторичную порош-
ковую киноварь, самородную ртуть и каломель.
202
Рис. 89. Соотношения устойчивости м.жду некоторыми соединениями ртути
в воде при 25°C (а) и 250°C (б). По А. Оболенскому.
Сумма растворенной серы 1-10--%, хлора 1-10-,%. Поля устойчив^ги сульфидного н хло-
ридного комплексов нанесены при активности компонентой Ы0-1 и 1-10—*%
Известно 20 минералов ртути, но промышленное значение име-
ют лишь семь: киноварь триг. HgS (86,2%), метациннабарит куб.
HgS (86,2), самородная ртуть Hg, блеклая руда — шватцит
(Hg, Cu)i2Sb4Si3 (17), ливингстонит HgSb«S/ (22), кордероит
Hg3S2Cl2 (82) и каломель Hg2Cl2 (85).
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
Месторождения ртути являются постмагматическими гидротер-
мальными образованиями низких температур. Они, по-видимому»
имеют отдаленную парагенетическую связь с производными глу-
бинных подкоровых очагов базальтоидного магматизма Формиро-
вались главным образом в позднюю стадию геосинклинального
этапа, а также на этане тектоно ма1 мэтической активизации плат-
форм и областей завершенной складчатости. Часто приурочены к
зонам глубинных разломов; известны в пределах вулканогенных
поясов.
Каледонские и более древние месторождения ртути не установ-
лены. Возможно, они были уничтожены эрозией или процессами
метаморфизма. Существенное значение имела герцинская металло-
геническая эпоха. Основная масса ртутных месторождений фор-
мировалась в киммерийскую и альпийскую эпохи.
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Среди промышленных месторождений ртути выделяются: 1) плу-
тоногенные гидротермальные, 2) вулканогенные гидротермальные,
3) стратиформные.
203
Илутоногенные гидротермальные месторождения
В СССР они известны в Забайкалье (Ильдикан), Средней Азии
(Тепар) и Горном Алтае (Чаган-Узун), за рубежом — в КНР
(Воси), Ирландии (Гортдрам), Турции (Гюмюслер), Тунисе (Джа-
бель-Аджа) и США (Нью-Альмаден, Ныо-Идрия). Залегают среди
терригенных, карбонатных, гранитоидных, ультраосновных и ме-
таморфических пород. Приурочены к региональным разломам,
иногда глубинным, и трещинным зонам. Рудные тела обладают
жильной, трубообразной, линзовидной, штокверковой и гнезд'овой
формами. Чаще всего встречаются ветвящиеся жилы размером
первые сотни метров по простиранию и столько же по падению
при мощности 1—2 м, и трубообразные тела сечением до десятков
квадратных метров, прослеживаемые до глубины 1000 м и более.
Плутоногенные гидротермальные месторождения представлены
двумя главными рудными формациями: 1) кварц-хлорит-сери-
цит-киноварной, к которой относятся такие месторождения, как
Ильдикан в Забайкалье, Тепар в Средней Азии, Воси в КНР, Горт-
драм в Ирландии, Гюмюслер в Турции и Джабель-Аджа в Тунисе;
2) магнезиально-карбонатно-киноварной (лиственитовой), к кото-
рой принадлежат месторождения Чаган-Узун в Горном Алтае,
Ныо-Альмаден и Ныо-Идрия в США.
Месторождения кварц-хлорит-серицит-киноварной формации
Эти сравнительно небольшие месторождения характеризуются на-
личием комплексных руд: ртутно-сурьмяных, ртутно-золото-сереб-
ряных, ртутно-вольфрам-мышьяковых, ртутно-оловянных, ртут-
но-медных и ртутно-полиметаллических. Главные рудные минера-
лы — киноварь и шватцит, второстепенные — антимонит, ферберит,
шеелит, арсенопирит, галенит, сфалерит, халькопирит; главный
жильный, минерал — кварц, второстепенные — карбонаты, серицит,
хлорит, флюорит и барит. Гидротермальные изменения силикатных
пород заключались в окварцевании и хлоритизации, карбонат-
ных — в окварцевании, карбонатизации, баритизации и флюори-
тизации.
Рудоотложение, по В. Федорчуку, происходило в несколько
стадий в интервале температур 250—150 °C из концентрированных
(до 10—100 г/т) многокомпонентных гидротермальных растворов.
Четко выражена вертикальная зональность при небольшом ее раз-
махе, проявляющаяся в том, что ртутные минералы, которые вы-
деляются последними, слагают верхние горизонты месторождения.
Месторождения магнезиально-карбонатно-киноварной формации
Характеризуются наличием сравнительно простых ртутных руд.
Преобладающий рудный минерал — киноварь, второстепенные —
пирит, арсенопирит, и антимонит, характерны редкие минералы —
зигенит, бравоит, миллерит и герсдорфит. Главные жильные мине-
ралы— железистый доломит, анкерит и кварц, второстепенные —
магнезит, кальцит, диккит, битумы; реликтовые — тальк, серпен-
тин, фуксит и хромит.
204
Процесс минералообразования, по В. Кузнецову, включает три
стадии: 1) раннюю магнезиально-карбонатно-кварцевую с пири-
том, арсенопиритом, антимонитом и киноварью; 2) главную — про-
дуктивную— доломит-киноварную (150—100 °C); 3) послеруд-
ную — кальцитовую. Дорудные метасоматиты представлены лист-
венитами, состоящими из кварца и карбонатов (магнезит,
брейнерит и доломит). Околорудные изменения проявляются в ар-
гиллизации, окварцевании, карбонатизации и дополнительной лист-
венитизации. Несмотря на значительный размах оруденения по
вертикали, достигающий на отдельных месторождениях более
1000 м, существенных изменений в минеральном составе руд не
наблюдается. Месторождения магнезиально-карбонатно-киновар-
ного типа характерны для зон глубинных разломов, сопровожда-
емых гипербазитовыми (серпентинитовыми) поясами, с которыми
они ассоциируют пространственно и структурно.
Вулканогенные гидротермальные месторождения
В СССР они известны па Чукотке (Пламенное), Камчатке (Чем-
пура), в Приамурье (Ланское), Средней Азии (Аксагата), Закар-
патье (Большой Шаян, Боркут), за рубежом — в Италии (Мон-
те-Амиата), СФРЮ (Идрия), Алжире (Ислаим), Турции (Казыз-
мах), Японии (Итомука) и США (Мак-Дермит, Опалит, Кордеро,
Сульфур-Бенк). Находясь в областях современного или молодого
вулканизма и развития термальных источников, они ассоциируют
с андезитовыми, трахилипаритовымп и липаритовыми формациями,
являющимися производными базальтовых магм. Месторождения
приурочены как к лавам, туфам, туффитам, экструзивным, субвул-
каническим и жерловым фациям, так и к породам терригенно-кар-
бонатных комплексов, сопряженных с вулканогенными формация-
ми. Часто контролируются вулканогенными структурами — каль-
дерами, вулкано-тектоническими депрессиями, вулканическими
куполами, субвулканическими телами и некками, синвулканически-
ми кольцевыми разломами, сбросами и надвигами, а также зонами
трещиноватости.
Рудные тела имеют жильную, штокверковую, трубообразную,
гнездовую, линзовидпую, пластообразную и более сложные формы.
Обычно залегание их крутое, но пластообразные залежи и верх-
ние части грибообразных тел залегают полого, согласно с вме-
щающими вулканогенно-осадочными отложениями кальдерных
озер. Их размеры — сотни метров по простиранию при мощности
от нескольких метров до первых десятков метров; по падению они
ограничены глубиной 200—250 м, хотя на крупных месторождени-
ях (Монте-Амиата) они прослеживаются до глубины около 1 км.
Руды характеризуются сложным минеральным составом. Среди
ртутных минералов наряду с киноварью обычно встречаются ме-
тациннабарит и самородная ртуть, иногда каломель и кордероит,
реже реальгар, аурипигмент, антимонит, марказит, пирит, гале-
нит, сфалерит, халькопирит, аргентит, пираргирит, серебристое
205
золото и серебро. Среди нерудных минералов характерны опал, са-
мородная сера, алунит, каолинит, монтмориллонит, гипс, барит;
менее распространены карбонаты, галлуазит, цеолиты и твердые
углеводороды. Содержание ртути изменяется от 3—5 % в богатых
рудах до 0,1—0,2 %, в бедных. Ртутные руды обычно формируются
в одну стадию, но иногда ей предшествует более ранняя стадия, в
которую отлагались галенит, сфалерит и халькопирит.
Вулканогенные гидротермальные месторождения относятся к
опалит-киноварной формации, которая ассоциирует с другими
вулканогенными месторождениями: серными, мышьяковыми, сурь-
мяными или золото-серебряными. В этой формации выделяют пять
минеральных типов: карбонатно-полиаргирит-киноварный (Мон-
те-Амиата в Италии, Идрия в СФРЮ), кварц-диккит-киноварный
(Кордеро в США), опалит-киноварный (Опалит, Мак-Дермит в
США), шватцитовый (Кульпольней на Чукотке; Рудняна в
ЧССР; Лос-Мантос в Чили; Орд в США), травертиновый (Апа-
пель на Камчатке; Сульфур-Бенк в США).
Иногда в пределах рудных полей эти минеральные типы обра-
зуют вертикальную зональность, как, например, на рудном поле
Опалит в США. Здесь гидротермальные растворы, поднимаясь
вдоль зоны главного рудоподводящего разлома, на глубине от 75
до 250 м сформировали столбообразное тело богатых руд
кварц-диккит-киноварного состава (месторождение Кордеро), вы-
ше в приповерхностных условиях образовались штокверковые ру-
ды в раздробленных опалитах (месторождение Опалит) и, наконец,
на поверхности, среди озерных осадков, возникла пластовая за-
лежь вулканогенно-осадочных руд, содержащих помимо киновари,
метациннабарита и самородной ртути, оксихлоридные соединения
ртути — кордероит и макдермитит (Мак-Дермит).
Таким образом, вулканогенные месторождения ртути характе-
ризуются приповерхностными (десятки — первые сотни метров) и
иногда даже поверхностными условиями образования. Они форми-
ровались в зоне циркуляции вадозных вод, обогащенных кислоро-
дом. Смешение их с глубинными гидротермальными растворами
обусловливало выпадение таких нестабильных минералов, как ме-
тациннабарит и самородная ртуть. Рудоотложение происходило
из слабощелочных, иногда слабокислых газово-жидких растворов
хлоридно-натриевого состава. Согласно термометрическим иссле-
дованиям, температурный диапазон минералообразования значи-
тельный— от 400° до 70 °C, но рудоотложение происходило глав-
ным образом в интервале 190—70 °C (месторождения Пламенное,
Чемпура). Ртутные руды из термальных источников выделялись
при температуре ниже 100 °C.
Пламенное. Находится на Чукотке, на окраине Охотско-Чукот-
ского пояса. Участок сложен нижнемеловыми лавами, лавобрекчи-
ями, игнимбритами и туфами липаритов, образующими вулкани-
ческий купол. Они прорваны штоками субвулканических андези-
тов, гранитоидов и диоритов мелового возраста. Вулканическая
толща, залегающая почти горизонтально, осложнена серией кру-
206
тых разломов, сопровождающихся брекчиями и зонами метасом а-
титов (рис. 90).
Главное рудное тело пластовой формы залегает согласно
в верхней части покрова липаритов, возраст которых 102—105
млн. лет (апт-альб); кроме того, имеются лип ювпдные рудные те-
ла, приуроченные к секущим зонам нарушений, Выделяются ртут-
ные, сурьмяно-ртутные и сурьмяные руды. Главные рудные мине-
ралы— киноварь и антимонит, из жильных — кварц, второстепен-
ные — пирит, марказит и реальгар, а также халцедон, каолинит,
| |/ |oZ<|2 | |з limllllB Vs/A5 I* + +lg |~~~|g I*, *\io
\^' \iz I 4 \13 I //I® {^<2® |Ж I® [х60'|/7 |X 30‘|/<S
Puc. 90. Схема геологического строении месторождения Пламенное. По П. Баб-
кину.
1— четвертичные отложения; 2—4 — липариты: 2 — мелкопорфировые; 3 — со следами те-
чения, 4 — крупнопорфировые; 5 — туфолавы и туфы линаритового соствва; 6 — диориты;
7 — андезиты; 5—//— измененные породы: 8 — каолнннзированные, 9— хлорнтизнрованные,
10 — пиритнзированные, 11 — окварцованиые; 12 — зоны контактового метаморфизма; 13 —
рудные тела; 14— проявления сурьмяной минерализации; /5 — тектонические нарушения;
16 — зоны дробления; 17—19 — элементы залегания: 17 — контактов пластов и зон дробле-
ния, х 18 • следов течения в липаритах, 19 — трещин отдельности
серицит, гидрослюды, адуляр и хлорит. Текстуры руд — массив-
ные, вкрапленные, прожилковые, пятнистые, крустификационные
и друзовые; структуры — аллотриоморфные, коррозионные, цемен-
тационные и выполнения.
В предрудный этап образовались гидротермальные метасома-
титы, которые размещаются зонально: центральная зона (мощ-
ность 3—5 м) сложена монокварцитовыми кварц-каолинитовыми
207
метасоматитами, промежуточная — кварц-серицитовыми метасо-
матитами с ртутным оруденением, а внешняя — слабоизмененными
(окварцованными) липаритами. Рудоотложение происходило в од-
ну стадию — при температуре 145—70° выделялись минералы двух
парагенетических ассоциаций: ранней кварц-антимонитовой и
поздней кварц-киноварной.
Горизонтальная зональность оруденения проявлена в смене от
центральной части месторождения к его флангам сурьмяных руд
ртутно-сурьмяными и затем ртутными. Возраст месторождения
позднемеловой: связано оно с кислыми дериватами вулкано-плуто-
нического комплекса.
Рис. 91. Схематический геологиче-
ский разрез месторождения Монте-
Амиата.
/ — четвертичный поток трахитов; 2, 3 —
отложения мела: 2 — известняки, 3 —
сланцы; 4 — рудное тело (оруденелые
брекчии); 5 — разломы
Монте-Амиата. Находится в Италии. За последние 100 лет
эксплуатации извлечено 100 тыс. т ртути; общие запасы ртути
в оставшихся рудах 240—350 тыс. т. Участок сложен верхнемело-
выми известняками и сланцами, выше которых залегают гипер-
стен-лабрадоровые трахиты четвертичного вулкана Монте-Амиата.
Месторождение приурочено к сбросо-сдвигу северо-восточного
простирания-
Рудоносная зона сложена межформационной тектонической
брекчией, находящейся на пологом контакте осадочных пород
и вулканитов (рис. 91) . Мощная залежь брекчий прослежена
в длину на 30 км при ширине 10 км. Она имеет плащеобразную
форму и состоит из минерализованных блоков раздробленных
сланцев и известняков, сцементированных глинистым материалом.
В рудоносной зоне выделяются рудные тела в виде линз (мощно-
стью 5—10 м), гнезд и трубообразных тел; они прослеживаются
на глубину до 100—150 м где их мощность уменьшается. На
верхних горизонтах содержание ртути 3—4%, на нижних — 0,7 %
и менее; среднее содержание ртути по месторождению 1,5—1,8%.
Главный рудный минерал — киноварь; второстепенные — реаль-
гар, аурипигмент, а также самородная сера и флюорит. Текстуры
руд — массивные, брекчиевые, прожилковые и вкрапленные; струк-
туры— тонкозернистые и колломорфные. Вмещающие породы
подвержены интенсивному гидротермальному изменению — аргил-
литизации.
Возраст месторождения альпийский; оно связано с вулканиче-
скими термальными источниками и газовыми выделениями угле-
кисло-сероводородного состава, приуроченными к зонам разломов-
208
Стратиформные месторождения
В СССР они известны в Донбассе (Никитовка), Средней Азии
(Хайдаркан, Чаувай), на Кавказе (Сахалинское) и в Якутии
(Левосакынджин), за рубежом — в Испании (Альмаден), КНР
(Ваныпань), Перу (Хуанкавелика). Стратиформные месторожде-
ния находятся в областях стабилизации геосинклиналей или в зо-
нах активизации платформ. Характеризуются отсутствием непо-
средственных связей с магматическими породами и поэтому отно-
сятся к амагматогспным пли тслстсрмальпым. Эти месторождения
развиты среди терригенных или карбонатных комплексов пород,
собранных в куполовидные и сундучные антиклинали, иногда
сильно дислоцированные. Складчатость осложнена разрывными
нарушениями типа надвигов и поперечных сбросо-сдвигов.
Рудные тела представлены главным образом согласными плас-
тообразными залежами и линзами среди пористых песчаников или
брекчированных окварцованных известняков- С согласными зале-
жами сопряжены секущие рудные тела в виде жил и штокверков.
Мощность рудоносных горизонтов изменяется от нескольких мет-
ров до 30—40 м, они прослеживаются па многие сотни метров —
первые километры по простиранию и до 800—1000 м по падению
с сохранением типа оруденения, но с уменьшением мощности руд-
ных тел и содержания ртути: на верхних горизонтах оно иногда'
достигает 10—15 %, а на глубине составляет менее 1 %. Встреча-
ются многоярусные рудные залежи.
Главный рудный минерал-—киповарь, местами антимонит,
второстепенные — метациннабарит, реальгар, аурипигмент, пирит,,
марказит, арсенопирит, ливингстонит, галенит, сфалерит, халько-
пирит и блеклые руды; главные жильные минералы — кварц,
кальцит, диккит и флюорит, второстепенные — доломит, барит.,
хальцедон, серицит, монтмориллонит и накрит.
Процесс минералообразования длительный. В предрудную ста-
дию происходило гидротермальное изменение вмещающих по-
род— окварцевание с образованием джасперподов (220—140 °C
при давлении 33± 1 МПа), диккитизация, карбонатизация иаргил-
литизация. Рудоотложение протекало в три-пять стадий: в началь-
ные стадии при температуре 170—120 °C местами выделялся ан-
тимонит, который в последующие стадии, при снижении темпера-
туры до 135—120 °C, уступал место киновари. Послерудная стадия
(температура 240—105 °C) ознаменовалась формированием кварц-
флюорит-кальцитовых прожилков. Гидротермальные растворы, no-
il. Федорчуку, были слабоконцентрированными (до 5 г/л) и мало-
компонентными- Глубина формирования стратиформных место-
рождений ртути около 1000 м при значительном (иногда более-
2000 м) вертикальном размахе оруденения.
Выделяются месторождения трех рудных формаций: 1) кварц-
диккит-киноварной (Никитовка в Донбассе; Альмаден в Испа-
нии); 2) кварц-флюорит-антимонит-киноварной (Хайдаркан в
И--5150 , 209’
Средней Азии); 3) карбонат-киноварной (Адыркоу в Средней
Азии, Левосакынджин в Якутии, Ваньшань в КНР).
Месторождения кварц-диккит-киноварной формации
Никиговка. Находится в Донбассе. Участок сложен среднекамен-
ноугольной толщей, представленной переслаивающимися песчани-
ками, глинистыми сланцами, известняками и углями. Месторож-
дение приурочено к куполам, осложняющим антиклиналь субши-
ротного простирания. Складчатость сопровождается надвигами,
в том числе Никитовским («Секущая» зона). С ними сопряжены
диагональные разломы, пластовая и секущая трещиноватость.
Рис. 92. Геологический разрез месторождения Никитовка. По С. Кирикалице.
/ — глинистые сланцы; 2 — песчаники; 3 — угли; 4— разрывные нарушения; 5 — рудные те-
ла; 6 — минерализованные породы
Рудные тела представлены согласными пластовыми залежами
и жилами. Первые приурочены к зонам сочленения Никитовского
надвига с рудовмещающими песчаниками и к трещиноватым сво-
дам куполов (рис. 92). Вторые залегают в поперечных и диаго-
нальных трещинах Руды мопомстальные — ртутные. Главный
рудный минерал — киноварь, второстепенные — антимонит, арсе-
нопирит, пирит и марказит; жильные — кварц, диккит, серицит и
железистые карбонаты. Текстуры руд вкрапленные и прожилковые,
реже массивные и брекчиевые; структуры — метаколлоидные, це-
ментационные, выполнения и взаимных границ.
Рудоотложение происходило в пять стадий: 1) арсенопирито-
вую, 2) кварц-арсенопиритовую, 3) антимонит-карбонатную, -1)
антимонит-киноварную, 5) диккит-антимонит-киноварную. Темпе-
ратура выделения кварца 290—240 °C, киновари и антимонита
150—120 °C. Гидротермальные изменения вмещающих пород за-
ключаются в их окварцевании, аргиллизации, диккитизации и кар-
бонатизации.
Возраст месторождения позднегерцинский или киммерийский.
Изотопный состав серы сульфидов характеризуется однообразием
и близостью к составу серы метеоритов. Вероятно, рудоносные
растворы были связаны с подкоровыми очагами щелочно-базаль-
товых магм, проявившихся в виде андезит-трахиандезитового лай-
кового комплекса (возраст 200—230 млн. лет).
210
Альмаден. Находится в Испании. За 2000 лет извлечено около
500 тыс. т металла в рудах, содержавших до 10—12 % ртути Еже-
годно добывают 1500—2000 т ртути при среднем ее содержании
1,5 %. Участок сложен песчано-сланцево-вулканогспной толщен си-
лура— девона мощностью 4000 м. Вулканиты представлены лава-
ми и туфами базальтов, долеритов и кварцевых андезитов. Их
прорывают штоки лейкократовых гранитов (возраст 320 млн.
лет), дайки долеритов, риолитов и лампрофиров. Вул-
каногенно-осадочная толща слагает синклинальную складку суб-
широтного простирания, протягивающуюся на 25 км; она осложне-
на поперечными сбросами.
Рис. 93. Геологический разрез место-
рождения Альмаден.
I—3 — отложения нижнего силура: I —
песчаники, 2—глинистые сланцы, 3 —
углистые сланцы; 4 — пиритизированные
графитовые сланцы с прослоями извест-
няков верхнего силура; 5 — дайки диаба-
зового порфирита; 6 — рудоносные квар-
циты
Рудные тела представлены нластообразпыми и линзовидными
залежами, которые приурочены к крутопадающим горизонтам
кварцитов, перекрытых глинистыми сланцами (рис. 93). Мощность
пачки терригенных пород с рудоносными кварцитами 70 м. Длина
рудных тел по простиранию 250-—300 м при мощности 2—14 м, в
среднем около 10 м. По вертикали оруденение прослежено до глу-
бины 400 м. Главный рудный минерал — киноварь, второстепен-
ные— самородная ртуть, пирит, халькопирит, пирротин, марказит,
галенит, сфалерит и метациннабарит; главный жильный минерал
кварц, второстепенные — барит, кальцит, цеолиты и диккит.
На возраст и генезис Альмадена имеется две точки зрения
(В. Смирнов, 1978). Согласно первой, оно образовалось в альпий-
скую эпоху из гидротермальных растворов, о чем, в частности,
свидетельствует наличие богатых руд вблизи сбросов, вдоль ко-
торых наблюдаются каолинизация и ртутная минерализация. Сто-
14* 211
ронники другой гипотезы считают, что месторождение сформиро-
валось в каледонскую эпоху как вулканогенно-осадочное с более
поздним частичным преобразованием.
Месторождения кварц-флюорит-антимонит-киноварной формации
Хайдаркан. Находится в Средней Азии. Участок сложен массив-
ными и слоистыми известняками нижнего — среднего карбона и
глинистыми сланцами среднего — верхнего карбона. На них
надвинута толща силурийских сланцев. Рудовмещающими струк-
турами являются широтные антиклинальные складки сундучно-
го облика. Они осложнены продольными и поперечными разло-
мами, игравшими роль рудоподводящих каналов. Встречаются
дайки диабазовых порфиритов.
Оруденение приручено главным образом к брекчиям джаспе-
роидов — окварцованных известняков. Они образуют мощные
(до 40 м) пластообразные залежи на контакте массивных извест-
няков, слагающих ядра антиклиналей, и вышележащих глинистых
сланцев. Джеспероиды развиваются и вдоль разломов (рис. 94).
Рудные тела имеют пластообразную, линзовидную, трубо- и гнез-
дообразную формы. Они характеризуются крайне неравномерным
распределением ртути, концентрирующейся в рудных столбах,
приуроченных к «рудным капканам» (рис. 95), образованным
комбинацией структурных и литологических факторов.
Рис. 94. Геологический разрез месторождения Хайдаркан. По Н. Никифорову.
1—четвертичные отложения; 2 — песчаники, сланцы, конгломераты среднекамениоуголь-
ные; 3 — известняки среднекамеиноугольиые; 4— известняки нижнекаменноугольные; 5 —
песчаники и сланцы нижнего девона; 6 — сланцы и песчаники силура; 7 — джаспероиды
с киноварью; 8 — надвиги; 9—сбросы, сбросо-сдвиги
Выделяются ртутные и сурьмяно-ртутные руды. Главные руд-
ные минералы — киноварь и антимонит, жильные — кварц, флюо-
рит и кальцит; второстепенные — пирит, арсенопирит, блеклые
руды, гетчелит, ливингстонит, галенит, сфалерит, реальгар и
аурипигмент, а также серицит, диккит и барит. Текстуры руд —
вкрапленные, пятнистые, гнездовые, брекчиевые и массивные,
212
Рис. 95. Типы «рудных капканов». По В. Смирнову и В. Федорчуку.
а — в породах одного состава у сопряжения пологой и крутопадающей трещин; б — у со-
пряжения крутопадающей трещины с контактом экранирующей породы (сланцы), залега-
ющей иа более хрупком основании (известняки); в — па пересечении трещиной контакта
экранирующей породы; г — иа пересечении крутопадающей трещиной пачки тонкослоистых
известняков; д — в углу между трещинами, пересекающими джаспероиды; е —в трещино-
ватых изгибах пласта хрупких дж вс нс рои дон
гребенчатые, кокардовые и друзовые; структуры — гипидиоморф-
ные, графические, коррозионные и перекристаллизации.
Рудоотложение происходило в температурном интервале
!85—50 °C в три стадии; 1) кварц-флюорит-антимонит-киновар-
ную, 2) кальцит-киноварную, 3) реальгар-аурипигментовую. Ки-
новарь выделялась при температуре ниже 135 °C. Гидротермаль-
ное изменение пород заключалось в окварцевапии известняков,
серицитизации и аргиллизации сланцев,
Месторождения карбонат-киноварной формации
11риурочены к известнякам или доломитам. Представлены не-
крупными согласными пластообразными залежами внутриформа-
ционного типа. Характеризуются простым минеральным составом
РУД.
ПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ К РАЗДЕЛУ «ЦВЕТНЫЕ МЕТАЛЛЫ»
Бушинский Г. И. Геологйя бокситов. М., Недра, 1975.
Геология месторождений олова зарубежных стран/ Под ред. С. Ф. Лугова
•I М. Г. Руб. М., Недра, 1969.
Валетон И. Бокситы. М., Мир, 1974.
Вольфрамовые месторождения, критерии их поисков и оценки/ Ред.
Ф. Е. Апельцин. М., Недра, 1979.
Вулканогенные колчеданно-полиметаллические месторождения/ Под ред
Г Ф. Яковлева. М., Изд-во МГУ, 1979.
213
Глазковский А. А., Горбунов Г. И., Сысоев Ф. А. Месторождения никеля.
В кн.: Рудные месторождения СССР. Т. 2, 2-е изд., перераб. и доп. Ред. акад.
В. И. Смирнов. М., Недра, 1978, с. 5—76.
Глубинное строение и условия формирования эндогенных рудных районов,
полей и месторождений/ Отв. ред. акад. Ф. В. Чухров, М., Наука, 1983.
Жариков М. Г. Месторождения сурьмы. — В кн.: Рудные месторождения
СССР. Т. 2, 2-е изд., перераб. и доп. Ред. акад. В. И. Смирнов, М., Недра, 1978,
с. 269—284.
Кирпаль Г. Р„ Теняков В. А. Месторождения бокситов. — В кн.: Рудные
месторождения СССР. Т. 1, 2-е изд., перераб. и доп. Ред. акад. В. И. Смирнов.
М„ Недра, 1978, с. 262—345.
Колчеданные месторождения мира/ Под ред. акад. В. И. Смирнова. M.,i
Недра, 1979.
Колчеданные месторождения СССР. М„ Наука, 1983.
Кривцов А. И. Геологические основы прогнозирования и поисков медно-пор-
фировых месторождений. М., Недра, 1983.
Кузнецов В. А. Месторождения ртути. — В ки.: Рудные месторождения
СССР. Т. 2, 2-е изд., перераб. и доп. Ред. акад. В. И. Смирнов. М., Недра, 1978,
с. 274—318.
Лихачев .А П. Геологические особенности и классификация медноколчедан-
ных месторождений. — Зап. ВМО, ч. XII, 1983, вып. 1, с. 14—27.
Материков М. П. Месторождения олова. — В кн.: Рудные месторождения
СССР. Т. 3, 2-е изд., перераб. и доп. Ред. акад. В. И. Смирнов. М., Недра, 1978,
с. 223—291.
Металлогения ртути- Редакторы: В. И. Смирнов, В. А. Кузнецов, В. П. Фе-
дорчук, М., Недра, 1976.
Минцер Э. Ф., Попова Н. Н. Месторождения висмута. — В кн.: Рудные ме-
сторождения СССР. Т. 2, 2-е изд., перераб. и доп. Ред. акад. В. И. Смирнов. М.,
Недра, 1978, с. 247—268.
Наркелюн Л. Ф., Салихов В. С., Трубачев Л. И. Медистые песчаники и слан-
цы мира. М., Недра, 1983.
Павлова И. Г. Медно-порфировые месторождения: Л., Недра, 1978.
Первого В. А. Условия формирования и геолого-экономическая оценка про-
мышленных типов месторождений цветных металлов. Изд. 2-е, перераб. и доп.
М„ Недра, 1983.
Покалов В. Т. Месторождения молибдена. — В кн.: Рудные месторождения
СССР. Т. 3, 2-е изд., перераб. и доп. Ред. акад. В. И. Смирнов. М., Недра, 1978,
с. 117—175.
Платформенные бокситы СССР. М., Наука, 1971,
Попов В. С. Геология и генезис медно- и молибден-порфировых месторож-
дений. М., Наука, 1977.
Прогнозирование, поиски, разведка и геолого-экономическая оценка место-
рождений вольфрама (методическое руководство) / Под ред. Ф. Р. Апельцина и
Н. А. Хрущева. М., Недра, 1978.
Рудные месторождения района Бьютт в штате Монтана/ Ч. Майер, Э. Ши,
Ч. Годдард мл. и др. — В кн.: Рудные месторождения США. М., Мир, 1972,
с. 482—529.
Рудные формации эндогенных месторождений. Т. 1 и 2. М., Наука, 1976.
Симонов И. 3., Пожариский И. Ф. Месторождения меди. — В кн.: Рудные
месторождения СССР. Т. 2, 2-е изд., перераб. и доп. Ред. акад. В. И. Смирнов.
М„ Наука, 1978, с. 100—167.
Смирнов В. И. Колчеданные месторождения. — В кн.: Генезис эндогенных
рудных месторождений. М., Недра, 1968, с. 586—646.
Смирнов В. И., Горжевский Д. И. Месторождения свинца и цинка. — В кн.:
Рудные месторождения. Т. 2, 2-е изд., перераб. и доп. Ред. акад. В. И. Смирнов.
М„ Недра, 1978, с. 168—246.
Стратифицированные месторождения меди СССР. Л., Недра, 1973.
Структуры рудных полей и месторождений вольфрама, молибдена и олова.
М„ Недра, 1983.
Федорчук В. П. Геология ртути. М., Недра, 1983.
Хрущов Н. А. Молибден. М., 1961 (Труды ВИМС, вып. 19).
214
Щеглов А. Д., Буткевич Г. В. Месторождения вольфрама.— В ки.: Рудные
месторождения СССР. Т. 3, 2-е изд., перераб. и доп. Ред. акад. В. И. Смирнов.
М., Недра, 1978, с. 176—222.
Щерба Г. Н. Грейзеновые месторождения. — В кн.: Генезис эндогенных руд-
ных месторождений. М., Недра, 1968, с. 378—442.
Geology of Kuroko deposits. Tokio, 1974.
Bowen R., Gunatilak A. Copper: i’ts Geology and Economics. Applies Science
Publishers LTD, London, 1977.
Handbook of stratabound and stratiform ore deposits. Part' II, Regional stu-
ties and specific deposits. Vol. 5. Regional studies, vol. 6, Cu, Zn, Pb, and Ag
deposits, p. 1—585. Elsevier, Amsterdam — Oxford — N.-Y., 1976.
Hollister V. T. An appraisal of the nature and soucrce of porphyry Copper
deposits. — Mineral Sci. and Eng., 1975, No, 7, Ro 3, pp. 101—127.
Hutchinson R. W. Volcanogcnic sulfide deposits and their metallogenic signi-
ficance.— Econ. Geol., 1973, vol. 68, No. 8, p. 1223—1246.
Large R. R. Chemical evolution and zonation in volcanic Terrains. — Econ.
Geol., 1977, vol. 72, No. 4, p. 549—572.
Lowell G. D., Guilbed G. M. Lateral and vertical alteration — mineralization
zoning in porphyry ore deposits. — Econ. Geol., 1970, No. 4, p. 373—408.
Sillitoe E. S. The tops and bottoms of porphyry copper deposits.—Econ. Geol.,
1973, vol. 68, No. 6, p. 799—815.
Solomon M., Watshe L. The formation of massive sulphide deposits on the sea
floor. — Econ. Geol., 1979, vol. 74, No. 4, p. 797 -813.
Раздел III
РЕДКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ
Элементы, которые по ряду причин (позднее открытие, редкость
нахождения в природе, отсутствие спроса, трудности извлечения)
стали вовлекаться в промышленное использование только в по-
следние десятилетия, получили название редких. К ним относятся
более 30 элементов, которые разделяются на следующие группы:
1) редкие щелочные элементы — литий, рубидий, цезий; 2) легкие
элементы — бериллий; 3) редкие тугоплавкие элементы — тантал,
ниобий, цирконий, гафний; 4) редкоземельные элементы, или лан-
таноиды, и их аналоги (иттрий, скандий); 5) рассеянные элемен-
ты, накапливающиеся преимущественно в сульфидных рудах —
германий, рений, таллий, кадмий, индий, галлий, селен, теллур.
Таким образом, термин «редкие элементы» прямо не связан с
редкостью их нахождения в природе и является исторически сло-
жившимся понятием. Часто их называют редкими металлами, но
ввиду того что к ним относятся и металлоиды (например, селен),
термин редкие элементы более правилен. Хотя в число редких вхо-
дят элементы различных групп периодической системы, характери-
зующиеся неодинаковыми условиями поведения в земной коре, их
объединяет общая черта — все они имеют один или несколько гео-
химических аналогов среди широко распространенных породе- или
рудообразующих элементов, и чем теснее между ними геохимичес-
кая связь, тем меньше возможностей у редких элементов образо-
вырать свои собственные концентрации — месторождения, тем
больше они будут рассеиваться среди породе- или рудообразую-
щих элементов. Породообразующий элемент Р и его редкий гео-
химический аналог R образуют своего рода геохимическую пару
Р—R, например: К—Rb, Si—'Ge, Al—Ga, Mo—Re, Ti—Nb—Ta
Ca—TR, S—Se, Zn—Cd. Концентрация редкого элемента возмож-
на только при разделении путей миграции широкого распростра
пенного элемента Р и его редкого аналога R.
ЛИТИЙ
Литий был открыт в 1817 г. шведским химиком А. Арфведсоном
В прошлом веке он применялся в ограниченном количестве в ме
дицине. В дальнейшем вследствие своих особых свойств—необы
чайной легкости (плотность его самая низкая из всех металлов —
0,53 г/см3), большой теплоемкости, исключительной реакционно!
способности, легкости образования сплавов с Be, Mg, Al, Си, Pb —
он нашел применение более чем в 150 областях, в том числе в ме
таллургии, электротехнической, керамической и химической про
мышленности.
216
В связи с развитием атомной физики было установлено, что
изотоп 6Li (7,52 % от суммы стабильных изотопов 6Li+7Li) может
служить и источником получения трития, необходимого для осу-
ществления термоядерных процессов. Производство лития в ка-
питалистических и развивающихся странах резко возросло и со-
ставило в 1983 г. в пересчете на Ы2СО3 22 000 т. В 1983 г. 1 кг
металла чистотой 99,99% стоил 22—25 дол., а 1 т сподуменового
концентрата с содержанием 6 %, Li2O — 72—90 дол.
Ведущим типом месторождений являются гранитные пегматиты,
в которых присутствуют попутные компоненты — Та, Be, Sn, Cs,
полевой шпат и слюда. Калиевый полевой шпат в них обогащен
Rb и отличается низким К: Na модулем. Вредной примесью для
использования силикатов лития в керамической и стекольной про-
мышленности является железо. Богатые руды содержат 1,3—1,5,
реже до 2 % Ы2О, бедными считаются пегматиты, содержащие
0,6—1 % Li2O. Вторым источником получения лития служат обога-
щенные литием воды — рапа высохших озер, рассолы подземных,
а также сильно испаряющихся водных бассейнов, высокоминера-
лизованные иодо-бромпые нефтяные подземные воды.
Общие запасы Li2O в капиталистических и развивающихся
странах 15—20 млн. т, из них около 1 млн. т разведано и подго-
товлено к эксплуатации. Месторождения лития считаются круп-
ными при запасах 1 млн. — 500 тыс. т., средними 500—200 тыс. т,
небольшими — до 200—100 тыс. т.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Литий — литофильный, «коровый» элемент, концентрирующийся в
кислых магматических и осадочных глинистых породах земной
коры. Кларк его 2,9-10-3; содержание в континентальной коре зна-
чительно выше (3,3-10 3), чем в океанической (1,9-10-3). Коэф-
фициент концентрации порядка 500. Литий характеризуется двой-
ственной геохимической природой. Будучи типично щелочным
элементом, близким к Na, с которым он тесно ассоциирует бла-
годаря сходной величине своего ионного радиуса 0,068 нм, в эндо-
генных процессах он всегда следует за Mg, изоморфно его заме-
щает (по схеме 2Mg2+-«-Li+Al3+ или Mg24Al3+-«-Li+iSi4+) и во всех
минералах играет роль Mg2+ или Fe2+, находясь с ними в единой
координации. В связи с этим возникают литиевые аналоги боль-
шинства магнезиальных силикатов (литиевые пироксены, амфибо-
лы, слюды, хлориты).
При магматической кристаллизации из-за малой величины ко-
эффициента распределения между выделяющейся твердой фазой
и расплавом литий накапливается в поледних дифференциатах
гранитных комплексов и на конечных стадиях. Поэтому он и кон-
центрируется в самых поздних пегматитах и их малоглубинных
аналогах («редкометальных гранитах»). По этой же причине он
накапливается в остаточной рапе при кристаллизации солевых
систем. Литий отличается исключительной фторофильностыо и
217
высокой хлорофильностью (т. е. тесным химическим сродством
к хлору и фтору), благодаря чему при высокой активности фтора
он переходит в надкритическую, флюидную фазу и участвует
в грейзеновом процессе.
В экзогенных процессах пути миграции Li и Mg расходятся, на
первый план выдвигается связь Li с А1 и С1. Он накапливается
совместно с А1 в глинистых толщах, особенно в глинах засоленных
лагун, богатых С1.
Литий входит в состав 28 минералов, в основном силикатов и
фосфатов, но извлекается преимущественно из сподумена LiAl
[Si2O6], содержащего 6—7,5 %, LizO. Примерно 80 % всех запасов
лития в пегматитах связано со сподуменовыми рудами. На место-
рождении Бикита в Зимбабве основные литиевые минералы — пе-
талит LiAl[Si4Oi0] (3,5—4,5 %LizO) и лепидолит KLin(Fe, Mg)mX
XAlp[Si4—f/AI^Oio] (F, OH), (3—5,5%). Хотя петалит содержит
меньше LizO, чем сподумен, в нем отсутствуют примеси Fe, что-
позволяет использовать его без переработки для получения элек-
трокерамики. Спорадически литий в небольших количествах из-
влекается также из амблигонита LiAl[PO4](F, ОН) (6—9%),
эвкриптита LiAl[SiO4] (7—10 %) и циннвальдита KLiAl (Mg, Fe)
[Si3A10io] (F, ОН)г (3—4 %). Все литиевые минералы в гидротер-
мальных и гипергенных условиях необычайно легко изменяются,,
при этом литий из них выносится.
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
Эндогенные месторождения лития связаны с полями гранитных
пегматитов, формирующимися среди пород кордиерит-амфиболи-
товой фации метаморфизма, приуроченных к протяженным линей-
но-вытянутым геосинклинальным трогам на древних щитах (про-
тогеосинклиналям) и фанерозойским геосинклинально-складчатым
областям. Самые ранние по времени (3,0—2,8 млрд, лет) крупные
поля литиевых пегматитов формировались, когда на возникающих
протоплатформах с еще тонкой сиалической корой закладывались
узкие шовные прогибы (геосинклинальные троги), выполненные
терригенно-эффузивными образованиями, прослоенными телами
основных пород. В днищах этих трогов развивались гранито-гней-
совые купола, от которых вдоль прибортовых разломов отходили
пластовые тела материнских гранитов.
Литиевые пегматиты размещаются в верхнем ярусе троговых
комплексов и приурочены, как правило, к массивам основных по-
род. Они отходят достаточно далеко от материнских интрузивов и
часто не обнаруживают с ними пространственной связи. Таковы
крупнейшие месторождения Канады (Литиа, Ла-Корн, Квебек,
Ла-Круа, Онтарио и др.), Зимбабве (Бикита), Австралии (Лон-
дондерри и др.).
В фанерозое литий наряду с пегматитами концентрировался
также в слюдах редкометальных гранитов и грейзеновых образо-
ваний. Развитие их связано с периодом формирования гранитных
218
батолитов на средней стадии геосинклинального этапа и особенно
с позднегеосинклинальной и постгеосинклиналыюй стадиями обра-
зования гипабиссальных гранитных штоков. В первом случае они
формируют пояса, протягивающиеся вдоль срединных поднятий с
заключенными среди них срединными массивами, во втором — по-
ложение пегматитовых поясов контролируется постскладчатыми
разломами. В герцинское время образовались сподуменовые место-
рождения шт. Северная Каролина (Кинге-Маунтин, Бессемер Сити
и др.), являющиеся частью гигантскою пегмагитивого пояса Ап-
палачей. Наиболее молодые — альпийские пегматитовые поля с
литиевой минерализацией — выявлены в Афганистане.
На основании ряда геологических фактов и данных иютоппых
соотношений 87Sr/86Sr гранитные комплексы, с которыми связы-
ваются литиевые месторождения, следует считать коровыми, па-
лингенными, аллохтонными.
В кайнозое литий концентрируется в основном в различных
минерализованных водах.
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ V СТОРОЖА 1 НИИ
Промышленные месторождения лития локализуются в пегматитах
и в минеральных водах. В последние годы выявлены высокие кон-
центрации LWO (0,5—1 %.) в палеозойских кислых эффузивах, бо-
гатых фтором, расположенных в пределах кольцевых депрессий,
выполненных черными углеродисто-карбопагными глинистыми
сланцами. Литий заключен в основном в слюдах.
Рис. 96. Схема геологического строения сподуменового месторождения, пред-
ставленного крутопадающими жильными ветвями. По С. Эвенчик.
1 — архейские гранитогнейсы; 2—6 — нижиепротерозойские образования; 2 — горизонт кон-
гломератов, 3 — габброанортозиты, 4 — амфиболиты, 5 — тальк-хлоритовые сланцы, 6 —
пегматиты; 7 — дайки диабазов; 8— тектонические нарушения
219
Рис. 97. Полосчатые и участковые текстуры в пегматитах, формирующихся &
неспокойных тектонических условиях. По И Недумову.
/ — полосчатый мелко- и средпезсрнистый кварц-альбититовый агрегат; 2— кварц; 3~ тур-
малин; 4 — сподумен; 5 — микроклин
Пегматитовые месторождения
Литиевые пегматиты относятся А. Ферсманом к натро-литиевому
типу. По морфологическим особенностям, составу и внутреннему
строению среди них выделяются три разновидности.
1. Крутопадающие протяженные жильные ветви преимущест-
венно сподумен-альбитового состава без четко выраженной зональ-
ности, содержащие 15—25 %; сподумена. Это важнейший тип ли-
тиевых месторождений, в котором попутными компонентами явля-
ются Та2О5 (0,005—0,01 %), ВеО (0,04—0,07%), SnO2 (0,03—
0,08 %). По данным Л. Россовского, месторождения представлены
параллельными жильными крутопадающими линейно-вытянутыми
ветвями, протягивающимися на расстоянии от 1—3 до 15—20 км
и более вдоль региональных зон разломов (рис. 96). Мощность их
изменяется от 0,5—1 до 20—25 м, вертикальный размах сподуме-
нового оруденения достигает 3—3,5 км.
2 20
Вмещающие породы представлены в докембрийских трогах
пара- и ортоамфиболитами, габброанортозитами, биотитовыми
гнейсами, в фанерозойских геосинклиналях — песчано-сланцевыми
толщами, весьма редко мраморами, метаморфизованными до кор-
диерит-амфиболитовой фации. У контактов пегматитовых жил вы-
деляется маломощная оторочка мелко- или средпезсрпистого пег-
матита гранитной структуры, которая сменяется крупнозернистым
микроклип-кварц-альбит-сподуменовым пегматитом. В последнем
размеры выделений микроклина и сподумена увеличиваются и не-
редко достигают 0,5—1,5 м. Для них характерно ориептироваиное
расположение блоков микроклина и особенно сподумена, крис-
таллы которых большей частью располагаются грубо перпендику-
лярно контактам. Для пегматитов, формирующихся в неспокойных
тектонических условиях, характерно появление полосчатых и участ-
ковых текстур (рис. 97).
При значительном вертикальном размахе сподуменового ору-
денения наблюдается известная тенденция к вертикальной зональ-
ности. В апикальных участках пегматитовых ветвей накапливается
фтор, что приводит к появлению амблигонита, лепидолита, повы-
шению содержаний Та и Cs. В нижних участках ветвей сначала
падает содержание Та, затем Li. Вокруг сподуменовых пегматитов
наблюдаются широкие ореолы повышенных содержаний лития и
менее мощные, но более контрастные ореолы цезия (особенно
при наличии в пегматитах реликтов замещенного поллуцита). При
залегании их в амфиболитах вдоль контактов развивается турма-
линизация, более широко проявлена бнотитизацпя, при этом биотит
вблизи контактов содержит 6—8 % CsjO; образуется также лити-
евый амфибол — гольмквистит. В коре выветривания весь споду-
мен концентрируется в глинистых минералах.
Примерами этого типа могут служить месторождения США,
шт. Северная Каролина (Александер Каунти и др.), Канады
(пров. Квебек—Литиа, массив Ла-Корн), Испании (Лалин), Аф-
ганистана (Друмгал, Джаманак, Пасгушта и др.), а также неко-
торые месторождения СССР.
2. Пологозалегающие зональные тела микроклин-сподумен-аль-
битового и микроклии-петалит-альбитового состава. Содержат Та,
Cs, Li и Be, интересны как первостепенные танталовые и цезиевые
месторождения. Отличаются пологим залеганием и поэтажным'
расположением пегматитовых тел, при этом верхние этажи харак-
теризуются существенно танталовым оруденением, а нижние —
литиевым. Часто в значительных количествах присутствует пета-
лит, который во многих случаях распадается на агрегат сподуме-
на и кварца (LiAl [Si4Oi0]->LiAl [SizOe] +2SiO2), а также лепидо-
лит, иногда амблигонит и эвкриптит. К ним относятся уникальное
месторождение Берник-Лейк в пров. Манитоба (Канада), Бикита
(Зимбабве), а также ряд пегматитовых полей ССОР.
3. Мощные крутые трубо-, линзообразные и штоковидные пол-
подифференцированные тела микроклин-сподумен-альбитового со-
става с Та, Be и Cs, характеризующиеся крайне неравномерным
221
Рис. 98. Пегматитовое тело Этта-Майн в хр. Блэк-Хиллс, шт. Южная Дакота
(США). По И. Недумову.
1 — кварцевое ядро с кристаллами сподумена по периферии; 2 — мусковит-кварцевые обо-
собления с миароловыми пустотами; 3—7 — зоны: 3 — кварц-сподуменовая, 4 — сподумен -
кварц-клевеланднтовая с касситеритом, танталитом, бериллом, 5 — кварц-сподумен-микро-
клиновая с бериллом, 6 — альбит-мусковит-кварцевая с бериллом; 7 — кварц-микроклиновая
с олигоклаз-альбитом; 8 — метаморфические сланцы
гнездовым распределением минерализации и появлением в их цен-
тральных частях гигантских кристаллов сподумена, достигавших
длины до 15 м. К ним относятся пегматиты хр. Блэк-Хиллс (Этта
Майн, рис. 98; Пирлесс и др.) в Южной Дакоте (США), место-
рождения КНР.
По вопросу о генезисе литиевого оруденения пет единого мне-
ния. В. Никитин, В. Гордиенко и некоторые другие считают, что
весь сподумен образовался метасоматически в результате перера-
работки аплитов или кварц-микроклиповых пегматитов гидротер-
мальными растворами, привносящими натрий и литий. К. Власов,
А. Гинзбург, Н. Солодов, Л. Россовский и другие, вслед за А. Фер-
сманом, считают, что основная масса сподумена образовалась при
кристаллизации остаточного расплава-раствора, обогащенного Na
и Li.
При рассмотрении генезиса этих пегматитов необходимо учи-
тывать следующие физико-химические данные: а) литий, так же
как и фтор и натрий, резко снижает (до 550 °C) температуру крис-
таллизации гранита; б) работы по синтезу показали, что сподумен
без примесей может образоваться только при высоком давлении
(более 500 МПа); в то же время петалит без примесей кристалли-
зуется при низких давлениях; в) по данным гомогенизации газо-
во-жидких включений сподумен возникает в широком интервале
температур — от 580 до 220 °C, близкие данные получены В. Гор-
диенко для парагенного с нцм микроклина по геотермометру Бар-
та — 480—430 °C.
Таким образом, сподуменовые пегматиты образуются из весьма
низкотемпературного расплава; па первых стадиях кристаллиза-
ция происходит из расплава (приконтактовые зоны), затем из над-
критического и гидротермального растворов.
Минеральные воды
Примерно 60% всех мировых запасов лития приходится на мине-
ральные воды. Выделяется несколько разновидностей вод, богатых
литием.
1. Межкристаллизационная рапа высохших соляных и содовых
озер. Примером может служить высохшее озеро Серлс в Кали-
форнии (США), занимающее площадь в 70 км2, заполненное со-
леносной толщей (галит, сода, мирабилит) мощностью 15—25 м.
Эта толща разбуривается и насосами из нее выкачивается рапа с
содержанием 0,015 % Li2O. Из последней фосфоритами осаждают
литий в виде Li2Na[PO4].
2. Рассолы усыхающих водных бассейнов — озер, лагун, зали-
вов и морей. Таковы воды большого Соляного озера в США, шт.
Юта (0,013 % Li2O), рассолы Мертвого моря (0,004%), уникаль-
ные по содержанию лития (0,2 %) высыхающие озера (салары) в
пустыне Атакама (месторождение Салар де Атакама в Чили).
3. Подземные богатые рассолы. Примером является месторож-
дение Клейтон Велли в хр. Сильвер Пик в шт. Невада (США).
223
Рассолы, содержащие 0,08 % Li2O, заключены в кластических
осадках среди мощных андезитовых и липаритовых лавовых по-
токов, перекрытых аллювием.
4. Подземные воды нефтяных и газовых месторождений плат-
форменных областей, краевых и межгорных прогибов. Приурочены
обычно к меж- и подсолевым водоносным горизонтам нефтяных
структур. По составу хлоридно-кальциево-натриевые. Наряду с
Li2O (до 0,08 %) содержат Rb, Cs, J, Вг, Sr.
5. Термальные воды областей современного активного вулка-
низма также обогащены литием при общей низкой минерализации
вод, что благоприятствует его извлечению.
ЦЕЗИЙ И РУБИДИЙ
Цезий и рубидий открыты методом спектрального анализа его
создателями: рубидий в 1859 г. — Р. Бунзеном, цезий в 1860 г.—
Р. Бунзеном и Р. Кирхгоффом. Длительное время эти элементы не
имели практического значения. Благодаря исключительным свой-
ствам цезия — наибольшему из всех катионов размеру (‘0,165 нм),
наименьшему потенциалу ионизации (3,89 ev) и низ-
кой работе выхода электрона (1,87 ev) при облучении его
солнечными или космическими лучами, а также нагревании — он
становится источником потока электронов. На этом основано про-
изводство эмиссионных фотоэлементов, фотоэлектронных умножи-
телей, электронно-оптических преобразователей, солнечных бата-
рей. Большие перспективы открывает использование его в качест-
ве топлива в ионных ракетных двигателях для космических полетов,
а также для повышения эффективности работы плазменных гене-
раторов, т. е. непосредственного преобразования тепловой энергии
в электрическую, что осуществляется в магнитогидродинамических
(МГД) генераторах и термоэлектронных преобразователях
(ТЭП). Все это обусловило быстрый рост его производства — с
нескольких десятков килограммов до первых тонн. Предполагает-
ся, что к 2000 г. мировое производство (без социалистических
стран) достигнет 30 т. Рубидий используется в ограниченном ко-
личестве в медицине и аналитической химии. Прогнозная потреб-
ность в нем к 2000 г. порядка З т. В 1983 г. цена 1 кг цезия
составила 600—800 дол., а 1 т поллуцитового концентрата 300 дол.
Мировая промышленность базируется на поллуцитовых рудах пег-
матитовых месторождений, содержащих от 0,3 до 3 % Cs2O. В
штуфных рудоразборных концентратах содержание Cs2O не ниже
20 % • Уникальные по запасам месторождения содержат более
100 тыс. т Cs2O, крупные — тысячи тонн, средние — сотни тонн, а
мелкие — десятки тонн.
Оба элемента типично литофильные, концентрируются в ко-
нечных дифференциатах гранитных палингенных комплексов.
Кларк Cs 3,7-10-4 %, Rb 1,5-10-2 %; средние их содержания в
различных породах следующие (в 1-10” 4%): ультраосновных
224
0,1 (Cs) и 2,0 (Rb); основных 1,0 и 45; кислых 5 и 200. Коэффи-
циент концентрации цезия до 80000, рубидия 20. В резко различ-
ной концентрации цезия и рубидия состоит одно из самых ярких
отличий их геохимической истории.
Петрогенным аналогом цезия и рубидия является калий, но
поскольку ионный радиус у рубидия гораздо ближе к калию
(0,133 нм), чем у цезия (0,165 нм), то рубидий (0,149 им) пол-
ностью рассеивается в калиевых минералах и накапливается
только на конечных этапах кристаллизации в редкими пильных
гранитных пегматитах, входя в состав микроклина, руби шевого
мусковита и лепидолита (до 4,2 % Rb2O). Цезий же, бл.и одари
крупному размеру иона, входит только в состав минералов с
благоприятной для этого структурой (слюды, бериллы). Поэтому
он накапливается в остаточных растворах и образует свой соб-
ственный минерал — поллуцит (Cs, Na) [AISi2O6]nH2O (30—34 %
Cs2O).
Цезий легко образует с бором и фтором комплексные соедине-
ния типа Cs[BF4], в форме которых он и выносится. Среди возго-
нов некоторых вулканов встречен минерал авогадрит (К, Cs)
[BF4], Благодаря летучести Cs с В и F вокруг массивов редкоме-
тальных гранитов и пегматитов возникают ореолы повышенных
содержаний Cs, В и F. При залегании литиевых пегматитов среди
амфиболитов и неспокойных тектонических условиях формирова-
ния вокруг них развиваются процессы турмалинизации и особенно
биотитизации, при этом образующийся биотит содержит до 6—10 %
Cs2O. На участках экзоконтактовых изменений пород мощно-
стью до десятков метров содержание Cs2O до 0,1—0,3 % масс.,
они могут служить источником получения цезия. В щелочных
гранитах, сиенитах и их экзоконтактовых зонах накапливаются
минералы группы астрофиллита, содержащие до 2 % Cs2O. В пег-
матитах щелочных гранитов встречен цезиевый куплетскит (до
10% Cs2O).
Цезий входит в состав кислых и средних вулканических сте-
кол-перлитов (до 0,5 % Cs2O), при этом наблюдается прямая
зависимость между содержанием цезия и Н2О. Наиболее обога-
.щены цезием стекла вблизи тектонических зон, что свидетельст-
вует о более позднем привносе цезия в стекла. При экзогенных
процессах цезий и рубидий накапливаются совместно с калием в
соляных отложениях, рубидий входит в состав сильвина и карнал-
лита, цезий сорбируется илами или сохраняется в водах.
Практически весь цезий извлекается из поллуцита и получает-
ся попутно при переработке лепидолитовых и сподуменовых кон-
центратов. Потенциальными источниками его получения могут слу-
жить экзоконтактовые метасоматиты с цезиевым биотитом и вул-
канические стекла.
Рубидий получают попутно при переработке калийных солей
и лепидолитовых концентратов.
Все цезиевые месторождения относятся к формации редкоме-
тальных пегматитов. Они являются комплексными и наряду с це-
15—5150 225
зием содержат Та и Li, в меньшей степени Be и Sn (см .месторож-
дения лития).
Берник-Лейк. Это уникальное по масштабам месторождение
находится в пров. Манитоба (Канада), залегает среди метаморфи-
зованных осадочно-вулканогенных образований нижнего протеро-
зоя (2600 млн. лет) пород группы «Райс Лейк», представленных
амфибол-плагиоклазовыми сланцами, прорванными гранитами
(возраст 2000 млн. лет). Месторождение имеет многоярусное
строение. Главная пегматитовая залежь располагается в 900—
1000 м над гранитным массивом. Она представлена эллипсоидаль-
ным в плане телом широтного простирания, полого погружающим-
ся во все стороны под углами 10—30° и образующим сводообраз-
ный изгиб. Длина залежи более 1100 м (она погружается под оз.
Берник-Лейк), ширина 460 м, мощностью до 85 м. Под основной
залежью располагается второе тело.
Рис. 99. Вертикальный разрез пегматитового тела Танко (месторождение Бер-
ник-Лейк, Канада). По П. Черный и Р. Фергюсону.
1—7 — зоны: 1 — альбит-кварц-микроклииовая, 2— мелкозернистая кварц-альбитовая, 3 —
микроклин-альбит-сподуменовая» 4 — сподумен-кварц-амблигонитовая (с петалитом), 5 —
микроклин-альбит-кварцевая (с танталовой минерализацией), 6 — кварцевая. 7 — поллуци-
говая
Залежь имеет четко выраженное зональное строение (рис. 99)
с хорошо развитым кварцевым ядром. В центральной части на-
ходится поллуцитовая зона, расчленяющаяся на три линзы мощ-
ностью до 5 м каждая, сложенные практически одним поллуцитом.
Содержание Cs2O в них достигает 28 %- Подсчитанные запасы ру-
ды составляют 270 тыс. т при среднем содержании Cs2O 20,4 %.
Общие запасы оцениваются около 200 тыс. т Cs2O. Месторожде-
ние уникально и по содержанию тантала (4300 т Ta2Os с содержа-
нием 0,23%); весьма богато оно и литием (2,2—2,4 % Li2O). На
месторождение Берник-Лейк приходится 90 % всей мировой до-
бычи цезия и около 30—40 % добычи тантала.
БЕРИЛЛИЙ
Бериллий открыт в берилле в 1798 г. французским химиком
Л. Вокленом. Чистый металл был получен П. Лебо только через
100 лет после открытия элемента.
Бериллий отличается весьма низкой плотностью (1,847 г/см3)
при значительной твердости (1000—1500 МПа), высокой упругостью
(модуль упругости 3000 МПа) и теплоемкостью, а также самым
низким сечением захвата тепловых нейтронов (9-10 27 см2); бла-
годаря чему он используется в атомной технике. Бериллий иде-
альный материал для самолет»- и ракетостроения, создания кон-
структивных элементов космических кораблей. Он используется
также в гироскопических устройствах систем наведения и ориен-
тации в самолетах, баллистических ракетах, космических и под-
водных кораблях. Сплавы бериллия с Си, Zn, Pb и Sn широко при-
меняются для создания неискрящих сплавов, с AI и Mg — для осо-
бых сверхлегких сплавов. Бериллий используется как легирующая
примесь в некоторых сортах стали и для покрытий различных из-
делий (бериллизация). Добыча бериллиевых концентратов, со-
держащих 10 % ВеО, возросла с 1 тыс. т в 1940 г. до 100 тыс. т
в 1982 г. Цена 1 т концентрата выросла с 24—29 дол. в довоенные
годы до 140 дол. в 1983 г. Цена металлического бериллия (слитки
высокой чистоты) в 1983 г. составляла 195 дол./кг.
Ведущими рудами являются гранитные пегматиты, из кото-
рых берилл добывается преимущественно попутно с мусковитом,
танталовыми и литиевыми минералами, а также грейзены и квар-
цево-жильные месторождения (попутные компоненты W, Mo, Bi),
фенакит-бертрапдит-флюорптовыс метасоматиты и бсртрандитсо-
держащие эффузивы (попутно извлекается флюорит). Вредной
примесью (при использовании его в атомной промышленности)
являются редкие земли, характеризущиеся высокой способностью
поглощать нейтроны.
Запасы капиталистических и развивающихся стран оценива-
ются в 1200—1500 тыс. т ВеО, из которых больше половины при-
ходится на бедные руды (пегматиты), содержащие 0,04—0,06%
ВеО. Уникальное месторождение Томас-Рейпдж (Спер Маунтин)
в шт. Юта (США) представлено измененными эффузивами с бер-
трандитовой минерализацией, запасы его 200 тыс. т ВеО. Круп-
ными .считаются месторождения с запасами 100—40 тыс. т, рядо-
выми ^-40—10 тыс. т. Богатые руды содержат 0,5% ВеО и бо-
лее, бедные 0,04—0,1 %.
ГЕОХИМИЯ и МИНЕРАЛОГИЯ
В природе стабилен только один изотоп 9Ве. При ядерных реак-
циях, происходящих под воздействием космических лучей, возни-
кают изотопы 7Ве и 10Ве. Бериллий — литофильный элемент, кон-
центрирующийся в связи с палингенными гранитными, щелочно-
гранитными и нефелин-сиенитовыми магмами. Кларк его
3,8-10-4%. Среднее содержание в различных породах следующее
16* 227
(в 1-10~4%): в ультраосновных 0,2; основных 0,4; средних 1,8;
кислых 5. Во всех продуктивных интрузивных породах содержа-
ние ВеО более 5-10-4%. Коэффициент концентрации порядка 400.
Бериллий не имеет прямых геохимических аналогов среди по-
родообразующих элементов, но по геохимическим свойствам бли-
же всего к Si4+ и А13+. Несмотря на близость ионных радиусов
Ве2+(0,034 нм) и Si4+ (0,039 нм), изоморфизм между ними крайне
ограничен и возможен в весьма небольших пределах по схемам:
Na+Si4+-<-TR3+Be2+ (олигоклаз), 2Ca2+Si4+-<-2TR3+Be2+ (гранат,
везувиан), Mg2+Si4+-<-Ti4+Be2+ (пироксены, амфиболы). С А13+
его сближают близкие ионные потенциалы и величины относи-
тельной электроотрицательности, при этом Ве2+ может в незначи-
тельных количествах изоморфно замещать А13+ только в случае
нахождения последнего в четверной координации по схемам:
2Al3+-<-Be2’rSi4+ (мусковит, маргарит), К+А13+-<—Ва2+Ве2+ (мик-
роклин), Na+Al3+-<-Ca2+Be (олигоклаз) и т. д. Следовательно, бе-
риллий слабо рассеивается среди породообразующих минералов
и в основном концентрируется в форме собственных минералов,
количество которых достигает 55. Он характеризуется двойствен-
ной геохимической природой: в одних условиях (в кислых сре-
дах) он следует за кремнием, в других (щелочных средах) — за
алюминием, при этом он может становиться на место алюминия
в четверной координации, давая начало бериллиевым силикатам
(например, Na2[BeSi2O6] —чкаловит).
Бериллий — типично фторофильный элемент, он образует с F
и СО2 хорошо растворимые, устойчивые и летучие комплексы ти-
па [BeF4]2-, [BeF3]-, [BeF2]°, [Be(Co3)F]-, [Be(CO3)2]2-, кото-
рые легко гидролизуются при возрастании щелочности и темпера-
туры, образуя [BeF(OH)]°, [BeF(OH)2]~, [Ве(ОН)2]°,
[Ве(ОН)3]~. В форме этих соединений и происходит миграция бе-
риллия. Фтор играет роль экстрактора при отделении флюида от
гранитного расплава и выносит бериллий, обусловливая его кон-
центрацию в надкритических и гидротермальных растворах. Ру-
дообразование протекает при распаде комплексных соединений,
обусловленном изменением pH, давления, температуры и взаимо-
действием с вмещающими породами.
Ввиду низкого комбинированного коэффициента распределе-
ния он накапливается при фракционной кристаллизации в оста-
точных расплавах, при этом проявляются две тенденции в его по-
ведении— кристаллохимическое рассеяние в .породообразующих
минералах и уход в газовую фазу, сосуществующую с расплавом,
вследствие образования летучих его соединений. Какая из этих
двух тенденций будет превалировать, зависит от ряда факторов:
активности фтора, внешнего давления (глубины формирования),
щелочности пород и др. Поэтому бериллий либо накапливается в
гранитных пегматитах, либо выносится совместно с фтором и
концентрируется в грейзеновых и гидротермальных образованиях.
В экзогенных условиях бериллий тесно связан с алюминием и
в незначительной степени накапливается в глинах.
228
Известно 55 минералов бериллия, представленных силикатами
и алюмосиликатами (-—50 %), фосфатами (25%), оксидами и
боратами. В последние годы открыты экзогенные минералы, возни-
кающие в зоне окисления — фосфаты (мораесит, глюцин, урало-
лит) и арсенаты (беарсит). Промышленное значение имеют бе-
рилл Ве-»А12[SieOie] (10—12% ВеО), фенакит Be2[SiO4] (40—
44), бертрандит Be4[Si2O7] (ОН)2 (40—42), гельбертрапдит Ве4Х
Х[$<гО7] (ОН)2-пН2О (34), хризоберилл Л12[ВеО4] (18—20), ба-
рилит BaBe2[Si2O7] (16), гептгелышн (Zn, Mii)4BeSi34]aS, гель-
вин (Мп, Fe)4[BcSiO-tl«S (12 13). Второстепенные рудные ми-
нералы— эвклаз AI2Be2[SiO4]2(OH)2 (16 17) и лейкофан —
CaNaBc[SiOB]F (10—12). Примерно 75% всех мировых запасов
приходится на берилловые руды, в то же время наиболее бога-
тыми (содержащими 0,5—1% ВеО) являются фенакит-бертран-
дитовые, гельбертрандитовые, гентгельвиновые и барилитовые.
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
Промышленные месторождения бериллия формировались на сред-
ней и поздней стадиях геосинклинального этапа, а также па ста-
дии активизации платформ в связи с кислым и щелочным магма-
тизмом. Наблюдается эволюция в появлении различных место-
рождений во времени. Так, в протерозое возникали преимущест-
венно бериллоносные пегматиты, приуроченные к узким шовным
структурам — геосинклинальным трогам на древних щитах. С
площадями средне- и позднепротерозойской протоактивизации
связаны пегматитовые ноля и полевошпатовые приразломные ме-
тасоматиты с гептгельвиповой и фенакитовой минерализацией.
В каледонскую и герцинскую эпохи наряду с пегматитами, возни-
кают разнообразные скарново-грейзеновые, грейзеновые и квар-
цево-жильные месторождения^ В киммерийскую эпоху, в связи с
процессами активизации областей консолидированной складчато-
сти и проявившимся при этом субщелочном магматизме, в де-
прессиях, закладывающихся вдоль зон разломов, образуются фе-
накит-бертрандит-флюоритовые месторождения. Наконец, в аль-
пийскую эпоху при активизации стабильных структур возникают
флюорит- и топазеодержащие риолиты и их туфы с гельбертран-
дитовой минерализацией.
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Все месторождения бериллия эндогенные. Выделяются следую-
щие промышленные типы: 1) пегматитовые, 2) полевошпатовых
метасоматитов, 3) грейзеновые, 4) плутоногенные гидротермаль-
ные, 5) вулканогенные гидротермальные.
Пегматитовые месторождения
Это традиционный тип месторождений бериллия, на долю кото-
рых до последнего времени приходилась вся мировая добыча.
11аличие в них крупных кристаллов, нередко массой в несколько
229
тонн, способствует ручной их выемке и получению без какого-ли- 1
бо обогащения концентратов, содержащих 10 % ВеО. Берилл из 1
пегматитов извлекается преимущественно попутно при разработ- ’
ке их на мусковит, тантал, цезий или литий. Соответственно выде- ]
ляются редкометально-слюдоносные (бериллий-мусковитовые) и <
редкометальные (литий-цезий-танталовые, литиевые) пегматиты. |
Первые широко развиты в Индии, Бразилии, США. Локализу- |
ются в апикальных участках и флангах слюдоносных и наиболее )
глубинных редкометальных пегматитовых полей; возраст их пре- 1
имущественно средне- и позднепротерозойский, вмещающие по- i
роды метаморфизованы до кианит-амфиболитовой фации.
Пространственная связь пегматитов с гранитами не всегда
очевидна. Наиболее распространенная форма пегматитов — лин-
зообразная, с характерной концентрической зональностью и появ- '
лением в центральных частях тел кварцевых ядер иногда розо-
вого цвета. Максимальный размер тел 750X100 м (обычно
1004-200x204-30 м), мощность до 20 м. Крупные кристаллы бе-
рилла располагаются по периферии кварцевых ядер, а также в
крупноблоковых, пегматоидных зонах. Пегматиты по составу
кварц-олигоклаз-микроклиновые и кварц-микроклиновые с широ-
ко развитым кварц-мусковитовым замещающим комплексом и
слабо проявленной альбитизацией. Совместно с бериллом часто
встречаются черный турмалин, колумбит, циртолит, иногда ура-
нинит и монацит.
Характеристика бериллийсодержащих редкометальных пег-
матитов дана в главах «Литий», «Цезий и рубидий», «Ниобий и
тантал».
Месторождения полевошпатовых метасоматитов
Бериллиеносные полевошпатовые метасоматиты локализуются на
древних щитах в пределах длительно развивающихся зон древних
глубинных разломов. Вмещающие породы — древние граниты,
гнейсы, базиты, эффузивы — сильно катаклазированы, разгнейсо- !
ваны, иногда милонитизированы. При более поздней активизации i
интенсивно развиваются процессы микроклинизации, в меньшей (
степени альбитизации и грейзенизации, в породах основного со-
става— амфиболитизации, биотитизации. В узлах сопряжения та- j
ких зон с оперяющими их тектоническими нарушениями образу- -
ются рудные тела, представленные неправильными залежами
микроклинитов, кварц-микроклиновых, кварц-альбит-микроклино-
вых пород вплоть до альбититов (рис. 100). Рудные тела пред-
ставлены неправильными и невыдержанными сериями разветв-
ляющихся полого- и крутопадающих жил и линз, кулисообразно
заходящих друг за друга, простирающихся на сотни метров при
мощности до первых метров. Содержание ВеО достигает 0,5%.
Связь оруденения с интрузивами не выявлена. Оруденение пред-
ставлено в форме гентгельвина, реже фенакита; характерны так-
же флюорит, криолит и развивающиеся по нему поздние алю-
мофториды, циртолит, касситерит, виллемит, реже сульфиды.
230
При развитии процессов по дайкам диабазов и габбродиаба-
зов возникают существенно кварц-амфибол-альбитовые или
кварц-биотит-альбитовые породы, иногда альбититы. Они обога-
щены лейкофаном и бастнезитом, реже содержат фенакит, гель-
вин, бертрандит. Сил-Лейк (п-ов Лабрадор, Канада)—единствен-
ное месторождение бериллийносных фенитов. Образовано пласто-
выми телами щелочных сиенитов, прорывающих переелаивающи-
Рис. 100. Схема геологического строения части месторождения полевошпатовых
метасоматитов. По С. Яковенко.
1 кварц-сидерофиллитовые грейзены; 2—5 — метасоматиты: 2—альбит-полевошпатовые,
3 — слюдисто-полевошпатовые, 4 — полевошпатовые, 5 — кварц-полевошпатовые; 6—8 — гра-
ниты: 6 —с «очковыми» выделениями голубого кварца, 7 — «гисйсовидныс», 8 — мелкозер-
нистые; проекция рудных тел на дневную поверхность
еся сланцы и порфировые вулканиты Гренвильской структуры. В
экзоконтактах тел щелочных сиенитов, на их продолжении, вме-
щающие породы превращены в фениты — полевошпатовые мета-
соматиты, обогащенные эгирином, арфведсонитом, альбитом, кар-
бонатитами. Последние содержат мелкую вкрапленность и про-
жилки барилита. Встречаются также эвдидимит, ниобофиллит,
эвдиалит, нептунит, пирохлор. Содержание ВеО изменяется от
0,4 до 0,7 %, запасы его 15 тыс. т.
Грейзеновые месторождения
Приурочены к апикальным участкам гранитных куполов средней
и малой глубинности, располагаются среди гранитов, но чаще
над ними, в породах кровли. Представлены штокверковыми и
231
жильными телами. Нередко наблюдается вертикальная зональ-
ность— бериллиевые месторождения локализуются над куполами
редкометальных танталоносных гранитов и, в свою очередь, по
восстанию переходят в олово-вольфрамовые грейзены. Грейзено-
вые месторождения содержат обычно от 0,08—0,1 до 0,2—0 3 %
ВеО.
Рис. 101. Стадии грейзенового процесса
(I) и его соотношения с процессами альби-
тизации (II) и березитизации (III). По
П. Куприяновой.
1—3 — стадии грейзенового процесса: 1 — раннего
отложения, 2 — кислотного выщелачивания, 3 —
позднего отложения
Рудная минерализация может быть связана как с метасомати-
ческими образованиями, так и с жильным выполнением. И. Ку-
приянова выделяет три стадии грейзенового процесса (рис. 101):
1) раннее отложение (привнес А1, К, Be, Li, F, образование слюд,
в жильном выполнении преобладают полевые шпаты); 2) кислот-
ное выщелачивание (привнес Si, вынос всех катионов); 3) позд-
нее отложение (привнес А1, К, Be, в жильном выполнении преобла-
дают кварц, мусковит). Часто эти три стадии характеризуют раз-
личные вертикальные уровни месторождений в той же последова-
тельности снизу вверх. Минеральный состав грейзенов и берил-
лиевой минерализации зависит от состава вмещающих пород, по
которым развиваются процессы. Выделяются различные форма-
ции грейзенов (табл ]).
Таблица 1. Минеральный состав рудных формаций грейзенов
Формация Состав вмещающих пород Ведущие рудные минералы Сопутствующие минералы
Апоалюмосиликат- Песчаники, сланцы, Берилл, по которо- Циннвальдит, му с-
ная граниты, кислые эффузивы му иногда разви- вается бертрандит ковит, топаз
Апобазитовая Амфиболы, актино- лит-хлоритовые породы Берилл, фенакит, бавенит Биотит, флюорит, эпидот, кальцит
Апогипербазитовая Перидотиты, сер- пентиниты, талько- вые породы Изумруд, хризобе- рилл-александрит, фенакит Флогопит, флюорит, Be-маргарит, олиго- клаз
Аиокарбонатная Известняки Фенакит, хризобе- рилл, эвклаз Флюорит, муско- вит, эфесит
Особенно интересны апогипербазитовые и апокарбонатные
грейзены. Апогипербазитовые грейзены представлены серией зон
флогопитовых слюдитов мощностью от 0,5 до 5 м, среди которых
располагаются маломощные олигоклазовые, кварц-олигоклазовые
и флюорит-олигоклазовые жилы. Последние будинированы и
232
представлены разорванными ядрами-линзами, обжатыми флого-
питовыми слюдитами, которые, в свою. очередь, обрамляются ак-
тинолитовыми породами (рис. 102). В олигоклазовых жилах
встречается светло-зеленый берилл, в слюдигах — изумруд, алек-
сандрит, фенакит. На контактах олигоклазовых жил часто разви-
ваются бериллийсодержащие маргарит и фуксит. Таково строение
типичных месторождений изумрудов, которые рассматривались
А. Ферсманом как десилифицированные пегматиты.
Апокарбонатные грейзены представлены флюориювыми мета-
соматитами, развившимися по известнякам, пронизанным по мно-
гочисленным трещинкам литиевым маргаритом-эфеситим, муско-
витом, фенакитом, которые с глубиной сменяются хризобериллом'.
Все грейзеновые месторождения связаны постепенными перехода-
ми с плутоногенными гидротермальными образованиями.
Рис. 102. Геологический разрез месторождения, представленного флогопитовыми
слюдитами — апогипербазитовыми грейзенами.
/ — кварц-плагиоклазовые жилы; 2 — слюднтовые рудные зоны; 3 — диориты и диоритовые
порфиры; 4 — тальковые сланцы; 5—серпентиниты; 6 — кремиисто-углистые слайды и
кварциты
233
Плутоногенные гидротермальные месторождения
В связи с высоким содержанием бериллия (0,5—1,5 % ВеО)
большое внимание привлекает формация бертрандит-фенакит-
флюоритовых метасоматитов, близкая к апокарбонатным грейзе-
нам, но формирующаяся в несколько иных термодинамических
условиях (рис. 103). Она связана с гипабиссальными мелкими
куполами альбитизированных граносиенитов, кварцевых сиенитов
и щелочных гранитов, приуроченных к молодым зонам активиза-
ции областей консолидированной складчатости. В тех случаях,
в' ЕЕ2 11-Е ЕН ЕЗ5 EZ> EZ17
ЕН ЕЗ*
Рис. 103. Геологический разрез бертрандит-фенакит-флюоритового месторожде-
ния. По В. Гальченко.
1 — песчаники; 2 — сланцы; 3— известняки; 4— доломиты; 5 — фельзнт-порфнры; 6, 7 —
сиенит-порфиры: 6 — лейкократовые, 7— роговообманковые; 8 — диоритовые порфириты; 9 —
субщелочные граниты и граиосиениты; 10— биотитовые граниты; 11— габбродиорнты, гра-
додиориты и диориты; 12 — скарны; 13 — рудные тела; 14 — тектонические нарушения
когда подобные купола прорывают известняки и сопровождаются
дайками микросиенитов и диорит-порфиритов, над куполами и
вдоль даек развивается мощная флюоритизация, которой пред-
шествуют процессы скарнирования (везувиановые скарны) и мик-
роклинизации. Рудные тела образованы массивными и вкраплен-
ными флюоритовыми рудами, содержащими фенакит и бертран-
дит, реже лейкофан и эпидидимит. Наблюдается четко выражен-
ная зональность, заключающаяся в том, что непосредственно
вблизи куполов субщелочных гранитоидов развивается фенакит,
сопровождаемый иногда торитом, редкоземельными минералами
234
(ортит, бастнезит) и пиритом; на удалении от них ториевые и ред-
коземельные минералы исчезают, появляются бертрандит и каль-
цит, увеличивается количество сульфидов; широкое развитие по-
лучает галенит, возникают барит и халцедон. Оруденение контро-
лируется дорудными дайками, при этом наиболее богатые мас-
сивные руды возникают в узлах пересечения и сопряжения даек
различного направления. Сами дайки при развтип рудной мине-
рализации подвергаются флюоритизации и березигпзации. Поми-
мо даек оруденение приурочено к переслаивающимся пачкам
известняков и алюмосиликатных пород, а также к контактам из-
вестняков и пластовых тел скаполитизированных габбродиори-
тов; в пачках доломитов оруденение отсутствует. Примером ме-
сторождений данной формации может служить Агуачили в Мек-
сике. \
Вулканогенные гидротермальные месторождения
Приурочены к бортам третичных депрессий и связаны с тектони-
ческими нарушениями, контролирующими распределение вулка-
но-плутопогеппых комплексов. Оруденение располагается в сери-
цитизированных и окварцоваппых риолитовых туфах и туфолавах
вблизи штоков и даек риолитов и представлено вкрапленностью,
тонкими прожилками и нодулями — выполнением миндалевидных
пустот. Основные рудные минералы — бертрандит и его водные
разновидности (гельбертрандит, сферобертрандит) — ассоциируют
с халцедоном, опалом, адуляром, флюоритом, кальцитом, анкери-
том, гематитом-спекуляритом. Содержание ВеО на массу эффузи-
вов достигает 0,5—0,7%. Таково крупнейшее в мире месторожде-
ние Спер Маунтин (Томас-Рейндж) в шт. Юта, США.
На основании изучения газово-жидких включений в бериллие-
вых и сопутствующих им минералах установлены температурные
интервалы формирования различных месторождений: для пегма-
титов и грейзенов 750—200 °C, для всех остальных месторожде-
ний 550—200 °C, при этом берилл возникает в интервале 740—
130 °C, фенакит 405—340 °C, гептгельвин 525—340 °C, бавенит
370—350 °C, бертрандит 300—250 °C. Максимальное давление,
определенное но включениям для бериллов из пегматитов',
350 МПа, для фепакит-флюоритовых метасоматитов 60—70 МПа.
НИОБИЙ И ТАНТАЛ
Ниобий и тантал близки по своим свойствам и всегда встречаются
совместно. Английским химиком Ч. Гатчетом в 180Г г. впервые
был выделен из минерала, найденного в Колумбии, оксид нового
элемента, названного колумбием. В 1802 г. шведский химик
А. Экеберг выделил сходный оксид другого элемента, названный
танталом. Оба элемента считались идентичными, но в 1844 г.
Г. Розе доказал, что во всех минералах наряду с танталом при-
сутствует еще один элемент, весьма близкий к нему по свойствам,
который был им назван ниобием. Колумбит Гатчета оказался
235
смесью ниобия и тантала, но название колумбий вплоть до 1949 г.
сохранялось за ниобием, пока не было принято решение оставить
за элементом название ниобий.
Оба элемента весьма тугоплавкие. Они пластичны, ковки, сох-
раняют прочность при высоких температурах, не подвергаются
воздействию кислот. Ниобий широко используется в виде ферро-
ниобия, как присадка к нержавеющим сталям. Применяется в жа-
ропрочных сплавах, предназначенных для ракет, сверхзвуковой
авиации и ядерных реакторов. Небольшое поперечное сечение за-
хвата тепловых нейтронов (П-10-25 см2) делает его перспектив-
ным конструкционным материалом для ядерных реакторов. Нио-
бий, особенно с присадками Sn, Zr, Ge, отличается сверхпроводи-
мостью при низких температурах (18 К). Тантал используется в
радиоэлектронике, химическом машиностроении, а также для соз-
дания сверхтвердых и сверхтугоплавких сплавов.
Производство ниобиевых (50—55 % Nb2Os) и танталовых
(60 % ТагОэ) концентратов в капиталистических и развивающих-
ся странах в 1982 г. составляло соответственно 20 000 и 500 т
(без производства тантала из оловянных шлаков). Примерно
30 % тантала получается при переработке шлаков оловоплавиль-
ных заводов в Таиланде, Малайзии и Заире; общее производство
его составило 830 т Та2Об. Цена 1 т пирохлорового концентрата
(60 % Nb2Os) в 1983 г. была 3250 дол., колумбитового 7200 дол.,
танталитового 40 000 дол.
Мировые запасы (без социалистических стран) 15—20 млн. т
Nb2Os и 0,3—0,4 млн. т Та2Об. Уникальным месторождением нио-
бия являются карбонатиты Боррейро де Араша в Бразилии, со-
держащие до 4 % Nb2Os, тантала — пегматиты Берник-Лейк
в Канаде (0,24 % Ta2Og). Крупными считаются месторождения
с запасами более 500 тыс. т Nb2Os и 10—15 тыс- т Ta2Os, мелки-
ми— с запасами менее 100 тыс. т Nb2Os и 1—2 тыс. т Та2О5. Бо-
гатые месторождения содержат более 0,4—0,5 % Nb2O5 и 0,025 %
Та2Об, бедные 0,1—0,15% Nb2Os и 0,012—0,015% Та2Об. Посколь-
ку тантал значительно дороже и может быть извлечен попутно из
ниобиевых концентратов при соотношениях Nb:Ta не более 20:1,
все месторождения могут быть разделены на собственно ниобие-
вые (Nb:Ta>20:l), тантало-ниобиевые (Nb:Ta от 20:1 до 5:1) и
танталовые (Nb:Ta от 5:1 до 1:3).
ГЕОХИМИЯ и МИНЕРАЛОГИЯ
Известен только один стабильный изотоп ниобия с массовым
числом 93 и два стабильных изотопа тантала—180Та (0,012%) и
181Та (99,98%). Оба элемента литофильные, концентрации их
связаны с гранитными (особенно Та), щелочно-гранитными, не-
фелин-сиенитовыми, ультраосновными щелочными породами и
карбонатитами, а также процессами щелочного метасоматоза.
Кларк Nb 2-10_3%, Та 2,5-10-4%. Средние их содержания в раз-
личных породах следующие (в 1 -10—4 %): ультраосновных 1 и
236
0,02; основных 20 и 0,48; средних 20 и 0,7; кислых 20 и 3,5; в не-
фелиновых сиенитах 310 и 0,8. Коэффициент концентрации обоих
элементов порядка 50-
Породообразующий аналог обоих элементов — титан. Замеще-
ние Ti4+ на Nbbl протекает по схемам: Ti44Ca2+-<—Nb5+Na+ или
2Ti4+->Nb5'Fc^. При высокой концентрации Ti4+ происходит рас-
сеяние Nb5+ и Та5+ по титановым минералам, а в случае повышен-
ных содержаний ниобия и тантала-образованне магм.н нческих
месторождений, рудными минералами в которых являются тита-
наты, обогащенные ниобием и танталом (лопарит, днзаналит,
перовскит).
Вследствие низкого коэффициента распределения ниобия и
особенно тантала между продуктами фракционной кристаллиза-
ции палингенных гранитных магм и остающимся расплавом они
накапливаются в наиболее поздних дифференциатах многофаз-
ных интрузивных комплексов, при этом тантал образует более вы-
сокие концентрации, чем ниобий. Этим объясняется накопление
тантала и ниобия в граничных пегматитах и их малоглубпнных
аналогах — редкоМетальных гранитах, а также концентрация тан-
тала в наиболее поздних разностях и генерациях танталопиобатов.
Благодаря высокой летучести комплексных соединений тантала
с фтором он частично им экстрагируется и переходит во флюид,
так же как и олово. При этом тантал входит в состав касситерита
в виде микровключений собственных минералов. Появление высо-
ких концентраций ниобия (в меньшей степени тантала) в карбона-
титах, а также приразломных нолевошпатовых метасоматитах
свидетельствует об их глубинном источнике.
При общности путей миграции тантала и ниобия, их постоян-
ном совместном нахождении в природе протекают и процессы их
разделения, маркируемые отношением Nb:Ta, которое в среднем
для всех пород составляет 10:1—12:1. Все месторождения, связан-
ные сгранитами, характеризуются отношением Nb:Ta от 5:1 до 1:3.
Геохимически они отличаются повышенными содержаниями F, Li,
Rb, Cs, Be, Sn, иногда W. Для месторождений, связанных с суб-
щелочными и щелочными гранитоидами, а также зонами щелоч-
ного метасоматоза, соотношение Nb:Ta меняется от 8:1 до 14:1.
В них ниобий и тантал ассоциируют с F, Zr, TRCe, TRy, Th, U, реже
c Li, Be, Sn, Mo. Месторождения, связанные с миаскитовыми нефе-
линовыми сиенитами, характеризуются соотношением Nb:Ta от 50:1
до 250:1. В них Nb и Та ассоциируют с Zr, Th, TRce, Ti. Наконец,
месторождения, представленные агпаитовыми щелочными порода-
ми, характеризуются отношением Nb:Ta от 12:1 до 16:1, для них
весьма типичны F, Zr, Th, TRce, Ti. В связи с карбонатами воз-
никают как чисто ниобиевые руды с соотношением Nb:Ta =
= 100:1—250:1, так и тантало-ниобиевые, в которых это отноше-
ние изменяется от 2:1 до 3:1. Для них типичны ассоциации Nb и
Та, с Fe, Ti, Zr, Р, TRCe, U, Th, Sr, Ba.
Известно более 50 минералов, содержащих Nb и Та, не считая
многочисленных разновидностей. Важнейшими рудными минера-
237
лами являются: группа колумбита — танталита (Fe, Мп)
(Nb, Та)2О6 (75—86% Nb2O5-|-Ta2O5), воджинит (Мп, Fe)
(Та, Sn)2O6 (70 % Та2О5), группа пирохлора — микролита (Са,
Na)2 (Nb, Та)2О6 (ОН, F) (30—30 % Nb2O5 + Ta2O5), включающая
многочисленные разновидности (урано-танталовый пирохлор —
гатчеттолит, редкоземельно-танталовый пирохлор — мариньякит,
плюмбопирохлор И др.), лопарит (TJR'Ce, Na, Са) (Ti, Nb, Та)О3
(8—20% Nb2O5+Ta2O5), фергюсонит — YNbO4, броцанит CeNbO4
(38—58 % Nb2Oc) и др. Минералы группы колумбита, фергюсо-
нит, лопарит весьма устойчивы в зоне гипергенеза и накаплива-
ются в россыпях.
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
В связи с гранитным магматизмом месторождения ниобия и тан-
тала формируются на средней и поздней стадиях геосинклиналь-
ного этапа; в связи с щелочными интрузиями и щелочными глу-
бинными растворами они возникают на стадии • активизации
платформенного этапа. Известны танталоносные пегматиты всех
возрастов, но наиболее крупные и богатые месторождения (Бер-
ник-Лейк в Канаде, Бикита в Зимбабве, Воджина в Австралии)
имеют ранне- и среднепротерозойский возраст. Месторождения,
представленные приразломными полевошпатовыми метасоматита-
ми, связаны с зонами активизации древних стабилизированных
складчатых структур, возраст их чаще всего позднепротерозой-
ский. Карбонатиты, приуроченные к глубинным разломам на плат-
формах, имеют возраст не древнее 1800 млн. лет, но чаще всего
они фаиерозойские. Самыми молодыми являются купола аль-
битизированных гранитов, возникшие в позднюю стадию раз-
вития геосинклинально-складчатых областей, чаще всего мезо-
зойских.
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
К промышленным типам ниобиевых и танталовых месторождений
принадлежат: 1) магматические, 2) пегматитовые, 3) альбитито-
вые, 4) полевошпатовых метасоматитов, 5) карбонатитовые, 6) вы-
ветривания, 7) россыпные.
Магматические месторождения
К ним относятся лопаритоносные стратифицированные массивы
агпаитовых нефелиновых сиенитов, связанные с тектоно-магмати-
ческой активизацией древних щитов и представленные округлыми
в плане массивами центрального типа, имеющими в вертикальном
разрезе воронкообразную форму. Один из подобных массивов за-
нимает площадь 300 км2 и характеризуется многофазным строени-
ем (рис. 104). Он сложен тремя последовательно сформировавши-
мися комплексами пород: пойкилитовыми нефелиновыми сиенита-
ми, стратифицированными породами ряда луявриты—фойяиты—
238
уртиты и прорывающими и частично перекрывающими их эвди-
алитовыми луявритами. Рудоносны породы стратифицированного
комплекса, сложенные весьма выдержанными пологозалегающи-
ми горизонтами — слоями лейкократовых (фойяиты), мезократо-
вых (уртиты.. ювиты) и меланократовых (луявриты, малиньиты)
щелочных пород, которые, закономерно переслаиваясь, образуют
устойчиво повторяющиеся ритмы. В пределах последних от верх-
них слоев к нижним увеличивается содержание темноцветных ком-
понентов (щелочных пироксенов, амфиболов) и акцессорных ми-
нералов, в частности лопарита. Он концентрируется в ннжннх ча-
стях наиболее меланократовых слоев ритмов в породах луявриго-
Рис. 104. Схематический геологический разрез массива стратифицированных не-
фелиновых сиенитов.
/ — гнейсы архея,• 2 — фениты; 3 — пойкилитовые и порфировидиые нефелиновые сиениты;
4—6 — стратифицированный комплекс; 4 — фойяиты, 5 — лоппритовыэ луявриты» 6 — урти-
ты; Z—эвдиалитовыс луявриты
вого и малиньитового состава, где количество его достигает 5—
10°/о. В результате возникают своеобразные рудные тела — мало-
мощные (от 0,4—0,5 до 1—2 м) «пласты», которые протягиваются
через весь массив. Минеральный состав их: нефелин, калинатро-
вый полевой шпат, эгирин, щелочной амфибол, содалит, цеолиты и
акцессорные — лопарит, виллиомит, апатит, эвдиалит, рамзаит,
мурманит-ломоносовит, сфсп, магнетит, пирит, пирротин.
Лопарит — комплексное сырье, из него извлекаются Та, Nb,
TRce. Ti. Рудные концентраты содержат 0,5—0,6 % Ta2Os при соот-
ношениях NbjOi/TasOg от 13:1 до 14:1.
Пегматитовые месторождения
Тантал частично извлекается попутно из сподуменовых пегмати-
тов (см. месторождения лития) и пегматитов, содержащих поллу-
цит (см. месторождения цезия и рубидия). Основная мировая
добыча приходится на микроклин-сподумен-(петалит)-альбитовые
пегматиты, содержащие от 0,02 до 0,03 % Ta2Os при соотношениях
Nb:Ta от 1:1 до 1:3.
Танталовая минерализация представлена колумбит-танталитом,
иксиолитом и мангантанталитом нескольких генераций и разно-
видностей. Наряду с крупными выделениями всегда присутствует
239
тонкая вкрапленность. При высокой концентрации тантала и обед-
ненности железом вместо мангантанталита и касситерита возникает
воджинит. На поздних стадиях процесса при развитии лепидолити-
зации образуются микролит, иногда симпсонит, угандит, стибиотан-
талит и другие танталовые минералы. С глубиной интенсивность
развития танталовой минерализации падает, а литиевой возрастает.
Геохимически пегматиты характеризуются высокой концентрацией
Мп, Ta>Nb, Li, Rb, Cs, Be, В, Sn, P, TI, Ga, появлением иногда
Bi, Sb.
Наряду с жильными сериями в отдельных регионах мира (хр.
Блэк-Хиллс, Южная Дакота, США; Монгольский Алтай, КНР)
встречаются аналогичные по составу пегматиты, представленные
зональными, полнодифференцированными штоками или трубками.
Оруденение в подобных месторождениях гнездовое и рудные мине-
ралы достигают гигантских размеров (Этта Майн, хр. Блэк-Хиллс).
Альбититовые месторождения
Эти месторождения возникают в складчатых областях на посторо-
генных этапах их развития и связаны с многофазными гранитными
комплексами. Продукты конечных фаз локализуются в узлах со-
пряжения тектонических зон и встречаются в виде небольших (до
1 км2) штоков, куполов, формирующихся на глубинах порядка 1—
2,5 км. Кровля куполов часто осложнена гребневидными выступа-
ми и апофизами. Последние в отдельных случаях переходят в дай-
ки, имеющие иногда субэффузивный облик и содержащие стекло
топазового состава (онгониты).
Состав пород этих штоков весьма своеобразен — в них появля-
ются выделения микроклина и «горошковидного» кварца, разрас-
тающиеся в массе мелко-среднезернистого гранита. В то же время
они обогащены альбитом, содержат топаз (до 20 %), циннвальдит
или лепидолит, касситерит, колумбит-танталит, микролит, стрюве-
рит, вольфрамит, сфалерит (рис. 105). Микроклин часто амазони-
тизирован, в гранитах наблюдаются многочисленные жилы и про-
жилки кварц-амазонитового состава. В тех случаях, когда такие
купола прорывают песчано-сланцевые толщи, над ними и со сторо-
ны их пологих контактов развиваются циннвальдитовые грейзены,
при нахождении их в известняках — зоны флюоритизации, нередко
с бериллиевым оруденением. С глубиной танталовая минерализа-
ция затухает, лепидолит сменяется циннвальдитом и далее прото-
литионитом, падают содержания касситерита и топаза, уменьшает-
ся количество альбита и порода переходит в слабоальбитизирован-
ный протолитионитовый гранит. Над куполами альбититов обычно
размещаются кварцево-жильные образования с олово-вольфрамо-
вой минерализацией.
Содержание Та20з в апикальных частях куполов 0,01—0,02%,
непосредственно под кровлей до 0,03—0,04%, но быстро падает
с глубиной.
Особую разновидность представляют альбититы нефелиновых
сиенитов. В зонах эндо- и экзоконтактов массивов нефелиновых
240
сиенитов типа миаскитов нередко интенсивно проявлена альбити-
зация, которая приводит к превращению как самих нефелиновых
сиенитов, так и вмещающих их осадочно-метаморфических пород
в альбититы. Процессы альбитизации обычно кон кодируются тек-
тошческими зонами, проходящими по контактам массивов щелоч-
ных пород, и в некоторых случаях сменяются локально проявлен-
ной карбона юзацией. С обоими процессами свя iano редкометаль-
ное оруденение, дополнительно с альбитизацией ннрохлоровое и
цирконовое, с карбонатизацией — ннрохлоровое. Поскольку содер-
жания Nb2Os и ZrO2 в них невысокие, большою практическою
значения они не имеют.
|+~+1з|У^
Рис 105 Геологический разрез редкометальных альбититов. По Н Залашковои.
/ — сланцы и песчаники, 2—6—граниты 2 — двуслюдяные порфировидные, 3— порфиро-
видиые альбит микроклиновые с мусковитом, 4 — амазонит альбититовые с циннвальдитом,
5 — танталоносные амазоннт-альбитовые с циннвальдитом и лепидолитом, 6 — наиболее бо-
гатые танталом альбитовые с лепидолитом, 7 — тектонические нарушения
Наряду с охарактеризованными танталоносными альбититами
в зонах активизации стабилизированных складчатых структур воз-
никают мелкие массивы субщелочных и щелочных гранитов с Zr,
Та—Nb, TR и криолитовой минерализацией, выделяемые в отдель-
ную формацию редкометальных субщелочных гранитов. По мине-
ральному составу и многим особенностям они весьма близки к при-
разломным полевошпатовым метасоматитам.
Месторождения полевошпатовых метасоматитов
Локализуются в зонах активизации и связаны с региональными
разломами, проходящими в пределах фундамента платформ либо
в областях завершенной складчатости Вдоль этих разломов проте-
кают процессы щелочного метасоматоза, которые накладываются
на прогрессивно метаморфизованные породы различного состава.
Максимально развиты процессы в узлах сопряжения тектонических
нарушений, флексуроподобных перегибов, участков переклиналь-
ных замыканий складок Вследствие интенсивного развития кали-
шпатизации, альбитизации и окварцевания возникают кварц-поле-
вошпатовые породы, близкие к сиенитам, кварцевым сиенитам или
щелочным гранитам. При развитии процессов по гнейсам биотит
замещается рибекитом-арфведсонитом, затем эгирином Связь про-
цессов метасоматоза с какими-либо интрузивными образованиями
не отмечается.
16—5150 241
. Образующиеся метасоматиты часто содержат до 5—10% крио-
лита (по которому развиваются различные алюмофториды), флюо-
рит, флюоцерит, гагаринит, циркон и малакон, танталсодержащий
редкоземельный пирохлор (марцньякит) и плюмбопирохлор, реже
колумбит, фергюсонит, ильменит, торит. Месторождения представ-
лены вытянутыми залежами, не имеющими четких геологических
контуров с вкрапленными и прожилково-вкрапленными рудами.
Основной рудный минерал — пирохлор, обогащенный TR, содержа-
щий 4—6%) Та2ОБ при соотношении Nb:Ta порядка 10: 1—12: 1.
Nb2Os присутствует в количестве от 0,15—0,2 до 0,6%, ZrO2 от 1
до 2 %. Геохимически отличаются повышенными содержаниями F,
7г, Nb, Та, TRce, TRY, Th, U, Mo, иногда Li, Sn, Be.
Карбонатитовые месторождения
Карбонатиты и коры их выветривания стали важным источником
получения ниобия. Все карбонатитовые месторождения располага-
ются на платформах, древних щитах и четко приурочены к глубин-
ным разломам. Выделяются две их разновидности.
1. Округлые, реже линзовидные массивы центрального типа и
концентрического строения, в которых карбонатиты выступают
как конечные дифференциаты ультраосновных — щелочных комп-
лексов. В пределах таких зональных массивов от периферии к
центру наблюдается смена гипербазитов (оливинитов — перидоти-
тов) более поздними нефелин-пироксеновыми породами, реже
якупирангит-мельтейгит-ийолитами, мелилитовыми породами, не-
фелиновыми сиенитами и карбонатитами, располагающимися в
центре таких концентрических массивов (прямая зональность).
Реже наблюдается обратная картина — карбонатиты в виде коль-
цевых даек обрамляют округлые массивы, центральные части
которых сложены гипербазитами (обратная зональность).
Массивы ультраосновных — щелочных пород и карбонатитов
могут формироваться в различных условиях глубинности и, в
частности, выходить на поверхность, при этом возникают вулканы,
извергающие карбонатитовую лаву (Олдонья Ленгаи, Кения), или
сохраняются древние вулканические конусы, жерла которых вы-
полнены карбонатитами. Однако подобные образования не содер-
жат редкометального оруденения. Более глубинные образования
характеризуются значительно большей площадью развития карбо-
натитов (от 0,1—0,2 до 2—3 км2 и даже до 20 км2), в них постоян-
но наблюдается вкрапленность апатита, пирохлора, бадделеита,
флогопита. Таковы массивы Восточного Саяна (рис. 106), Алдана,
Джугджура в СССР, а также Ока и Сант-Оноре в Канаде.
Карбонатиты часто сопровождаются своеобразными апатит-
форстерит-магнетитовыми породами с кальцитом, которые описаны
под названиями фоскориты, камафориты, нельсониты. В одних из
них резко преобладает магнетит и они становятся железными ру-
дами (Ковдорский массив СССР н др.), в других—апатит (Пала-
бора, ЮАР), но в них постоянно в виде акцессорных минералов
242
встречаются бадделеит, реже гатчеттолит, пирохлор, циркелит, а
также халькопирит. Сами карбонатиты — образования многоста-
дийные, ранние кальцитовые сменяются доломитовыми и далее
анкеритовыми, которыми завершается карбонатитовый процесс.
Пирохлоровое и гатчеттолитовое оруденение, сопровождаемое
апатитом, бадделеитом и циркелитом, харакюрно главным обра-
зом для конца кальцитовой стадии. При анкармтиапцци пирохлор
псевдоморфно замещается колумбитом. Па фоне бедного содержа-
ния Nb2O5 (0,1—0,15% на масеу карбонатита) выделяются отдель-
ные зоны и участки с содержанием 0.3 0,7% М)2Ов ч более. Так,
среднее содержание для руд месторождения Пнобек (Сант Оноре)
в Канаде 0,6- 0,7%.
Оруденение с глубиной порядка 1—1,5 км практически не из-
меняется.
2. Линейно вытянутые зоны карбонатитов, часто в древних тол-
щах, не обнаруживающие связи с ультраосновными — щелочными
Рис. 106. Схема строения зонального Нижнесаянского массива ультраосновных—
щелочных пород и карбонатитов. По А. Фролову.
1—4 — карбонатиты: 1 — анкеритовые (а — мелкозернистые, б — крупнозернистые), 2— ам-
фнбол-кальцнтовые (а—зоны, б—жилы). 3—пегматоидные форстерит- и днопенд-кальцнтовые
(а—жилообразные тела, б—останцы и реликты в более поздних образованиях), 4~крупно-
зернистые авгит-биотит-кальцитовые; 5 — пикритовые порфирит-альнеиты; 6 — щелочные и
нефелиновые сиениты; 7—породы серии якупирангит — нйолит — уртит; 5—габбродиабазы;
9— кварц-слюднстые сланцы и песчаники; /0 —площадь развития останцов пикритовых
порфиритов-альиентов; 11— ореол анкернтнзации кальцитовых карбонатитов; /2 —тектони-
ческие нарушения; 13— полосчатость в карбонатитах; 14 — элементы залегания сланцева-
тости — слоистости
16* 243
породами, но сопровождающиеся широко развитыми процессами
фенитизации вмещающих пород (чаще всего гнейсов). Вместо
пирохлора в них основным рудным минералом иногда является
броцанит-цериевый аналог фергюсонита (Украинский кристалли-
ческий щит).
Месторождения выветривания
Современные площадные коры выветривания, обогащенные колум-
битом, возникают в тропических странах, где широко развиты ко-
лумбитоносные граниты. Таковы молодые щелочные граниты
плато Джос в Нигерии, возникшие по кольцевым разломам и
связанные с мезозойской активизацией кристаллического фунда-
мента Нигерии. Наряду с корами выветривания колумбит концен-
трируется в делювиально-аллювиальных россыпях, образующихся
на склонах и в аллювиальных россыпях по долинам рек, стекаю-
щих с плато. Примерно 65 % колумбита добывается из выветре-
лых гранитов и 35% — из россыпей.
Существенное значение имеют также площадные и особенно
линейные коры выветривания на карбонатитах, в которых содер-
жится до 10—15% Р2О5 и до 1—4% Nb2Os. Глубина распростране-
ния линейных кор, приуроченных к тектоническим зонам, нередко
достигает 100 м. На отдельных массивах линейные коры, представ-
ленные лимонитизированной сыпучкой, переходящей с глубиной в
дезинтегрированные обохренные карбонатиты, перекрыты аллюви-
ем и закарстованы.
Россыпные месторождения
Известны делювиально-аллювиальные и аллювиальные россыпи
танталита, возникающие при размыве редкометальных пегматито-
вых полей и представляющие интерес даже при содержаниях тан-
талита 10—15 г/м3. Особо благоприятны для их образования поло-
гие падения тел и большое количество рудоносных пегматитов,
размыв пегматитов на всем их протяжении, что бывает в случае,
когда долины рек проходят по простиранию пегматитовых полей.
В связи с хрупкостью танталита он дальше чем на 1 км обычно не
переносится и концентрируется совместно с касситеритом. Поэтому
концентраты россыпей всегда имеют танталит-касситеритовый со-
став и касситерит в них превалирует над танталитом. При интен-
сивном тропическом выветривании, значительном числе пегматито-
вых полей и благоприятных геоморфологических условиях возни-
кает большое количество мелких россыпей с запасами от несколь-
ких десятков до сотен тонн Ta2Og. Такие россыпи отрабатываются
в Заире, Нигерии, Бразилии.
Устойчив к выветриванию и лопарит, который концентрируется
в озерных отложениях вблизи массивов лопаритоносных агпаито-
вых нефелиновых сиенитов, а также во флювиогляциальных обра-
зованиях при размыве морен, выносящих валуны лопаритоносных
пород. Россыпи эти характеризуются высокой каменистостью, что
снижает их практическое значение.
244
ЦИРКОНИЙ И ГАФНИЙ
Оба элемента весьма близки по своим свойствам и всегда встреча-
ются совместно. Цирконий впервые выделен в виде оксида в
1789 г. немецким химиком М. Клапротом из циркона и назван по
этому минералу. Существование гафния предсказано Д. Менделе-
евым, а открыт он был датскими учеными Г. Гевеши и Д. Досте-
ром в 1923 г.
Высокая температура плавления, химическая инертность по
отношению к кислотам и расплавленным средам, малое сечение
захвата нейтронов (18-10-26 см2) и ряд других свойств определя-
ют основные области применения циркония. Он является идеаль-
ным материалом для оболочек твэлов и оборудования ядерных
реакторов; применяется щля легирования сплавов цветных метал-
лов, используемых в самолете- и автомобилестроении. Циркон
употребляется в качестве огнеупора для стекловаренных и^сталс-
плавильных печей, а также как формовочный материал при литей-
ном производстве. Гафний в форме карбида применяется в наибо-
лее жаропрочных изделиях (температура плавления 3900°C).
Добыча циркониевых концентратов, содержащих 56% ZrC>2,
составляла в капиталистических и развивающихся странах в
1983 г. 700 тыс. т. Примерно 75% всей мировой добычи падает на
Австралию'и США (Флорида). Гафний извлекается только попут-
но при переработке циркониевых концентратов. Производство его
не превышает 30—50 т в год. Цена 1 т циркониевых концентратов
в 1983 г. составила 180 дол., а 1 кг циркониевой губки 15,4 дол.,
1 кг гафния 150—270 дол., (в зависимости от чистоты). Практичес-
ки почти вся мировая добыча циркониевых концентратов прихо-
дится на прибрежные морские россыпи, в которых циркон встреча-
ется совместно с ильменитом, монацитом и рутилом. Во многих
странах (Индия и др.) он извлекается попутно из ильменитовых
и монацитовых россыпей. Мировые ресурсы циркония достигают
60 млн. т, гафния 500 тыс. т; сосредоточены в прибрежно-морских
россыпях Австралии, Индии, Шри-Ланки, ЮАР и США. Крупными
считаются месторождения с запасами более 200—300 млн. м3
продуктивных песков, мелкими — менее 30—70 млн. м3, богаты-
ми— с содержаниями циркона более 30—35 г/м3, бедными — до
20 г/м3 при пересчете попутного ильменита на условный циркон
из расчета 3:1.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Цирконий — литофильный элемент, образующий оксид ZrOa и
многочисленные силикаты, гафний изоморфно замещает цирконий
и является его полным геохимическим аналогом. Известны ста-
бильные изотопы циркония с массовыми числами 90 (51, 46%),
91 (11,23%), 92 (17,11%), 94 (17,40%) и 96 (2,8%) и стабильные
изотопы гафния с массовыми числами 174 (0,18%), 176 (5,20%),
177 (18,50%), 178 (27,14%), 179 (13,75%), 180 (35,24%). Кларк
245
циркония 17-10~2%, гафния 3-10-4%. средние содержания Zr и
Hf в разных породах следующие (в 1-10-4%): ультраосновных 30
и 0,1; основных 100 и 1; кислых 200 и 1; в нефелиновых сиени-
тах 680.
Цирконий накапливается в щелочных породах, содержание в
них циркония примерно в 2 раза более высокое, чем в гранитах.
Ввиду отсутствия прямых геохимических аналогов среди породо-
образующих элементов цирконий образует на магматическом этапе
собственные акцессорные минералы; практически не участвует он
и в постмагматическом рудообразовании. Только при развитии
щелочного магматизма он концентрируется в высокотемператур-
ных постмагматических продуктах (в связи с развитием альбити-
зации), что объясняется повышенной его миграционной способно-
стью в щелочных растворах.
Минеральные формы циркония зависят от соотношения в рас-
плавах и растворах (K2O-[-Na2O) :A12Oj (т. е. от агпаитности) и
наличия SiO2. В плумазитовых породах КгО+КаЮсАКОз воз-
никает циркон, в агпаитовых (КгОф-ЫагО-АКОз) — эвдиалит,
при соотношении (КгО-|-Ыа2О : А12О3> 1)—левенит, велерит и
другие цирконосиликаты. При невысокой активности SiO2 (в кар-
бонатитах) образуется бадделеит.
Гафний всегда следует за цирконием, но соотношение Zr : Hf
меняется в зависимости от основности — кислотности минералооб-
разующей среды и кинетического фактора. При фракционной
кристаллизации гафний отстает от циркония и накапливается
в наиболее поздних, остаточных образованиях. Максимальные
концентрации (до 10—15% НЮ2) наблюдаются в поздних цирко-
нах (малаконах, альвитах), связанных с процессами щелочного
метасоматоза.
В экзогенных условиях циркон весьма устойчив, накапливается
в россыпях и в виде мельчайших обломков входит в состав песча-
но-глинистых пород. Всего известно порядка 30 минералов цирко-
ния, но практическое значение имеют только циркон ZrfSiOd] (65%
ZrO2) и бадделеит ZrO2.
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ месторождений
Из эндогенных месторождений цирконовые концентраты получа-
ются попутно при переработке колумбитовых или пирохлоровых
руд щелочных гранитов и полевошпатовых метасоматитов, содер-
жащих 1—2% ZrO2. Циркон этих месторождений обогащен гафни-
ем (Zr:Hf=15). Циркон извлекается также попутно при разра-
ботке пирохлорсодержащих альбититов, связанных с нефелиновы-
ми сиенитами. По мере вовлечения в промышленное использование
карбонатитов важную роль начинают приобретать бадделеитовые
концентраты. Они получаются попутно при комплексной отработке
форстерит-апатит-магнетитовых руд и пирохлоровых карбонатитов,
входящих в состав массивов ультраосновных — щелочных пород.
Примером могут служить Ковдорское месторождение (Кольский
полуостров, СССР) и Палабора (ЮАР).
246
Собственно циркониевыми месторождениями являются только
современные и древние морские россыпи, широко распространен-
ные в Австралии, США, Индии, Бразилии, Шри-Ланка, Южной
Корее, КНР.
Примером современных россыпей могут служить месторожде-
ния восточного побережья Австралии, которые поставляют при-
мерно 50 % всех циркониевых концентратов.
Восточное побережье Австралии. Россыпи протягиваются в ме-
ридиональном направлении вдоль побережья между о. Фрейзер и
зал. Джервис (Северное Сияние) на расстояние 1000 км. Они при-
урочены к узким полосам прибрежных песков — пляжам шириной
от 10 до 70 м. Пляжи, нередко изогнутой формы, образуются меж-
ду двумя косами в бухтах, заливаемых приливом. Коренными ис-
точниками служат коры выветривания гранитов и продукты их
размыва, слагающие большой Водораздельный хребет, протягива-
ющийся параллельно береговой линии. При разрушении гранитных
гор акцессорные минералы концентрировались в юрских песчаных
отложениях области Мортон, являющихся промежуточным коллек-
тором для тяжелых минералов. Наиболее богатые месторождения
располагаются в устьях рек, впадающих в океан, а также на от-
крытых прибою берегах.
Содержание тяжелых минералов — шлиха — в пляжной зоне
изменяется от 5 до 90%. В составе шлиха до 50% циркона, 5—
50% рутила и ильменита, присутствуют также магнетит, монацит,
турмалин, топаз, реже касситерит. При сильных штормах вырабо-
танные пляжевые россыпи частично регенерируются. Наряду
с пляжевыми россыпями непосредственно за ними на суше рас-
полагаются рудные «фордюны», образовавшиеся в результате пере-
дувания песков ветром. Некоторые дюны имеют высоту до 15 м и
протягиваются на несколько километров. Обнаружены погребен-
ные рудные дюны. Запасы циркона только по отдельным участкам
побережья оцениваются в 3,2—3,5 млн. т, запасы рутила 4,2 млн.
т, ильменита 3,2 млн. т.
РЕДКОЗЕМЕЛЬНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ И ИТТРИЙ
Группа редкоземельных элементов (РЗЭ), или лантаноидов, вклю-
чает 15 весьма близких по свойствам элементов с порядковыми
номерами 57—71, занимающих одинаковое положение в системе
Д. Менделеева. Название их происходит от латинских слов «terra
гагае» («редкая земля), в связи с чем их обозначают символом
TR или Ln (лантаноиды). К ним относятся: лантан (La), церий
(Се), празеодим (Рг), неодим (Nd), прометий (Pm), самарий
(Sm), гольмий (Но), эрбий (Ег), тулий (Тш), иттербий (Yb), лю-
теций (Lu). Из них только Pm получен искусственно. К этим эле-
ментам весьма близок и иттрий (Y), хотя он формально не входит
в группу РЗЭ и занимает в периодической системе самостоятель-
ное положение.
247
РЗЭ обычно разделяют на две подгруппы: цериевую (La—Се—
Рг—Nd—Sm—Ей—Cd), обозначаемую TRCe, и иттриевую (ТЬ—
Dy—Но—Er—Tm—Yb—Lu), обозначаемую TRY, хотя в последнюю
сам иттрий не входит. Для геохимических целей удобно РЗЭ раз-
делять на три подгруппы (Минеев Д., 1969, 1974): лантановую
2 (La—Nd), иттриевую S(Sm—Но) и скандиевую 2(Ег—Lu), а
состав их изображать на треугольной диаграмме в координатах-
S (La—Nd)— 2 (Sm—Но)—2 (Er—Lu).
История открытия РЗЭ относится к 1794 г., когда финский уче-
ный И. Гадолин, анализируя минерал иттербит (впоследствии
названный гадолинитом) из карьера вблизи г. Иттерби, открыл в
нем «новую землю», названную «иттриевой». В 1803 г. И. Берцели-
ус и В. Гизингер, а также независимо от них М. Клапрот, откры-
вают «цериевую землю». Долгое время эти элементы считались
весьма редкими и малоперспективными для использования. Приме-
няться они стали с начала XX в. для изготовления газокалильных
сеток осветительных газовых фонарей. С середины 30-х годов, ког-
да было выявлено легирующее действие этих элементов, производ-
ство их значительно расширилось. За последние 25 лет в связи
с открытием новых областей их применения (специальные сплавы,
особые сорта стекол, катализаторы при крекинге нефти, кинескопы
цветных телевизоров, люминофоры, сверхмощные магнитные спла-
вы Sm с Со, кристаллы соединений РЗЭ в роли лазеров и кванто-
вых усилителей-мазеров, изотопы noTm, lssEu, 144Се, как источники
излучения, регулирующие стержни из Gd, Sm, Ей в атомных реак-
торах и др.) интерес к ним повысился. Современная промышлен-
ность применяет РЗЭ как в виде смесей (например, мишметалл),
так и в виде индивидуальных элементов, при этом наибольшее зна-
чение приобрели Се, 'La, Nd, Sm, Gd и особенно Eu, Y, Tm. Основ-
ные потребители РЗЭ — нефтяная промышленность, черная метал-
лургия и керамическая промышленность.
Производство редкоземельных концентратов (с содержанием
60% TR2O3) в капиталистических и развивающихся странах соста-
вило 50 тыс. т, при этом примерно 66% этой добычи приходится
на США. Цена 1 т бастнезитовых концентратов в 1983 г. была
660 дол., а 1 т монацитовых концентратов 350—400 дол.
За последние 20 лет резко изменились источники получения
РЗЭ. Если ранее все элементы цериевой группы получались из мо-
нацитов прибрежно-морских россыпей, содержащих также торий,
то в связи с отсутствием потребности в тории редкоземельная про-
мышленность за рубежом перешла в основном на переработку бас-
тнезитовых концентратов, получаемых из месторождения Маунтин-
Пасс в шт. Калифорния. США. Значительное количество РЗЭ (по-
рядка 35%) получается попутно при переработке тантало-ниобие-
вых (лопаритовых, фергюсонитовых) и урановых (браннеритовых,
фосфатных) руд. Мировые запасы TR2O3 оцениваются в 45 млн. т.
Крупными считаются месторождения с запасами более 400—
500 тыс. т. TR2Os, мелкими — менее 100 тыс. т; богатые руды со-
держат более 1—2% TR2O3, бедные — менее 0,3 0,4%.
248
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
РЗЭ и Y — литофильные элементы, концентрация которых связана
с гранитным и щелочным магматизмом, TRCe накапливаются со
всеми типами щелочных пород, при этом максимальные их концен-
трации связаны с явно мантийными щелочными породами, в то
время как TRy концентрируются при развитии гранитного и ще-
лочно-гранитного магматизма (табл. 2). Коэффициент концентра-
ции для TR 50, для Y 100—150. Отметим главнейшие геохимические
черты РЗЭ и Y.
Петрогенным аналогом РЗЭ и Y является Са2\ который легко
изоморфно замещается TR3+ по схемам: 2Ca2+-e~Na+TR3+,
Ca2+Nbs+-(-TR3+Ti4+, Ca2+Si4+-«-TR3+Al3+. Образование редкоземель-
ных минералов возможно в породах с соотношением 100
TR2O3:Ca>l; при более низких значениях РЗЭ рассеиваются среди
породообразующих минералов. При этом амфиболы и пироксены
обогащаются средними и легкими РЗЭ, а полевые шпаты — тяже-
лыми. РЗЭ накапливаются по мере перехода от основных пород
к кислым и особенно щелочным. Максимальные их концентрации
связаны со щелочными породами агпаитового ряда и с наиболее
поздними дериватами габброидно-щелочных и ультраосновных-ще-
лочных магм.
В связи с гранитным магматизмом РЗЭ концентрируются на
магматической стадии, входя в состав акцессорных минералов (мо-
нацит, ксенотим, ортит), а также накапливаются в остаточных об-
разованиях — пегматитах, особенно глубинных. Роль их в гидро-
термальном процессе крайне незначительна. При развитии щелоч-
Таблица 2. Кларки и средние содержания (в 1-10~4%)
х РЗЭ в горных породах. По Ю. Балашову, 1976
Породы TR Y La Се Рг Nd Stn Eu
Земная кора (кларк) 112 23 16 31 4,5 17 4,2 1,3
Толеиты (океанические) 82 32 33 10,3 1,9 9,9 3,5 1,3
Базальты (контнненталь- 189 27,3 32 59 7,8 40 6,6 1,9
ные Граниты 288 42 50 100 И,4 46 8,3 1,1
Продолжение табл . 2
Породы Gd ть Dy Но Ег Ти ¥Ь Lu
Земная кора (кларк) 4,2 0,7 3,8 0,9 2,6 0,4 2,3 0,3
Толеиты (океанические) 5,0 0,9 5,2 1,2 3,5 0,5 3,2 0,5
Базальты (Континенталь- 6,2 1,0 — 1,0 2,9 0,4 2,6 0,4
ные) Граниты 7,6 1,1 —— 1,6 4,7 0,7 4,8 0,8
249
него магматизма (особенно щелочно-гранитного) РЗЭ накаплива-
ются в постмагматических образованиях.
РЗЭ характеризуются высокой фторофильностыо и экстрагиру-
ются в форме щелочнофторидных, шелочнофторгидроксидных и
щелочно-карбонатных комплексов. Они отличаются высоким срод-
ством с F~, [СО3]2~, [РО4]3~, [SO4]2- и с ними образуют прочные,
легко растворимые в широком диапазоне температур комплексы,
при этом комплексы с Y и TRY более устойчивые, чем с TRCe.
В этой связи TRy выносятся на большее расстояние, чем TRce, осо-
бенно при развитии метасоматоза.
Вследствие близости ионных радиусов РЗЭ, U и Th, они входят
в состав многих урановых и ториевых минералов, из которых могут
быть попутно извлечены, при этом TRy обнаруживают большую
геохимическую связь с U, a TRCe — с Th.
Несмотря на то что РЗЭ по своим геохимическим свойствам
близки друг к другу и встречаются совместно, в процессе минера-
лообразования происходит их фракционирование. Главнейшими
факторами такого разделения, согласно В. Щербине и Ю. Бала-
шову, являются следующие:
1. Кристаллохимический фактор, основанный на том, что
ионные радиусы РЗЭ монотонно уменьшаются от La (0,114 нм)
к Lu (0,085 нм). Поэтому TRY3+ более тесно связаны с Sc3+
(0,081 нм), Мп2+ (0,080 нм), Zr4+ (0,079 нм), в минералах кото-
рых они могут концентрироваться, a TRS+ геохимически близки к
Sr2+ (0,112 нм), Ва2+ (0,134 нм), Th4+ (0,102 нм). Петрогенный
аналог РЗЭ—Са2+ (0,099 нм) одинаково близок к TRY3+ и TRCe3+-
Вследствие этого возникают комплексные по составу РЗЭ мине-
ралы, в которых РЗЭ замещают Са2+, и селективные, когда они
замещают Mn2+, Zr4+, Scs+ или Sr2+ и Ва2+.
2. Степень основности РЗЭ; по мере перехода от La к Lu уве-
личиваются их ионные потенциалы, что приводит к уменьшению
«основности», которая составляет в условных единицах по Посту
для La — 2500, Nd—100, Sm—20, Gd—7, Dy—1. В результате в
ультраосновных-щелочных магмах, где основность весьма высока,
накапливаются главным образом TRce, а в щелочно-гранитных —
Y и TRy.
3. Различная способность к комплексообразованию и устойчи-
вость комплексных соединений. Карбонатные комплексы с TRy
устойчивее, чем d TRCe, что определяет более позднее осаждение
минералов с TRy и их более длительную миграцию. Точно также
ведут себя комплексы с К и Na. Так, при калиевом метасоматозе
накапливаются TRY при натриевом — TRCe-
4. Окислительно-восстановительный потенциал, определяющий
разделение РЗЭ при окислительно-восстановительных реакциях.
Так, в щелочной среде Се3+ легко окисляется до Се4+ и отделяет-
ся от всех других РЗЭ. В кислой среде Ybs+, Sms+ и особенно
Eus+ восстанавливаются до двухвалентного состояния, при этом
Еи2+ становится полным геохимическим аналогом Sr2+ и отде-
250
ляется от всех других РЗЭ. В этом проявляется специфика геохи-
мии Ей.
5. Различная сорбционная способность, обусловливающая раз-
деление TRce и TRy; она уменьшается в ряду La—Lu.
6. Различная способность к образованию металлоорганиче-
ских соединений, вызывающая накопление Y и TRy в каустобио-
литах и богатых органикой черных сланцах.
Известно около 300 минералов, содержащих РЗЭ, однако толь-
ко 20 имеют промышленное значение. Среди них важнейшими яв-
ляются: монацит—(Се, Th)|PO4] (54 -70 % TR2();I), ксенотим —
Y[PO4] (51—GO %); черчит—(Се, Y)|PO4J2112O (42 -59 %); баст-
незит— Се[СОз]Е (65—75%); паризит Се2Са[СОз]г1;2 (46—
60%); иттросинхизит (доверит)—YCa[COn]2F (45%), лопарит—
(Се, Na) (Ti, Nb, Та)О3 (31—35%), фергюсонит— Y[NbO<]
(30-45%).
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
В общем цикле геологического развития месторождения РЗЭ
возникают в связи с постмагматическими продуктами преимуще-
ственно щелочных магм поздней стадии геосинклинального этапа,
а также при щелочном магматизме и метасоматизме стадии акти-
визации платформенного этапа. В архее и нижнем протерозое
широко распространены наиболее глубинные гранитные пегма-
титы с монацитом и ортитом, а также метаморфизованные россы-
пи с браннеритом, кристаллические сланцы, гнейсы и конгломе-
раты, обогащенные монацитом, ортитом, редкоземельным сфеном.
Начиная со среднего и позднего протерозоя и на протяжении все-
го фанерозоя вдоль глубинных разломов развивается щелочной
магматизм, с которым связывается основная масса редкоземель-
ных месторождений. При этом на щитах возникают ультраоснов-
ные—щелочные комплексы и карбонатиты, а также полевошпа-
товые метасоматиты, в жестких срединных массивах — габброид-
но-щелочные породы, сопровождаемые шонкинитами и монцони-
тами, а в областях консолидированной складчатости — сиениты,
граносиениты и щелочные граниты. Различный состав материн-
ских интрузивов, разная глубинность, температурные интервалы
формирования и вариации состава вмещающих пород определяют
все многообразие возникающих месторождений РЗЭ, которые со-
держат в качестве попутных компонентов Nb, Zr, Mo, Th, U, F,
иногда Sr и Ba. В других случаях сами РЗЭ являются попутны-
ми, например, при разработке торий-урановых, тантало-ниобие-
вых, железорудных, флюоритовых и фосфорных месторождений.
<2 осадочными платформенными образованиями каменноугольного,
пермского и третичного возраста связаны залежи фосфатизирован-
ных рыбьих остатков, обогащенных РЗЭ и иногда U. В прибреж-
ных морских фациях третичных и современных отложений широко
распространены монацитовые или монацит-циркон-ильменитовые
россыпи.
251
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Из всего разнообразия месторождений РЗЭ будут кратко осве-
щены: 1) магматические, 2) полевошпатовых метасоматитов,.
3) скарновые, 4) карбонатитовые, 5) гидротермальные плутоноген-
ные, 6) россыпные, 7) осадочные.
Магматические месторождения
Представлены лопаритоносными стратифицированными массива-
ми уртитов — фойяитов — луявритов (см. главу «Ниобий и тан-
тал»), в которых основным рудным минералом является лопарит.
Примером магматических месторождений могут служить и апа-
тит-нефелиновые породы Хибинского плутона. В них апатит, ко-
торый содержит редкие земли, может извлекаться при переработ-
ке концентратов на суперфосфат. Следовательно, магматические
месторождения РЗЭ связаны с агпаитовыми нефелиновыми сиени-
тами.
Месторождения полевошпатовых метасоматитов
РЗЭ могут попутно извлекаться из тантало-ниобиевых месторож-
дений, представленных полевошпатовыми метасоматитами и весь-
ма близкими к ним альбитизированными щелочными гранитами
(см. главу «Ниобий и тантал»). Они входят в состав тантало-
ниобатов — фергюсонита, редкоземельного пирохлора — маринья-
кита, а также фторидов (флюоцерит, гагаринит и др.), реже си-
ликатов (гадолинит и др.).
Особую формацию представляют альбититы, связанные с гра-
носиенитами, щелочными гранитами, сиенитами и щелочными
сиенитами. Состав РЗЭ в альбититах зависит от степени щелоч-
ности и природы исходных материнских пород, а также состава
вмещающих осадочно-метаморфических толщ. При переходе от
центральных частей альбититов к апикальным и зонам экзокон-
такта увеличивается отношение TRy : TRce; при развитии метасо-
матоза по более основным вмещающим породам преобладают
обычно TRce, по более кислым алюмосиликатным породам—-TRy.
РЗЭ в этих месторождениях представлены фергюсонитом, прио-
ритом, TR-пирохлором, монацитом, ксенотимом, фторидами и
фторкарбонатами, а также бритолитом, ортитом, чевкинитом, га-
долинитом, таленитом, иттриалитом, TR-малаконом. Наряду
с вкрапленными для них характерно наличие прожилковых руд,
а также весьма богатых жил, нередко мощностью до 1 м и более,
выполненных в одних слоях TR-пирохлором, в других—малако-
ном, рибекитом и приоритом, в третьих — чистым бритолитом.
Скарновые и другие контактовые месторождения
Возникают при внедрении щелочных гранитов или сиенитов в из-
вестняки. Примером могут служить скарновые месторождения
с редкоземельной минерализацией в Швеции (Вильгельм, Баст-
252
нез, Останмоос). Они представлены магнетитовыми, актинолито-
выми и тремолит-актинолитовыми скарнами с андрадитом и сфе-
ном, развивающимися по мраморам или доломитизированным из-
вестнякам архея вокруг массивов щелочных гранитоидов. В скар-
нах встречаются бритолит, церит, ортит, бастнезит и лантанит.
К этим образованиям близки контактовые метасоматиты, образу-
ющиеся на контактах щелочных гранитов и основных пегматитов,
примером которых служит месторождение Скраб Оукс в
шт. Нью-Джерси (США). Они представлены магнетит-гематито-
выми рудами, содержащими фторкарбонаты РЗЭ (иттросинхизит,
бастнезит), монацит, ксенотим, чевКинит. Содержание TR2O3-}-
+Y2O3 в рудах изменяется от 0,2 до 5,5%, в среднем 1,5% • Запа-
сы РЗЭ оцениваются в миллионы тонн.
Карбонатитовые месторождения
Большинство месторождений этого типа многостадийные, причем
ранние кальцитовые карбонатиты, обогащенные апатитом и пиро-
хлором (содержащие в кальците 0,1—0,2% TR2O3), часто заме-
щаются поздними анкеритовыми, при этом происходит высвобож-
дение РЗЭ из кальцита и образование собственных его минера-
лов — бастнезита, паризита, анкилита, реже монацита, не содер-
жащего Th. Эти минералы тесно ассоциируют с флюоритом, иног-
да стронцианитом, баритом и сульфидами. Содержание TR2O3 в
таких карбонатитах достигает 1—3%, а при развитии по ним ко-
ры выветривания резко увеличивается — до 8—10% и более. По-
добные месторождения характеризуются исключительно цериевым
составом РЗЭ. В редких случаях анкеритовые тела с РЗЭ выхо-
дят за пределы массивов ультраосновных—щелочных пород, рас-
полагаясь на их продолжении или в параллельных тектонических
зонах.
Гидротермальные плутоногенные месторождения
Среди этих месторождений выделяются три формации: 1) карбо-
нат-барит-бастнезитовая, 2) флюорит-бастнезит-железорудная,
3) редкоземельно-полиметаллическая.
Месторождения карбонат-барит-бастнезитовой формации
Маунтин-Пасс. Находится в округе С ан-Берн андино в Калифор-
нии (США). Это крупнейшее в мире месторождение — типичный
представитель рассматриваемой формации. Относится многими
исследователями к карбонатитам. В отличие от последних, распо-
лагается не на платформе, а в срединном массиве докембрийских
складчатых образований. Связано с существенно калиевыми ще-
лочными породами, по-видимому, габброидного ряда—шонкинита-
ми, переходящими в сиениты и щелочные граниты, возраст кото-
рых 900—1000 млн. лет. Рудные тела представлены неправильной
формы залежью размером 230x800 м, жилами (количество кото-
рых превышает 200), минерализованными зонами дробления в
253
Рис. 107. Схематическая геологическая карта участка месторождения Маунтин-
Пасс. По А. Олсону и др.
1 — карбонатные породы рудного тела Салфайд-Куин; 2 — дайки шонкинитов; 3 — калиевые
граниты; 4 — сиениты — тонкиниты; 5 — гнейсы; 6 — тектонические нарушения (а — уста-
новленные, б — предполагаемые)
фенитизированных гнейсах (рис. 107). Рудные тела состоят из
кальцита, реже доломита и сидерита (в среднем 60%), барита
(20%), бастнезита (5—15%, в некоторых телах до 60%)), целес-
тина и силикатов (крокидолит, ортит, торит и др.). Присутствуют
также флюорит, апатит, галенит, монацит. Месторождение интен-
сивно разрабатывается, и на него приходится примерно 66 %
всей мировой добычи РЗЭ.
Месторождения флюорит-бастнезит-железорудной формации
Баюнь-Обо. Находится во Внутренней Монголии (КНР), в облас-
сти стыка архейского кристаллического фундамента с герцинской
геосинклинально-складчатой областью. Располагается среди доло-
митизированных известняков позднего протерозоя (1400 млн. лет).
Вблизи месторождения обнажаются биотитовые граниты, гра-
254
носиениты и сиениты, возраст которых 350 млн. лет. Рудные
тела представлены линзообразными залежами, протягиваю-
щимися на расстояние до 1 км и падающими под углами 50—80°.
Залежи сложены полосчатыми, прожилковыми, реже вкраплен-
ными и массивными магнетитовыми и магнетит-гематитовыми руда-
ми, переходящими в амфибол-флогопит-магнетитовые и эгирин-
магнетитовые. В центральной части залежи среди магнетитовых
руд появляются многочисленные прожилки и полоски темно-фио-
летового флюорита, бастнезита с монацитом и баритом, придаю-
щие рудам характерную полосчатую текстуру. В лежачем боку
залежи распространены флюорит-бастнезит-гематитовые руды,
обогащенные РЗЭ. В экзоконтактах широко развита эгириниза-
ция и породы местами превращены в эгириниты, отличающиеся
разнообразным минеральным составом, в них появляются танта-
ло-ниобаты (пирохлор, эшинит), барий-титановые минералы
(бафертисит и др.), редкоземельные силикаты (бритолит, ортит
и др.).
Геохимически месторождение отличается высокой концентра-
цией Fe, В a, Sr, TRce, Ti, Nb, P, F. Содержание бастнезита в кон-
туре промышленных железных руд порядка 6—10%. В контакто-
вых зонах граносиенитов распространены флюорит-флогопит-бри-
толитовые и магнетит-апатит-бритолитовые метасоматические
тела.
В истории формирования месторождения выделяются доруд-
ный этап, включающий стадии образования магнезиальных скар-
нов, известковистых скарнов, бритолитовых метасоматитов, и руд-
ный этап, который разделяется на стадии: монацит-магнетитовую;
флюорит-бастнезит-гематитовую, эгириновую и сульфидную. По
вопросу генезиса месторождения существуют различные точки
зрения — гидротермальная и гидротермально-метаморфическая.
Согласно последней железные руды образовались вследствие ме-
таморфизма первичноосадочных пород, а редкоземельно-флюори-
товая минерализация наложена гидротермальными растворами
на железные руды.
Месторождения редкоземельно-полиметаллической формации
Типичное месторождение данной формации залегает среди сильно
метаморфизованных древних гнейсов и эпидот-актинолитовых
сланцев. Оно приурочено к глубинному разлому с многочислен-
ными оперяющими и секущими его тектоническими нарушениями.
В узлах тектонических нарушений располагаются вертикальные
трубчатые тела гранофиров, являющиеся сателлитами трещинного
позднегерцинского интрузива субщелочных гранитов. Трубки
гранофиров площадью от нескольких сотен квадратных метров
до 1 км2 окружены брекчированными породами, обломки которых
часто сцементированы гранофирами, сиенит-аплитами и альбити-
тами. В. Невский рассматривает их как трубки взрыва.
Среди гранофиров появляются громадные выделения — ядра
мономинерального кварца, которые пронизываются прожилками
255
гранофира и рассматриваются как догранофировые образования —
остатки ранее существовавших мощных кварцевых жил. Породы,
слагающие трубки, сильно изменены гидротермальными процесса-
ми—альбитизированы, серицитизированы и окварцованы, т. е.
превращены во вторичные кварциты, а также биотитизированы и
хлоритизированы. Трубки имеют зонально-концентрическое строе-
ние. Периферическая их зона сложена трещиноватыми брекчиро-
ванными сланцами, далее — биотитовыми роговиками, кварц-хло-
рит-серицитовыми породами и вторичными кварцитами, среди
которых появляются выделения — блоки догранофирового кварца
(рис. 108).
2650
2600
2350
2300
2250
3'
м
2500г
Рис. 108. Геологический разрез гранофировой трубки, с которой связано редко-
земельно-полиметаллическое оруденение.
1 вторичные кварциты по гранофирам; 2 — кварц-хлоритовые породы; 3 — биотитовые
роговики; 4 — мономинеральный кварц; 5—7 — сланцы: 5 — гидротермально измененные зе-
леные, 6 — брекчировэнные, 7 — амфиболовые; 8, 9 — дайки порфиритов: 8 — диабазовых,
9 — андезитовых

Различный минеральный состав зон обусловлен исходным суб-
стратом, по которому развивались гидротермальные процессы:
биотитовые роговики образовались по актинолитовым сланцам,
вторичные кварциты — по гранофирам. Все породы пронизаны
кварц-карбонат-флюоритовыми прожилками. Рудная минерализа-
ция представлена иттросинхизитом; флюоцеритом, иттрофлюори-
том, ксенотимом, монацитом, малаконом и торитом (обогащенны-
ми РЗЭ), галенитом, пиритом, реже молибденитом. В размещении
минералов наблюдается вертикальная зональность: полиметалли-
ческая минерализация с глубиной уменьшается, редкоземель-
ная— увеличивается. С глубиной возрастает роль малакона, а
также заметно изменяется состав редкоземельных минералов —
фторкарбонаты редких земель сменяются фторидами, далее фос-
фатами и на глубине силикатами. В среднем соотношение в
рудах месторождения TRy : TiRCe= 1 : 1-
256
Россыпные месторождения
Важную роль в мировом балансе РЗЭ играют россыпи мона-
цита, ксенотима, в меньшей степени фергюсонита, эвксенита, чер-
чита и весьма редко бастнезита, при этом наибольшее значение
для монацита имеют прибрежно-морские россыпи (в частности,
россыпи КНДР, Бразилии, Индонезии, Индии), а для остальных
минералов — аллювиально-делювиальные образования. Значитель-
ное количество монацита извлекается попутно из циркон-ильмени-
товых россыпей Австралии, Индии, Таиланда и США (см. место-
рождения тория, титана, циркония)-
Осадочные месторождения
Своеобразными являются скопления фосфатизированных костных
рыбьих остатков, встречающиеся в платформенных отложениях —
осадках шельфовых зон эпиконтинентальных морей позднекамен-
ноугольного, раннепермского и третичного возраста. Они представ-
лены пластами горизонтально залегающих алевролитовых глин и
прослоев мергелей, среди которых появляются пропластки черных
глин с большим количеством костного детрита (до 30 и иногда
даже 80 %) и пирита-мельниковита. В этих рыбьих остатках —
фоссилизированных костях ископаемых рыб, зубах акул, плавни-
ках, чешуе — содержится, помимо урана, до 5—12 % P2Os и
0,3—2% TR2O3 при соотношении TRce TRy, близком к 1 : 1 (см.
главу «Уран»).
СКАНДИЙ
Существование нового элемента со свойствами, близкими к бору,
было предсказано Д. Менделеевым в 1871 г. (экабор) и подтверж-
дено через 8 лет шведским химиком Л. Нильсоном, выделившим
оксид этого элемента из эвксенита и гадолинита. Только в 1937 г.
скандий был получен в виде металла. До настоящего времени он
не нашел широкого применения, хотя по ряду его свойств этого
следует ожидать. По плотности он близок к алюминию, но темпе-
ратура плавления его в 2,5 раза выше, что позволяет считать пер-
спективным использование его в авиа- и ракетостроении. Оксид
скандия применяется в ферритах с малой индукцией, используе-
мых в запоминающих устройствах ЭВМ, радиоактивный изотоп
46Sc — для исследования течения потоков жидкостей.
Уровень производства скандия определяется килограммами,
перспективная в нем потребность к 2000 г. — десятками килограм-
мов. Цена металла 45 тыс. дол./кг. Кларк скандия 6-10~4%.
Коэффициент концентрации порядка 150-
Скандий — литофильный элемент, по свойствам весьма близ-
кий к TRy3+ в меньшей степени Zr4+\ а из породообразующих эле-
ментов— к Fe2+ и Mg2+. Поэтому он обычно рассеивается и изо-
морфно замещает в темноцветных минералах (пироксенах, амфи-
болах, биотитах) Fe2+ и Mg2+, а в случае появления РЗЭ, особен-
17-5150 257
но TRy, он ими захватывается. Наиболее высокие его
концентрации связаны с высокотемпературными постмагматиче-
скими процессами гранитных магм, особенно когда они протекают
в основных породах. Скандий легко переносится в форме комп-
лексных соединений. Последние отличаются высокой миграцион-
ной способностью, большей, чем у РЗЭ. Поэтому в условиях
гипергенеза скандий выносится из большинства минералов и буду-
чи относительно сильным основанием — «гидролизатом», накапли-
вается совместно с алюминием в бокситах (входя в состав
лептохлоритов) и совместно с РЗЭ в фосфатных образованиях.
Скандий образует два весьма редких минерала: тортвейтит —
Sc2[Si2O7] (53 % Sc2O3) и стерретит —Sc [РО4]2Н2О (39). Из-
вестен также скандиевый минерал баццит — аналог берилла.
В повышенных количествах (до 1—2%) входит в состав гадолини-
та, эвксенита, хлопинита, ортита, давидита, а до 0,1 % — ксеноти-
ма, вольфрамита, циркона, касситерита, браннерита, берилла,
ферримусковита.
Скандий в небольшом количестве извлекался из тортвейтита,
чрезвычайно редко встречающегося в редкоземельных гранитных
пегматитах, залегающих преимущественно в основных породах
(месторождение Ивеланд в Норвегии). Тортвейтит выделяется на
ранних стадиях пегматитового процесса. Сопровождающие его
минералы (эвксенит, самарскит, ксенотим, биотит) также обычно
обогащены скандием. Мировое производство скандия основывает-
ся на попутном его извлечении при переработке некоторых воль-
фрамитовых, касситеритовых, редкоземельных (эвксенитовых, ксе-
нотимовых и т. п.), частично урановых (давидитовых, браннерито-
вых) концентратов, а также фосфатизированных костных остат-
ков. Содержание Sc2O3 в фосфоритах доходит до 0,04%; кроме
того, он накапливается в золе каменных углей. При значительной
потребности скандий может быть извлечен попутно при переработ-
ке титаномагнетитовых и цирконовых концентратов, из отходов
производства алюминия и зол углей. Рентабельно извлекать его
из отходов переработки вольфрамитовых концентратов при содер-
жании в них 0,04—0,05% Sc и из шлаков от переработки кассите-
ритовых концентратов при содержании в них 0,1 % Sc; при этом
количество циркония не должно превышать 0,3 % •
ГЕРМАНИЙ
В 1871 г. Д. Менделеев предсказал существование нового элемен-
та, сходного с кремнием, названного им эка-силицием. Этот эле-
мент был обнаружен в 1886 г. немецким химиком К. Винклером в
минерале аргиродите. Германий обладает уникальными полупро-
водниковыми свойствами, широко используемыми в радиоэлектро-
нике. Помимо радиоэлектроники он применяется для изготовле-
ния линз в инфракрасной оптике и в других областях современной
техники. Производство германия в капиталистических странах до-
стигло в 80-х годах 85 т (без использования вторичного металла)
258
при перспективной потребности к 2000 г. в 100 т Цена зонно-очи-
щенного германия в 1983 г. составляла 1000 дол/кг.
Мировое производство базируется на собственных месторожде-
ниях, представленных германитовыми рудами, на попутном полу-
чении его из сульфидных руд и углей. В перспективе возможно
получение германия из некоторых типов железных руд. Крупными
считаются месторождения с запасами более 3—4 тыс. т, рядовы-
ми — порядка 500 т.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Существуют пять стабильных изотопов германия с массовыми чис-
лами 70 (20,52%), 72 (27,43%), 73 (7,76 %), 74 (36,54 %), 76
(7.76 %). Кларк германия 1,4-10-4%', коэффициент концентрации
150.
Четырехвалентный германий является полным геохимическим
аналогом Si4+. Поэтому в присутствии Si4+ он всегда рассеивается
и входит изоморфно в состав силикатов, в небольшой степени на-
капливаясь в постмагматических продуктах, связанных с гранит-
ными магмами (пегматитах и грейзенах), особенно при наличии
высоких концентраций фтора. В повышенных количествах (до
0,01 %) он входит в состав топаза, литийсодержащих слюд, спо-
думена, турмалина и др. В восстановительной среде он становится
двухвалентным и геохимически весьма близким к Fe2+ и Zn2+, в
связи с чем германий рассеивается либо в железосодержащих ми-
нералах (пирит, халькопирит, борнит, магнетит), либо в сфалерите
в вюртците.
Главнейшая особенность геохимии германия — тройственная
его природа. В окислительных условиях он литофильный и всегда
рассеивается, в восстановительных — сидеро- и халькофильный.
Концентрация германия возможна только в отсутствии его пет-
рогенного аналога — кремния. Поэтому повышенные его содержа-
ния наблюдаются в эндогенных месторождениях, не содержащих
силикатов, располагающихся в карбонатной среде при условии
отсутствия концентраций железа. Богатые германием минералы
возникают в сульфидных рудах, залегающих в известняках, при
этом Ge2+ рассеивается в сфалерите либо халькопирите. В послед-
нем он замещает Fe2+, в результате возникают германит
Cu2(Cu, Ge, Fe)2S4 или реньерит (Си, Fe)2(Fe, Ge)2S4— минералы,
содержащие 5—10% Ge. В сульфидном процессе Ge4+ по геохими-
ческим свойствам близок к As3+ и As5+, что объясняет появление
его в сульфосолях — энаргите, люцоните и теннантите. Благодаря
существованию при малых давлениях комплексов [GeS4]4- и
[GeS6]8-, осаждающихся мышьяком, а близповерхностных место-
рождениях возникают минералы аргиродит и канфильдит —
AgJGeSe].
В гипергенных условиях образуются легкорастворимые герма-
наты щелочей, в форме которых германий выносится и в редких
случаях осаждается в зоне окисления в виде германатов железа
17* 259
(стоттит) или сложных германатов-сульфатов (флейшерит, итоит).
У германия резко выражена способность к сорбции и образова-
нию германийорганических соединений — гуматов. Он захватыва-
ется из растворов органикой, особенно на стадии образования тор-
фяников, и в дальнейшем накапливается в углях.
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
Наиболее древние концентрации германия связаны с образованием
железистых кварцитов, возникших в докембрийских геосинкли-
нальных трогах с развитым подводным вулканизмом. В позднем
протерозое (630 млн. лет) в карбонатных отложениях Африканско-
го щита возникали богатые германием медно-свинцово-цинковые
руды Тсумеба (Намибия) и Кипуши (Заир). В фанерозое в плат-
форменных чехлах образовались стратиформные свинцово-цинко-
вые месторождения, приуроченные к пластам тонкослоистых доло-
митов и известняков, также обогащенных германием. В возника-
ющих на платформах депрессиях формируются угольные
месторождения, при этом накопление германия в углях связано
с выносом его по палеодолинам из коренных пород и руд. В кимме-
рийский и альпийский периоды наиболее богатые германием мес-
торождения приурочены к Тихоокеанскому рудному поясу (место-
рождения Боливии, Японии и др.), Восточно-Альпийской провинции
Средиземноморского пояса (месторождения Райбл, Бляйберг и
др.). В пределах последней содержание германия в сфалеритах
достигает 500 г/т. Самыми молодыми месторождениями германия
являются лингиты Японии.
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Концентрации германия, рентабельные для извлечения; встреча-
ются в двух типах руд: гидротермальных и осадочных.
Гидротермальные месторождения
Главнейшие закономерности распределения и концентрации гер-
мания в гидротермальных сульфидных месторождениях заключа-
ются в следующем: 1) помимо собственных рудных минералов —
германита, реньерита, аргиродита и канфильдита — основным
концентратором является сфалерит. Среднее содержание германия
в сфалерите (минеральный кларк), по В. Иванову, 43 г/т, макси-
мальное 550 г/т; 2) германий в сфалеритах накапливается в позд-
них и низкотемпературных разностях — оранжевых и красноватых
клейофанах, а также в колломорфных разновидностях; 3) сфале-
риты из месторождений, залегающих в карбонатных породах,
обычно обогащены германием; 4) повышенным содержанием от-
личаются месторождения с медно-мышьяковистым минеральным
парагенезисом (энаргит-теннантитовым); 5) параллельно с герма-
нием в сфалеритах часто накапливается и галлий.
Среди сульфидных месторождений йаиболее интересны: плу-
тоногенная гидротермальная группа (германит-реньеритовые руды
260
в галенит-сфалерит-халькопиритовой формации типа Тсумеба в
Намибии и Кипуши в Заире); вулканогенная гидротермальная
группа (близповсрхностные месторождения кассигсрит-аргентито-
вой формации в штоках кварцевых порфиров типа Потиси в Бо-
ливии); стратиформная группа (галонит-сфалерг голые месторож-
дения в карбонатных толщах типа пров. Миссури); колчеданная
группа (медно-цинковые колчеданные руды). Ниже приводится
краткая характеристика только собственно германиевых место-
рождений.
Рис. 109. Геологический разрез мес-
торождения Тсумеб. По-Я. Сенге.
1 — главное рудное тело; 2 — кварц-поле-
вошпатовый агрегат, замещенный Серици-
том (<псевдоаллит> ); 3 — кварциты и ар-
козы сернн мульд; 4—6 — верхи етс ум еб-
ский ярус: 4 — тонкослоистый светлый до-
ломит с прослоями кремнистых оолитов.
5 — тонкослоистый темный доломит с про-
слоями известняков, глинистых сланцев и
известково-кремнистых оолитов, 6 — тол-
стослоистый светлый доломит с многочис-
ленными прослоями кремней; 7 — тектони-
ческие нарушения
Тсумеб. Крупнейшее в Африке уникальное медно-полиметалли-
ческое месторождение, обогащенное Ац, Cd, Ge и Ga. Находится
в Намибии, в 380 км севернее Виндхука, разрабатывается с 1907 г.
Залегает среди докембрийских платформенных отложений системы
Отави, несогласно перекрывающих древние гранитогнейсы и крис-
таллические сланцы, образующие крупную брахисинклиналь. Ру-
довмещающими являются тонкослоистые доломиты верхнетсумеб-
ского яруса.
Месторождение представляет собой крутопадающее трубооб-
разное тело (рис. 109), приуроченное к крылу брахисинклинали,
прослеженное на глубину более 1 км. Центральная часть тела
состоит из кварца и полевого шпата, замещенных серицитом с
бедной сульфидной вкрапленностью. По периферии окаймляется
массивными сульфидными рудами — галенитом, энаргитом, сфа-
261
леритом, блеклой рудой, гипогенным халькозином, а также герма-
нитом и реньеритом. Содержание последних 10—20 %, в отдельных
участках 50—60%. Среди германита встречаются мелкие выделе-
ния галлита. Германит интенсивно замещается реньеритом.
Месторождение сформировалось в четыре стадии: в первую
образовались пирит, борнит, галлит, германит, сфалерит; во вто-
рую— серицит, кварц, кальцит, энаргит, люцонит, теннантит; в
третью — галенит; в четвертую — раньерит и халькозин. На место-
рождении до глубины 300 м проявлены зоны окисления и вторич-
ного обогащения отличающиеся необычайным богатством редчай-
ших минералов. Особый интерес вызывают открытия на Тсумебе
вторичных германиевых минералов — стоттита Fe2+[Ge(OH)6],
флейшерита Pb3Ge2+[(SO4)2(OH4)] 4Н2О, итоита РЬз[Се(5О4)2Х
Х(ОН)2О2]. Из руд месторождения получают концентраты, содер-
жащие 0,5 % Ge.
Осадочные месторождения
Среди осадочных различаются германийсодержащие угли и желез-
ные руды.
Месторождения германиеносных углей
Германий может извлекаться попутно из коксующихся углей в
процессе их коксования, при этом он частично переходит в над-
смольные воды, а частично улетучивается. Кроме того, он извле-
кается из зол энергетических углей. Богатыми считаются бурые
угли с содержанием германия в золе более 0,5 кг /т, бедными —
порядка 50 г/т. Уникальные месторождения содержат до 10 кг/т
Ge и более. Главнейшие закономерности накопления и распределе-
ния германия в углях следующие.
1. Накопление германия в углях связано с привносом его вод-
ными потоками в период существования древних торфяников из
областей сноса — пород, обогащенных германием, вулканоген-
но-осадочных образований, железистых кварцитов, сульфидных
руд. Некоторая часть германия дополнительно концентрируется в
стадию диагенеза.
2. Угли, возникающие в различных геологических условиях, ха-
рактеризуются разным содержанием германия. Наиболее обога-
щены им угольные бассейны, располагающиеся в межгорных про-
гибах молодых подвижных областей (Восточное Забайкалье, Са-
халин, Приморье, Средняя Азия, Япония).
3. Угли речного происхождения содержат примерно в 10 раз
больше германия, чем угли озерного генезиса, при этом макси-
мальные концентрации наблюдаются в дельтовой части рек.
4. В пределах угольных бассейнов германий распределен нерав-
номерно. Наибольшие концентрации отмечаются в периферичес-
ких частях бассейнов, располагающихся ближе к областям сноса,
а также вдоль палеодолин, по которым германий привносился во-
дами.
262
5. В пределах одного пласта угля германием обогащены участ-
ки, тяготеющие к его подошве и кровле, центральные части пласта
обеднены им. В этой связи во многих бассейнах наиболее богаты
германием маломощные пласты.
6. Наиболее обогащены германием сильно гелифицированные
угли, богатые витреном, содержащие наибольшее количество гу-
миновых кислот и гуматов.
7. С повышением степени метаморфизма угли обедняются,
что связано с воздействием агрессивных, богатых кислородом под-
земных вод, окисляющих гуматы. Германий при этом выносится,
в результате шахтные воды некоторых угольных бассейнов содер-
жат повышенные его количества.
Месторождения германийсодержащих железных руд
Повышенные содержания германия характерны для вулканоген-
но-осадочных месторождений и метаморфогенных железистых
кварцитов, образовавшихся при метаморфизме тех же вулканоген-
но-осадочных образовании. Первые из них содержат 30—60 г/т Ge,
вторые 5—15 г/т. При плавке железных руд германий переходит
в шлаки, откуда он и может быть извлсчеп.Установлены следую-
щие основные закономерности распределения и концентрации гер-
мания в железных рудах (В. Григорьев, 1971).
1. Железные руды, обогащенные германием, возникают в эпохи
наиболее активного вулканизма (ранний протерозой, девон — кар-
бон, юра — мел), когда интенсивно действовали подводные вулка-
ны, извержения которых приводили к поступлению в морскую во-
ду соединений германия. Последние улавливались коагулирующей
взвесью карбонатов и гидроксидов Fe и Мп. Частично германий
мог поступать в морские бассейны с пепловым материалом назем-
ных вулканов. Наконец, он мог выноситься поверхностными вода-
ми, выщелачивающими его из различных пород, в первую оче-
редь эффузивов. Концентрации германия связаны преимуществен-
но с кислым вулканизмом.
2. Наиболее высокие концентрации германия наблюдаются в
месторождениях атасуйского типа, залегающих среди красноцвет-
ных вулканогенно-осадочных железисто-крсмнисто-карбонатных
пород, в которых магпетит-гсматитовые руды переслаиваются с
яшмами. Максимальные содержания германия приурочены к маг-
нетит-сидеритовым фациям, образовавшимся в наиболее восстано-
вительных условиях. Германий концентрируется в минералах, со-
держащих Fe2+, — сидерите и железистых хлоритах. При метамор-
физме сидерит переходит в магнетит, при этом увеличивается со-
держание германия.
3. Основным носителем германия является магнетит (50—
60 г/т). При мартитизации содержание в нем германия резко сни-
жается (20 г/т). Все другие железосодержащие минералы (хло-
риты, амфиболы, гематит) содержат его в меньших количествах.
Любые окислительные процессы способствуют выносу германия.
4. Накоплению германия в железистых кварцитах способство-
263
вала восстановительная обстановка, существовавшая в раннем
протерозое. Наибольшие его содержания наблюдаются вблизи оча-
гов подводного вулканизма. Развитие последующих процессов ще-
лочного метасоматоза приводит к перераспределению германия —
выносу его из магнетита и накоплению в щелочных амфиболах и
пироксенах. При развитии древней коры выветривания и окисления
магнетитовых кварцитов происходит вынос германия из магнетита
и частичное его накопление в окисленных рудах.
РЕНИЙ
Существование элемента с порядковым номером 75 было предска-
зано Д. Менделеевым в 1869 г., но только в 1925 г. немецкие гео-
химики И. и В. Ноддаки открыли его в колумбите и гадолините.
В 1926 г. он был выделен ими в чистом виде, а в 1928 г. они устано-
вили, что наивысшие содержания его характерны для молибденита
и что рений является геохимическим аналогом молибдена.
Рений отличается весьма высокими температурой плавления,
электросопротивлением и твердостью, пластичностью, легко обра-
зует сплавы с Мо, Pt, Os, Со, V, W, Та, Nb и по многим свойствам
близок к платине. Он применяется в сверхжаропрочных сплавах.
Уникальна роль рения в каталитических продессах, в частности,
при крекинге нефти. Производство рения в капиталистических
странах в 1983 г. достигло 15 т. Цена рения 1200—2000 дол./кг.
Мировое производство рения базируется на отходах, получае-
мых при переработке молибденовых, медно-молибденовых и мед-
ных концентратов. При обжиге этих концентратов рений окисляет-
ся до RejO? и улетучивается с пылью, которая улавливается на
фильтрах обжиговых печей. Она содержит 0,01—0,2 % Re при ис-
ходном его количестве в концентрате 0,005—0,05 %. Мировые ре-
сурсы рения оцениваются в 10 тыс. т. Крупными считаются место-
рождения с запасами более 30—40 т Re, мелкими — порядка 3—
5 т.
В природе известно два стабильных изотопа рения с массовыми
числами 185 (37,1 %) и 187 (62,9%). Изотоп 187Re радиоактивен
(период полураспада 5-1010—1011 лет) переходит в 1870s. Кларк
рения 7-10~8 %. Коэффициент концентрации 1000—10 000.
Рений — халькофильный элемент, геохимический аналог молиб-
дена. В присутствии последнего он не может образовывать соб-
ственных минералов и рассеивается в молибдените, накапливаясь
в поздних низкотемпературных типах руд и в последних их гене-
рациях. Поэтому если в кварц-вольфрамитовых и кварц-молибде-
нитовых месторождениях в молибдените содержится 0,001—
0,003 % рения, то в молибдените более низкотемпературных место-
рождений количество его на порядок выше. Среднее соотношение
Мо: Re=5000.
Рений обнаруживает геохимическое сродство с медью, наиболее
высокие его концентрации наблюдаются в медно-молибденовых
месторождениях. При условии незначительного количества молиб-
264
дена он накапливается в форме единственного собственного мине-
рала — джезказганита CuReS4, содержащего примерно 55 % Re.
Помимо молибденита, для которого минеральный кларк
114 г/т, рений входит в состав халькопирита (0,6 г/т) и пирита
(0,3 г/т). В пентландит-халькопирит-пирротиновых рудах рений
проявляет некоторое сходство с элементами платиновой группы,
накапливаясь совместно с осмием и иридием в пирротине.
В медно-колчеданных месторождениях он концентрируется в
халькопирите и пирите, и хотя содержание его здесь низкое, об-
щие запасы значительные. При метаморфизме колчеданных руд
он, как правило, выносится. Наиболее высокие содержания рения
характерны для медно-молибденовых месторождений (в молибде-
ните 400—900 г/т). Максимальные его содержания (18800 г/т)
связаны с ромбоэдрической p-модификацией молибденита. В этих
месторождениях наблюдается прямая корреляция между содержа-
ниями в молибдените рения и селена.
Рений отличается высокой миграционной способностью и в
окислительной обстановке легко выносится. Наиболее обогащены
им молодые фанерозойские месторождения. Накапливается он в
осадочных образованиях — медистых сланцах (Мансфельд, ГДР)
и медистых песчаниках (Джезказган, Казахстан), при этом рений-
содержащие руды локализуются в краевых частях депрессий. Миг-
рирует рений в форме аниона [ReO4] и осаждается в восстанови-
тельной обстановке под воздействием H2S совместно с Си, Pb, Zn.
В зависимости от окислительно-восстановительной обстановки и
pH среды происходит распределение рения между разными мине-
ралами— халькопиритовые руды бедны, а борнитовые — обогаще-
ны им. Осаждается он из кислых растворов, в щелочных средах
легко мигрирует. На Джезказганском месторождении рений кон-
центрируется в борнитовых, борнит-халькозиновых и галенитовых
рудах. Джезказганит появляется в специфических пятнистых ру-
дах, локализующихся на границах борнит-халькопиритовых и га-
ленитовых руд и обогащенных помимо рения также Ti, As, Со, Ni,
V, Mo.
При эпигенетических процессах происходят перераскристалли.-
зация и переотложение сульфидов, при этом рений частично пере-
распределяется и выносится. По-видимому, он может накапливать-
ся в экзогенных условиях и биогенным путем. Им несколько
обогащены черные битуминозные сланцы, бурые угли, особенно
образующиеся в районах интенсивной вулканической деятельности.
В углях рений находится в форме металлоорганических соедине-
ний; накопление его отмечается также в уран-молибденовых мес-
торождениях типа плато Колорадо.
Таким образом, рений — типичный рассеянный элемент, кон-
центрирующийся в плутоногенных гидротермальных медно-мо-
либденовых месторождениях, а также в осадочных медистых пес-
чаниках и медистых сланцах, откуда он попутно извлекается при
комплексной переработке руд.
265
ТАЛЛИЙ
Таллий открыт спектроскопически в 1861 г. английским ученым
У. Круксом. По многим свойствам близок к свинцу. Находит при-
менение в полупроводниковых приборах, фотоэлементах, приборах
для инфракрасной техники, газоразрядных лампах, используется
в качестве активизатора в сцинтилляционных кристаллах, для по-
лучения подшипниковых сплавов, приготовления тяжелых и им-
мерсионных жидкостей.
Несмотря на множество областей применения, потребность в
нем невелика, главным образом из-за высокой токсичности метал-
ла и его соединений. Уровень производства капиталистических
стран составляет примерно 15 т Т1 в год. Цена металлического
таллия 50 дол./кг. Мировое производство основано на переработ-
ке сульфидных руд гидротермальных и колчеданных месторожде-
ний, при этом таллий получается попутно из пылей агломерации и
обжига, кеков и отходов производства серной кислоты. В неболь-
шом количестве может извлекаться из собственных минералов при
содержании его в рудах порядка 0,1 %.
Известно два изотопа таллия с массовыми числами 203
(29,50 %) и 205 (70,50 %). Кларк его 1 • 10“4 %; коэффициент кон-
центрации около 1000.
Главнейшая геохимическая особенность таллия заключается в
том, что в природных процессах он выступает как одновалентный
элемент, по ионному радиусу близкий, с одной стороны, к Rb+ и
К+, а с другой — к РЬ2+. Благодаря этому он большей частью
рассеивается в минералах и в одних условиях проявляет лито-
фильные свойства, а в других — халькофильные. Будучи близок
к Rb+, он концентрируется совместно с ним на конечных этапах
развития пегматитового процесса и в грейзенах, входя в состав
лепидолита (до 100—500 г/т), рубидиевого мусковита, поллуци-
та, откуда может быть извлечен попутно с рубидием и цезием.
В гидротермальном сульфидном процессе он распределяется меж-
ду силикатами (серицитом, хлоритом) и сульфидами — галени-
том, сфалеритом, пиритом, марказитом, в меньшей степени халь-
копиритом. Поэтому среднее содержание в рудах не может слу-
жить критерием для оценки их таллиеносности, в силикатах суль-
фидных месторождений часто содержится больше таллия, чем в
сульфидах. Наиболее высокие содержания в сульфидных рудах
характерны для месторождений, не содержащих серицита, в част-
ности, залегающих в карбонатных породах.
Таллий обнаруживает определенное геохимическое сродство
с мышьяком, в меньшей степени с сурьмой. Это проявляется в
накоплении его в месторождениях, обогащенных этими элемента-
ми— полиметаллических рудах, богатых сульфосолями РЬ (ме-
негинит, геокронит, буланжерит и др.), в сурьмяных и мышьяко-
вых низкотемпературных образованиях, а также в совместном их
нахождении в пиритах и марказитах. В приповерхностных усло-
виях в обстановке пониженного парциального давления H2S и
266.
высокого потенциала As или Sb возникают семь собственных ми-
нералов таллия. Из них наиболее распространены в реальгаро-
вых месторождениях лорандит T1AsS2 (59%), врбаит TlAs2Sb2S5
(29—32), гутчинсонит PbTl2(Cu, Ag)As5Si0 (18—25). Месторож-
дения, содержащие таллиевые минералы, мелкие й какой-либо
существенной роли-в экономике производства таллия не играют.
Практически почти весь таллий извлекается при комплексной
переработке руд гидротермальных, стратиформных и колчедан-
ных месторождений. Главнейшие особенности его накопления в
них обусловлены его специфическими чертами — двойственностью
свойств (литофильностью и халькофильностью), наибольшим из
халькофильных элементов ионным радиусом и сродством с мышь-
яком и сурьмой. Следствием является концентрация его в наибо-
лее низкотемпературных полиметаллических месторождениях,
обогащенных сульфосолями, накопление его в поздних генераци-
ях минералов-концентраторов, исключительная способность к
сорбции, благодаря чему он концентрируется в металлоидных
колломорфных рудах (сфалеритах, пиритах — месторождения Да-
райсо, Верхняя Квайса, Джижикрут, Олькуш). При кристаллиза-
ции последних таллий выносится и иногда высаживается в виде
собственных минералов (Джижикрут). Наиболее обогащены тал-
лием молодые месторождения Средиземноморского пояса — Бал-
кан, Карпат, Кавказа, а также Средней Азии и Восточного За-
байкалья.
В условиях гипергенеза вследствие легкой растворимости
сульфата таллия он выносится из руд и только иногда в зоне
окисления сорбируется лимонитами, оксидами марганца или за-
хватывается ярозитом, при этом во вмещающих породах развива-
ются ярко окрашенные «таллиевые охры». В осадочных образова-
ниях таллий в небольших количествах накапливается в марган-
цевых рудах.
ГАЛЛИЙ
Существование элемента — близкого аналога алюминия (экй-
алюминия) было предсказано в 1871 г. Д. Менделеевым. В 1875 г.
П. Лекок де Буабодран спектроскопически открыл этот элемент
в сфалерите. До последних лет применение его было ограничено.
Он использовался в легкоплавких сплавах и термоограничиваю-
щих устройствах, для изготовления электронных ламп (сплавы
с Cd), а также особых зеркал с высоким отражением. В начале
70-х годов XX в. резко повысился интерес к галлию в связи с ис-
пользованием его арсенида и фосфида как новых полупроводни-
ков в выходных устройствах ЭВМ — дисплеях, для передачи ин-
формации на значительные расстояния и в лазерной технике.
Производство его в 1983 г. оценивалось в 25 т. Цена галлия в
1983 г. 630 дол./кг. Мировое производство галлия на 90% основа-
но на попутном его извлечении при получении алюминия из бок-
ситов и на 10% — из отходов цинкового производства.
267
Галлий имеет два стабильных изотопа с массовыми числами
69 (60,4%) и 71 (39,6%). Кларк его 1,9-10~3%; коэффициент
концентрации 5—10.
Петрогенным аналогом галлия является алюминий, но в при-
сутствии последнего галлий всегда рассеивается, несколько на-
капливаясь в конечных, остаточных образованиях кислых и осо-
бенно щелочных магм — пегматитах. Наиболее высокие его кон-
центрации выявлены в пегматитах агпаитовых нефелиновых сие-
нитов— в натролите (до 1000 г/т), гакманите (300 г/т), содали-
те, а также в нефелине (в среднем 57 г/т). Повышенные содер-
жания типичны и для минералов редкометальных гранитных пег-
матитов— сподумена (10—700 г/т), лепидолита (10—300 г/т),
берилла.
В сульфидной гидротермальной обстановке наряду с лито-
фильными начинают проявляться и халькофильные свойства гал-
лия. Он входит в состав как алюмосиликатов (серицита, хлорита,
турмалина), так и сфалерита (минеральный кларк 41 г/т), вюрт-
цита (112 г/т), халькопирита (5 г/т). Он накапливается в низко-
температурных свинцово-цинковых месторождениях, при этом на-
блюдается полное соответствие между поведением Ga и Ge. Наи-
большие содержания галлия выявлены в собственно галлиевых
месторождениях с германитовыми рудами. Концентрация галлия
в них такова, что становится возможным образование единствен-
ного его минерала — галлита — CuGaS2 (29—36%) (Тсумеб, На-
мибия; Кипуши, Заир). Повышенные содержания в сфалеритах
возникают при невозможности его рассеяния в алюмосиликатах,
т. е. при развитии сульфидного процесса в карбонатных породах.
Некоторое количество его заключено в сфалеритах колчеданно-
полиметаллических, оловорудных месторождений касситерит-
сульфидной формации, в которых галлий концентрируется и в
касситеритах.
В экзогенных условиях галлий является полным аналогом и
спутником алюминия. Совместно с ним он входит в состав бокси-
тов, при этом содержания его примерно постоянны (на уровне
20—90 г/т) и не зависят от возраста и происхождения бокситов.
КАДМИЙ
Кадмий открыт в 1817 г. в цинковой руде немецким профессором
Ф. Штромейером. На воздухе кадмий не окисляется, что позволяет
его использовать для кадмирования—покрытия металлов кадми-
ем для зашиты от коррозии. Из сплавов Cd с Си изготавливают
провода контактной сети электротранспорта, различные подшип-
ники и детали автомобилей, самолетов, радиоприборов; из Ni и
Cd или Ag и Cd — аккумуляторы. Большая площадь сечения за-
хвата тепловых нейтронов обусловливает применение его для
стержней регулирования атомных реакторов. Производство кад-
мия в капиталистических странах в 1983 г. составляло 13,5 тыс. т.
268
Перспективная потребность на 2000 г. оценивается в 25—
45 тыс. т. Цена кадмия в 1983 г. была 2—3 дол./кг.
Мировое производство основывается на попутном извлечении
из отходов, получаемых при переработке цинковых, свинцовых и
некоторых медных сульфидных руд.
Кадмий имеет восемь изотопов с массовыми числами 106
(1,22%), Ю8 (0,87%), ПО (12,39%), 111 (12,75%), 112
(24,07%), 113 (12,26%), 114 (28,86%), 116 (7,58%). Кларк его
ью-5%.
Кадмий — типичный рассеянный халькофильный элемент, гео-
химический аналог цинка. В эндогенных условиях всегда следует
за цинком и накапливается в сфалерите, являющемся основным
эндогенным рудным минералом кадмия. Содержание его в сфа-
леритах изменяется в широких пределах — от 0,01 до 2,4%. Бога-
тые кадмием разности получили название пршибрамита. Мине-
ральный кларк Cd для сфалерита, по данным В. Иванова,
0,286%. Экспериментально доказана ограниченная смесимость
сфалерита и гринокита (CdS) и неограниченная для гексагональ-
ной полиморфной модификации — вюртцита и гринокита. Содер-
жание кадмия в вюртците 1—3,5%, иногда до 30% (месторожде-
ния Беренгуэла, Боливия; Тсумеб, Намибия). Помимо сфалери-
та, кадмий присутствует в халькопирите, станнине, галените,
халькозине и борните.
Концентрация кадмия зависит от типа минерализации (руд-
ной формации), металлогенических особенностей провинций и фи-
зико-химических условий формирования месторождений. Установ-
лены главнейшие закономерности накопления кадмия, по В. Ива-
нову.
1. Средние содержания кадмия в сфалеритах различных руд-
ных формаций следующие (в %): медно-молибденовые 0,24; кас-
ситерит-силикатно-сульфидные 0,34; стратиформные свинцово-цин-
ковые 0,33; свинцово-цинковые в скарнированных карбонатных
породах 0,5; свинцово-цинковые в силикатных породах 0,29; колче-
данно-полиметаллические 0,25; серебряные и золото-серебряные
0,7. Для среднетемпературных месторождений, залегающих в кар-
бонатных породах, содержание кадмия выше, чем для силикатных,
что вызывается более щелочной средой минералообразования,
благоприятной для концентрации кадмия в сфалерите.
2. Резко обогащены кадмием приповерхностные вулканогенно-
гидротермальные месторождения, располагающиеся в районах ин-
тенсивной вулканической деятельности и обогащенные сульфосо-
лями, серебром, иногда золотом. На месторождении Беренгуэла
(Боливия) содержание Gd в скорлуповатых рудах, образованных
по вюртциту, достигает 3—5 %, а в самом минерале до 30 %. По-
вышенные содержания Gd (до 1—2%) наблюдаются также в зо-
лото-серебряных рудах Балкан (Фельзобанья, Оффенбанья
вСРР).
3. Наиболее обогащены кадмием месторождения фанерозоя,
особенно районы молодой вулканической деятельности. К ним
269
принадлежат месторождения Средней Азии (Алтын-Топкан, Куру-
сай, Кансай), Северного Прибалхашья, Восточного Забайкалья,
Нагольного кряжа, Закарпатья и др. За рубежом к кадмиевым
провинциям относятся Рудные горы (Фрайберг), Пшибрам, Клау-
сталь, Верхняя Силезия, Великобритания (Флинтшир, Дербешир
и др.), Мексика (Санта-Барбара и др.).
4. На концентрацию кадмия отрицательно влияет активность
в растворах ионов С1, поскольку кадмий и хлор образуют устой-
чивые растворимые комплексы, не позволяющие ему входить в
состав сфалерита.
5. В зоне гипергенеза пути миграции Zn и Gd резко расходят-
ся; Zn образует легко растворимые сульфаты и выносится из зоны
окисления, Cd образует шесть собственных минералов. Главными
из них являются: гринокит—CdS (77,8 %), оставит — CdCO3
(65,8 %), кадмоселит — GdSe (47 %). Практического значения
они не имеют.
ИНДИЙ
Индий открыт в 1863 г. немецкими химиками Ф. Рейхом и Т. Рих-
тером. В промышленности стал применяться только с 1930—
1935 гг. для получения особых подшипниковых (с Ag, Pb, Си, Cd,
Sn) и легкоплавких (с Ga) сплавов. В последние годы широко ис-
пользуется в радиоэлектронике как полупроводниковый металл.
В качестве полупроводниковых материалов, обнаруживающих
фотопроводящие свойства в ИК-области спектра, применяются сое-
динения In с Sb, как термоэлементы — соединения In с As и Р.
Индий получают попутно из отходов производства при перера-
ботке полиметаллических, медно-полиметаллических и олово-поли-
металлических руд.
Производство индия в капиталистических и развивающихся
странах в 1983 г. составляло 50 т при перспективной потребности
на 2000 г. в 75—130 т. Цена индия (чистоты 99,97 %) в 1983 г. 4
была 100 дол./кг.
Индий образует два стабильных изотопа с массовыми числами
115 (95,72 %) и 113 (4,28 %). Кларк его 1,4-10-5 %; коэффициент
концентрации 1000—3000.
Индий, подобно кадмию, является типичным рассеянным халь-
кофильным элементом, геохимически наиболее близким к цинку,
но в отличие от кадмия у него проявлены в известной степени си-
дерофильные свойства и наблюдается четко выраженная геохими-
ческая связь с оловом.
Главнейшими минералами-концентраторами индия являются
сфалерит и минералы со структурой сфалерита (халькопирит,
станнин), а также касситерит. Минеральные кларки (Иванов В.,
и др., 1966) для них следующие (в г/т): сфалерит 40, касситерит
20, халькопирит 14. Содержание индия в сфалерите связано с его
железистостью. При прочих равных условиях наиболее богаты им
железистые сфалериты среднетемпературных месторождений. По
270
мере снижения температуры формирования месторождений и же-
лезистости сфалеритов содержание индия в них падает. Место-
рождения, локализующиеся в силикатных породах (более желези-
стые), обычно обогащены индием по сравнению с залегающими
в известняках.
Содержание индия прямо зависит от степени оловоносности
сульфидных месторождений. Наиболее богаты им месторождения
касситерит-сульфидной формации. Максимальная его концентра-
ция связана с приповерхностными месторождениями деревянистого
олова в кислых эффузивах (Джалинда). В них колломорфный кас-
ситерит содержит до 1,35 % In за счет появления в нем мельчай-
ших выделений собственно индиевых минералов, выявленных в
последние годы. К ним относятся: самородный индий, индит —
FeIn2S4 (59,3%), рокезит — CuInS2 (47,4%), джалиндит —
1п(0Н)3 —продукт изменения индита.
Связь индия с оловом определяет и металлогению месторож-
дений, обогащенных индием. Они приурочены в основном к Тихо-
океанскому рудному поясу и имеют киммерийский и альпийский
возраст. Примерами могут служить провинции Приморья (Лифу-
дзин, Джалинда,Хинганское и др.), Северо-Востока (Валькумей,
Омсукчан и др.), Якутии, Восточного Забайкалья (Смирновское),
а из зарубежных—Боливии (Санта-Круц, Поопо, Порко и др.),
Перу. Менее богаты индием герцинские провинции с оловосодер-
жащими сульфидными рудами.
Примерно 75 % всех запасов индия приходится на долю свин-
цово-цинковых месторождений, залегающих в силикатных поро-
дах, и 20 % — на долю касситерйт-силикатно-сульфидных и кас-
ситерит-сульфидных месторождений, хотя последние значительно
богаче индием.
СЕЛЕН И ТЕЛЛУР
Селен и теллур геохимически сходны. В 1782 г. австрийский гор-
ный инспектор Мюллер фон Райкенштейн, изучая золотые руды
Трансильвании, предположил наличие в них нового элемента, что
было доказано в 1789 г. М. Клапротом, назвавшего его теллуром.
Селен открыл через 19 лет И. Берцелиус.
До 1940 г. применение обоих элементов было ограничено. Ис-
пользовались они в основном в резиновой, стекольной и химичес-
кой промышленности. В послевоенные годы селен стал широко
применяться в полупроводниковой технике (выпрямители перемен-
ного тока), для изготовления фотоэлементов, в измерительной ап-
паратуре, телевидении, сигнализации. Теллур применяется в ра-
диотехнике (детекторы), для изготовления термопар, полупровод-
никовых холодильников и термоэлементов. Используются селен и
теллур также в металлургии в качестве легирующих присадок к
различным сталям и сплавам цветных металлов. Производство
селена в капиталистических странах к 1983 г. достигло 1400 т; про-
изводство теллура держится на уровне 160—180 т.
271
Селен имеет шесть стабильных изотопов (с массовыми числами
74, 76—78, 80, 82), теллур — восемь (с массовыми числами 120,
122—126, 128, 130). Кларк (в Ы0-4 %) для Se — 0,05, Те — 0,001.
Селен и теллур — халькофильные элементы, их широко рас-
пространенным геохимическим аналогом является S2-. Поскольку
соотношение S2-:Se2- в сульфидах 20000:1-^-2000:1, то Se2-—
всегда рассеивается в сульфидах и образование собственных ми-
нералов селена становится возможным в обстановке с невысоким
потенциалом серы, что и осуществляется в арсенидных, золоторуд-
ных месторождениях и сидерит-гематитовых жилах. Изоморфно
замещая серу, Se2- в то же время накапливается в наиболее позд-
них генерациях сульфидов. При распаде изоморфных серий могут
образовываться различные селениды. Теллур, имея значительно
больший ионный радиус, чем селен, практически его не замещает
и входит в состав сульфидов в форме мельчайших включений
теллуридов.'
Наблюдается четкая геохимическая связь Se с Си, в меньшей
степени с Ag, Pb, Hg, Bi, Со, Ni и Те с Au и Bi. Это обусловли-
вает появление большого количества селенидов Си, Ag, Pb, Bi,
Со, Ni и теллуридов Au, Ag, Bi, Pb, концентрацию Se в основном
в медно-никелевых, медно-колчеданных, кобальто-никелевых, а
теллура — в низкотемпературных золоторудных месторождениях.
Селен вместе с серой возгоняются при вулканических процес-
сах, поэтому вулканическая сера всегда обогащена селеном.
В зоне гипергенеза пути миграции S, Se и Те резко расходятся.
Сера, окисляясь до сульфат-иона, легко мигрирует, Se2~ окисляет-
ся при более высоком кислородном потенциале до селенит-иона
и мигрирует в щелочной среде. При подкислении растворов проис-
ходит выпадение самородного селена, либо он захватывается
гидроксидами железа. Для осадочного процесса весьма характер-
на геохимическая связь Se с U, V, Мо, Си-
На флангах многих месторождений урановых песчаников раз-
вивается селеновая минерализация (плато Колорадо, США и др.).
Селен накапливается также в формации черных битуминозных
сланцев и в углях. Теллур в этих условиях отделяется от серы и
селена. При окислении сульфидных месторождений он легко сор-
бируется гидроксидами железа, а в золото-теллуровых месторож-
дениях переходит совместно с золотом в россыпи.
Известно более 40 минералов селена и такое же количество
минералов теллура. Главнейшими из них, представляющими в не-
которых случаях практический интерес, являются: ферроселит —
FeSe2 (68—72 %), клаусталит PbSe (27—28), блокит NiSe2 (68),
науманнит Ag2Se (23—29), тетрадимит Be2Te2S (36 % Те), кала-
верит АиТе2 (57), алтаит РЬТе (38), гессит Ag2Te (62).
Концентрации селена и теллура связаны с различными метал-
логеническими эпохами, но для древних эпох характерна рассеян-
ная форма нахождения обоих элементов, а для молодых (кимме-
рийских и альпийских)—собственная минерализация. Последняя
272
наиболее типична для приповерхностных образований, возника-
ющих в районах с широко развитым молодым вулканизмом-
По запасам селена и теллура наиболее значительны магмати-
ческие медно-никелевые, гидротермальные медно-молибденовые,
медно-колчеданные и инфильтрационные селеп-уран-ванадиевые
месторождения, из которых практически и извлекаются почти весь
селен и теллур при содержаниях их в рудах 0,04—0,004 %. Бога-
тые месторождения относятся к кобальт-селенидо-теллуровой
(Акджилга, КиргССР; Верхне-Сеймчанское, Северо-Восток
СССР), селенидной (Пакахака, Боливия; Сан-Андреасберг, ГДР;
Сьерра-де-Уманго, Аргентина), уран-селенидной (Шинколобве,
Заир; район оз. Атабаска, Канада), и золото-теллуровой (Нагиаг,
Фатце-Байа, СРР) формациям. Поскольку характеристика боль-
шинства этих месторождений приведена при описании месторож-
дений других элементов, остановимся только на селенидной форма
ции, представителем которой является месторождение Пакахака.
Пакахака. Располагается среди песчанистых сланцев девона
и представлена жилой, прослеженной на первые сотни метров.
Жила сложена карбонатами (сидерит, кальцит), баритом и гема-
титом. Основной рудный минерал блокит, ассоциирующий с клау-
сталитом и науманнитом. На более поздней стадии образован пи-
рит. Месторождение эпизодически разрабатывалось на серебро-
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ К РАЗДЕЛУ «РЕДКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ»
Альбитизированные и грейзенизированные граниты (апограниты) / А. А. Беус,
Э. А. Северов, А. А. Ситнин, К- Д. Субботин. М., Изд-во АН СССР, 1962.
Атлас минералов и руд редких элементов/ Под ред. А. И. Гинзбурга. М.,
Недра, 1977.
Балашов Ю. А. Геохимия редкоземельных элементов. М„ Недра, 1976.
Беус А. А., Диков Ю. П. Геохимия бериллия в процессах эндогенного мине-
ралообразования. М., Недра, 1967.
Борисенко Л. Ф. Скандий. Основные черты геохимии, минералогии, генети-
ческие типы месторождений. М., Изд-во АН СССР, 1961.
Борисенко Л. А. Геохимия галлия. М., изд-во МГУ, 1971.
Галлий/ О. В. Вершковская, В. С. Краснова, В. С. Салтыкова, А. Е. Пер-
вухина. М., Изд-во АН СССР, 1960.
Генетические типы гидротермальных месторождений бериллия/ Под ред.
А. И. Гинзбурга. М., Недра, 1975.
Генетические типы месторождений редких элементов/ Под ред. А. И. Гинз-
бурга. М., Госгеолтехиздат, 1961.
Геология постмагматических ториево-редкометальных месторождений/ Под
ред. В. А. Невского. М., Атомиздат, 1972.
Геохимия, минералогия и генетические типы месторождений редких элемен-
тов. Т. 1—3/ Под ред. К. А. Власова. М., Недра, 1964—1966.
Гинзбург А. И. Вертикальная зональность редкометальных месторождений,
связанных с гранитоидами.— В кн.: Прогнозирование скрытого оруденения. М.,
Недра, 1976, с. 167—176.
Гинзбург А. И., Ставров О. Д. К геохимии цезия. — Геохимия, 1969, № 4,
с. 396—403. 4
Гинзбург А. И., Овчинников Л. И., Солодов Н. А. Генетические типы место-
рождений тантала и их промышленное значение.— Геология рудных месторож-
дений, 1970, № 4, с. 3—15.
Григорьев В. М. Закономерности распределения германия в железорудных
месторождениях. М., Недра, 1971.
18—5150 273
Гурвич С. И. Закономерности размещения редкометальных и оловоносных
россыпей. М., Недра, 1978.
Закономерности формирования гидротермальных месторождений берил-
лия/ Под ред. А. И. Гинзбурга. М., Недра, 1977.
Иванов В. В. Геохимия рассеянных элементов в гидротермальных месторож-
дениях. М., Недра, 1966.
Иванов В. В., Поплавко Е. М., Горохов В. И. Геохимия рения. М., Наука,
1969.
Каганович. С. Я. Цирконий и гафний. М., Изд-во АН СССР, 1962.
Коган Б. И. Редкие металлы. М., Наука, 1978.
Коган Б. И., Названова В. А. Скандий. М., Изд-во АН СССР, 1963.
Коган Б. И., Названова В. А., Солодов Н. А. Рубидий н цезий. М., Изд-во
АН СССР, 1971.
Кузьменко М. В., Еськова Е. М. Тантал и ниобий. М., Наука, 1968.
Минеев Д. А. Лантаноиды в рудах. М., Наука, 1974.
Минералы германия и их месторождения/ Под ред. А. И. Гинзбурга. М.,
Госгеолтехиздат, 1959. (Геология месторождений редких элементов. Вып. 5).
Редкоземельные элементы и их месторождения/ А. И. Гинзбург, Л. Н. Жу-
равлева, И. Б. Иванов, В. В. Щербина. М., Госгеолтехиздат, 1959 (Геология
месторождений редких элементов. Вып. 3).
Редкометальные граниты и проблемы магматической дифференциации/ Под
ред. В. С. Коптева-Дворникова. М., Недра, 1972.
Рудные месторождения СССР. Т. 3. 2-е изд., перераб. и доп. Ред.
акад. В. И. Смирнов. М., Недра, 1978.
Фролов А. А. Структура и оруденение карбонатитовых массивов. М., Недра,
1975.
Щербина В. В. Особенности геохимии скандия и типы его месторождений.
М., Недра, 1966 (Геология месторождений редких элементов. Вып. 8).
Эгель Л. Е. Экзогенные месторождения селена. М., Госгеолтехиздат, 1962
(Геология месторождений редких элементов. Вып. 2).
Эгель Л. Е. Редкоземельные элементы. М., Госгеолтехиздат, 1963 (Оценка
месторождений при поисках и разведках. Вып. 21).
Раздел IV
БЛАГОРОДНЫЕ МЕТАЛЛЫ
К благородным металлам принадлежат золото, серебро, платина,
и металлы ее группы — палладий, иридий, родий, осмий, руте-
•ний. Они названы благородными из-за их способности сохранять
свой состав и привлекательность, не подвергаясь коррозии на
воздухе, в воде и под воздействием большинства химически
активных веществ.
ЗОЛОТО
Золото стало первым металлом, известным человеку. Изделия из
него найдены в культурных слоях эпохи неолита (5—4 тысячеле-
тий до н. э.). На территории Африки, Азии и юга Европы золото
добывалось в 3—2 тысячелетиях до н. э. В России коренное мес-
торождение золота было открыто на Урале, в Березовске, крестья-
нином Е. Марковым в 1745 г., а россыпное—там же горным ма-
стером Л. Брусницыным в 1814 г. Впоследствии как россыпи, так
и коренное золото были выявлены на Енисее, Лене, Алдане, Ко-
лыме и в бассейнах других рек Сибири.
Значительная часть добываемого золота оседает в виде слит-
ков и монет в сейфах национальных банков, составляя золотой
запас, достигающий для капиталистических стран около 40 тыс. т.
Остальное золото преобразуется в изделия, среди которых первое
место занимают ювелирные (50 %), затем применяемые в элект-
ронной технике, приборах и химии (35 %) и, наконец, в медицине
(Ю %).
При добыче и аффинаже (очистке) золота извлекаются сереб-
ро, платиновые металлы, уран, медь, вольфрам, висмут, теллур
и другие элементы. В свою очередь золото получают в качестве
попутного продукта при разработке месторождений меди, цинка,
свинца, никеля, сурьмы и других металлов, однако общее коли-
чество попутно добываемого золота составляет всего лишь 5—7 %
его мирового производства.
Цена золота в последние годы сильно колебалась и составля-
ла в 1984 г. 20 дол./г.
Во всем мире до XV в. включительно было добыто 12 тыс. т
золота, в XVI в. 760 т, в XVII в — 900 т, в XVIII в.— 1900 т,
в XIX в. — 11600 т; в XX в. предполагают добыть 80 тыс. т. Та-
ким образом, за это время из недр Земли будет извлечено около
110 тыс. т этого металла. В настоящее время золото добывается
более чем в 50 странах. За последние десять лет в капиталисти-
ческих и развивающихся странах добывается 800—1200 т золота
в год.
18* 275
Разведанные запасы золота капиталистических и развиваю-
щихся стран по высоким категориям составляют 35 тыс. т, общие
запасы оцениваются в 70 тыс. т.
К уникальным месторождениям золота принадлежит Витва-
терсранд (ЮАР) — пока единственное в мире с запасами в
25 тыс. т, обеспечивающее ежегодное производство 75 % этого
металла, получаемого в западном мире. Содержание золота в ру-
дах коренных месторождений изменяется от нескольких килограм-
мов до нескольких граммов на тонну руды, а россыпных — от
нескольких сотен граммов до нескольких сотен миллиграммов на
кубометр песков.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Известно 14 изотопов золота с массовыми числами от 192 до 206,
но стабилен лишь один !97Аи. Общий кларк золота 4,5-10~7%
(4,5 мг/т). Его величина изменяется следующим образом
(в 1-10—7 %): морская вода 0,4; осадочные породы 1; метамор-
фические породы 0,7-—4,2; кислые магматические породы 2; ос-
новные магматические породы 2—10. Коэффициент концентрации
золота очень высокий, в среднем 2000.
Повышенное содержание золота в мантийных породах базаль-
тового ряда свидетельствует о его поступлении из подкорового
основания верхних оболочек Земли. Но как в базальтовых, так
и в гранитных магматических породах золото не образует про-
мышленных концентраций. Оно обособляется в подвижных пост-
магматических продуктах, скорее всего в форме тиосульфитных
[Au (ЗгОз)]3- и хлоридных (АиС122~ и AuCl4-) комплексных
водных растворов, формирующих разнообразные гидротермаль-
ные месторождения (Петровская Н., 1973). В экзогенных усло-
виях золото, существенно высвобождаясь от ассоциированных с
ним эндогенных минералов, создает вторичные залежи в желез-
ных шляпах и россыпи.
Важнейшим промышленным минералом золотых месторожде-
ний является самородное золото. В нем содержатся свыше 40
элементов-примесей, среди них главные — серебро, платиноиды,
медь, железо, свинец, висмут, сурьма. Качество золота оценивает-
ся его пробой, определяемой содержанием золота в 1000 единиц
по массе. Высокопробное золото имеет пробу более 900, низко-
пробное— менее 700. Пробность золота в его месторождениях
находится в сложной зависимости от геологических и физико-хи-
мических параметров рудообразования, она возрастает при пере-
ходе от молодых месторождений к древним, от низкотемпера-
турных— к высокотемпературным, от малоглубинных — к глу-
бинным и от первичных неизмененных — к переотложенным ру-
дам (Петровская Н., 1973).
Золото в рудах существует в виде неправильных обособлений
(зерна, пленки, нити, дендриты), реже — кристаллов и их агре-
гатов. По размеру выделения золота подразделяются на дисперс-
276
ные (до 10 мкм), мелкие (до 0,1 мм), средние (до 1 мм), круп-
ные (до 5 мм) и самородки (более 5 мм или 10 г по массе). Масса
самородков, найденных в коренных и россыпных месторождениях
золота, достигает 36,2 кг (Большой Треугольник, СССР) и даже
285 кг (Плита Холтермана, Австралия). Золото как в коренных,
так и в россыпных месторождениях обычно распределено весьма
неравномерно, образуя рудные столбы, бонанцы, струи.
Кроме самородного золота известно еще 20 золотосодержа-
щих минералов, не играющих заметной роли в производстве зо-
лота. В их числе находится 11 интерметаллических соединений —
электрум AuAg, кюстелит Ag(Au), аурикуприд Au2Cu3, аурости-
бит Au Sb2, родит Au (It, Rh, 1г, Pd) и др., а также 9 теллуридов
— калаверит Au Те2, сильванит (Au, Ag) Те4 креннерит (Au, Ag)
Те2, петцит Ag3 Au Те2 и др.
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
Металлогения золота различна для архея и послеархейского пе-
риода геологической истории. В архее месторождения золота
формировались в связи с подкоровой базальтовой магмой, обу-
словившей возникновение протогеосинклинальных зеленока-
менных поясов, в пределах которых эти месторождения и сосре-
доточены. Начиная с протерозоя более существенное значение
в образовании месторождений золота начинает играть коровая гра-
нитная магма. В этот период золотые месторождения формирова-
лись в геосинклинальный и платформенный этапы, а также в эта-
пы тектоно-магматической активизации платформ.
На ранней стадии геосинклинального этапа, в период базаль-
тоидного магматизма, значительные месторождения золота уже
не возникали. Известно лишь убогое золото в колчеданных -и
скарновых рудах. В среднюю стадию, в период главных фаз
складчатости и образования гранитных батолитов, местами по-
являлись гидротермальные месторождения золотых руд. Главная
масса постмагматических, преимущественно гидротермальных
месторождений золота возникала на поздней стадии геосинкли-
нального этапа. Они связаны с двумя магматическими формаци-
ями. С формацией гипабиссальных малых интрузий ассоциирова-
ны плутоногенные гидротермальные месторождения золота, а с
андезит-липаритовой формацией — вулканогенные гидротер-
мальные золото-серебряные образования.
- В платформенный этап в нижнем структурном ярусе возника-
ли метаморфогенные месторождения, а в верхнем — скопления
вторичного золота в зоне окисления первичных руд и россыпи.
. При интенсивной тектоно-магматической активизации, сопро-
вождающейся платформенными гранитами, местами также фор-
мировались гидротермальные месторождения золота.
.В последнее время стали выявлять стратиформные месторож-
дения золота в форме горизонта золотоносных яшм и их конгло-
мератов в связи с докембрийским пластовым месторождением
277
марганца в Гане или пластовой залежи золотоносных сульфидов
и сульфосолей в доломитах девонского возраста месторождения
Карлин в США (шт. Невада).
В геологической истории образования золотых месторождений
Земли выделяется четыре главных эпохи. В наиболее древнюю
архейскую эпоху (3,5—2,5 млрд, лет) формировались крупные
золоторудные месторождения зеленокаменных поясов, известные
в Канаде, Южной Африке, Индии и Западной Австралии. С про-
терозойской эпохой (2,2—1,8 млрд, лет) связано возникновение
крупнейших стратиформных месторождений, в том числе фено-
менальных золотоносных конгломератов Витватерсранда (ЮАР).
В позднепалеозойскую эпоху (300—200 млн. лет), отвечающую
концу герцинского цикла, возникли многочисленные месторожде-
ния золотых руд, преимущественно плутоногенной гидротермаль-
ной группы. В мезозойско-кайнозойскую эпоху, соответствующую
альпийскому циклу, наряду с подобными месторождениями, ши-
рокое развитие получили вулканогенные гидротермальные место-
рождения, в том числе золото-серебряные.
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ
Среди месторождений золота промышленного значения выделяют-
ся: 1) скарновые, 2) плутоногенные гидротермальные, 3) вулкано-
генные гидротермальные, 4) метаморфогенные, 5) россыпные.
Скарновые месторождения
Скарновые месторождения золота относятся к редким
образованиям. В Советском Союзе они известны в Сибири,
Тянь-Шане, Горном Алтае, за рубежом —в США (Кейбл, Элк-
хорм, Оурей и др.), Канаде (Никел Плейт), Мексике (Санта-Фе),
КНДР (Холтен, Суаин) и др. Обычно они принадлежат к нор-
мальным известковым скарнам гранат-пироксенового состава с
наложенным гидратным преобразованием, сопровождающимся
выделениями сульфидов, в том числе золотосодержащих.
Ольховское. Находится в Западной Сибири. Слагающие его
нижне- и среднекембрийские карбонатные и песчано-туфогенные
породы собраны в крупные складки и разбиты сбросами. Они про-
рваны гранитоидами ордовикского возраста, а также дайками
диабазов, диорит-порфиритов, кварцевых порфиров и аплитов.
У северного выступа гранитного массива карбонатные породы
преобразованы в гранат-пироксеновые скарны, на которые нало-
жено золотоносное сульфидное оруденение (рис. 110). Среди руд-
ных тел выделяются линзы, трубы и жилы, осложненные апофиза-
ми. В гранитах и приконтактовых роговиках известны кварц-суль-
фидные жилы и штокверки. В истории минералонакопления, со-
гласно Д. Тимофеевскому, намечается пять стадий: 1) скарновая,
2) пирротиновая, 3) кварц-пиритовая, 4) полиметаллическая,
5) карбонатная. Золото ассоциирует преимущественно с минера-
278
Рис. 110. Схематический разрез цен-
тральной части Ольховского место-
рождения. По А. Хазагарову (Ьоро-
даевская М., Рожков И., 1974).
1 — граниты, гранодиориты; 2 — известня-
ки, доломиты; 3 — сланцы, роговики; 4 —
древние дайки; 5 — рудные тела; 6 —
окисленные руды; 7 — тектонические на-
рушения; 8 — направление движений по
разрывам
лами полиметаллической стадии, для которой характерны халько-
пирит, сфалерит, галенит, блеклые руды, висмутин, теллуриды зо-
лота и серебра. Околорудные изменения выражаются в березитиза-
ции кислых пород, хлоритизации и серицитизации основных пород
и слабой серпентинизации известняков. Месторождение относится
к ср< днеглубииным и среднетемпературным образованиям
Гидротермальные месторождения
Гидротермальные месторождения золота наиболее распространены.
Н. Петровская (1973), М. Бородаевская, И. Рожков (1974) и дру-
гие геологи придают первостепенное значение для их подразделе-
[Глубин НОСТЬ^ Место- рождения Температурj «С
ЧОО 300 200 100
Плутоногенные Глубинные ] Советское 1 1 1 I ' "
Мурунтау
Кочкар —
Токурское —
Среднеглубннныё Березовское - L-
Лебединское == мм амм
Дарасун
Ключевское 1
Любовннское 1 -1
1 Вулканогенные Малоглубинные Балей
Агатовское
Огани
Карамкен
Месторожде- ния Трансиль- вании
НР I------]г |---|з |—-|»
ния глубинам возникновения,
выделяя месторождения глу-
бинные (5—10 км и более),
среднеглубинные (5--1,5 км) и
малоглубинные, или припо-
верхностные (менее 1,5 км).
Все гидротермальные место-
рождения золота полистадий-
пые, причем в истории их фор-
мирования выделяются ранние
стадии, убогие по содержанию
золота, средние золотоносные
или, как их называет Н. Пет-
ровская (1973), продуктивные
стадии, и поздние стадии, не
имеющие существенного зпа-
Рис. 111. Температуры минералооЗ-
разования гидротермальных место-
рождений золота. По Н. Петровской,
с дополнениями.
1—3 — стадии: 1 — ранние, 2 — главные
продуктивные, 3 — поз дине; 4 — периоды
минерализации, не связанные с формиро-
ванием золотых руд
279
чения для накопления золота. Попытки разделения золотых гидро-
термальных месторождений по температурам их образования
нельзя признать успешными, поскольку продуктивные стадии боль-
шинства этих месторождений лежат в одних и тех же рамках
250 -150°C (рис. 111).
В настоящей книге гидротермальные месторождения подразде-
ляются на плутоногенные и вулканогенные, существенно отличаю-
щиеся по условиям образования, нахождения и составу руд. В
гидротермальных месторождениях золота выделяются следующие
формации: золото-кварцевая, золото-сульфидная, золото-кварц-
сульфидная, золото-кварц-халцедон-сульфидная, золото-серебря-
но-кварц-адуляровая, золото-кварц-арсенопиритовая, золо-
то-кварц-антимонитовая, золото-кварц-висмутиновая, золо-
то-баритовая, золото-карбонатная. Наиболее представительные
плутоногенные гидротермальные месторождения принадлежат к
относительно простым и нерезко различающимся золото-кварцевой
и золото-кварц-сульфидной формациям. Им свойственны берез;.тп-
зация и лиственитизация околорудных пород. Для вулканогенных
гидротермальных месторождений характерны более сложные фор-
мации, такие, как золото-кварц-халцедон-сульфидная, золото-се-
ребряно-кварц-адуляровая, золото-сульфидная, (колчеданная).
Для них типичны пропилитизация, алунитизация и аргиллитизация
околорудных пород, свидетельствующие о кислом характере рудо-
образующих растворов.
Плутоногенные гидротермальные месторождения
Плутоногенные гидротермальные месторождения связаны с грани-
тоидными батолитами средней стадии геосинклинального этапа,
преимущественно гранодиоритового состава, с малыми гипабис-
сальными интрузиями поздней стадии и с гипабиссальными интру-
зиями этапа активизации платформ. Они широко распространены в
золотоносных провинциях с геосинклинальным и платформенным
гранитным и щелочно-гранитным магматизмом всех металлогени-
ческих эпох. Им свойственны руды сравнительно простого кварце-
вого состава массивной и прожилковой текстуры, зернистой струк-
туры.
Месторождения золото-кварцевой формации
Мурунтау. Находится в палеозойской складчатой зоне Тянь-Шаня.
Сложено флишоидной толщей тонкопереслаивающихся песчаников
и сланцев позднепротерозойского—раннепалеозойского возраста.
Изверженные породы представлены штоками гранодиоритов и по-
ясами даек гранит-порфиров и сиенит-порфиров позднего палеозоя.
Осадочные породы смяты в пологие складки и разбиты разломами
сбросо-сдвигового характера. На месторождении выделяются три
главных разлома: Южный, Северо-Восточный и Структурный. Эти
сбросо-сдвиги сопровождаются приразломными складками и зона-
ми трещиноватости, контролирующими оруденение. Месторожде-
280
ние представляет собой штокверк, образованный густой сетью кру-
то- и пологопадающих трещин отслоения, отрыва и скола (рис.
112). В пределах штокверка по данным опробования выделен ряд
рудных зон, представляющих собой залежи сложной и изменчи-
вой формы.
Преобладающим минералом на Мурунтау является кварц; ос-
тальные минералы — калиевый полевой щпат, альбит, биотит, тур-
малин, кальцит и др. составляют 0,5—1,5%. Среди рудных мине-
ралов чаще других встречаются иприт и арсенопирит, в микроско-
пических количествах обнаружены шеелит, сфалерит, галенит, вис-
мутин, самородный висмут, сульфосоли серебра.
Рис. 112. Рудный штокверк Мурунтау. По С. Шеру (Бородаевская М., Рож-
ков И., 1974).
/ — границы пачек с различными соотношениями филлитонидных сланцев и алевролитов;
2 — кварцевые жилы и прожилки; 3 - кварц-сульфидные прожилки; 4 — тектонические
нарушения
Процесс рудообразования на Мурунтау был длительным. Со-
гласно М. Бородаевской и И Рожкову (1978), на первом этапе
отложилось главное количество жильного кварца. Второй этап
разделяется па стадии отложения гребенчатого кварца, пирит-ар-
сенопиритовую и иириг-турмалииовую. Третий этап распадается
на стадии розетчатого кварца и золото-полиметаллическую с под-
стадиями золото-кварцевой, полиметаллической и карбонатной.
По данным И. Юдина и др., образование руд на первом этапе
происходило при температуре 360—160 °C, на втором 360—120 °C,
на третьем 420—100 °C. Вмещающие породы претерпели контакто-
вый метаморфизм и гидротермально-метасоматическое преобразо-
вание. Контактовый метаморфизм создал широкий ореол биотито-
вых и амфиболовых роговиков; гидротермальные изменения пред-
ставлены околорудными кварцевыми и кварц-микроклиновыми ме-
тасоматитами.
Бендиго. Находится в Австралии, шт. Виктория. Сложено слан-
цами и песчаниками с редкими прослоями карбонатных пород ниж-
него ордовика. Породы собраны в систему тесных складок, ослож-
ненных продольными надвигами и поперечными сбросами. В окрест-
2Н
ностях известны массивы позднедевонских гранитов, с которыми
генетически связывается оруденение Бендиго. Весь комплекс по-
род, структур и рудных жил прорван дайками мончикитов третич-
ного возраста.
На площади месторождения размером 25X5 км выделяется 13
субпараллельных рудоносных антиклинальных складок, оси кото-
6
i I EZ35
Рис. 113. Поперечные разрезы жильной системы (а) и отдельных жил (б) мес-
торождения Бендиго. По Д. Томасу.
1 — сланцы; 2 — песчаники; 3 — дайки мончикитов; 4 — рудные тела; 5 — тектонические на-
рушения
282
рых отстоят друг от друга на 200—400 м. Рудные тела выполняют
шарниры складок, представляя собой классические седловидные
житы с отходящими от них апофизами или шпорами; кроме того
известны пластообразные и секущие жилы (рис. 113). Обычно они
располагаются в несколько ярусов, и общее число их в попереч-
но^ сечении рудоносных антиклиналей, вскрытых шахтами до глу-
бины 1400 м, иногда достигает 24. В длину такие тела вытянуты
на несколько километров, ширина их 7—15 м, мощность у переги-
бов достигает 10 м, но быстро сокращается на крыльях складок
Руда состоит из золотоносного кварца; отмечены альбит,
анкерит, серицит, карбонаты. Содержание сульфидов пе превы-
шает 1—2 %. Главные среди них — прсенопприт, пирит, пирротин,
галенит, сфалерит, антимонит. Видимое, более крупное золото
присутствует в кварце; незначительная часть тонкодиснерсного зо-
лота приурочена к сульфидам. Заметных изменений вмещающих
пород не отмечается. Из недр Бендиго, в значительной мере отра-
ботанных, получено около 600 т золота при содержании его в руде
5—25 г/т. Из россыпей добыто несколько десятков тонн золота.
Месторождения золото~кварц-сульфидной формации
Березовское. Находится на Урале. Сложено песчаниками,
сланцами и туффитами нижнего и среднего палеозоя с заключен-
ными среди них пластообразными телами серпентинизированных
перидотитов и пироксенитов. Комплекс слоистых пород образует
пологую синклиналь, разбитую сбросами и прорванную дайками,
согласно Н. и М. Бородаевским, в такой последовательности: пла-
гиосиенит-порфиры, лампрофиры, гра-
нодиорит-порфиры, гранит-порфиры,
плагиогранит-порфиры. Дайки фор-
мируют несколько поясов, отстоя-
щих друг от друга на 80—100 м;
расстояние между дайками 5—10 м,
мощность их несколько метров.
Золотое оруденение сосредоточено
в пределах поясов даек и образует две
группы кварцевых и кварцеьо-суль-
фидных жил. Одна из них, называе-
мая «лестничной», или «полосовой»,
состоит из эшелона жил, секущих
дайки от одного их контакта до дру-
гого. Вторая выходит за пределы даек
во вмещающие породы и принадле-
жит к группе «красичных» жил (рис.
114). Сосредоточение рудных жил
в трещинах среди даек обусловлено
растрескиванием последних при тек-
тонических деформациях как хрупких
пластин, находящихся среди пластич-
Рис. 114. Фрагмент Березов-
ского месторождения. По М. и
Н. Бородаевским (1947).
I — березитизированная дайка гра-
нит-порфира с лестничными жила-
ми; 2— зелеиокамеиные породы;
3 — «красичные» жнлы
283
них зеленокаменных вулканогенно-осадочных пород. Месторожде-
ние отличается массовым развитием небольших жил.
Жилы сложены крупнозернистым друзовидным кварцем с
повсеместно развитым пиритом, а также другими минералами,
среди которых установлены турмалин, анкерит, доломит, кальцит,
шеелит, халькопирит, галенит, тетраэдрит, айкинит. Золото содер-
жится как в кварце, так и в тонкодисперсном состоянии в суль-
фидах. В истории минералонакопления, согласно П. Кутюхину,
выделяются четыре стадии: кварцевая, кварцево-пиритовая,
тетраэдрит-галенит-айкинитовая, карбонатная. Рудовмещающие
дайки гранитоидов преобразованы в агрегат кварца, серицита и
пирита, названный А. Карпинским «березитом» и вошедший под
этим термином в мировую литературу. Рудовмещающие змеевики
превращены в листвениты.
По данным Л. Колтуна, температура кристаллизации раннего
кварца 420—370 °C, кварц-пиритовой стадии 320—170 °C, продук-
тивной полиметаллической стадии 160—120 °C, а температура
заключительных стадий рудообразования 120—60 °C.
Дарасун. Это месторождение находится в пределах пояса
мезозойской активизации палеозойской складчатой области Си-
бири. Оно сложено раннепалеозойскими габброидами и амфибо-
литами, среднепалеозойскими гранодиоритами, позднепалеозой-
скими гранитами и сиенитами, сопровождающимися многочислен-
ными дайками меланократовых пород. Комплекс палеозойских
пород прорван штоками мезозойских пл а гиогр а нит-порфиров,
с которыми генетически связывается рудообразование.
Многочисленные кварц-сульфидные жилы месторождения Да-
расун контролируются перекрещивающейся системой трещин скола
северо-восточного и северо-западного направлений. В истории их
образования Т. Тимофеевский выделяет семь стадий: 1) кварц-
турмалиновую (кварц, турмалин, хлорит, мопсе пирит, мусковит,
эпидот, рутил, вольфрамит); 2) кварц-пиритовую; 3) пирит-арсе-
нопиритовую со сфалеритом; 4) галенит-сфалеритовую (галенит,
сфалерит, халькопирит, блеклая руда, кубанит, бурнонит);
5) пирротин-тетраэдрит-халькопиритовую (с теллуридами висмута,
серебра, золота, меди, свинца, электрума); 6) кварц-сульфоанти-
монитовую (сульфоантимониты свинца, антимонит, бертьерит,
клейофан); 7) карбонатную (кальцит, доломит, анкерит, халцедон,
барит, гипс, марказит).
Гидротермальные изменения боковых пород проявились в
березитизации кислых пород и лиственитизации основных.
Последовательно возникающие минеральные ассоциации раз-
мещаются концентрически вокруг штоков плагиогранит-порфиров
и связанных с ними эксплозивных брекчий (рис. 115). При этом
локализация минеральных продуктов последовательных стадий
рудообразования в прерывисто раскрывавшихся рудовмещающих
трещинах привела к неравномерному их распределению по груп-
пам жил. Одни из них характеризуются простым минеральным
составом, определяемым сокращенным числом стадий рудообразо-
284
вания, другие — сложным составом, обусловленным совмещением
в них минеральных ассоциаций большинства стадий.
По М. Сахаровой, во всех жилах с глубиной состав руд стано-
вится более простым, при этом сокращается общее количество
сульфидов, вытесняемых кварцем.
Рис. 115. Схема зонального размещения минеральных ассоциаций на Дарасун-
ском месторождении. По Д. Тимофееве кому (Бородаевсьая М., Рожков И.,
1974).
1 — плаги<лранит-порфиры; 2 — брекчии взрыва; 3- золотоносные кварц-сульфидные жи-
лы; 4— разрывные нарушения; 5—9 — контуры распространения минеральных ассоциаций
5—кварц турмалиновой. И нирнт-арсепопнриТопоЙ. 7 гилснит-сфилеритовой, 8 — бурио-
нит-тстраэдрит-халькопирнтовой. 9 сульфоашимоннтоной; штрихи контурных линий на-
правлены в сторону рншития минеральных ассоциаций
На ранних стадиях минералообразование происходило при
400—275°С, на средних, наиболее продуктивных — при 300- -170сС,
а на заключительной стадии — при 130—50 °C.
^р<олар. Находится на плато Майсур в Индии. Приурочено к
узкому (3—5 км) и протяженному (70—75 км) меридиональному
трогу, выполненному архейскими гнейсами, а в их пределах —
к существенно амфиболовым породам. Эти древние кристалличе-
ские породы образуют крутопадающую моноклиналь, интенсивно
разгнейсованную и осложненную изгибами как по простиранию,
так и по падению. На севере и на юге выходят граниты также
архейского возраста. На площади месторождения размером 25Х
XI км развиты свиты золотоносных жил, согласных с залеганием
285
Рис. 116. Схема геологического стро-
ения месторождения Колар. По
С. Нарайянасвами.
1 — граниты; 2, 3 — гнейсы: 2 — Пенннсу-
ла, 3 — Чемпион; 4 — сланцевый пояс Ко-
лар; 5 — золотоносные залежи; 6 — разло-
мы; 7, 8 — оси складок: 7 — кулисообраз-
ных наложенных, 8 — первичных синкли-
нальных
гнейсов и амфиболитов, повто-
ряющих их изгибы, к которым
приурочены раздувы рудных тел
(рис. 116). Они формируют жиль-
ные пояса, состоящие из групп
кулисообразно расположенных
линз, жил и прожилков, — руд-
ные залежи длиной до 8 км, ши-
риной 0,5—15 м (средняя 1,5 м)
при мощности отдельных рудных
тел от 2 см до 1,2 м (редко до
3 м). Глубина их отработки до-
стигла 3500 м. Развиты интра-
рудные дайки долеритов.
По минеральному составу на
месторождении Колар выделяет-
ся две разновидности жил: золо-
то-кварцевая, состоящая из ката-
клазированного кварца с суль-
фидами и другими минералами,
общее количество которых не
превышает 1 % (среднее содержа-
ние золота 10—15 г/т), и золото-
кварц-сульфидная, количество
сульфидов в которой достигает
10—15% (среднее содержание зо-
лота 4—6 г/т). Руды формирова-
лись при температуре 380—130 °C
(среднее 250°C) и давлении от
350 до 180 МПа. В их состав вхо-
дит более 30 минералов, среди
которых могут быть отмечены
следующие рудные: пирит, пир-
ротин, арсенопирит, брейтгауп-
тит, галенит, гессит, алтаит, шее-
лит, самородный висмут, хедлей-
ит, цумоит, магнетит, ильменит.
Околорудное изменение амфи-
болитов имеет зональное строе-
ние: по контакту с золото-квар-
цевыми жилами проходит тонкая
оторочка диопсида, далее расположена полоса роговой обманки
с примесью эпидота, а затем — широкий ореол кварц-биотитовых
сланцев. Из недр Колара извлечено около 700 т золота.
Вулканогенные гидротермальные месторождения
Среди вулканогенных гидротермальных месторождений золота
выделяются две группы. Первая принадлежит архейским офиоли-
товым поясам в пределах платформ, а вторая — позднегеосинкли-
286
нальным андезит-липаритовым поясам, среди которых особенно
выделяются рудоносные области Тихоокеанского пояса и внут-
ренней дуги Карпат. Для них характерен сложный состав руд,
типичны полосчатые текстуры и колломорфпые структуры руд,
интенсивное кислотное изменение вмещающих пород в широких
рамках — от турмалинизации до алунитизации, неравномерная
бонанцевая концентрация золота, часто совместно с серебром,
сравнительно короткий вертикальный интервал оруденения.
Месторождения золото-кварц-халцедон-сулыридной формации
Балей. Это месторождение, так же как и южнее расположенное
аналогичное Тасесвское месторождение, находится в области за-
вершенной палеозойской складчатости Забайкалья, активизиро-
ванной в позднемезозойское время. Оно приурочено к грабену
раннемелового времени с основанием, сложенным палеозойскими
гранитами и верхнеюрскими конгломератами, выполненным кон-
тинентальными терригенными отложениями позднемелового и
третичного времени мощностью до 650 м. Среди осадочных пород
известны малые тела и дайки диоритовых порфиритов, эксплозив-
Рис. 117. Фрагмент строения место-
рождения Балей в разрезе. По
П. Бернштейну (Бородаевская М.,
Рожков И., 1974).
/ — меловые конгломераты; 2 — гранодио-
риты; 3—рудные жилы; 4 — сбросы
Рис. 118. Поперечное сечение рудной
зоны месторождения Зод. По
М. Константинову (Бородаевская М.,
Рожков И., 1974).
1— зона смятия; 2— кварцевые прожил
ки; 3 — золото-сульфидная вкрапленность;
4 — брекчии; 5 —трещины с глинкой тре-
ния
287
ных брекчий, окварцованных туфов, которые Н. Фогельман отно-
сит к продуктам раннемелового вулканизма и с очагами которых
связывается балейское рудообразование.
Балейское месторождение расположено у северного борта гра-
бена, вдоль тектонической границы которого развита система
близширотных пологих и крутых; трещин, выполненных золотой
рудой (рис. 117). Эта система трещин захватывает как прилега-
ющие к грабену граниты Удинского массива, так и выполняющие
грабен конгломераты, песчаники, сланцы. Выделяются рудные
штокверки, линейные жильные зоны и отдельные жилы, сопро-
вождаемые ореолами вкрапленного оруденения. В их пределах
промышленные золотые руды образуют рудные столбы под поло-
гими зонами смятия и окварцевания, играющими роль экранов.
Кварц и халцедон составляют 95% состава руд Балея. В ис-
тории их накопления Н. Петровской выделяется шесть стадий:
1) кварц-халцедоновая; 2) кварц-адуляр-каолинитовая; 3) кварц-
карбонатная; 4) кварц-сульфидная (пирит, марказит, арсенопи-
рит, халькопирит, сфалерит, галенит, линнеит); 5) золото-пирар-
гиритовая; 6) кварц-антимонитовая.
Гидротермальные изменения вмещающих пород начались с
серицитизации, сменившейся окварцеванием, а затем адуляриза-
цией, каолинизацией и карбонатизацией, наиболее близких к от-
ложению золота.
По Ю. Ляхову, руды Балея формировались при температуре
270—150 °C, давлении 4—3 кПа, на глубине 200—150 м.
\/ Зод. Приурочено к верхнемеловому офиолитовому поясу Ма-
лого Кавказа. Образовано минерализованной широтной зоной
тектонического смятия и дробления, рассекающей и деформирую-
щей перидотиты, габбро и вмещающие их туфовые породы. Ору-
денение обусловлено сформировавшимися в этой зоне кварц-халце-
дон-карбонатными жилами и системами прожилков с обильными
сульфидами и иными рудными минералами (рис. 118). Среди них
наиболее характерны пирротин, пирит, марказит, арсенопирит,
халькопирит, сфалерит, блеклые руды, фрейбергит, антимонит, а
также более редкие сульфосоли, теллуриды, арсениды и другие
минералы.
В истории рудообразования на месторождении Зод, по
М. Константинову, намечается пять стадий: 1) кварц-халцедон-се-
рицит-пиритовая; 2) кварц-брейнерит-пирит-арсенопиритовая
(первая продуктивная); 3) кварц-марказит-арсенопирит-сульфо-
антимонит-теллуридовая (вторая продуктивная); 4) кварц-анти-
монитовая; 5) кварц-карбонатная.
Интенсивный гидротермальный метасоматоз выразился в пре-
образовании основных пород рудной зоны в агрегат кварц-карбо-
нат-талькового состава.
Крипл-Крик. Находится в шт. Колорадо, США. Связано с оча-
гом третичного вулканизма, возникшим среди поля докембрий-
ских гранитов. Вулканический очаг сформировался на месте
грабенообразного прогиба, снизу выполненного конгломератами,
288
Песчаниками и алевролитами, а выше — туфами (общая мощ-
ность около 900 м), прорванными дайками фонолитов, сиенитов
и базальтов. К концу процесса возникли базальтовый кратер, а
затем система сопутствующих ему трещин северо-западного и севе-
ро-восточного направления.
На месторождении Крипл Криь (площадь 6,1>ХЗ,2 км) извест-
ны три разновидности рудных тел: 1) жилы, выполняющие выше-
указанные трещины длиной до 1,5 км, мощностью до 0,6 м, отрабо
тайные до глубины 900 м; 2) неправильные тела, обычно тяготе-
ющие к пересечению этих трещин; 3) рудные грубы, образован
ные минерализованными вулканическими эксплозивными брекчия-
ми типа «Кроссонов Раздув» диаметром около 100 м (рис 119).
В истории рудообразовапия Крипл-Крика намечается зри ста-
дии: 1) изменения вмещающих пород с новообразованием среди
Рис. 119. Схема геологического строения месторождения Крипл-Крик. По
Г. Лафлину и А. Кошману.
1 — докембрийские граниты; 2 — третичные вулканогенные породы; 3 — изогипсы стеиок
вулкано-тектонической постройки (проведены через 150 м); 4 — главные золото-кварцевые
жилы; 5 — тело золотоносных брекчий («Крессонов Раздув*)
19—5150 289
Нйх гидротермальных кварца, адуляра, флюорита и пирита;
2) жильная кварц-флюорит-пиритовая с доломитом, анкеритом,
сфалеритом, галенитом, тетраэдритом, теллуридами и целести-
ном; 3) кварц-халцедоновая с марказитом и киноварью.
Из недр Крипл-Крика получено около 600 т золота при сред-
нем его содержании 10—12 г/т.
Месторождения золото-серебро-кварц-адуляровой формации
Карамкен. Расположено в пределах Охотско-Чукотского вулка-
нического пояса и приурочено к вулканическому аппарату поздне-
мелового возраста. В соответствии с этим месторождение залега-
ет в вулканической депрессии, вероятно в кальдере, выполненной
осадочными, вулканическими и плутоническими породами. Осно-
вание разреза составляет нижнемеловая толща конгломератов,
песчаников и алевролитов мощ-
ностью 400 м. Выше распростра-
нены верхнемеловые покровы ба-
зальтов, андезитов, дацитов, ли-
паритов, их игнимбритов и туфов
общей мощностью 500—1000 м.
Слоистые осадочные и эффузив-
ные породы имеют пологое зале-
гание. Они прорваны гипабис-
сальными диорит-порфиритами,
субвулканическими андезитами и
липаритами, а также пострудны-
ми дайками базальтов и андези-
тов. Структуру месторождения
определяет система разломов,
расчленяющая ею площадь на
блоки. Выделяется основной раз-
лом северо-западного направле-
Рис. 120. Пучок жил на Карамкене
(Бородаевская М., Рожков И., 1974).
1 — гидротермально измененные аидези-
Tfei; 2—4 — жилы: 2 — адуляровой (продук-
тивной) стадии, 3 — второй квард-карбо-
натной стадии; 4 — третьей кварц-карбо-
натной стадии; Б, 6 — сбросы: 5—интра-
рудные, 6 — пострудные
ния, сопряженные с ним трещи-
ны субширотного и субмеридио-
нального направления, а также
более ранние полукольцевые и
радиальные трешины. Рудные те-
ла представлены жилами и их
пучками, выполняющими эти раз-
ломы и трещины (рис. 120).
Главные жильные минералы — кварц (60—70%) и адуляр
(5—40%), распространены карбонаты, встречаются гидрослюда,
хлорит, каолинит. Рудные минералы (0,5—1,5%) образуют преры-
вистые линии тонкой сыпи, вытянутые вдоль коломорфных кварц-
адуляровых полос.
Минералонакопление на Карамкене происходило в течение
длительного процесса концентрации кварца с карбонатами, пири-
том и некоторыми другими минералами, прерванного выделением
адуляра с сопровождающей его рудной минерализацией. Согласно
2 90
А. Некрасовой, выделяются пять стадий минерализации: 1) кварц-
пиритовая; 2) первая кварц-карбонатная (сфалерит, галенит);
3) адуляровая (гидрослюды, хлорит, каолинит, барит, пирит, мар-
казит, сульфостаннаты, блеклые руды, сульфосоли серебра, селе-
ниды, золото, серебро); 4) вторая кварц-карбонатная (хлорит,
цеолиты, блеклые руды, киноварь, антимонит); 5) третья кварц-
карбонатная. Температура рудообразования ранних стадий
400—70, продуктивной стадии 260—75 °C, поздних стадий
300—75 °C.
Зональность рудных жил Карамкена, согласно А. Некрасовой,
определяется размещением в их верхних частях канфильдит-фрей-
бергит-халькопиритовой ассоциации, переходящей к низу в пирит-
сфалеритовую, а еще ниже — в канфильдитовую ассоциации.
Рудовмещающие породы месторождения подверглись интен-
сивной гидротермальной переработке с возникновением следую-
щих фаций измененных пород: пропилитовой, кварц-гидрослюди-
стой, кварц-адуляровой, кварц-каолинитовой, кварц-алунитовой.
Поркьюпайн. Находится в пров. Киватин на юге Канады. От-
носится к древнему образованию, приуроченному к архейскому
офиолитовому поясу Канадского щита (Шер С., 1972). Месторож-
дение сложено метаморфизованными диабазами и прорывающими
их порфирами. Среди зеленокаменно измененных диабазов разли-
чают массивные и слоистые разности подушечной структуры. Изве-
стны дуниты и перидотиты, преобразованные в серпентинит-тальк-
хлоритовые сланцы. Рудовмещающая вулканическая толща сильно
смята в интенсивно гофрированные складки, осложненные разры-
вами с малой амплитудой смещения (рис. 121).
Рудные тела представлены незакономерно чередующимися
пачками фестончатых жил и прожилковых зон. Протяженность
большинства рудных пачек и зон 300 м как по простиранию, так и
по падению, при мощности от 0,3 до 25 м (средняя 3 м). Но при
выклинивании одной рудной зоны обычно появляется кулисообраз-
но расположенная к ней следующая зона. Глубина их отработки
на площади месторождения 24X13 км достигла 1500 м.
Главные жильные минералы — кварц, анкерит и альбит, заме-
няющий калиевый полевой шпат, свойственный рудам рассматри-
ваемой формации. На глубине известен ангидрит, переходящий в
гипс.
Согласно Э. Кейсу и А. Гриффитсу, в истории рудонакопления
Поркьюпайна намечается пять стадий: 1) анкеритовая (с турмали-
ном и шеелитом); 2) альбит-пиритовая; 3) карбонат-пиритовая
(с арсенопиритом); 4) кварцевая (пирротин, халькопирит, сфале-
рит, галенит, теннантит, теллуриды золота и серебра); 5) кварц-
карбонатная (кальцит, родохрозит). Золото выделялось дваж-
ды — в тонкодисперсном состоянии в раннем пирите и в более
крупных частицах в четвертую стадию, главным образом в кварце.
Рудные жилы в основных эффузивах богаче, среднее содержа-
ние в них золота 10—12 г/т, против первых граммов на тонну
в жилах, залегающих в порфирах. Отношение золота к серебру
19* - 291
Рис. 121. Геологический разрез месторождения Поркьюпайн. По А. Гриффитсу.
1 — дайки диабазов; 2—золоторудные тела; 8— зоны развития медных руд; 4 — порфиры;
5 — зеленокаменные основные интрузивы (а — массивные разности, б — разности с» слоис-
тым строением); 6— разрывные нарушения
составляет 4,5:1. Гидротермальное изменение вмещающих пород
выразилось в их карбонатизации, окварцевании, хлоритизации,
отальковании и пиритизации.
Из недр Поркьюпайна извлечено свыше 1500 т золота.
Месторождения золото-сульфидной формации
К этой формации принадлежат золотоносные колчеданные место-
рождения в базальтоидных вулканических комплексам ранней
стадии геосинклинального развития. Содержание золота в их пер-
вичных рудах обычно низкое, в качестве самостоятельных золото-
рудных объектов они не разрабатываются, а находящиеся в них
золото и серебро извлекаются попутно с получением меди, цинка,
свинца. Поэтому они здесь не описываются. Однако необходимо
обратить внимание на то обстоятельство, что в зоне окисленных
руд колчеданных месторождений иногда накапливаются вторич-
ные золото и серебро, представляющие самостоятельный экономи-
ческий интерес.
Майками. Первичная руда этого колчеданного месторождения,
находящегося на севере Казахстана, содержит 80 % пирита, а так-
292
же халькопирит, сфалерит, галенит, блеклые руды, кварц, барит.
Зона окисления этих руддостигла глубины 70 м. Согласно В. Крей-
теру, она имеет следующее зональное строение (сверху вниз):
1) «железная шляпа» — глины до 20—35 м, бурые железняки до
40—45 м; 2) ярозиты до 50—55 м; 3) кварц-баритовая сыпучка —
fc ярозитом до 60—62 м, с самородной серой до 64—66 м; 4) кол-
чеданная сыпучка до 66,5—67,5 м.
Золото и серебро представлены вторичными минералами; зо-
лото— тонкими пленками, серебро — выделениями галогенидов.
Они неравномерно распределены в колонне окисленных руд, кон-
центрируясь в их нижней части, где их содержание в 7—10 раз
превышает содержание в первичной сульфидной руде (рис. 122).
Метаморфогенные месторождения
В серии метаморфогенных месторождений золота известны две
группы: метаморфизованная, представленная древними рудонос-
ными конгломератами, и метаморфическая, образованная также
древними золотоносными черными сланцами.
Метаморфизованные золотоносные конгломераты
Витватерсранд. Эта уникальная группа месторождений находится
на территории ЮАР, к югу от г. Иоганнесбурга, протягиваясь
в северо-восточном направлении на 350 км, а в северо-западном
на 200 км. Рудное поле представляет собой блок архейских пород,
длительное опускание которого в протерозое компенсировано на-
коплением мощной толщи речных дельтовых отложений, перекры-
тых в палеозое и кайнозое континентальным чехлом. Основание
разреза сложено гранитогнейсами архея, прорванными основными
породами (возраст 3250 млн. лет) и гранитами (возраст 3200—
3050 млн. лет).
Протерозойские отложения представляют собой серию вло-
женных и наложенных вееров дельтового выноса, преобразован-
ных в слои конгломератов, кварцитов и сланцев, перемежающихся
с пластами эффузивных пород (рис. 123). В их разрезе выделяют
четыре стратиграфических комплекса (снизу вверх): витватер-
срандский, вентерсдорпский, трансваальский и ватерсбергский.
Пласты золотоносных конгломератов сосредоточены в витватер-
срандском комплексе, разделенном на 12 стратиграфических групп
общей мощностью 14 000 м, сформированном, по Д. Преториусу,
в период времени 2750—2500 млн. лет. Толща пород этого комплек-
са образует самостоятельный, дугообразный в плане бассейн,
представляющий собой пологую синклиналь, осложненную широ-
кими складками с наклоном пластов, обычно не превышающими
20°, разбитых густой сетью сбросов с амплитудой смещения от не-
скольких метров до 2000 м. Толща состоит из ритмичных серий
конгломератов, песчаников и сланцев, переслаивающихся с гори-
зонтами андезитов, кварц-полевошпатовых порфиров и их туфов,
и прорванных дайками диабазов.
293
Рис. 122. Схема локали-
зации золота и серебра
в зоне окисления колче-
данной залежи место-
рождения Майкаин. По
В. Крейтеру (Бородаев-
ская М., Рожков И.,
1974).
/ — глины; 2 — бурые же-
лезняки; 3— ярозиты; 4,
б — кварц-баритовая сыпуч-
ка: 4 — с ярозитом, 5 — с
серой; 6 — колчеданная сы-
ну чка; 7 - колчеданные ру-
ды
Рис. 123. Веерообразный
бассейн Витватерсранда.
По Д. Преториусу.
1 — граниты основания;
2 — направление привноса
рудного материала; 3 —
струи, обогащенные золо-
том вдоль древних потоков;
4 — граница рифта Лидер;
5 — отработка в пределах
рифта Лидер
Рудные тела Витватерсранда состоят из пачек золотоносных
конгломератов, разделенных прослоями кварцитов, образующих
так называемые «рифы», промышленные разновидности которых
получили наименование «банкеты» (рис. 124) Наибольшая их
часть сосредоточена в верхнем отделе витватерсрандского комп-
лекса мощностью 2000—4000 м, где известно 16 рифов, среди ко-
294
торых важнейшие (сверху вниз): Блэк, Кимберли, Берд, Лидер и
Мейн. Мощность рифов лежит в пределах от 30 до 400 м, мощ-
ность пластов рудоносных конгломератов — от нескольких санти-
метров до 3 м при протяжении их по простиранию до 70 км, а по
падению до 8 км. Золотоносные пласты вскрыты горными выра-
ботками до глубины 3600 м, а скважинами до 4600 м.
Золотоносные конгломераты имеют олигомиктовый или моно-
миктовый состав, сложены на 80% окатанной галькой светлого
кварца, реже галькой кварцита и сланца размером 3—6 см, места-
ми раздробленной. Темный цемент конгломератов состоит из квар-
ца, хлорита, хлоритоида, биотита, серицита, эпидота, карбонатов,
углистого вещества и рудных минералов. Всего в составе руд
Витватерсранда обнаружено 78 минералов. Среди сульфидов и
близких к ним минералов, составляющих 5—10% рудной массы,
наиболее распространен пирит; кроме того установлены марказит,
пирротин, халькопирит, сфалерит, галенит, арсенопирит, теннан-
тит, молибденит, пентландит, кобальтин, миллерит, линнеит, герс-
дорфит, скуттерудит и др. В обломочной фракции встречены хро-
S' И7 EZ?
I \111...\1г 1ггггЧ» \&,\№ IZx1/y
Рис. 124. Рудоносные конгломераты рудника Лесли-Голд, Витватерсранд. По
К. Твидлу.
1—4 — палеозой: 1— дайки долеритов. 2 — угленосные отложения, 3—долериты, 4 — поро-
ды основания, 5—16 — протерозой: Вентерсдорпская система —5—амигдалоидные лавы»
6 — порфириты и их туфы, 7 — диабазы (снллы лежачего бока); Витватерсрандская систе-
ма — формация Кимберли — Эльсбург — 8 — сланцы, 9 — кварциты, 10 — зона прерывистых
рифов, II — зона кварцитов, 12 — риф Кимберли, 13 — сланцы Кимберли, формация Мейн-
Бёрд — 14 -— амигдалоидые лавы, 15 — кварциты, 16 — голубые гравелиты; 17 — тектониче-
ские нарушения
295
мит, циркон, шпинель, гранат, ксенотим, рутил, эвксенит, алмаз,
апатит, турмалин, монацит.
Из руд Витватерсранда извлекают золото, серебро, платинои-
ды, уран и алмазы. Содержание золота 8—20 г/т (среднее 10 г/т);
прочность его 900—935. Оно разделяется на первичное и вторич-
ное. Первичное золото содержится в сульфидах, а также в виде
мелких обособлений размером от 1 до 100 мкм среди цемента.
Вторичное золото тонкими пленками режет как цемент, так и
гальку. Содержание серебра ниже содержания золота в 20 раз,
а представлено оно сплавом с золотом, самородной формой, штро-
мейеритом, пруститом и дискразитом. Содержание платиноидов
колеблется от 3 до 30 г на 1000 т руды при преобладании осмия
(40%), иридия (35%) и малом количестве рутения (14%), пла-
тины (10%), родия (1%), палладия (следы). Они находятся
в виде сростков осмия и иридия, платины и иридия, спериллита,
бреггита, куперита. Уран в количестве 0,017—0,0628 (среднее
0,028 % С'зО8) распространен в форме уранинита, тухолита, бран-
нерита, ураноторита.
До середины текущего столетия многие геологи (Л. Грейтон,
Ч. Девидсон, Э. Хейнрих и др.) считали Витватерсранд гидоотер-
мальным месторождением, к чему их склоняло развитие в рудах
его сульфидов и четырехвалентных соединений урана, неустойчи-
вых в гипергенных условиях. В настоящее время эта точка зрения
оставлена, и Витватерсранд рассматривается как протерозойская
дельтовая россыпь, преобразованная при последующих тектониче-
ских деформациях и метаморфизме зеленосланцевой фации с ло-
кальной перегруппировкой рудообразующего вещества (В. Дома-
рев, В. Котляр, Г. Бейн, Д. Преториус, П. Рамдор, Г. Шнейдерхен
и Др.). Об этом свидетельствуют веерообразная форма рудоносного
бассейна, состав и строение выполняющих его аллювиальных от-
ложений, строгая приуроченность руд к фиксированным пластам
галечников выдержанного стратиграфического положения, тяготе-
ние рудных скоплений к основанию пластов конгломератов, при-
уроченность рудных струй к руслам древних потоков, врезанных
в окружающие породы, сохранение в составе руд обломочных
россыпей минералов. Наличие в россыпи сульфидов и уранинита
обусловлено слабым окислительным воздействием специфической
атмосферы PR, состоящей из СН4 и СОг (Шер С., 1974).
Витватерсранд—самое крупное в мире месторождение золота.
Из его недр за время эксплуатации с 1884 по 1978 г. извлечено
золота 34 600 т, серебра около 1500 т, платиноидов около 1500 т,
урана за время эксплуатации с 1952 по 1980 г. 100 тыс. т, остав-
шиеся запасы золота в недрах Витватерсранда оцениваются
в 25 тыс. т, запасы урана при цене 130 дол/кг — в 45Q тыс. т.
Метаморфические черные сланцы
К этим достаточно широко распространенным образованиям золо-
та принадлежат различные месторождения — Хоумстейк в США,
Джуно на Аляске, Морру Белью в Бразилии и др. Все они нахо-
296
дятся среди так называемых черных сланцев докембрийского воз-
раста, возникших за счет углеводородсодержащих миогеосинкли-
нальных алевропелитов, рассеянная убогая первичная золотонос-
ность которых под воздействием метаморфических агентов, как
предполагают, была перегруппирована с образованием промыш-
ленных месторождений золотых руд.
Хоумстейк. Находится в шт. Южная Дакота, США. Сложено
мощной толщей темных углеродистых сланцев, перемежающихся
с биотитовыми, сидероплезит-кварцевыми и куммингтонит-гранат-
биотитовыми сланцами протерозойского возраста. Эти породы
смяты в тесные складки, осложненные' разрывами небольшой
амплитуды, и прорваны дайками основных пород, преобразован-
ных в амфиболиты. Комплекс сложно дислоцированных протеро-
зойских пород перекрыт горизонтально залегающими платфор-
менными образованиями палеозоя и вместе с ними прорван тре-
тичными штоками, лакколитами и дайками монцонитов, риолитов
и фонолитов.
На месторождении Хоумстейк (рис. 125) выделяют два типа
рудных тел: 1) слои черных сланцев с пиритом и халькопиритом
Рис. 125. Поперечный разрез Главного рудного тела месторождения Хоумстейк.
По Дж. Ноблу.
I—3 — отложения формации: / — Эллисон (темноцветные филлиты), 2 — Хоумстейк (сиде-
роплезит-кварцевые сланцы), з— Пурман (черные графит-бнотит-серицитовые сланцы);
4 — рудное тело
297
и убогим содержанием золота, не представляющие существенного
экономического интереса; 2) зоны рассланцевания биотит-хлори-
тового состава, пронизанные неправильными прожилками и жи-
лами кварца с сульфидами и другими минералами (общее коли-
чество 7—8% — пирротин, пирит, арсенопирит, халькопирит, сфа-
лерит, галенит, тетраэдрит, магнетит, анкерит, куммингтонит, си-
дероплезит, биотит, гранат, альбит, флюорит, серицит, кальцит,
гипс, самородное золото). Слабозолотоносные слои черных слан-
цев рассматриваются в качестве первичных. Минерализованные
зоны рассланцевания описываются как метаморфические образо-
вания, возникшие, по мнению одних исследователей, под воздей-
ствием регионального метаморфизма зеленосланцево-амфиболовоп
фации, а по мнению других — при метаморфизующем воздействии
гидротермальных растворов, связанных с третичным магматизмом.
Из недр месторождения Хоумстейк, отработанных до глубины
1900 м, получено 900 т золота и 200 т серебра при среднем родер-
жании золота в руде 10—20 г/т.
Россыпные месторождения
Среди россыпных месторождений золота известны аллювиальные,
в особенности долинные и террасовые россыпи, имеющие большое
значение в добыче этого металла.
Аллювиальные россыпи возникают при разрушении коренных
месторождений золота в процессе их физического и химического
выветривания. При этом крупные зерна золота, размером более
0,3—0,5 мм, фиксируются вблизи коренного источника в донной
части аллювиальных отложений, формируя золотоносный пласт.
Более тонкое золото сносится вниз по течению и возникает протя-
женный ореол аллювиального россыпеобразования, прослеживае-
мый в речных косах, иногда отстоящих па несколько километров
(до 15 км) от коренного источника.
В ряду россыпных месторождений золота выделяются своими
гигантскими размерами древнейшие докембрийские образования.
Среди них могут быть упомянуты россыпи Витватерсранда, опи-
санные ранее, и россыпи, происходящие из древних кор выветри-
вания железистых кварцитов Бразилии с запасами золота около
18 000 т.
Туора Тас. Эта аллювиальная россыпь приурочена к средне-
горному поднятию Восточной Сибири. Нагорье представляет собой
палеогеновый и неогеновый пенеплен, расчлененный современной
гидросетью. По бортам долин сохранились реликты 50-, 25- и
5-метровых террас, фиксирующих последовательные эрозионные
циклы развития речной системы. Террасы р. Туора Тас золотонос-
ны, основная россыпь типично долинная пойменная (рис. 126).
Коренным источником россыпи служат кварцевые жилы, лока-
лизованные в зоне северо-западного простирания, пересекаемой
верховьями реки и ее притоков. Первоначальное россыпеобразо-
вание связано с гидросетью пенеплена. Затем, при последующих
298
Рис. 126. Россыпное месторождение
Туора Тас. По Ю. Трушкову (Усло-
вия формирования и закономерности
распределения россыпей в мезозой
дах Якутии, 1971).
I — области водоразделов, сложенные
песчаниками и сланцами трнаса; 2— дай-
ки изверженных пород; 3 — кварцевые жи-
лы и их высыпки; 4 — рудопроявлен и я
золота; 5 — бровки террас, 6, 7 — россыпи
с содержаниями металла; 6— повышенны-
ми, 7 — пониженными
Рис. 127. Поперечный геологический
разрез россыпи Ном па Аляске. По
К. Нелсону и Д. Гопкинсу.
I — аллювий висконсинского возраста; 2 —
ледниковые отложения иллинойского
оледенения; 3— более древние леднико-
вые образования; 4 — стратифицирован-
ные осадочные породы неясного возраста;
5 —сланцы (палеозой); 6— морские илы
н глнны; 7 — отложения золотоносных
пляжей; 8 — пляжи: 1 - Современный,
2 — Второй, 3 — Третий, 4 — Четвертый,
5 — Внешний подводный, 6 — Внутренний
подводный, 7 — Промежуточный, 8 — Мон-
ревильский, 9 — Плиоценовый, 10 11-мет-
ровый, 11—21-метровый, 12—24-метровый
ГЯ< 1=^ И7
эрозионных циклах, вследствие врезания долин происходил пере-
мыв аллювиального материала, его обогащение золотом с концен-
трацией этого металла в придонных частях современных поймен-
ных отложений.
Ном. Это единственное в своем роде литоральное (прибрежно-
морское) россыпное месторождение золота находится на побе-
режье Сьюардского полуострова Аляски. Создано оно дельтовыми
россыпями, частично перемытыми в приливно-отливной береговой
зоне с образованием типичных пляжных россыпей. Поскольку про-
цесс формирования россыпей в Номе был длительный п совпал
с постепенным отступанием моря, то он зафиксировался в серии
субпараллельных литоральных россыпей, крайняя из которых на-
ходится на высоте 25 м над уровнем моря и отстоит от современ-
ного берега на 7 км. Вниз по склону террасообразно расположены
12 субпараллельных россыпей, вверху частично перекрытых лед-
никовыми и болотными отложениями, а внизу — водами современ-
ного моря (рис. 127). Вдоль берега золотоносная площадь вытя-
нута на 25 км, поперек его — на 10 км. Длина россыпей достигает
1—2 км, ширина 100—180 м при мощности пласта 1,2—1,5 м,
иногда до 5 м. Содержание золота крайне неравномерное и изме-
няется от 100 мг/м3 до 1000 мг/м3.
Из россыпей Нома добыто несколько десятков тонн золота.
СЕРЕБРО
Согласно Плинию, Геродоту, Гомеру, серебро — это очень старин-
ный металл, известный с 1500 г. до н. э. На территории Советского
Союза — в Средней Азии, Закавказье и Карпатах — оно добыва-
лось уже в VIII—IX в. В 1678 г. были открыты Нерчинские руд-
ники в Забайкалье, а в 1730 г. — Колыванские рудники на Алтае
(Максимов М., 1976). Значительная часть серебра (до 70%) упо-
требляется в промышленности (фотопромышленность, электротех-
ническая и электронная промышленность и др.), в производстве
литых серебряных и посеребренных изделий (до 20 %), а также
при чеканке монет и медалей (до 10 %).
За всю историю добычи серебра, по 1975 г. включительно, из
земных недр извлечено 650 тыс. т этого металла. За последнее
десятилетие в капиталистических и развивающихся странах добы-
вали 7—9 тыс. т серебра в год. Цена серебра 0,35—0,40 дол./г.
Разведанные запасы серебра капиталистических и развивающихся
стран 200 тыс. т, общие запасы 300 тыс. т.
Преобладающая часть серебра получается попутно при раз-
работке комплексных серебросодержащих руд. При переработке
руд цветных металлов получают около 70%, при переработке руд
золото-серебряных месторождений — около 10—15%, а из руд
собственно серебряных месторождений — 15—20 % мирового про-
изводства этого металла.
Содержание серебра в рудах цветных металлов обычно 10—
100 г/т, в золото-серебряных рудах 200—1000 г/т, а в рудах се-
300
ребряных месторождений 900—2000 г/т, иногда достигай первых
десятков килограммов на тонну.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
В природных соединениях известны два стабильных изотопа се-
ребра l07Ag и 108Ag, с обычным соотношением 51,35 и 48,65. Кларк
серебра для кислых, средних и основных пород меняется несуще-
ственно и лежит в пределах 5—7-10~6. Коэффициент концентрации
серебра достаточно высок и достигает 1000.
Будучи равномерно распределено в базальтовой и гранитной
магмах, серебро не образует промышленных концентраций в маг-
матический этап, а накапливается в подвижных постмагматиче-
ских продуктах, скорее всего в форме тиосульфатных и хлорид-
ных комплексов, формируя гидротермальные месторождения.
В экзогенных условиях, в кислых сульфатных водах, свойствен-
ных зоне окисления сульфидных месторождений, серебро в виде
сульфата или тиосульфата переходит в раствор и переотлагается
на глубине в самородной форме и в форме галоидов. Лишь незна-
чительная его часть в виде самородного серебра встречается в
элювиальных, делювиальных и коротких аллювиальных россыпях.
Известно 60 серебряных и серебросодержащих минералов, вхо-
дящих в состав сульфидов, серебряных сульфосолей, теллуридов
и селенидов, галоидов и самородных элементов. Важнейшими для
получения серебра являются: серебро самородное Ag (80—100 %),
аргентит AgS (87,1), пираргирит Ag3SbS3 (59,8), прустит
Ag3AsS3 (65,4), пилобазит (Ag, Cu)i6'Sb2Sii (62,1—84,9) стефа-
нит Ag5SbS4(68,8). Наиболее типичный минерал — самородное
серебро — содержит следующие примеси: золото до 10 %', медь
до 6—7%, железо до 1%, иногда сурьму, висмут, ртуть. Он
встречается как в гипогенных, так и в гипергенных рудах в форме
неправильных выделений, пленок, шнурков, дендритовых срост-
ков размером от субмикроскопических до самородков массой до
20 т.
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
На ранней стадии геосинклинального этапа, в связи с базаль-
тоидным магматизмом, так же как и на средней стадии в период
формирования гранитных батолитов, серебряные месторождения
не образуются. Основная масса серебросодержащих гидротер-
мальных месторождений цветных металлов связана с формацией
малых гипабиссальных интрузий поздней стадии геосинклиналь-
ного этапа, а подавляющая часть золото-серебряных и собствен-
но серебряных месторождений — с вулканической формацией этой
же стадии.
В платформенный этап в экзогенных условиях формировались
месторождения вторичного серебра в зоне окисления сульфидных
серебросодержащих руд. Предполагается, что в это же время
могли образовываться чрезвычайно редкие стратиформные сере-
бряные месторождения типа Сильвер Риф (США), кото-
301
рым отдельные геоЯогй приписывают осадочное происхождение
Поскольку серебросодержащие месторождения входят в ши-
рокий круг гидротермальных образований цветных металлов, им
свойственны соответствующие эпохи рудообразования. Собствен-
но серебряные вулканогенные
Рис. 128. Вулканические пояса Аме-
рики.
I — геосинклинальио-складчатый пояс
Кордильер и Анд; 2 — вулканические поя-
са
гидротермальные месторождения,
связанные с вулканической фор-
мацией поздней стадии геосин-
клинальных этапов геологиче-
ского развития, проявляются в
протерозое, в конце герци некого
цикла, становятся более замет-
ными к концу киммерийского
цикла и изобилуют в комплексах
вулканических пород конца аль-
пийского цикла. Это определяет
их распространение в вулканиче-
ских поясах, особенно представи-
тельных в американском и ази-
атском звеньях Тихоокеанского
кольца и внутренней части дуги
Карпат (рис. 128).
Вулканические пояса возника-
ли в наземных условиях к концу
геосинклинального этапа, разме-
щаясь на стыке складчатых обла-
стей и платформ или складчатых
областей различного возраста. Их
составляют вулканические по-
стройки центрального и линейно-
го типов, потоки лав, скопления
игнимбритов и лавобрекчий, слои
туфов и вулканогенно-осадочных
пород континентального профиля,
суммарной мощностью от несколь-
ких до десяти километров. Обыч-
но формирование вулканических пород начиналось с андезитов,
реже базальтов, сменялось дацитами, латитами и завершилось ли-
паритами, с которыми и связана основная масса вулканогенных
гидротермальных рудных месторождений. С вулканическими поро-
дами ассоциированы субвулканические тела состава от порфири-
тов до риолитов, а также массивы гипабиссальных гранитоидов.
Вулканические пояса несут обильные вулканогенные гидротер-
мальные месторождения, в том числе золотого, золото-серебряного
и серебряного состава.
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ
Все промышленные месторождения серебра принадлежат к пост-
магматическим образованиям. Среди них различают серебросодер-
жащие, из которых серебро извлекается попутно е главными метал-
302
лами, и собственно серебряные месторождения, в которых серебрб
является главным, а остальные металлы — попутными.
Основная масса серебра находится в рассеянном состоянии в
серебросодержащих месторождениях, в которых сосредоточено око-
ло 90% общемировых запасов- (Кузнецов К-, Панфилов Р., 1978).
Наиболее значительны среди них гидротермальные плутоногенные
и особенно вулканогенные золото-серебряные месторождения с со-
держанием серебра от нескольких до 500 г/т и более, в том числе
предположительно вулканогенно-осадочные типы Ватерлоо, СИТА.
Весьма существенны свинцово-цинково-серебряные месторождения,
содержащие от 10 до 2000 г/т серебра (Мексика). Колчеданно-по-
лиметаллические месторождения заключают до 100—350 г/т сереб-
ра. Скарновые полиметаллические руды (Санта Евлалия, Мекси-
ка) содержат от 10 До 850 г/т серебра. В рудах медно-порфиро-
вых месторождений находится от 0,5 до 85 г/т серебра, в медистых
сланцах — от 0,5 до 250 г/т.
Среди собственно серебряных месторождений отмечаются до-
статочно редкие плутоногенные образования, но основная их масса
принадлежит вулканогенным гидротермальным месторождениям.
Плутоногенные гидротермальные месторождения
Некоторые гидротермальные плутоногенные месторождения свин-
ца и цинка, золота, комплексных руд урана содержат столь высо-
кие концентрации серебра, что оно приобретает значение первосте-
пенного металла.
Мангазейское. Согласно Л. Индолеву и Г. Навойсе (1974), это
месторождение входит в группу серебро-полиметаллических место-
рождений Верхоянского рудного района. Территория района сло-
жена песчаниками и сланцами верхнего карбона и перми, собран-
ными в складки и прорванными штоками и дайками гранитов и
кварцевых порфиров мелового возраста, с которыми генетически
связывается рудообразование.
Участок месторождения состоит из сланцев верхнего палеозоя,
сложенных в виде антиклинальные складки, разделенные узкой син-
клиналью. В его пределах установлено несколько межпластовых
рудных жил (рис. 129). Руды месторождения формировались в два
этапа. В ранний этан возникли маломощные прожилки кварца с га-
ленитом, сфалеритом и тетраэдритом. В поздний этап, распадаю-
щийся на шесть стадий, была отложена главная часть руды. В пер-
вую стадию отложились кварц, пирит, арсенопирит; во вторую —
кварц, темный сфалерит, манганосидерит; в третью — кварц, гале-
нит, манганосидерит, штернбергит (AgFeS3); в четвертую — кварц,
анкерит, фрейбергит (Си, Ag)i2Sb4S, овихиит (AgsPbsSbeSjs), ди-
афторит (Ag3Pb2Sb3S8) миаргирит (AgSbS3), пираргирит, самород-
ное золото и серебро; в пятую — манганосидерит и светлый сфале-
рит; в шестую — кварц, манганосидерит, кальцит. Температура
образования минеральной ассоциации четвертой (продуктивной)
стадии 300—150 °C. В рудах Мангазейского месторождения отно-
шение Ag: Au—(500-4-1000) : 1.
303
Рис. 129. Схема геологического строения Мангазейского месторождения. По
Л. Индолеву и Г. Навойсе (Серебро-свинцовые месторождения Якутии, 1974).
1— глинистые сланцы эчийской свиты нижней перми (Piec); 2—алевролиты кыгылтасской
свиты верхнекамеиноугольного— иижиепермского возраста (С3—P(kq); 3 — пласты песчани-
ков кыгылтасской и эчийской свит; 4 — дайки кварцевых порфиров; 5 — оси антиклиналей
второго н более высоких порядков (ЭА — Эндыбальская антиклиналь; МА — Мухалкаиская
антиклиналь); 6 — оси синклиналей (МС — Мангазейская синклиналь); 7 — разрывные на-
рушения; 8—11 — жилы: 8 — галенитовые, 9— карбонат-фрейбергит-галеиитовые, 10 — суль-
фоантимонит-сфалерит-галенитовые, 11 — кварцевые
Вулканогенные гидротермальные месторождения
Большая часть серебряных месторождений принадлежит вулкано-
генным гидротермальным образованиям. Будучи сосредоточены в
вулканических поясах, они тяготеют к поперечным разломам, гра-
бенам основания, стыкам вулканических поднятий и компенсацион-
ных прогибов.
Рудные тела этих месторождений часто приурочены к специфи-
ческим вулканическим структурам — жерлам вулканов, кониче-
304
ским, кольцевым и радиальным трещинам. Они находятся как сре-
ди вулканических пород или субвулканических и гипабиссальных
массивов, так иногда и в породах основания, что свидетельствует
об отдаленных источниках рудообразующих веществ. Рассматри-
ваемые месторождения формировались на незначительной глуби-
не — от нескольких десятков — сотен метров до первых километ-
ров в условиях резкого спада температуры и давления при быстро
возрастающем воздействии кислородного потенциала. Начальная
температура их образования могла достигать 500—600 °C, но во
всех случаях она быстро опускалась до 200—100 °C и ниже. Такая
обстановка приводила к большой скорости мипсралонакопления
в сокращенном по вертикали интервале, способствующей скучива-
нию (телескопированию) в рудных телах сложных и разнообраз-
ных парагенетических минеральных ассоциаций с резкой верти-
кальной зональностью в их размещении. Многие богатые жилы
(«благородная формация») на глубине в несколько сотен метров
сменяются простыми кварцево-сульфидными с рядовым содержа-
нием благородных металлов. Для этих месторождений характерно
специфическое изменение боковых пород с развитием в стороны от
рудных тел зон окварцевания и серицитизации, далее аргиллиза-
ции, с постепенным переходом каолинизированных пород в монт-
мориллонитизированные, и завершающееся широким ореолом про-
пилитизации и цеолитизации.
По составу ассоциированных металлов среди вулканогенных
гидротермальных месторождений серебра выделяются следующие
главные рудные формации: 1) серебро-золотая, 2) серебро-суль-
фидная, 3) серебро-оловянная, 4) серебро-арсенидная.
Месторождения серебро-золотой формации
Распространены среди аналогичных золотых и золото-серебряных
месторождений, отличаясь заметным преобладанием серебра над
золотом. Поскольку золото в 35 раз дороже серебра, к серебро-зо-
лотым следует относить только те из них, в которых отношение
Ag:Au более 35—40.
Примерами месторождений серебро-золотой формации могут
служить Пачука, Гуанохуата и др. (Мексика), Тонопа, Комсток
и др. (США), Кономаи, Титоси и др. (Япония), Хаканджа (СССР).
Хаканджа. Расположено в пределах Охотско-Чукотского вулка-
нического пояса. Согласно М. Бородаевской и И. Рожкову (1974),
месторождение сложено роговообманковыми андезитами и туфами
нижнего мела, залегающими на флишоидах верхнего триаса и
перми. Они прорваны верхпемеловыми дацитами и липаритодаци-
тами первой фазы, затем липаритами второй фазы и, наконец, дай-
ками микрограносиенитов и гранит-порфиров и еще более поздними
дайками базальтов и долеритов (рис. 130).
Тектонические блоки, на которые расчленено месторождение,
ограничены дайками и зонами дробления, вмещающими рудонос-
ные кварц-адуляровые метасоматиты. Наиболее полно изученная
Главная рудная зона представляет собой полосу брекчированных
20—5150 305
липаритов, сильно адуляризированных и пронизанных кварцево-
рудными прожилками.
Намечаются две главные стадии рудообразования: 1) кварц-ро-
донит-родохрозитовая, бедная серебром, 2) аргентит-полибазит-
золотая, продуктивная.
Из рудообразующих минералов присутствуют кварц, аметист,
халцедон, адуляр, родонит, родохрозит, кальцит, барит, а из руд-
Рис. 130. Схема геологического строения месторождения Хаканджа. По П. Баб-
кину и А. Сидорову (Бородаевская М., Рожков И., 1974).
1 — дациты и липариты; 2, 3—андезиты: 2— верхнемеловые (Сгг), 3— нижнемеловые
(Си); 4, 5 — дайкн: 4— диабазов и долеритов, 5—граннт-порфнров н граносненнт-порфи-
ров; 6 — шаровые лавы; 7 — сферолипариты; 8 —- лавобрекчии; 9— флюндальные и массив-
ные липариты; 10 — границы фацнй липаритов; 11, 12 — зоны: 11 — рудная, 12 — дробления;
13 — тектонические нарушения; Ор — ранняя калишпйтизацня; Э — эпидотизация; П — кар-
бон ат-хлорнтовая пропнлнтнзацня; К — гидротермальные кварциты
306
ных—пирит, халькопирит, арсенопирит, галенит, халькопирит, сфа-
лерит и такие специфические минералы, как аргентит, полибазит,
кюстелит (AgAu), пираргирит, пирсеит (AgCu)j6As2Sn, штерн-
бергит, электрум, золото.
Типично гидротермальное изменение вмещающих пород, выра-
женное в их серицитизации с окварцеванием, аргиллизации и про-
пилитизации.
Месторождения серебро-сульфидной формации
Некоторые гидротермальные вулканогенные месторождения свин-
ца и цинка столь обильны серебром, что относятся к серебряным,
например месторождения Касапалка, Морокоча и др. (Перу).
Касапалка. Литературная информация об этом и других сереб-
ро-сульфидных месторождениях Перу крайне ограниченная. -Со-
гласно Ф. Тэрнору, главная жила Касапалки, секущая слоистую
толщу пород третичного возраста, прослежена по вертикали на
1500 м. Она имеет отчетливое зональное строение. Богатые сереб-
ряные руды с аргентитом и пираргиритом, в значительной степени
выработанные, были сосредоточены в верхней части жилы. Ниж-
няя часть жилы, в свою очередь, характеризуется зональным стро-
ением в ее плоскости. Ядро этой части жилы сложено преимуще-
ственно халькопиритом. Далее следует зона, состоящая из родохро-
зита, сфалерита, галенита, тетраэдрита, бурнонита. На периферии
преобладают сульфиды сурьмы и мышьяка.
Месторождения серебро-оловянной формации
В известном оловянном поясе Боливии имеются серебряные олово-
содержащие месторождения, среди которых выделяется Потоси.
Потоси. Согласно Ф. Тэрнору, месторождение Потоси сложено
пологолежащими вулканическими породами позднемелового —
третичного времени, покоящимися на смятых в складки ордовик-
ских песчаниках и сланцах. Вулканические породы представлены
игнимбритами, туфами и лавами андезитового, дацитового и рио-
литового состава, общей мощностью около 1500 м. Они прорваны
средне-и позднетретичными субвулканическими штоками диорито-
вых порфиритов, порфиров и риолитов.
Рудные жилы сосредоточены вокруг штока порфиров, но рас-
пространяются в прорываемые им вулканические породы и прони-
кают в песчано-сланцевые породы палеозойского основания
(рис. 131). Здесь, на площади не более 1 км2, сосредоточена систе-
ма рудных жил, формирующих одно из богатейших месторождений
мира. Рудные тела образуют отдельные жилы, жильные пучки и
линейные зоны прожилков. Длина их от нескольких десятков мет-
ров до 350 м, мощность от 2 см до 1 м. Они прослежены до глубины
875 м, но богатые руды установлены до глубины 350 м.
Рудообразование развивалось в пять стадий. В первую стадию
выделялись кварц, касситерит, вольфрамит, висмутин, арсенопирит,
пирротин. Во вторую стадию отложились халькопирит и станнин.
20* 307
В третью стадию появились сфалерит, тетраэдрит, андорит
(AgPbSbsSe), матильдит (AgBiSs). В четвертую стадию накапли-
вались пираргирит, джемсонит, буланжерит, сфалерит, галенит.
В пятую стадию были сформированы прожилки алунита. Ми-
нералообразование на ранних стадиях протекало при 500—400 °C,
затем температура снизилась до 150—100 °C.
На глубине околорудные породы серицитизированы, на верх-
них горизонтах окварцованы; кроме того отмечаются аргиллиза-
ция и алунитизация.
Рис. 131. Геологический разрез месторождения Потоси, Боливия. По X. Мурильо.
1 сланцы ордовнка; 2— вулканохенно-осадочные породы третичного возраста; 3— вулка-
нические брекчии (нгнимбриты); 4 — рнолнтодациты, андезнтодацнты; 5 — рудные жилы
Из недр Потоси с 1544 г. добыто более 35 тыс. т серебра. Содер-
жание серебра в рудах составляло от 300 до 3000 г/т, среднее со-
держание олова достигало 4%.
Месторождения серебро-арсенидной формации
Среди гидротермальных месторождений арсенидов никеля и ко-
бальта, местами ассоциированных с ураном и висмутом, известны
такие, в рудах которых наибольшее значение имеет серебро. К ним
принадлежат Кобальт и Гоуганда в Канаде.
Кобальт. Находится в пределах докембрийской платформы. Тер-
ритория района, согласно Т. Томсону, сложена докембрийскими
осадочными и вулканическими породами, смятыми в интенсивные
складки и разбитыми разломами. К одному из таких разломов Ко-
бальт-Лейк и приурочены основные рудные тела, как залегающие
в самом разломе, так и образующие серию субпараллельных ему
жил. Разлом пересекают породы свиты «киватин» (лавы основного
и кислого состава с прослоями осадочных пород), перекрываю-
щие их породы свиты «кобальт» (конгломераты, граувакки, квар-
циты) и внедрившийся между ними силл диабазов (рис. 132).
308
Жилы протягиваются на 100—150 м при мощности от нескольких
сантиметров до 0,5 м. Они выклиниваются на глубине 30—60 м,
реже прослеживаются до 100 м и в исключительных случаях до
450 м.
Процесс рудообразования распадается на три стадии. В первую
стадию выделялись кварц, кальцит, арсенопирит, кобальтин, скут-
терудит, шмальтин, саффлорит, лёллингит, небольшое количество
висмутина и самородного серебра. Во вторую стадию отложились
кальцит, доломит, никелин, раммельсбергит, герсдорфит, хлоантит,
брейтгауптит. В третью стадию появились кальцит, пирит, пирро-
тин, халькопирит, сфалерит, галенит, висмутин, дискразит, арген-
тит, обильные количества сульфосолей серебра и самородного се-
ребра. Гидротермальное преобразование диабазов привело к разви-
тию агрегатов альбита и кварца с хлоритом, кальцитом, апати-
том, баритом и небольшим количеством сульфидов.
С открытия месторождения Кобальт в 1903 г. на нем добыто
свыше 20 тыс. т серебра. Содержание серебра в некоторых жилах
достигало 5%, кобальта 8%, никеля 14%.
0 | 2 Зим
Рис. 132. Схема геологического строения месторождения Кобальт, Канада. По
Уайтхэду.
h 2 — породы свиты: 1 — «кобальт», 2— «киватин»; 3 — диабазы; 4 — рудные жилы

21—5150
309
ПЛАТИНОВАЯ ГРУППА
К металлам платиновой группы — платиноидам — кроме платины
(Pt) принадлежат палладий (Pd), иридий (1г), родий (Rh), осмий
(Os) и рутений (Ru). Платина вывезена из Америки первыми кон-
кистадорами в начале XVI в.; nepfeoe научное описание ее выпол-
нено Уатсоном в 1741 г. В ее составе были обнаружены остальные
платиноиды: палладий и родий — английским ученым У. Волласто-
ном в 1803 г., иридий и осмий — английским химиком К- Клаусом
в 1844 г.
В России платиноиды были открыты горным инженером В. Лю-
барским в золотоносных песках Урала в 1822 г., и там же в 1824 г.
были обнаружены промышленные золото-платиновые россыпи.
Платиноиды используются в качестве катализаторов (50%), в
электротехнической, автомобильной, медицинской промышленно-
сти (25%), при производстве химической аппаратуры и антикорро-
зионных покрытий (15%) в ювелирных изделиях (10%). Ежегод-
ная добыча платиноидов в капиталистических и развивающихся
странах достигает 100 т в том числе платины 70 т. Цена их по дан-
ным 1983 г. составляет (дол./г): платина 13; палладий 16, иридий
16; родий 23; осмий 5; рутений 1,5. Разведанные запасы платинои-
дов в этих же странах 12,8 тыс. т, в том числе в Рифе Меренского
Бушвельдского комплекса (ЮАР) 12,4 тыс. т. Общие запасы пла-
тиноидов 30—40 тыс. т.
Значительная часть платиноидов (около половины их производ-
ства) получается при переработке комплексных платиносодержа-
щих руд магматических месторождений сульфидных медно-нике-
левых руд, а также из коренных месторождений платиноидов и
лишь небольшая доля — из россыпей.
В коренных месторождениях содержится платиноидов от 3—5
до 10—15 г/т.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Сведения об изотопах, кларках (%) и коэффициентах концентра-
ции платиноидов приведены в табл. 3.
Платиноиды являются типичными продуктами базальтовой
магмы. Они сепарируются в процессе ликвационной и кристалли-
зационной дифференциации ультраосновных и основных глубинных
магматических пород, формируя магматические месторождения.
Встречаются очень редкие постмагматические скарновые и гидро-
термальные месторождения платиноидов, также ассоциированные
с породами базальтовой магмы. В процессе эрозии платиноиды, бу-
дучи устойчивы к явлениям химического выветривания, образуют
россыпи, среди которых наиболее существенны аллювиальные.
Согласно А. Генкину, известно свыше 90 минералов платинои-
дов. Они относятся к нескольким группам: 1) самородным плати-
ноидам и природным сплавам на их основе, 2) интерметаллическим
соединениям платиновых металлов с Sn, Pb, Bi, As, Sb и Те, 3) суль-
310
фидам, арсенидам и сульфоарсенидам платиноидов. В самородном
виде встречаются все платиноиды, но распространенным минера-
лом является лишь самородная платина. Среди природных спла-
вов— твердых растворов платиноидов могут быть отмечены изо-
ферроплатина Pt3Fe (Pt 90%), осмирид Ir, Os (Ir65—80, Os 20—
35), иридосмин 0slr(0s50—80, Ir 20—50), рутениридосмпн Ru, Os,
Ir. Представителями интерметаллидов могут служить станниды
типа рустенбургита (Pt3Sn) и паоловита (Pd2Sn), плюмбоиды
типа плюмбопалладинита (Pd3Pb2), висмутиды типа соболевскита
(PdBi), теллуриды типа мончеита (PtTe2). К сульфидам принадле-
Таблица 3. Геохимические данные о платиноидах
Показатели Pt Pd Ir Rh Os Ru
Число изотопов Кларк Коэффициент концен- трации 6 5-10“7 1000 6 ЫО-в 100 2 1-10-’ 1000 1 • 10-7 1000 7 5-Ю-6 50 7 5-10-’ 200
жат куперит PtS (85), брэггит (Pt, Pd, Ni) S (Pt 32—58, Pd 17—
38), высоцкит (Pd, Ni)S (Pd 39,5), лаурит RuS2(61), к арсенидам
сперрилит PtAs2 (56), к сульфоарсенидам холлингвортит RhAsS
(49) и ирарсит IrAsS (64).
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
В общем цикле геологического развития месторождения платинои-
дов формируются дважды — на ранней стадии геосинклинального
этапа и на стадии активизации платформенного этапа геологиче-
ской истории. На ранней стадии геосинклинального этапа с дуни-
тами,^представляющими собой крайние дифференциаты габбровой
формации, связаны магматические месторождения хромшпинели-
дов, содержащие платину и палладий, а с ультраосновными раз-
ностями перидотитовой формации — магматические обособления
осмия и иридия.
В процессе активизации платформ формировались две группы
месторождений: 1) магматические сульфидные медно-никелевыс
месторождения, содержащие палладий, платину и в меньшей мере
остальные металлы этой группы; их образование обусловлено глу-
боко дифференцированными частями трапповой формации; 2) ран-
немагматические и позднемагматические залежи платпноносных
хромитов типа Рифа Меренского Бушвельдского комплекса ЮАР;
связаны с образованием стратифицированных норитовых массивов.
Образование месторождений платиноидов происходило в архее
(Австралия), протерозое, палеозое, мезозое и кайнозое (мелкие
месторождения Средиземноморского и Тихоокеанского поясов).
Но на этом фоне отчетливо выделяются три главнейшие эпохи фор-
мирования месторождений платиноидов: протерозойская, герцин-
21* 311
скйй и киммерийская. Ё протерозойскую эпоку возникли магмати-
ческие ликвационные месторождения с платиноидами Канады,
Кольского полуострова, а также месторождения Южной Африки
(Бушвельдский комплекс); в герцинскую — магматические плати-
ноносные хромшпинелиды Урала, в киммерийскую — магматиче-
ские ликвационные сульфидные месторождения с платиноидами
Сибири (Норильск).
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Промышленные месторождения платиновой группы относятся к че-
тырем разновидностям: 1) ликвационным, 2) раннемагматическим,
3) позднемагматическим, 4) россыпным.
Ликвационные месторождения
Платиноиды в ликвационных сульфидных медно-никелевых место-
рождениях образуют ценные примеси, извлекаемые при получе-
нии никеля и меди. Содержание платиноидов в рудах этих
месторождений изменяется в достаточно широких пределах.
В одних оно составляет сотые — десятые граммов на тонну,
в других — единицы, а в третьих — даже первые десятки граммов
на тонну. Так, например, в глубоких горизонтах рудника Фруд
месторождения Садбери в Канаде их концентрация достигает 5—
20 г/т. Из платиноидов преобладает палладий (65—72 %), далее
следуют платина (15—25%), родий (до 10%), а доля остальных
элементов измеряется первыми процентами.
Существенная часть платиноидов присутствует в рудообра-
зующих сульфидах в виде тонкой примеси, минералогически не
диагностируемой. Остальное их количество представлено очень
мелкими минералами платиновой группы размером 20—100 мкм,
значительно реже — до нескольких миллиметров. Находясь в сро-
стках с сульфидами (пирротин, пентландит, халькопирит), они
обычно фиксируются к концу процесса раскристаллизации суль-
фидной массы.
Главными минералами палладия являются его неупорядочен-
ные твердые растворы и интерметаллические соединения с пла-
тиной, оловом, свинцом, никелем, кобальтом, медью, висмутом;
кроме того, известны арсениды и теллуриды палладия. Платина
представлена в самородной форме, твердыми растворами, арсени-
дами и сульфидами. Очень редки минералы родия и иридия,
минералы рутения и осмия не обнаружены.
Характеристика ликвационных сульфидных медно-никелевых
месторождений приведена при описании месторождений никеля.
Раннемагматические месторождения
Сегрегационные обособления платиноидов, обычно в ассоциации
с хромшпинелидами, известны среди дунитов гипербазитовых
серий ранней стадии геосинклинального развития, среди дунито-
вой фракции массивов центрального типа ультраосновных — ще-
312
лочных пород с карбонатитами, среди расслоенных норитов. Но
обычно они не достигают промышленных кондиций. Исключением
являются крупные месторождения платиноидов Рифа Меренского
Бушвельдского комплекса (ЮАР) и Великой Дайки (Зимбабве).
Риф Меренского. Риф Меренского с его месторождениями пла-
тиноидов входит в состав Бушвельдского комплекса, содержащего
крупные месторождения хромитов и описанного при характерис-
тике месторождений хрома.
Стадия
минерало-
образования
Слои накапли-.
вающихся
кристаллов
’ Жидкость 4-
о с аж дающиеся.-
кристаллы
1 2 3 4 5 6
98% оливина 25% ортопироксена
2% хромита 100 % ортопироксена 75 % клинопироксена
р 7 *—1 к о • °. о °, о 'о >g. . о. 0 0 • 1 io к л л ) 4> & О' • О о* О О о’о&оор 22?® iSH • • * ( _ор л л о• * -° ’• / • 40 ОСЯ? к к л J & Q - & < В о я® л о & G> 0 Г f
Породы :
J» Вебстерит
^>Ортопироксенит
>Хромитит с Pl
^Перидотит
Гор!' Г*~12
и*
Рис. 133. Модель образования раннемагматических месторождений платинонос
ных хромитов Рифа Меренского. По К. Каузинсу.
1 — оливин; 2 — хромит; 3 — ортопироксен; 4 — клинопироксен
Напомним, что это грандиозный протерозойский массив рас-
слоенных пород, в составе которого выделяется Критическая зона
переслаивания норитов, пироксенитов и анортозитов мощностью
около 1000 м, включающая Риф Меренского, сложенный диалла-
говым норитом. В нижней части Рифа Меренского находится
пологозалсгающий рудный прослой, согласный с вмещающими
породами и устойчиво прослеживающийся на десятки километров.
Он наиболее детально изучен на участках Рустенбург, Потдие-
терсраст и Лиденбург. В Рустенбурге этот прослой мощностью
20—45 см залегает с резкой границей на анортозитовом норите и
перекрывается пироксенитом. Руда сложена гарцбургитом с
ромбическим пироксеном, битовнитом, биотитом, хромитом, маг-
нетитом, ильменитом, сопровождающимися участками вкраплен-
ников пирротина, пентландита, халькопирита, кубанита, милле-
рита, валлериита, никелистого пирита. Минералы платиновой
группы представлены ферроплатиной, браггитом, куперитом,
сперрилитом, лауритом, бисмутотсллуридами платины и палла-
дия; присутствует золото.
При содержании платиноидов 15--20 г/т они распределяются
313
так (в % от общего количества); платина 60; палладий 27; руте-
ний 5; родий 2,7; иридий 0,7; осмий 0,6; золото 4.
Сегрегационный характер выделения рудных минералов,
особенности текстуры и структуры руды позволяют К- Каузинсу и
другим отнести их к раннемагматическим кумулятивным образо-
ваниям (рис. 133).
Известные на участке Блэкфонтейн изолированные массы
сплошных и вкрапленных сульфидных руд в бронзитите, состоя
щие из пирротина, пентландита и халькопирита, содержащие
платиноиды, возможно, образовались вследствие частичной ликва-
ции рудоносного магматического расплава.
Позднемагматические месторождения
Позднемагматические месторождения платиноидов связаны со
скоплениями хромшпинелидов среди дунитовой фракции базито-
вых интрузивов. Они представлены телами с секущими граница-
ми, для руд которых характерна сидеронитовая структура, свиде-
тельствующая о формировании рудных минералов после раскрис-
таллизации породообразующих силикатов.
Лиденбург. В районе Лиденбурга известны крутопадающие
трубообразные залежи платиноносных дунитов, секущие полого-
Рис. 134. Платиноносная трубка
Муйхок. По А. Батману.
I — гортонолититовые дуниты со скопле-
ниями хромитов и платиноидов; 2 — дайки
гортонолитового дуиита; 3 — оливиновые
дуииты; 4 — пироксениты; 5 — нориты
залегающую толщу магматиче-
ских пород, слагающих стратифи-
цированный Бушвельдский комп-
лекс. Они имеют диаметр от 10
до 100 м и прослежены до глуби-
ны 300 м. Центральная рудная
зона состоит из гортонолититово-
го дунита, окаймленного сначала
оболочкой оливинового дунита,
а затем проксенита (рис. 134).
В состав руд входят железистый
оливин, в подчиненном количе-
стве флогопит, роговая обманка,
диаллаг, ильменит, магнетит,
хромит и платиноиды. Содержа-
ние платиноидов возрастает сни-
зу вверх и к центру рудоносных
трубок, изменяясь от 2 до 30 г/т,
достигая 60 т/т и более в тех мес-
тах, где оливиновая порода при-
обретает пегматоидный облик,
обусловленный крупными кристал-
лами роговой обманки и биотита.
По периферии Бушвельдского
массива известны генетически
с ним связанные скарновые и ги-
дротермальные проявления пла-
314
типовой минерализации. Скарны установлены в районе Потдие-
терсраста, где магматические породы Бушвельда соприкасаются
с доломитами. На контакте расположена гроссуляр-диопсндовая
зона со сперрилитом, вуперитом и стибиопалладинитом, содержа-
щая до 10 г/т платиноидов. Гидротермальная кварцевая жила со
спекуляритом и пиритом, содержащая платину и осмистый ири-
дий, известна средн доломитов Уотербурга.
Таким образом, процесс обособления платиноидов в Бушвельд-
ском массиве был длительным. На раннем этапе сформировались
согласные пластообразные раннемагматические залежи, на позд-
нем этапе, очевидно, из остаточных расплавов образовались
секущие позднемагматические тела. Позднемагматические место-
рождения формировались при активном воздействии флюидов,
которые оказывали влияние и при постмагматических процессах.
Так, они обусловили появление платиносодержашей скарновой
и гидротермальной минерализации. Г. Шнейдерхен считает ее
вторичной, обусловленной переотложением магматических плати-
ноидов Бушвельда постумными гидротермальными растворами.
Нижне-Тагильское. Это типичное месторождение платиноидов
входит в платиновый пояс Урала, фиксируемый цепью средне-
палеозойских раннегеосинкли-
нальных гипербазитов, контроли-
руемых глубинным разломом.
Нижне-Тагильский массив отно-
сится к разряду совершенно диф-
ференцированных. Его централь-
ная часть сложена платинонос-
ными дунитами, местами серпен-
тинизированными; ее окаймляет
полоса пироксенитов, сменяемая
зоной габбро (рис. 135).
Платиноиды представлены в
двух формах: 1) в виде убогой
рассеянной вкрапленности по все-
му полю дунитов; 2) в форме
гнезд и трубчатых тел хромитов
с повышенной концентрацией пла-
тиноидов, среди которых преоб-
ладают поликсен и иридвстая
платина, реже встречаются ос-
мистый иридий, платинистып ири-
дий, лаурит, стнбиопалладинит;
отмечены пентландит, кубанит.
Н. Высоцкий рассматривал их
как первичные сегрегационные
обособления раннемагматическо-
го генезиса. А. Карпинский отно-
сил трубки Нижне-Тагильского
месторождения к эксплозивным
Рис. 135. Схема геологического стро-
ения Нижне-Тагильского платино-
носного массива. По материалам
Н. Высоцкого.
I — дуниты со скоплениями хромшпиие-
лидов и платиноидов; 2 — аподунитовые
серпентиниты; 3 — пироксениты; 4 — габ-
бро; 5 — апогаббровые амфиболиты; 6, 7—
сланцы; 6 — слюдяные, 7 — кристалличе-
ские; 8 — известняки
315
образованиям. А. Заварицкий показал, что платиноиды трубок
кристаллизовались после ортосиликатов вследствие распада
сложных металлических соединений. А. Бетехтин окончательно
доказал, что платиноиды, ксеноморфные по отношению к хром-
шпинелидам, выделялись из остаточного магматического распла-
ва, формируя позднемагматические месторождения. Под воздей-
ствием этого расплава, богатого минерализаторами, кроме того,
возникли хромгранаты, хромхлориты, хромтурмалин, а также
зоны серпентинизации.
Россыпные месторождения
На территории СССР, США, Колумбии, Зимбабве, Заире, Эфио-
пии и других стран известны элювиальные, делювиальные и
аллювиальные россыпи платиноидов. Среди них главное промыш-
ленное значение имеют позднечетвертичные аллювиальные рос-
сыпи, вытянутые по долинам рек на несколько, иногда даже
десятки километров. Они сформированы в основном при разру-
шении платиноносных массивов пород габбро-пироксенит-дунито-
вой формации, содержащих убогое, но обширное коренное оруде-
нение.
В состав платиноидов россыпных месторождений входят
поликсен, платина, ферроплатина, купроплатина, иридистая пла-
тина, иридистое и платинистое золото. Содержание платиноидов
в аллювиальных россыпях изменяется от единиц миллиграммов
до сотен граммов на 1 м3.
Платиноиды известные также в составе докембрийских рудо-
носных конгломератов, например в Витватерсранде (ЮАР), рас-
сматриваемых как метаморфизованные древние дельтовые россы-
пи, главным образом в виде осмистого иридия, а также плати-
нистого иридия, сперрилита, бреггита, куперита.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ К РАЗДЕЛУ «БЛАГОРОДНЫЕ МЕТАЛЛЫ»
Бетехтин А. Г. Платина н другие минералы платиновой группы. М., Изд-во
АН СССР, 1935.
Билибин Ю. А. Основы геологии россыпей. М., ГОНТИ, 1938.
Бородаевская М. Б., Рожков И. С. Месторождения золота. — В кн.: Рудные
месторождения СССР, Т. 3, 2-е изд., перераб. и доп. Ред. акад. В. И. Смирнов.
М„ Недра, 1978, с. 5—76.
Бородаевский Н. И., Бородаевская М. Б. Березовское рудное поле. М., Ме-
таллургиздат, 1947.
Высоцкий Н. К- Платина и районы ее добычи. Части 1—5. Петроград—Ле-
нинград. Изд. КЕПС АН СССР, 1923—1933.
Индолев Л. Н., Невойса Г. Г. Серебро-свинцовые месторождения Якутии.
М., Наука, 1974.
Кузнецов К. Ф„ Панфилов Р. В. Месторождения серебра. — В кн.: Рудные
месторождения СССР, Т. 3, 2-е нзд., перераб. и доп. Ред. акад. В. И. Смирнов.
М„ Недра, 1978, с. 77—93.
Линдгрен В. Месторождения золота и платины. Пер. с англ. М.-Л., Цветмет-
издат, 1932.
Магматические рудные месторождения. Пер. с англ, под ред. акад. В. И.
Смирнова. М., Недра, 1973.
316
Нестеренко Г. В. Происхождение россыпных месторождений. Новосибирск,
Наука, 1977.
Петровская Н. В. Самородное золото. М., Наука, 1973.
Разин Л. В. Месторождения платиновых металлов. — В кн.: Рудные место-
оождеиия СССР. Т. 3, 2-е изд., перераб. и доп. Ред. акад. В. И. Смирнов. М.,
Недра, 1978, с. 94—116.
Шер С. Д. Металлогения золота. Северная Америка, Австралия, Океания.
М„ Недра, 1972.
Шер С. Д. Металлогения золота. Евразия, Африка, Южная Америка. М.,
Недра, 1974.
Шило Н. А. Основы учения о россыпях. 2-е изд. исправ. и доп. М., Недра,
1985.
Boyle R. W. The geochemistry of silver and its deposits. — Bull, of Geolog.
Surv. of Canada, N 6, 1968.
Boyle R. W. The geochemistry of gold and its deposits. — Bull, of Geolog.
Surv. of Canada, N 4, 1979.
Emmons IF. H Gold deposits of the world. New-York and London, Me Graw-
Hill Book Co, 1937.
Раздел V
РАДИОАКТИВНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ
К природным радиоактивным элементам, имеющим экономиче-
ское значение, принадлежат уран, торий и радий. Ниже будут
описаны месторождения урана и тория.
УРАН
Уран открыт в 1789 г. немецким химиком М. Клапротом в урано-
вой смолке из месторождения Саксонии. Явление радиоактивности
было установлено в 1896 г. французским физиком А. Баккереем,
а сформулировано М. Склодовской-Кюри и П. Кюри в 1898 г.
в связи с обнаружением в ассоциации с ураном радия и полония.
С 1914 г. из руд урана начали извлекать радий. В 1939 г. Д. Дан-
нингом было доказано самопроизвольное деление ядер радиоак-
тивных элементов, открывшее с 1942 г. путь для их использова-
ния в качестве мощного источника ядерной энергии.
Производство UgOe (коэффициент пересчета на уран равен 0,85)
в капиталистическихчи развивающихся странах в 1983 г. состав-
ляло 42 тыс. т. Общая потребность в уране в этих странах
в 1980 г. была равна 40—50 тыс. т; по данным Международного
агентства по атомной энергии (МАГАТЭ), предполагается, что в
1985 г. потребность'’ достигнет 85—100 тыс. т, в 2000 г. 200—
800 тыс. т (Образование месторождений урана, 1976).
Запасы урана в тех же странах подсчитываются для разного
уровня цен. При цене 80 дол./кг (0,1—0,2 %) разведанные запасы
относительно богатых руд составляют 1,8 млн. т. Запасы урана
в более бедных рудах, но рентабельных для разработки при
цене 130 дол./кг (0,08—0,1 %), достигают 2,3 млн. т. Общие за-
пасы в 2—2,5 раза более. Они сосредоточены в месторождениях
США, Австралии, Канады, ЮАР, Намибии, Нигера, Франции,
Испании, Португалии. Кроме того, на складах стран-производи-
телей накоплено около 100 тыс.т урана.
К крупным относятся месторождения с запасами U3O8 свыше
10 тыс. т, к средним — от 1 до 10 тыс. т, к небольшим — менее
1 тыс. т.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Известно три природных изотопа урана: 238U (99,2739%) имеет
период полураспада 4,5-10-9 лет, 235U (0,7024 %)—7.3-108 лет,
234U (0,0057 %)—2,48-105 лет.
23gpj и 23бу являются родоначальниками двух радиоактивных
рядов. Естественный распад 238U создает ряд (семейство урана)
318
из протактиния, тория, родия, радона, астата, полония, висмута,
ртути, таллия, заканчивающегося накоплением стабильного изо-
топа 206РЬ. Ряд 23SU (семейство актиния) состоит из протактиния,
тория, актиния, радия, франция, радона, астата, полония, вис-
мута, гелия и завершается выделением стабильного изотопа
207 РЬ.
Общий кларк урана 2,5-10-4 %. При этом наблюдается отчет-
ливое его увеличение от пород ультраосновных к основным и
кислым: кларк ультраосновных пород 3-10~7%, основных 5-10~5,
кислых 3,5-10~4. Коэффициент концентрации урана, при среднем
его содержании в добываемой руде в 0,1 %, достаточно высок и
составляет 400.
Рис 136 Поля устойчи-
вости чстырехвалентного
и шестивалентного ура-
на в зависимости от
кислотно-щелочных
(pH) и окислительно-
восстановительных (Eh)
условий. По Р Гаррслсу
В химии известны соединения трех-, четырех-, пяти- и шести-
валентного урана. В природных условиях уран находится только
в четырех- и шестивалентном состояниях. Ионы четырех- и шести-
валентного урана имеют восьмиэлектронную структуру внешней
оболочки, в связи с этим обладают литофильными свойствами,
высоким сродством к кислороду и появляются в природе исклю-
чительно в виде оксидов или солей кислородных кислот. При
этом весьма существенно, что четырехвалентные соединения сла-
бо растворимы и выпадают в осадок, а шестивалентные формы
достаточно растворимы и обеспечивают миграцию урана. Взаимо-
отношения между оксидами четырех- и шестивалентного урана в
водных растворах в равновесных условиях в зависимости от pH
и Eh показаны на рис. 136.
319
В эндогенных процессах на магматической ступени в связи е
продуктами базальтовой магмы концентрации урана не проис-
ходит.
На ранней стадии кристаллизации пород гранитной магмы, в
восстановительной и щелочной обстановках, уран в форме четы-
рехвалентных соединений входит преимущественно в виде изо-
морфной примеси в породообразующие минералы и рассеивается,
формируя повышенный кларк урана в гранитах. Наибольшее его
количество (до 50 %) отмечается в обладающих повышенной
радиоактивностью акцессОриях, таких, как сфен, ортит, монацит,
циркон, апатит, ильменит и др. Главные породообразующие ми-
нералы, особенно темноцветные, заключают от 5 до 15 % урана,
а остальное количество урана присутствует в микровключениях и
межзерновых швах. В многофазных гранитных интрузиях кон-
центрация урана повышается от ранних к поздним фазам (Смыс-
лов А., 1974), достигая наибольших значений в конечных крайне
кислых и щелочных дифференциатах (до 10-^50-10~4 %).
На поздней стадии кристаллизации гранитной магмы, харак-
теризующейся повышающимся окислительным потенциалом, уран
переходит в шестивалентное состояние, растворяется в летучей
фазе и выносится гидротермальными растворами. Согласно
Г. Наумову, перенос урана в гидротермальных растворах осу-
ществляется преимущественно в виде уранил-карбонатных ком-
плексов типа Na fUO2(CO3)3], в меньшей степени в форме уранил-
сульфатных, уранил-фосфатных, уранил-силикатных и иных ком-
плексов. Распад комплексных соединений вследствие дегазации
растворов, изменения их кислотности при перемене температуры
и давления, смещения растворов или взаимодействия е окружаю-
щими породами приводит к выпадению четырехвалентных соедине-
ний урана и возникновению гидротермальных рудных тел. играю-
щих главную роль в ряду эндогенных месторождений урана.
В окислительной обстановке экзогенных условий четырехва-
лентные соединения урана становятся неустойчивыми и преобра-
зуются в шестивалентные. Согласно В. Данчеву, А. Перельману
и др., в этих условиях осуществляется гидролиз урана с образо-
ванием комплексного двухвалентного катион-уранила [UO2]2.
играющего в силу своей высокой подвижности исключительную
роль в миграции и концентрации урана в экзогенных условиях.
В связи с этим в поверхностных и приповерхностных водах в
нейтральной и щелочной обстановке формируются легкораствори-
мые комплексы трикарбонат-уранила [UO2CO3]4, диаквадикарбо-
нат-уранила [UO2 (СО3)2Н2О], гидроксил-уранила UO2(OH)2 4
более редких гумат-уранила, фосфат-уранила, кремний-уранила
В кислой, сернокислой среде возникает также легкорастворимый
комплекс сульфат-уранила (UO2) (SO/,)22 или (UO2) (SO4)34.
При этих условиях уран из приповерхностной части эндоген-
ных рудных тел с четырехвалептными соединениями урана выще-
лачивается, частично выносится за пределы месторождений
частично переотлагается на глубине в зоне вторичных окисленны?
320
и восстановленных руд. В сульфидсодержащих урановых рудах
возникают (сверху вниз): поверхностный слой с опалом, адсорби-
ровавшим уран, зона силикатов урана, зона сульфат-карбонатов
урана, зона вторичной регенерированной урановой черни. В бес-
сульфидных месторождениях у земной поверхности уран частично
фиксируется в виде силикатов, а несколько ниже — в виде гидрок-
сидных соединений.
В виде легкорастворимых комплексных соединений уран
выщелачивается из коренных месторождений и горных пород и
поступает в поверхностные водные растворы. При стоке и
фильтрации таких вод уран может вновь фиксироваться в процес-
се сорбции и восстановления. Уран сорбируется органическим ве-
ществом (торфяники, гумус, разлагающиеся животные и расти-
тельные остатки), углеводородами нефтяного и угольного проис-
хождения, фосфатами, глауконитом, глинами, гидроксидами же-
леза и другими поверхностными продуктами, создавая основу
для седиментного рудообразования. В процессе пластовой филь-
трации урансодержащих вод при переходе из окислительных к
восстановительным условиям на восстановительных барьерах
формируются вторичные инфильтрационные залежи, обладающие
окислительно-восстановительной зональностью.
При метаморфизме отмечается уменьшение содержания урана
с увеличением степени метаморфизма. По А. Смыслову (1974),
если породы зеленосланцевой фации содержат урана 2,8-10~4%,
то амфиболовой 1,6-1О~4о/о, а гранулитовой 0,4—1-10“4%. Это
обстоятельство связывается с постепенным выносом урана при
возрастании метаморфизма.
В природе известно около 100 урановых и урансодержащих
минералов. Наибольшее практическое значение имеют уранинит
(настуран, урановая смолка) 1_Ю2 (92%) и его аморфная разно-
видность— урановая чернь (до 60)*.
В различные типы разрабатываемых руд входят также: бран-
нерит (U, Са, Th, Y) [(Ti, Fe)2O6] (28—44 %); давидит
(Fe, U) TiOj (20); ураноторит (Th, Fe, U)SiO4-nH2O (до 17); ура-
нофан CaH2 [UO2(SiO4)2]-5H2O (67); коффинит U(SiO4)i_x(OH)4x
(68); отенит Ca [UO2-PO4]2-10—12H2O (60); торбернит
Cu[UO2PO4]2-8— 12H2O (61); цейнерит Cu [UO2 AsO4] 2-10-H2O
(56); карнотит K2 [(UO2) 2V2O8-3H2O (64).
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
На ранней стадии геосинклинального этапа, в связи с базаль-
тоидным магматизмом как интрузивной, так й эффузивной фаций,
эндогенные урановые месторождения не возникают. В отличие от
них осадочные породы ранней стадии имеют существенное значе-
ние для уранового рудообразования. В это время формируются
две ураноносные формации: 1) углерод-силикатная формация
* Далее уранинит понимается как аналог настурана, урановой смолки и
урановой чернн.
321
«черных сланцев» с повышенным количеством органического ве-
щества, со свойственной ей рассеянной урановой минерализацией;
2) формация фосфорсодержащих песчаников, также несущая рас-
сеянную урановую минерализацию. Будучи образованы на ран-
ней стадии геосинклинального развития, они служат резервом,
за счет последующего преобразования которого могли возникать
промышленные месторождения урана магматогенного и метамор-
фогенного происхождения.
Средняя стадия геосинклинального этапа с ее гранитными ба-
толитами также мало продуктивна для образования урановы?
месторождений.
Наиболее производительная поздняя стадия. С ее гипабис-
сальными интрузиями связана главная масса плутоногенных гид-
ротермальных месторождений, а с вулканической андезит-липари-
товой формацией — подавляющая часть вулканогенных гидротер-
мальных месторождений урановых руд. Формация ранних моласс
этой стадии заключает инфильтрационные месторождения урана.
В платформенный этап в областях тектоно-магматической
активизации вновь появляются как плутоногенные, так и вулка-
ногенные гидротермальные месторождения урана. В это же
время в предгорных и межгорных впадинах формируются инфиль-
трационные месторождения поздних моласс, а также осадочные
месторождения терригенных, карбонатных, угленосных и битуми-
нозных пород осадочного чехла.
Наиболее ранние месторождения урана появляются в ранне-
протерозойском цикле геологического развития, преимущественно
периода 2,8—2 млрд, лет, характеризующегося образованием спе-
цифических ураноносных конгломератов. К позднепротерозойско-
му циклу относится ’формирование ураноносных пегматитов, аль-
бититов, наиболее ранних гидротермальных месторождений этого
металла, а также древних ураноносных кор выветривания. В ка-
ледонский цикл широкое развитие получили ураноносные «черные
сланцы», особенно характерные для силурийского периода.
Эндогенное рудообразование этой эпохи было слабым. В герцин-
ский цикл возникли достаточно обильные плутоногенные и вулка-
ногенные гидротермальные месторождения урана. В альпийский
цикл вновь формируются месторождения этих обоих классов, но
уже преимущественно в областях тектоно-магматической активи-
зации, так же как и экзогенные месторождения среди осадочных
формаций платформенного чехла, предгорных и межгорных впа-
дин.
Для геологической истории формирования урановых место-
рождений характерны две черты. Во-первых, тяготение эндоген-
ных месторождений к жестким блокам региональных геологиче-
ских структур — интрагеоантиклиналям, срединным массивам,
консолидированным областям завершенной складчатости, плат-
формам— и связанный с этим контроль их размещения крупными
разломами. Во-вторых, совмещение площадей осадочного и после-
дующего гидротермального рудообразования, указывающее на
322
Возможность заимствования части рудообразующих веществ
эндогенных месторождений из осадочных комплексов. При этом
не отрицается роль самостоятельных глубинных магматогенных
порций рудообразующего урана (В. Казанский и др., 1978).
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Среди промышленных типов урановых месторождений выделяют-
ся: 1) альбититовые, 2) плутоногенные гидротермальные, 3) вул-
каногенные гидротермальные, 4) осадочные, 5) инфильтрацион-
ные, 6) метаморфогенные.
Альбититовые месторождения
Альбититовые месторождения урана известны преимущественно
среди метаморфических комплексов кристаллических пород до-
кембрия (рис. 137).
Согласно В. Крупенникову (Месторождения урана..., 1976),
одно из таких месторождений приурочено к крупному разлому,
отграничивающему поле развития протерозойских гранитов от
площади распространения архейских- гнейсов. Вслед за гранита-
ми (возраст 2 млрд, лет) внедрились щелочные порфировидные
граниты (возраст 1,8—1,7 млрд, лет), сопровождающиеся пегма-
титами.
Вдоль тектонической границы между гранитами и гнейсами
возникла мощная зона бластокатаклазитов и бластомилонитов,
подвергшаяся натровому метасоматозу с образованием альбити-
тов, заключающих урановые рудные залежи. Во внешней части
метасоматической зоны преобладают щелочные амфиболы или
эпидот с хлоритом, для промежуточной зоны характерны микро-
клин и альбит, во внутренней, наиболее рудоносной зоне домини-
рует альбит.
Рудные тела имеют форму уплощенных линзовидных и тру-
бообразных залежей, сложенных преимущественно альбитом. В их
состав входят также циркон, апатит, кварц, эгирин,
рибекит — родусит, эпидот, хлорит, гидробиотит, карбонаты.
Урановые минералы представлены уранотитанатами, урани-
нитом, давидитом, коффинитом, гидронастураном, уранофаном,
бетауранотилом. Встречаются ильменит, магнетит, гематит, пирит,
пирротин, халькопирит, борнит, галенит. Месторождение образо-
валось в две стадии — в раннюю сформировалась основная масса
альбитита с урановыми минералами, для более слабой поздней
стадии характерен кварц с сульфидами.
Формирование ураноносных альбититов началось при 400—
350 °C и развивалось при постепенном снижении температуры до
200—150 °C к концу процесса, ко времени отложения поздних
кварца и карбонатов. Одни геологи (Я- Белевцев и др.) рассмат-
ривают ураноносные альбититы в качестве продуктов протерозой-
ского метаморфизма, а другие (В. Казанский, Н. Лаверов) счи-
323
Рис. 137. -Геологическое строение
альбититового уранового месторож-
дения. По В. Кушеву (Месторожде-
ния урана..., 1976).
1 — гранитогнейсы; 2 — амфиболиты; 3 —
граиат-биотитовые и гранат-амфиболовые
сланцы; 4 — железистые кварциты; 5 —
мраморнзованные карбонатные породы;
6 — кварциты и сланцы; 7 — альбититы;
8 — урановорудные залежи; 9 — тектони-
ческие нарушения

тают их гидротермальными образованиями, связанными с наибо-
лее' поздними гранитными интрузиями.
К альбититовым принадлежат месторождения Лагоа-Реал, Ита
тая в Бразилии; Джадугуда в Индии, Раббит-Лейк в Канаде и
др.; с калиевошпатовыми метасоматитами связано крупное место-
рождение Россинг в Намибии, обладающее запасами урана
130 тыс. т (Н. Лаверов и др , 1983).
Плутоногенные гидротермальные месторождения
На заре развития урановой промышленности плутоногенные гид-
ротермальные месторождения имели существенное экономическое
значение, которое постепенно вытеснялось другими классами ура-
новых руд. Известны протерозойские, палеозойские, мезозойские
и кайнозойские плутоногенные месторождения урана. Среди них
резко преобладают жильные образования выполнения при слабом
развитии метасоматических рудных тел. Эти месторождения тяго-
теют к площадям распространения поздне- и постгеосинклиналь-
ных гипабиссальных гранитоидов, с которыми они либо непосред-
324
ственно, либо косвенно генетически связаны. По схеме прямой
связи гранитоиды рассматриваются как непосредственный источ-
ник постмагматического гидротермального рудообразующего ве-
щества, по схеме косвенной связи гранитоиды представляются ге-
нератором тепловой энергии, разогревающим подземные воды, ко-
рые заимствуют рудообразующие элементы из окружающих пород
и переотлагают их в рудных залежах.
Среди плутоногенных гидротермальных месторождений могут
быть выделены две главные формации: ураиинит-сульфидная и
уранинит-арсепидпая.
Месторождения уранинит-сульфидной формации
В составе руд этой формации наряду с уранинитом принимают
участие сульфиды. Среди них наиболее универсален пирит, в раз-
личных комбинациях встречаются халькопирит, борнит, молибде-
нит, висмутин, сфалерит, галенит, блеклые руды. Среди нерудных
минералов, обычно составляющих основу жильного выполнения,
постоянно присутствует кварц, часты карбонаты, местами развиты
флюорит, барит.
Мэрисвейл. Находится в шт. Юта, США. Согласно П. Керру,
территория месторождения сложена толщей известняков, кварци-
тов, песчаников и сланцев пермского, триасового и юрского воз-
раста, перекрытых нижней эффузивной серией андезит-порфиро-
вого состава третичного возраста. Пологоскладчатый комплекс
осадочных и вулканических пород, общей мощностью около 3 тыс. м
прорван третичными монцонитами и гранитами, в свою очередь
частично перекрытыми покровом риолитовых лав, образующих
верхнюю эффузивную серию.
Рудные тела развиты на площади 0,5—1 км2 (рис. 138). Они
сосредоточены среди монцонитов, но местами проникают в риоли-
ты. Имеют форму крутопадающих жил длиной до 500 м при мощ-
ности 1,5—2 м, иногда до 7 м, прослеживаются на глубину до
800 м. Жилы сложены уранинитом в ассоциации с пиритом, а так-
же магнетитом, флюоритом, адуляром и кварцем; обнаружен умо-
хонит состава UO2-MoOv4H?O. В верхней части жил до глубины
60 м развиты гипергенные минералы — водные силикаты, карбо-
наты, фосфаты и сульфаты.
Урановая минерализация сопровождается гидротермальным из-
менением вмещающих пород на ширину от 0,5 до 3 м в обе сторо-
ны от жил. Во внутренней зоне измененных пород преобладает ар-
гкллитизация. во внешней — хлоритизация.
Представляется, что месторождение начало формироваться
вслед за внедрением гранитов, но продолжало развиваться вплоть
до частичного перекрытия их риолитами. За двадцать лет эксплуа-
тации Мэрисвейла добыто 275 тыс. т руды со средним содержа-
нием 0,2 % U3O8.
Лимузен. Это месторождение расположено в середине Цент-
рального плато Франции. Оно находится среди других аналогич-
ных урановых месторождений, связанных с герцинскими гранита-
325
ми, сформированными в три фа-
зы — от порфировых гранитов
ранней фазы до двуслюдяных
гранитов заключительной фазы.
Согласно В Котляру, поло-
жение месторождения Лимузен
контролируется системой сбросо-
сдвигов северо-западного на-
правления, прорезающих восточ-
ную окраину гранитного массива.
Его главное рудное тело пред-
ставляет собой линзообразную за-
лежь интенсивно оруденелых гра-
нитных брекчий, зажатых меж-
ду двумя разломами, полого па-
дающими к северо-востоку и от-
стоящими друг от друга на 300 м.
Тело имеет длину около 400 м,
мощность до 25 м и прослежено
на глубину до 400 м. Рудой
являются гидротермально изме-
ненные обломки гранитов, сце-
ментированные кварцем, с кол-
ломорфными обособлениями ура-
нита и сульфидов.
В истории формирования мес-
Рис. 138 Схема геологического
строения месторождения Мэрисвейл.
По П. Керру.
I — монцониты; 2 — граниты, 3 - риоли-
ты; 4 — риолитовые дайки; 5 — рудные
жилы
пиритом и халькопиритом, в
торождения намечается пять ста-
дий. В первую стадию произош-
ло образование гранитных брек-
чий, и их окварцевание, во вто-
рую— образование прожилков
кварца и карбоната, в третью —
отложение кварца с уранинитом,
четвертую — дополнительное выде-
ление кварца и гематита с мелкими обособлениями уранинита,
марказита и пирита, в пятую — еще раз выделились кварц с пи-
ритом, а также халькопирит и висмутин.
Изменение вмещающих гранитов обусловлено их окварцевани-
ем и гемагитизацией. В зоне окисления развиты торбернит, отенит
и другие фосфаты урана.
Запасы U3Os оцениваются в 6 тыс. т при среднем содержании
в добываемой руде около 0,5 % U3O8.
Месторождения уранинит-арсенидной формации
Руды этой формации отличаются сложным составом с заметным
развитием арсенидов никеля и кобальта, а также минералов се-
ребра. В наиболее полном виде они представлены так называемой
пятиэлементной формацией, в состав которой входят уран, никель,
кобальт, висмут и серебро. Но обычно этот ряд элементов сокра-
326
ЩаетсЯ в связи с выпадением из его состава тех или иных состав-
ляющих.
Порт-Радий. Это месторождение находится у восточного берега
Большого Медвежьего озера в Канаде. Согласно Д. Кемпбеллу,
на территории района развит комплекс метаморфических пород
докембрийского возраста. В его состав входят метаморфизован-
ные кварциты, конгломераты, туфы и лавы андезитов, прорван-
ные гранитами.
Участок месторождения сложен кремнистыми сланцами и квар-
цитами, перекрытыми слоистыми туфами, которые прорваны плос-
кими телами гипабиссальных порфиров и дайками диабазов. В
ореоле интрузивных пород вулканические и осадочные породы
преобразованы в различные роговики. К западу от месторождения
находятся массивные биотитовые граниты.
Рис. 139. Рудные столбы на продольной проекции жилы 3 месторождения
Порт-Радий. По Д. Кемпбеллу.
1 — граниты; 2 —диабазы; 3 — порфиры; 4 — осадочные породы; 5 — руда
Породы смяты в складки и разбиты крупными сбросо-сдвигами
северо-восточного простирания. С этими региональными разлома-
ми сопряжены трещины более высоких порядков, часть из которых,
будучи выполнена рудой, формирует месторождение. Жильное по-
ле вытянуто в северо-восточном направлении на 4 км при ширине
около 1 км. Рудные жилы и жильные зоны имеют длину от не-
скольких сотен метров до 2 км при мощности от десятков санти-
метров до 10 м, прослежены на глубину до 1650 м. Среди них вы-
деляются простые жилы, выполняющие одинокие трещины скола,
и сложные жильные зоны длиной до 200 м и мощностью до 12 м,
327
контролируемые поясами трещиноватых пород. В плоскости жил
выделяются рудные столбы, приуроченные к раздувам, обуслов-
ленным растяжением в изогнутых частях рудоносных полостей,
особенно в той их части, где они переходят из одной породы в
другую (рис. 139).
Уранинит в рудах Порт-Радия представлен колломорфными
выделениями, образующими массивные линзы, прожилки, каймы
и мелкие рассредоточенные обособления. Из арсенидов известны
саффлорит-раммельсбергит, шмальтин-хлоантит, скуттерудит, ко-
бальтин, лёллингит, герсдорфит, глаукодот. Из сульфидов и их
аналогов отмечены пирит, халькопирит, борнит, арсенопирит, ко-
бальтин, молибденит, сфалерит, галенит, полидимит, а также ге-
матит, тетраэдрит, фрейбергит, самородный висмут. Серебряные
минералы представлены аргентитом, гесситом, стромейеритом, ал-
таитом, самородным серебром. Среди жильных минералов выде-
ляются кварц, доломит, барит, витерит, манганокальцит.
В процессе рудообразования выделяется пять стадий. В первую
стадию образовались кварц и гематит, во вторую — к ним доба-
вился уранинит, в третью — осадилась основная масса кобальт-ни-
келевых арсенидов, в четвертую — сульфидов, в пятую — отложи-
лись карбонаты и серебряные минералы, преобладающие в верх-
них частях рудных жил. Вдоль рудных жил вмещающие породы
претерпели гидротермальное изменение: окварцевание, аргиллиза-
цию, хлоритизацию, гематитизацию и карбонатизацию.
Вулканогенные гидротермальные месторождения
Вулканогенные гидротермальные месторождения урановых руд
ассоциированы с комплексами вулканических пород поздне- и
постгеосинклинальной стадий геологического развития, в основном
герцинского и альпийского циклов. Эти комплексы состоят из пи-
рокластических пластов, лавовых покровов, силлов, субвулканичес-
ких тел и гипабиссальных массивов преимущественно андезит-ли-
парит-трахитовой формации. Будучи образованы в близповерхност-
ных условиях, они рассматриваются как месторождения,
сформированные при значительном участии вадозовых вод, акти-
визированных тепловой энергией вулканов. Для них характерны
вулкано-тектонические структуры вулканического напластования,
некков, кальдерного обрушения и специфических трещинных си-
стем, развивающихся в интра- и перивулканических зонах. Не-
обычайно типичны брекчиевые и колломорфные текстуры руд.
В классе вулканогенных гидротермальных месторождений ура-
на, согласно В. Котляру (Месторождения радиоактивных ...,
1973), выделяются следующие формации: 1) уран-титановая (да-
видитовая, браннеритовая), 2) уранинит-галенитовая, 3) ура-
нинит-молибденитовая, 4) уранинит-флюоритовая, 5) уранинит-ха-
лькопиритовая, 6) уранинит-мышьяковая, 7) уранинит-апатитовая,
8) уранинит-аллофановая. Ниже будут приведены примеры первых
четырех формаций.
328
Месторождения уран-титановой формации
К данной формации принадлежат месторождения, в составе руд
которых определяющими минералами оказываются браннерит
или давидит (рис. 140).
Согласно В. Крупенникову и др. (Месторождения урана...,
1976), месторождение расположено среди кристаллических слан-
цев и гнейсов докембрийской платформы, испытавшей в мезозое
тектоно-магматическую активизацию. При этом возник комплекс
вулканических пород, состоящий из покровов трахитов и их туфов,
субвулканических тел сиенитов и даек лампрофиров. Возраст ком-
плеска 160± 10 млн. лет соответствует времени бранннеритовой
минерализации 145±20 млн. лет, что позволяет связывать рассмат-
риваемое месторождение с мезозойским вулканизмом и относить
его с известной долей условности к вулканогенным гидротермаль-
ным образованиям.
Рис. 140. Поперечный геологический разрез месторождения уран-титановой фоо-
мации. По В. Крупенникову и др. (Месторождения урана .., 1976).
Направление подвижек по разлому при формировании; а — барит-кварцевых жил, б — руд:
1—кристаллические сланцы н гнейсы; 2— граниты; 3—кварц-полевошпатовые породы;
4 — бластомилониты по дайкам диоритов; Б — пирит-калишпатовые метасоматиты; 6 — ба-
рит-кварцевые жилы; 7 — барит-кварцевые прожилки; 8 — рудные тела
22—5150 329
Рудные тела приурочены к изогнутым участкам крупных раз-
ломов среди кристаллических пород докембрия. Эти разломы в ви-
де бластомилонитовых зон были заложены в докембрии и обнов-
лены при мезозойской активизации, когда вдоль них возникли
участки отслоения и брекчирования, выполненные рудой. Рудные
тела имеют форму жил, линз, линейных штокверков, труб и гнезд.
Образовывались они в пять стадий. В первую стадию (250—225 °C)
породы, прилегающие к рудоносным разломам, и заключенные в них
брекчии подверглись предрудному метасоматозу с развитием кали-
евого полевого шпата, кварца, карбонатов и пирита. Во вторую
стадию (300—225 °C) сформировались прожилки альбит-кварц-ба-
ритового состава с небольшим количеством пирита, халькопирита,
сфалерита и галенита. В третью стадию (около 200 °C) отложился
браннерит в ассоциации с небольшим количеством урановой смол-
ки, рутила, сфена, биотита, адуляра, микроклина, кварца и пирита.
В четвертую стадию (220—170 °C) выделился кварц с магнетитом
и сульфидами (пирротин, пирит, халькопирит, сфалерит, галенит,
блеклые руды). В пятую стадию (175—95 °C) произошло отложе-
ние кварца, барита, флюорита и карбонатов. Формирование руд-
ных тел происходило в интервале 0,8—2 км от земной поверхности
(Казанский В., Лаверов Н„ 1978). Вмещающие кристаллические
сланцы и гнейсы вблизи рудного тела замещены калиевым поле-
вым шпатом, а по периферии они претерпели хлоритизацию, сери-
цитизацию и карбонатизацию.
Месторождения уранинит-галенитовой формации
В месторождениях этой формации уранинит ассоциируется с суль-
фидами, среди которых наиболее заметен галенит (рис. 141).
Согласно Н. Лаверову и др. (Месторождения урана..., 1976), мес-
торождение приурочено к толще вулканогенно-осадочных пород
кальдерной депрессии, возникшей на жестком гранитном основа-
нии. Вулканогенные породы общей мощностью около 1000 м на-
чинаются с лаво-пирокластовых пород андезитового состава и вен-
чаются лавовыми, пирокластическими и экструзивными липарита-
ми. Вся колонна вулканических пород прорезана крупными и про-
тяженными линейными разломами, а также локальными кольце-
выми и дуговыми трещинными зонами.
Оруденение приурочено к горизонтам высокопористых туфов и
туфобрекчий, пересекаемых зонами трещин. Рудные тела имеют
форму жил, линейных штокверков и послойных залежей. Руды
формировались в три стадии. В первую стадию образовались
кварц-серицитовые участки с карбонатом, баритом, флюоритом и
галенитом первой генерации. Во вторую возникли альбит, гематит,
уранинит, вторая генерация галенита, пирит и небольшое количес-
тво коффинита, молибденита, марказита, сфалерита, халькопирита
и блеклых руд. В третью стадию появились кальцит, флюорит, га-
ленит третьей генерации, а также незначительные выделения пи-
рита и сфалерита. С глубиной количество сульфидов в рудах воз-
растает.
ззо
Предрудное гидротермальное изменение вулканических пород
выражено альбитизацией и окварцеванием. Последующее соруцное
изменение имеет зональное строение: для внутренней зоны харак-
терно развитие хлорига и карбопагов, для средней — apiиллита,
для внешней — гематита. Месторождение прослеживается на глу-
бину 500—700 м. Оно образовано не более чем в 200 —300 м от
земной поверхности при температуре 180—170 °C.
Рис. 141. Геологический разрез месторождения уранинит-галенитовой формации.
По Н. Лаверову и др. (Месторождения урана..., 1976).
J, 2 —дайки: / — кварцевых порфиров, 2 — фельзитов; 3 — туффиты, туфопесчаннки, агло-
мераты; 4 — игнимбриты липаритов и лавы кварцевых порфиров; 5 — туфобрекчии липари-
тов; 6 — кристаллокластические туфы кварцевых порфиров; 7 — туфы кварцевых порфиров
с прослоями игиимбритов; 8 — лавоагломераты андезитов; 9 — дайки гранодиорит-порфиров
и андезитов; 10 — граниты; 11 — тектонические швы; 12 — ураиииитовые жилы и прожилки;
/3— рудные тела (а — пластовые, б — штокверки)
22*
331
Месторождения уранинит-молибденитовой формации
Среди образований этой формации, размещающихся в субмарин-
ных и наземных вулканических комплексах, известны месторожде-
ния, приуроченные к гипабиссальным штокам, неккам, вулканичес-
ким куполам и покровным лаво-пирокластовым слоистым толщам
андезитового, дацитового, трахиандезитового, фельзитового и
линаритового состава.
Рис. 142. Поперечный разрез месторождения уранинит-молибденитовой форма-
ции. По Н. Лаверову и др. (Месторождения урана..., 1976).
1—3 — покровы: 1 — массивных фельзит-порфиров, 2 — флюкдальных фельзит-порфиров.
3 — игнимбритов; 4—эруптивные брекчии фельзитового некка; 5— фельзиты иекка; 6 —
дайки граннт-порфиров; 7 — разрывы; 8 — граница контура измененных пород; 9 — рудные
тела
Одно из таких близповерхностных месторождений (рис. 142),
согласно Н. Лаверову и др. (Месторождения урана..., 1976), при-
урочено к жерлу палеовулкана, рвущего толщу палеозойских пост-
геосинклинальных вулканических пород, сложенных в их нижней
части андезит-дацитами, а в верхней — фельзитами. Вулканичес-
кая жерловина выполнена эксплозивными брекчиями фельзитов
различной степени проницаемости. Вулканический аппарат и при-
легающие к нему слоистые фельзиты прорваны дайками и силлами
диабазов, диоритов, гранит-порфиров. Весь комплекс магматичес-
ких пород разбит крутопадающими ветвистыми разломами.
Рудные тела локализованы в вулканическом жерле, вдоль его
контактов с прорываемыми породами и на пересечении разломами
относительно пористых фельзитовых брекчий, перекрытых более
плотными водоупорными породами. Они имеют форму штокверков,
штоков и гнезд. Местами, где оруденение проникает в окружаю-
щие слоистые покровные породы, возникают небольшие пластовые
332
залежи. Рудообразованию предшествовало гидротермальное
кварц-альбитовое изменение вмещающих пород.
Последующее формирование руд протекало в четыре стадии.
В первую стадию (400—300 °C) образовалась сеть прожилков
кварц-турмалин-биотитового состава, местами с рутилом и муско-
витом. Во вторую стадию (около 300 °C) возникли березиты, в
состав которых входят кварц, серицит, хлорит, лейкоксен, пирит,
арсенопирит и кальцит. В третью стадию (220—210 °C) отложился
уранинит в ассоциации с коффинитом, молибденитом и незначи-
тельным количеством других сульфидов (пирит, марказит, арсено-
пирит, халькопирит, блеклые руды). В четвертую стадию (200—
190 °C) накапливался кальцит в сопровождении кварца, серицита,
хлорита, пирита, гематита и постумных порций уранинита.
Месторождения уранинит-флюоритовой формации
Согласно Н. Лаверову и др. (Месторождения урана ..., 1976), ос-
нование геологического строения района одного из таких место-
рождений (рис. 143) составляют палеозойские метаморфические
породы и гранитоиды, перекрытые пологолежащими вулканиче-
скими породами позднего мезозоя. Рудоносные вулканические по-
роды, выполняющие крупную кальдеру, начинаются с андезито-
Рис. 143. Геологический разрез месторождения ураиинит-флюоритовой форма-
ции. По Н. Лаверову и др. (Месторождения урана..., 1976).
/ — фельзиты и эруптивные брекчии фельзитов; 2 — конгломераты; 3—андезитобазальты
и их брекчии; 4 — дациты н туфы; 5 — крутопадающие разрывы; 6 — послойные наруше-
ния; 7 — рудные тела
333
базальтов, которые сменяются дацитами, прослоями песчаников и
алевролитов, и заканчиваются массивными фельзитами, игним-
бритами, брекчиями и туфами. Колонна вулканических пород
прорвана штоками граносиенит-порфиров, липаритов, дайками ан-
дезитов и разбита пологими и крутыми разломами. Крутопадаю-
щие разломы проникают в палеозойское основание, создавая бло-
ковую структуру месторождения.
Среди рудных тел выделяются штокверки, пологие залежи и
жильные зоны. Штокверки сосредоточены на пересечениях разло-
мами горизонтов вулканических и осадочных пород, благоприят-
ных для рудообразования. Пологие залежи следуют тектоничес-
ким срывам между пластами вулканических и осадочных пород.
Рудные жилы, распространенные по всему разрезу вулканогенно-
осадочных пород, местами проникают в граниты палеозойского
основания, свидетельствуя о наличии глубоких очагов рудообразо-
вания.
Руда формировалась в три стадии. В первую стадию (350—
300 °C) возникли кварц-карбонатные (анкерит, сидерит, доломит)
прожилки с примесью пирита, арсенопирита, молибденита. Во
вторую стадию (200—150 °C) накапливались кварц и уранинит,
с примесью коффинита, бертрандита, гематита, молибденита,
иордизита, пирита, сфалерита, галенита, леллингита. В третью
стадию (150—80°C) выделилась кварц-флюоритовая масса в со-
провождении адуляра, хлорита, гидрослюд, кальцита, анкерита,
сидерита, пирита и постумных порций уранинита. Рудоотложение
происходилр на глубинах от 300 до 1500 м.
Осадочные месторождения
Возникновение осадочных месторождений урана обусловлено
восстановлением и сорбцией подвижных соединений урана в среде
осадкообразования. Главными восстановителями и сорбентами
являются карбонаты, фосфориты, цеолиты, твердые битумы, угли-
стое вещество, оксиды железа (II), растительные детриты. Про-
дукты первичной сорбционной минерализации при диагенезе пре-
терпевают перегруппировку и выступают как минеральное веще-
ство осадочно-диагенетического процесса. Такие осадочно-диаге-
нетические месторождения урана известны среди толщ осадочных
пород палеозойского, мезозойского и кайнозойского возраста; бо-
лее древние образования заметно метаморфизованы и часто отно-
сятся к метаморфогенной серии. В связи с обширными площадя-
ми осадочных пород эти месторождения обычно обладают круп-
ными запасами, но из-за ограниченной сорбционной емкости они
также часто оказываются убогими. Согласно В. Данчеву, осадоч-
ные месторождения урана разделяются на морские и континен-
тальные. Среди морских различают осадочные месторождения
урана в карбонатных породах, углисто-кремнистых сланцах, фос-
форсодержащих породах. Среди континентальных выделяются
осадочные месторождения урана в торфяниках, лигнитах и бу-
рых углях, в конгломератах и песчаниках.
334
Месторождения в карбонатных породах
Промышленные месторождения урана в карбонатных породах
встречаются редко. Одно из них, по данным В. Котляра и др.
(Месторождения радиоактивных..., 1973), расположено в палео-
геновых известняках по периферии межгорной впадины. По на-
правлению от береговой линии выделяются три зоны: 1) при-
брежных обломочных отложений с карбонатным цементом,
2) мелководных оолитовых известняков, 3) глубоководных гипсо-
во-глинисто-доломитовых пород. Ураноносные пласты сосредото-
чены во второй зоне. Они образованы органогенными известня-
ками, пропитанными недиагностируемым урановым веществом.
Под воздействием эпигенетических процессов сформировались
скопления уранинита в ассоциации с битумом, коффинитом, пи-
ритом, патронитом, в меньшей мере с халькопиритом, сфалери-
том, галенитом, селенидами железа, хьюэтитом, меланована-
дитом.
Месторождения в углисто-кремнистых сланцах
В широко распространенных толщах углисто-кремнистых, или
«черных сланцев» сосредоточено огромное количество урана,
достигающее, по В. Свенсону, 6 млн. т. Однако из-за убогого со-
держания металла, обычно составляющего тысячные доли про-
цента, очень редко до 0,01—0,04 %, эти ураноносные породы
не разрабатываются и рассматриваются в качестве важного ре-
зерва будущего ядерной промышленности. Лишь под воздейст-
вием эпигенетических процессов как гипогенного, так и гепер-
генного характера при перегруппировке вещества черных сланцев
возникают промышленные месторождения урановых руд. К ним,
например, принадлежат месторождения Фе в Испании, Китс в
Канаде и др. Среди черных сланцев выделяются разновидности
осадков геосинклинальных и платформенных морей. Они состоят
из пелитового и алевритового материала, насыщенного сапропеле-
вым и гумусовым органическим веществом в количестве до 30 %;
отличаются повышенным содержанием фосфора, ванадия, молиб-
дена, редких земель, местами также мышьяка, никеля, кобальта,
меди, цинка, свинца, серебра, фтора. Уран в них находится преи-
мущественно в форме ионов, сорбированных глинистыми коллои-
дами, урано-органических комплексов и изоморфного замещения
кальция в решетке коллофана (коллоидной разновидности карбо-
нат-апатита); известны выделения настурана, коффинита и окис-
ных производных урана.
Месторождения в фосфатсодержащих породах
Эти месторождения также достаточно широко распространены,
часто обладают крупными запасами, но в большинстве случаев
имеют низкое содержание урана (тысячные доли процента, редко
до 0,01—0,05%), не достигающее промышленных кондиций. Сре-
ди них выделяются геосинклинальные пластовые и платформен-
ные желваково-песчаные фосфоритовые породы. Наиболее известны
335
ураноносные отложения в пермской формации Фосфорике и в нео
геновых песчаниках Флориды (США), в юрских толщах Северной
Африки (Тунис, Алжир, Марокко). Такие породы обычно состоят
из песчаников, реже карбонатных пород, мергелей или глин,
с обособлениями фосфорита в форме пластов, линз и желваков
(рис. 144). Фосфорит чаще всего представлен карбонатфторапа-
титом, в решетке которого часть кальцита изоморфно замещена
ураном. Такие фосфатные породы содержат несколько повышен-
ное количество ванадия, молибдена, редких земель.
Рис. 144. Разрез ураноносных фосфоритов района Боуи, Флорида. По А. Альт-
шулеру и др.
1—3 — зона фосфатов кальция: 1 — кварцевые пески, 2 — обломочный апатит, 3 — глины,
4—песчанистые глииы; 5» 6 — влюмофосфатиая зона: 5 — выветрелая кавернозная порода.
6 — фосфатиэироваиные глины
Разновидностью рассматриваемых образований являются ме-
сторождения в глинах с фосфатизированными костными остатка-
ми рыб, в которых содержание урана, а также редких земель до-
стигает промышленного значения.
Месторождения в торфяниках
На площади развития некоторых торфяников выделяются участ-
ки с повышенным содержанием урана, иногда достигающим де-
сятых долей процента, но обладающих малыми, как правило,
непромышленными запасами. Появление урана в торфяниках
объясняется механизмом сорбции его в процессе торфообразова-
ния и при последующей фильтрации слабокислых поверхностных
вод, вымывающих этот элемент из окружающих пород и место-
рождений.
Месторождения в бурых углях, лигнитах и твердых битумах
Эти месторождения свойственны слабометаморфизованным пла-
стам бурых углей и лигнитов позднепалеозойского и более мо-
лодого возраста. В большинстве своем они относятся к лимниче-
ским образованиям, возникшим в межгорных и предгорных впа
динах после длительного выветривания континентальных пород
336
фундамента, способствующего появлению легкоподвижных форм
урана (рис. 145). Рудные тела размещаются в пластах угля, уг-
листых глин, алевролитов и песчаников, обогащенных углистым
материалом. Они имеют форму линз и гнезд, тяготеющих к кон-
тактам водонепроницаемых пород кровли или водоупорных пород
подошвы рудоносных пластов. Уран в углях зафиксирован в сор-
бированной форме, в виде гуматов, уранинита, коффинита. Его
источником считается кора выветривания магматических и оса-
дочных пород, слагающих борта угленосных бассейнов. Содержа-
ние. 145. Геологический разрез краевой части уран-угольного месторождения-
По А. Столярову и С. Расуловой (1982).
/ — конгломераты, гравелиты; 2 — пески и песчаники; 3 —глины; 4 —угли; 5 —первичная
красиоцветность пород; 6 — породы фундамента; 7—9— зоны окисления: 7—древнего по-
верхностного, 8 — древнего грунтового и пластового первого этапа рудообразования, 9 —
пластового второго этапа рудообразования; 10, 11 — зоны уранового оруденения: 10 — уста-
новленные, 11— предполагаемые; 12— предполагаемые границы зоны древнего поверхност-
ного окисления
ние урана в углях — сотые доли процента, но при его сжигании
уран переходит в золу, в которой его концентрация повышается
в несколько раз в зависимости от зольности углей. Кроме урана
угли часто содержат примеси бериллия и германия, представляю-
щие экономический интерес; в них присутствуют также молиб-
ден, рений, ванадий, мышьяк,, селен, никель, хром, цинк, свинец
и другие элементы.
Уран в углях появляется на стадии торфообразования, пре-
терпевает последующее диагенетическое изменение, а также обо-
гащение, обусловленное фильтрацией урансодержащих поверх-
ностных вод и связанного с ней поверхностного и более глубокого
пластового окисления. К этим образованиям примыкают урановые
месторождения в скоплениях твердых битумов, которым одни
исследователи приписывают нефтяное происхождение, а другие
337
считают их продуктами изменения растительного гумусового ве-
щества (Котляр В., 1973). Выдающимся среди них является ме-
сторождение Амброзия-Лейк (США) с запасами урана
120 тыс. т, находящееся в песчаниках триаса, вмещающих ин-
фильтрационные месторождения плато Колорадо (см. стр. 339).
Месторождения в обломочных породах
Наиболее характерные месторождения урана в терригенных кон-
гломератах, песчаниках и глинах связаны с мощными толщами
делювиально-пролювиальных фаций, возникающих в предгорных
условиях. Эти толщи часто имеют ритмичное строение с грубооб-
Рис. 146. Схематический геолого-литологический профиль месторождения урана
в континентальных обломочных отложениях. По В. Котляру и др. (Месторожде-
ния радиоактивных и редких металлов, 1973),.
/ — гранитонды; 2 — гнейсы; 3 — конглобрекчии; 4 — песчаники с участками гравелитов;
5 — алевролиты; 6 — глины; 7 — рудоносные участки; 8 — разломы
ломочным материалом в основании ритмов и мелкообломочным,
обогащенным гумусовой органикой и углефицированными расти-
тельными остатками, — в верхней части. К последним и приуроче-
ны залежи урановых руд (рис. 146). Рудные тела имеют форму
пластообразных залежей и линз со сложными очертаниями. Уран
в них находится в сорбированном состоянии, в виде уран-органи-
ческих соединений, а также уранинита, коффинита. Его содержа-
ние, достигающее десятых долей процента и представляющее
практический интерес, коррелируется с количеством органическо-
го вещества. Уран в этих месторождениях фиксировался в про-
цессе осадкообразования, при диагенетических изменениях, а так-
же под воздействием фильтрации пластовых вод, приводившей к
его перегруппировке, сближающей облик месторождений с рас-
сматриваемыми ниже инфильтрационными образованиями. К ура-
новым месторождениям в терригенно обломочных породах при-
надлежат образования Медного пояса Заира и Замбии, Гэз-Хилс
в Канаде, пров. Мендосы в Аргентине и др. Особое место зани-
мает комплексное ураново-медно-золотое месторождение
Олимпик-Дам в Австралии, представляющее собой горизонт рудо-
338
косных гранит-гематитовых брекчий мощностью 350 м в толще
среднепротерозойских обломочных пород, выполняющих грабен
длиной 7 км и шириной 4 км; запасы этого уникального место-
рождения: меди 30 млн. т (содержание 1,5%), урана около
1 млн. т (0,05 %) и золота 1,2 тыс. т (0,6 г/т).
Инфильтрационные месторождения
Среди инфильтрационных месторождений урана различаются
фанерозойские и протерозойские образования.
Фанерозойские инфильтрационные месторождения урана воз-
никали в обстановке аридного климата главным образом прй
пластовой фильтрации вод в переслаивающихся свитах песчано-
глинистых пород пестроцветных толщ континентального происхож-
дения. Наилучшие условия для рудообразования создаются
вследствие проникновения воды по наклонным пластам водо-
проницаемых песчаников, заключенных среди водоупорных глини-
стых пород. Согласно В. Данчеву, можно различать инфильтра-
ционные месторождения, возникшие в пластах при отсутствии
первичного урана, при наличии рассеянной урановой минерализа-
ции и при переотложении первичных осадочных руд.
В строении инфильтрационных месторождений выделяются
три зоны: 1) тыловая зона окисления и выщелачивания, 2) цен-
тральная зона вторичного рудоотложения, 3) передовая зона не-
измененных пород (рис. 147).
Зона окисления отличается повышенным количеством раство-
ренного кислорода в воде, определяющим положительное значе-
ЕЬ
Рудоконтролиру-
ющая
зональность
+0,3 + 0,05 -0,1
Зона окисления Зона восстановления
Fe 1 0 1 , Fe Мо
Неизмененные
породы
-0,2
Схематическая
эпигенетическая
зональность
Водоупорные
горизонты
Рудовмещающая
тояща
Полного
Зона восстановления^
Зона пластового окисления
тин-
ного
Неизмененные
породы
Ореол мине-1
рассе рали-|
яния рации
Непол-j
но ГО

Гу7]7 ЕЕЗ8 ЕЗ9 Гз>1'0ЕЯ"
Рис. 147. Схема рудоконтролирующей зональности инфильтрационных месторож-
дений урана. По В. Данчеву (1977).
1—6 — подзоны: 1— полного окисления, 2 — неполного окисления, 3 — частичного окисле-
ния, 4 — рудного тела, 5—уранового ореола, 6 — молибденовой минерализации; 7 — селено-
вая минерализация; 8 — граница селеновой минерализации; 9 — граница подзоны пластово-
го окисления; 10— выклинивание зоны пластового окисления; 11— направление движения
пластовых вод
339
ние Eh. В ней происходят переход урана в подвижную форму
и миграция его в водном растворе, а также окисление железа до
трехвалентного состояния, в связи с чем порода оказывается
пигментированной гидроксидами железа, окрашивающими ее
в бурые тона.
Зона восстановления — вторичного рудоотложения—харак-
теризуется резким сокращением свободного кислорода и скачко-
образной сменой положительного значения Eh на отрицательное.
При этом возникает восстановительный «геохимический барьер*
(А. Перельман), на котором высаживаются уран и сопутствующие
ему элементы (селен, молибден).
ЕР I-.ЕР ЕЕ ЕЕ ЕЕ ГП7
Рис. 148. Характерные формы внутрипластовых роллов. По Н. Лаверову и др.
(Месторождения урана..., 1976).
/ — алевролиты; 2 — глины; 3 — песчаники; 4 — гравелиты; 5 — запесоченные глины; 6 —
рудные тела; 7 — зоны пластового окисления
Зона первичных пород серого цвета, в водах которой отсутст-
вует свободный кислород, сохраняет свой исходный минеральный
состав.
В связи с тем что пластовое окисление возникает под воздей-
ствием напорных вод артезианских бассейнов, оно проникает до
глубины 400—600 м. Формирующиеся при этом рудные тела имеют
причудливую, часто серповидную форму (роллы), изгиб которых
обусловлен неравномерным течением пластовых вод, более обиль-
ным в осевой части (рис. 148). Такие тела размером каждое де-
сятки и даже сотни метров протягиваются в виде полос иногда
на десятки километров. В состав руды входит урановая чернь с
примесью коффинита, селенистых сульфидов железа, самородного
селена, минералов ванадия, сульфидов меди, никеля, кобальта
и других элементов.
Инфильтрационные месторождения урана имеют крупное
промышленное значение и широкое распространение. Они извест-
ны среди каменноугольно-пермских толщ ФРГ, Франции, Велико-
британии, Италии, Дании, Нидерландов, Бельгии, Швейцарии,
Австрии, Индии, СФРЮ, ВНР, СРР, Индии, (Образование место-
рождений..., 1976). К ним принадлежат хорошо известные ме-
сторождения триасовых песчаников плато Колорадо в США, а
также юрские и меловые образования США, Канады и Централь-
ной Европы. Известны эоценовые месторождения Канады, олигоце-
новые месторождения США, Франции, Египта, миоценовые США
340
Японии, Турции, Пакистана, Индии, Испании, плиоценовые Япо-
нии. К инфильтрационным принадлежат совсем молодые плиоцен-
четвертичпые урановые месторождения в калькретах Австралии.
Протерозойские инфильтрационные месторождения урановых
руд относятся к законсервированным продуктам древних кор вы-
ветривания, называемым в зарубежной геологической литературе
месторождениями типа «несогласия». Так они названы потому, что
в большинстве своем приурочены к поверхностям регионального
несогласия между раннепротерозойским складчатым фундаментом
и рифейским платформенным чехлом. Они представляют собой
корни протерозойских линейных зон выветривания, сохранившиеся
под покровом более поздних осадков. Но, в отличие от фанерозой-
ских инфильтрационных месторождений, протерозойские их анало-
ги формировались не по ураноносным пластам, а по крутопадаю-
щим зонам дробления, контролирующим жилообразные рудные за-
лежи, в состав которых кроме первичных урановых минералов
иногда входят различные сульфиды, арсениды и сульфосоли. В свя-
зи с этим среди них известны урановые, золото-урановые, никель-
урановые и другие образования. Они имеют форму жил и штоквер-
ков, нередко перекрытых неправильными скоплениями вторичных
окисленных руд, расположенными непосредственно под перекры-
' вающими осадками. Наиболее значительные месторождения типа
«несогласия» выявлены в Канаде (Раббит-Лейк, Клафф-Лейк
и др.) и в Австралии (Рейнджер, Джабилука, Набарлек и др.).
Плато Колорадо. Представляет собой крупный блок Северо-
Американской платформы, отчлененный от нее в процессе альпий-
ской орогении Кордильерской складчатой области. Основание его
сложено докембрийскими кристаллическими породами, на которых
покоится слабодислоцированный покров верхнепалеозойских, три-
асовых, юрских, меловых и эоценовых пестроцветных конгломера-
тов, песчаников и сланцев с подчиненными туфами и лавами общей
мощностью 3000—4000 м. Урановые месторождения встречаются
по всему разрезу, но наибольшее их количество сосредоточено в
конгломератах и песчаниках триаса и юры. Рудные тела имеют
форму линз, лент и роллов длиной до сотни метров и мощностью
до 5 м (рис. 149). В состав первичных руд входят уранинит, коф-
финит, роскоэлит, монтрозит, примесь сульфидов (пирит, халькопи-
рит, борнит, халькозин, сфалерит, герсдорфит, шмальтин и др.),
а также кальцита, доломита, анкерита, барита, флюорита, каоли-
нита. В зоне выветривания развита широкая гамма окисных произ-
водных урана, ванадия и других элементов.
Содержание урана в руде изменяется от 0,1 до 1%; кроме того
присутствуют ванадий (1—1,5%), медь, кобальт, никель, молиб-
ден, селен, мышьяк.
йилирри. Это месторождение в калькретах находится в пустын-
ной северо-западной части Австралии. Его площадь сложена ар-
хейскими гранитогнейсами и зеленокаменными породами с нало-
женной на них корой выветривания мезозойско-кайнозойского вре-
мени и сетью озерно-речных плиоцен-четвертичных отложений.
341
Последние имеют мощность до 20 м и состоят из аллювиальных
песков, эвапоритов усохших озер и калькретов. Калькреты —
оригинальные образования, представляющие собой вторичные ка-
вернозные скопления доломита и монтмориллонита, возникшие в
обстановке испарения восходящих грунтовых вод у поверхности
земли. Местами они содержат выделения карнотита, формирующие
урановые рудные залежи. Вероятно, уран и ванадий, входящие в
состав карнотита, выносились поверхностными водами из коры вы-
ветривания, фильтровались в грунтовые воды речных долин н при
их капиллярном подъеме к поверхности земли в обстановке жарко-
го пустынного климата отлагались вместе с вторичными карбона-
тами в смеси с песчано-глинистой фракцией аллювия. Согласно
Н. Лаверову, главная площадь рудоносных калькретов имеет длину
Рис. 149. Формы рудных тел в конгломератах и песчаниках Моньюмент-Валли.
плато Колорадо, По П. Керру.
I—конгломераты; 2—аргиллиты; 3 — песчаники; 4 — окаменелые растительные остатки;
5 — урановая руда
Рис: 150. Геологический разрез месторождения Раббит Лейк, Канада. По Н. Ла-
верову и др (1983).
1— песчаники формации Атабаска; 2 — руда; 3 — неизмененные гнейсы; 4—графитовые
слаицы; 5—измененные гнейсы; 6 — реголиты; 7 — измененные реголиты: 8— измененные
песчаники; 9 — зоны дробления; 10 — надвиг Атабаска
□ZP Е3«
2 [^9
ЕНЬ [ЕЗ»
около 6000 м, ширину 50 м, среднюю мощность 8—10 м и обладает
запасами U3O8 в 45 тыс. т при среднем содержании 0,15%.
Раббит-Лейк. Это месторождение находится в провинции Ата-
баска в Канаде и относится к образованиям типа «несогласия».
Участок имеет двухъярусное строение: па рапненротерозойских
гнейсах с резким несогласием залегают позднепротерозойские пес-
чаники формации Атабаска. Крутопадающие жилообразпые тела
первичных руд в породах гнейсового фундамента распластовива-
ются в пологую линзу вторичных руд при переходе в песчаники
у поверхности несогласия (рис. 150). В составе первичных руд уста-
новлены настуран и коффинит, а также пирит, сфалерит, галенит,
халькопирит, никелин, клаусталит, липпеит-зигенит, кальцит, хло-
рит, турмалин, графит. Вторичные руды состоят из скоплений гли-
нистых минералов с окисными производными урана, никеля, меди.
Руда имеет возраст 1075±50 млн. лет. Характерно явление вторич-
ного обогащения со скоплениями урановой черни, халькозина и ко-
веллина; настуран в пей обогащен радиогенным свинцом, что сви-
детельствует о древнем происхождении инфильтрационных руд
(Н. Лаверов и др., 1983).
Метаморфогенные месторождения
Среди метаморфогенных месторождений урана нет строго доказан-
ных метаморфических образований. Но зато достаточно широко
распространены метаморфизованные месторождения, находящие-
ся в комплексах метаморфических пород докембрия. Среди них
могут быть отмечены скарноподобные месторождения типа Мэри
Катлин в Австралии, метаморфизованные месторождения урано-
носных углисто-кремнистых сланцев типа Аллигейтор Риверс в Ав-
стралии, древних металлоносных конгломератов, известных в ЮАР
(см. Витватерсранд в главе «Золото»), в Канаде (Эллиот-Лейк
и др.), в Бразилии (Жакобина и др.).
Аллигейтор Риверс. Это месторождение состоит из серии стра-
тиформных залежей, осложненных последующей перегруппировкой
рудного вещества, контролируемой разломами и зонами трещин
(рис. 151).
В состав прожилково-вкрапленных руд среди кварц-хлорит-
серицитовых и графитистых сланцев входит уранинит с примесью
золота, сульфидов (галенит, пирит, халькопирит, борнит) и гема-
тита. В истории их .формирования, согласно Н. Лаверову и В. Бар-
сукову, намечается четыре этапа. В первый (2,2—2 млрд, лет)
происходило первичное седиментогенное осаждение урана в про-
тогеосинклинальных углеродсодержащих осадках с последующей
его диагенетической перегруппировкой. Во второй этап при склад-
чатости, метаморфизме зеленосланцевой фации и гидротермаль-
ном воздействии (2,0—1,8 млрд, лет) произошло перераспределе-
ние урана и, возможно, его пополнение из эндогенных источников.
В третий этап ранней платформенной активизации (1,6—
1,2 млрд, лет) имело место дальнейшее перемещение урана вдоль
34
разрывов и трещинных зон. В четвертый этап поздней активиза-
ции (0,7—0,6 млрд, лет) произошло новое перераспределение ура-
на с возникновением уранинита, свободного от древнего радио-
генного свинца.
Аллигейтор-Риверс обладает крупными запасами урана —
300 тыс. т при содержании изО8 в рядовых рудах 0,1—0,4 %, в
богатых рудах 15 % •
Эллиот-Лейк. Это месторождение ураноносных конгломератов,
иногда называемое также Блайнд-Ривер, находится у северного
берега оз. Гурон в Канаде.
Рис. 151. Поперечный разрез рудного тела месторождения Кунгарра в районе
Аллигейтор Риверс, Австралия. По Г. Риану.
1— граница зоны окисления; 2 — песчаники формации Комболджи; 3—6 — сланцы: 3—
кварц-мусковит-хлоритовые (с гранатом и пиритом), 4— графит-кварц-хлоритовые, 5 —
кварц-хлоритовые, 6 — кремнистые; 7 — приразломные брекчии; 8 — рудные тела; 9 —тек’
тонические швы и направления движения по ним.
Рудоносные конгломераты приурочены к основанию протеро-
зойских метаморфических пород гуронской системы, резко несо-
гласно залегающих на гранитогнейсовом основании архея
(рис. 152). В состав гуронской системы входят конгломераты,
кварциты, аркозы, аргиллиты и амфиболиты общей мощностью
в несколько тысяч метров. Они собраны в систему пологих скла-
док, расчлененных послерудными сбросами и дайками диабазов.
Рудоносные конгломераты имеют форму пластов и линз. Основной
пласт расположен непосредственно на архейских кристаллических
породах, протягиваясь на 6,5 км при мощности от нескольких до
20 м; кроме того выще по разрезу, среди аркозов и кварцитов,
встречаются меньшие по размерам второстепенные рудные пла-
сты. Конгломераты состоят из галек и обломков кварца, реже тем-
ного роговика, размером с голубиное яйцо, сцементированных
344
кварц-серицит-хлоритовой массой, содержащей обильный пирит с
примесью гематита, магнетита, монацита, циркона. Урановые ми-
нералы представлены браннеритом, менее уранинитом.
В истории формирования месторождения Эллиот-Лейк можно
наметить три этапа. В первый этап в палеодельтовом режиме
произошло накопление кварцевых конгломератов, сопровождае-
мых примесью магнетита, монацита, циркона, возможно обломоч-
ной фракции урановых минералов. Во второй этап имело место
инфильтрационное обогащение конгломератов ураном вследствие
Рис. 152. Геологический разрез месторождения Эллиот-Лейк, Канада. По
А Литтлу и др.
1 — диабазовые дайкн; 2 — кварциты и другие гуронские отложения, залегающие под
группой Эллиот; 3— пелиты, псаммиты, конгломераты группы Эллиот; 4 — подстилающие
рудоносные конгломераты; 5 — диабазы архея; 6 — гранитоиды архея; 7 — разрывные на-
рушения
пластовой циркуляции подземных вод. В третий этап происходила
последующая перегруппировка рудообразующего вещества в ре-
зультате метаморфизма зеленосланцевой фации. Месторождение
Эллиот-Лейк имело крупные запасы урана, достигавшие 300 тыс. т,
при среднем содержании изО8 0,1 %.
ТОРИЙ
Торий был открыт И. Берцелиусом в 1828 г. в минерале, позднее
названном торитом и обнаруженном при изучении сиенитов Нор-
вегии.
Торий используется в электровакуумной, электроосветительной,
высокоогнеупорной технике, как катализатор, и в ториевых реак-
торах. Потребность его незначительна и составляет около 300 т
в год.
Собственно ториевые месторождения неизвестны. Торий полу-
чают попутно при переработке комплексных руд редких элемен-
тов, основная масса его заключена.в прибрежно-морских монаци-
товых россыпях Австралии, Индии, Бразилии, Малайзии. В по-
следнее время добывалось 10—14 тыс. т монацита в год, что со-
ответствует 500—700 т оксида тория. Монацитовый концентрат
23—5150 345
на международном рынке оценивается в 200—235 дол./т. Общие
запасы монацита в россыпях капиталистических и развивающихся
стран 6—8 млн. т, что соответствует 300—400 тыс. т оксида тория.
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ
Торий представляет собой первый член семейства актинидов с
длительным периодом полураспада—1,39-10'° лет. В природе
встречается практически один изотоп—-232Th. Его общий кларк
1,5-10-3 %. Отмечается заметный рост среднего содержания то-
рия от базальтоидных к гранитоидным породам: кларк ультра-
основных пород 5-1Q-7, основных и средних 5-10-4, кислых
1,8-10-3 %. Особенно заметно увеличивается концентрация тория
в щелочных породах как базальтоидного, так и гранитоидного
ряда, в которых его содержание достигает 6,5-10-3 %. В соответ-
ствии с этим геохимическое поведение тория в эндогенных про-
цессах определяется его накоплением в гранитных и особенно в
щелочных магмах, с рассеянием в составе их акцессорных мине-
ралов и концентрацией в постмагматических продуктах среди пег-
матитов, альбититов и гидротермальных образований. В них он
ассоциируется с минералами редких элементов, особенно тантала
и ниобия, редких земель — церия и иттрия, а также урана. При
этом соединения тория обычно выделяются ранее урановых и
представляют собой более высокотемпературные постмагматиче-
ские продукты. В подавляющем большинстве торийсодержащие
минералы устойчивы в зоне окисления и в экзогенных условиях
фиксируются в россыпях. Известно три десятка ториевых и то-
рийсодержащих . минералов, главнейшие из них следующие: то-
рианит ThO2 (88%); брёггерит (U, Th)O2 (6—15); торит ThSiO4
(81,4); ураноторит (Th, U)SiO4 (50—70); ферриторит (Th, Fe)SiO4
(45—65); торогуммит (Th, U) [ (SiO4) (ОН)4] (45—65); эшинит
(Ce, Th) (Nb, Ti)2O6 (до 20); приорит (Y, Th) (Nb, Ti)2O6 (до 8);
торийсодержащий монацит (Ce, Th) [ (Р, Si) О4] (3,5—10 до 40).
МЕТАЛЛОГЕНИЯ
Ранняя стадия геосинклинального этапа с ее базальтоидным маг-
матизмом неблагоприятна для образования торийсодержащих ме-
сторождений. На средней стадии, в период формирования гранит-
ных батолитов, появляются торийсодержащие пегматиты, не
имеющие существенного практического значения. Несколько важ-
нее альбититы и плутоногенные высокотемпературные гидротер-
мальные месторождения, ассоциированные с щелочной ветвью
гнпабиссальных изверженных пород поздней стадии геосинкли-
нального этапа.
При тектонической активизации на платформенном этапе гео-
логической эволюции возникают магматические торийсодержащие
месторождения, связанные с кислыми щелочными породами, и
карбонатитовые торийсодержащие месторождения, ассоциирован-
346
ные с ультраосновными— щелочными породами. В платформен-
ных условиях формируются торийсодержащие монацитовые рос-
сыпи. Не только платформенные, но и геосинклинальные форма-
ции щелочных пород, с которыми связаны торийсодержащие руд-
ные месторождения, тяготеют к жестким блокам земной коры,
прорезанным глубокими и длительно развивающимися тектони-
ческими разломами.
Торийсодержащие месторождения формировались на всем про-
тяжении геологической истории земной коры, встречаясь среди
протерозойских, палеозойских, мезозойских и кайнозойских фор-
маций. При этом особо ярких эпох торийобразования не наме-
чается.
ТИПЫ ПРОМЫШЛЕННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Как уже отмечалось, собственных ториевых месторождений не
выявлено, и торий извлекается из комплексных месторождений
других металлов, преимущественно редких и редкоземельных эле-
ментов. Такие месторождения известны в эндогенной, экзогенной
и метаморфогенной сериях. Среди эндогенных образований к то-
рийсодержащим принадлежат некоторые магматические (Сканди-
навский щит), карбонатитовые (Маунтин-Пасс, США), пегмати-
товые (Банкрофт, Канада), альбитнтовые (Джос, Нигерия), гид-
ротермальные (Стинкампскрааль ЮАР; Шаудерхорн, США и др.)
месторождения. В серии экзогенных образований доминируют ал-
лювиальные, пролювиальные и особенно литоральные (прибреж-
но-океанические) как современные, так и древние россыпи торий-
содержащего монацита, сосредотачивающие главные запасы это-
го металла. Среди метаморфогенных могут быть упомянуты ме-
таллоносные конгломераты, например Витватерсранда (ЮАР), в
которых присутствует ураноторит, или Эллиот-Лейк (Канада) с
торийсодержащими браннеритом и монацитом.
Примером комплексных торийсодержащих месторождений мо-
жет служить месторождение, описанное как представитель ред-
коземельно-полиметаллической формации в главе «Редкоземель-
ные элементы и иттрий».
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ К РАЗДЕЛУ «РАДИОАКТИВНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ»
Данчев В. И., Лапинская Т. А. Месторождения радиоактивного минераль-
ного сырья. 2-ое изд. М., Недра, 1980.
Геология и вопросы генезиса эндогенных урановых месторождений/ Под
ред. Ф. И. Вольфсона. М., Наука, 1968.
Геология месторождений уран-молибденовой рудной формации. М., Атом-
издат, 1966.
Геология постмагматических ториево-редкометальных месторождений/ Под
ред. В. А. Невского. М., Атомиздат, 1972.
Гидрогенные месторождения урана/ Ред. А. И. Перельман. М., Атомиздат,
1980.
Казанский В. И., Лаверов Н. П„ Тугаринов А. И. Эволюция уранового ру-
дообразования. М., Атомиздат, 1978.
23* 347
Казанский В. И., Лаверов Н. П. Месторождения урана. — В кн.: Рудные ме-
сторождения СССР. Т. 2, 2-е изд., перераб. и доп. Ред. акад. В. И. Смирнов. М.,
Недра, 1978. с. 327—391.
Константинов М. М„ Куликова Е. С. Урановые провинции. М., Атомиздат,
1959.
Лаверов И. П., Смилкстын А. О., Шумилин М. В. Зарубежные месторож-
дения урана. М., Недра, 1983.
Месторождения радиоактивных и редких металлов/ Под ред. В. Н. Котляра.
М., Атомиздат, 1973.
Месторождения урана. Зональность и парагенезисы. М., Атомиздат, 1970.
Месторождения урана и редких металлов/ Под ред. Н. П. Лаверова. М.,
Атомиздат, 1976.
Невский В. А.. Чирков И. В. Месторождения редких земель. — В кн.: Руд-
ные месторождения СССР. Т. 3, 2-е изд. перераб. и доп. Ред. акад. В. И. Смир-
нов. М„ Недра, 1978, с. 437—463.
Образование месторождений урана. Пер. с англ., франц, н испан. под ред.
Я. Д. Гетмана и А. Н. Еремеева. М., Мир, 1976 (Труды Симпозиума по обра-
зованию месторождений урана. Афины, 6—10 мая 1974).
Смирнов В. И. Металлогения урана. — В кн.: Вопросы прикладной радио-
геологии. М., Госатомиздат, 1963, с. 10—51.
Смыслов А. А. Уран н торий в земной коре. Л., Недра, 1974.
Суражский Д. Я. Генетические типы промышленных месторождений ура-
на.— Атомная энергия, 1956, № 2, с. 20—25.
Хейнрих Э. У. Минералогия и геология радиоактивного минерального сырья.
Пер. с англ, под ред. акад. В. И. Смирнова. М., Изд-во иностр., лнт., 1962.
Roubault М. Geologia de 1’uranium, Libraires de 1’Acad. de Medecine. Paris
1958.
СПИСОК ОБЩЕЙ ЛИТЕРАТУРЫ
Билибин 10. А. Металлогенические провинции и металлогенические эпохи.
М., Госгеолтехиздат, 1955.
Бэтман А. М. Промышленные минеральные месторождения. Перевод с англ,
под ред. В. М. Крейтера. М., Изд-во иностр, лит., 1949.
Вольфсон Ф. И., Дружинин А. В. Главнейшие типы рудных месторождений.
М., Недра, 1975.
Вулканизм и рудообразование. Перевод с англ, под ред. акад. В. И. Смир-
нова. М., Мир, 1973.
Курс месторождений твердых полезных ископаемых/ Под ред. П. М. Тата-
ринова и А. Е. Карякина. Л., Недра, 1975.
Генезис эндогенных рудных месторождений/ Под ред. акад. В. И. Смирно-
ва. М., Недра, 1968.
Котляр В. Н. Основы теории рудообразования. М., Недра, 1970
Линдгрен В. Минеральные месторождения. Пер. с англ, под ред. Б. П. Нек-
расова. Вып. 1—3. М., Горгеолнефтьиздат, 1934—1935.
Магакьян И. Г. Рудные месторождения. 2-е изд. Ереван, Изд-во АН
АрмССР, 1961.
Обручев В. А. Рудные месторождения. М., Горгеолнефтьиздат, 1934.
Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях/
Ред. А. Г. Бетехтин. М., Изд-во АН СССР, 1955.
Парк Ч., Мак-Дормид Р. А. Рудные месторождения. Пер. с англ, под ред.
акад. В. И. Смирнова. М., Мир, 1966.
Рудные месторождения СССР. Т. 1—3, 2-е изд.,’ перераб. и доп. Ред
акад. В. И. Смирнов. М., Недра, 1978.
Рудные месторождения США. Т. 1—2. Пер. с англ, под ред. акад.
В. И. Смирнова. М., Мир, 1972—1973.
Свитальский Н. И. Курс рудных месторождений. Т. 1. Л.-М., Горгеолиефть-
нздат, 1933.
Смирнов В. И. Геология полезных ископаемых. 4-е изд., перераб. и доп. М.,
Недра, 1982.
Смирнов С. С. Рудные месторождения и металлогения восточных районов
СССР. М„ Изд-во АН СССР, 1962.
Усов М. А. Краткий курс рудных месторождений. Томск, 1933.
Шнейдерхен Г. Рудные месторождения. Пер. с нем. под ред. В. И. Смирно-
ва. М., Изд-во иностр, лит., 1958.
Emmons W. Н. The principles of economic geology. USA, 1940.
Larney C. A. Metalles and mineral deposits. USA, 1966.
Magnusson N. H. Malm Geologi. Stockholm, 1953.
Niggly P. Rocks and mineral deposits. USA, 1954.
Petrasehek W. E. Lagerstattenlehre. Ein Kurzes Lehrbuch von Bodenschatzen
in der Erde. Wein, 1961.
Roethier P. Les gisements Metalliferes. vol. 1—2, Paris, 1963.
УКАЗАТЕЛЬ БАССЕЙНОВ И МЕСТОРОЖДЕНИЙ
БАССЕЙНЫ И МЕСТОРОЖДЕНИЯ СССР
Абаканское 13, 14, 99 Адрасман 192, 193 Адыркоу 210 Акджилга 273 Аккермановское 21, 22, 95 Аксагата 205 Актас 153 Аксаран 131 Акчатау 167, 168, 183 Алапаевское 54 Аллареченское 87 Алмаз-Жемчужина 51 Алтын-Топкан 131, 270 Амангельдинская группа 77, 78 Ангаро-Илимский 16 Ангаро-Катский 16 Ангаро-Питский 9, 23 Антоновогорское 173 Апапель 206 Африканда 12 Аятский 9, 23 Волгоградское 85 Воскресенское 163 Восток II 169, 170 Восточный Коупрад 180, 183, 184 Всеволодо-Благодатское 79 Высокогорское 13 Высокопольское 69 Гай 117, 119, 120 Геофизическое 51 Гигант 51 Горевское 147, 148 Горишне-Плавнинское 27 Горная Рача 178 Гороблагодатское 13 Гранитогорское 133 Гусевогорское 9, 10, 12 Гюмушхана 136 Давенда 186 Дальнее 158 Дарайсо 267
Баймурза 152 Бакальское 23 Балей 287 Барун-Шивея 198 Бахтинский 16 Беганьское 136 Белорецкая группа 85 Белоусовское 141 Береговские 136 Березовское 283 Благодатское 133 Богу ты 167, 173, 176, 178 Большая Глееватка 27 Больше-Токмакское 39 Большой Шаян 205 Бом-Горхон 167, 173, 174 Боркут 205 Бугдая 180, 186 Букука 173 Булуктай 183 Бурыктальское 95 Бутыгычаг 153 Дарасун 284, 285 Дашкесан 13, 99, 100 Депутатское 152, 158, 159, 163, 165 Джалинда 161, 163 Джезказган 122—125, 265 Джергелан 137 Джижикрут 199, 267 Донская группа 50 Дурновское 43 Екатерино-Благодатское 133 Елизаветинское 21 Жайрем 131, 141, 145, 146 Жайсанское 115 Жанет 183 Желтореченское 30 Жирекен 186 Замбарак 136 Западно-Сибирский 9, 23 Западный Каражал 19, 20, 43 Згид 133
Валькумей 152, 158, 271 Варшавское 54 Верхнее 132 Верхнее Кайракты 173 Верхиекамское 85 Верхний Сеймчан 100, 273 Верхняя Квайса 267 Висловское 69, 71 350 Зод 288 Зопхито 177, 178 Зыряновское 140 Ивдельская группа 79 Икар 177 Илимпейский 16 Ильдикан 204
Им. XL лет КазССР 51, 52
Им. XX лет КазССР 51
Ингичке 167, 169
Ингулецкое 27
Инкур 174
Иршинское 59
Иультин 167, 173, 178
Кадаинское 133
Кадамджай 199, 200
Каджаран 109, ПО, 180, 188
Калба 150
Калгуты 186
Кальинское 79
Кальмакыр 109
Канимаисур 136
Кансай 131, 270
Канско-Тасеевский 16
Карамкен 290
Кара-Оба 167, 178
Каратае I 181
Карпинская группа 79
Карсакпайская группа 27
Катав-Иваповская группа 85
Кафан 117
Качарское 13, 14
Качканар 9—12
Кашкаратский железорудный район
26
Кемпирсайское 50, 95
Керченский 9, 23, 24
Кестер 152 -
Кировогорское 27
Кителя 152, 156
Киялых-Узень 181
КМА 31
Ковдор 12, 13, 246
Койташ 169
Кок-Булак 26
Коктенколь 180, 183
Комсомольское 51
Копайское 9
Коробковское 27
Коршуновское 16—18
Костомукшское 27
Коунрад 109, 112
Красная Шапочка 79
Криворожский 30
Кручинннское 56
Кузнечихинское 60
Кульпольней 206
Кундыбаевское 57
Кургашинкан 133
Курусай 270
Кызыл-Эспе 131
Ланское 205
Лашкерек 136
Лебединское 27, 32
Левосакынджин 209, 210
Лисановское 26
Лифудзин 271
Лысанское 56
Маднеули 141
Мазульское 43
.Майкаин 292
Майхура 156
Малкинское 21
Мало-Тагульское 56
Мало-Хинганская группа 27
Мангазейское 303
Мангышлакское 38
Мариупольское 28
Межозерное 27
Мехмана 136
Миллионное 51, 52
Миргалимсай 137
Михайловское 27, 32
Молодежное 51, 52
Монча 87
Мугурское 27
Мурунтау 280
Нерюндинское 16
Нижне-Тагнльское 315
Нижний Мамон 59
Никитовка 209—211
Николаевское 131
Никопольский 38—40
Ново-Ивановское 177
Ново-Кальинское 74
Ново-Киевское 21
Ново-Криворожское 27
Ново-Петропавловское 21
Ново-Широкинское 136
Норильск I 87
Озерное 131, 140
Октябрьское 26, 87, 99
Оленегорское 27
Олонойское 153
Олькуш 267
Ольховское 278
Омсукчан 271
Омчикандин 178
Онотское 85
Осколецкое 27
Первомайское 27, 183
Первоуральское 9
Печенга 87, 99
Питкяранта 156
Пламенное 205—207
Пограмецкое 32
Правобережное 58, 59
Приорское 117
Пудожгорское 9
Пыркакай 163
Раздольнинское 197
Риддер-Сокольное 131, 140, 142
Рогожинское 95, 96
Россохинское 147
Рудногорское 16
351
Савинское 85 Садон 133 Салаватское ПО Сарановское 52—54 Сарбай 13—16 Сардана 137 Сары-Булак 156, 198 Сарылах 197, 198 Саткинская группа 85 Сахалинское 209 Сахаринское 95, 96 Саяк I 109 Северо-Песчанское 13 Северо-Уральская группа 79 Северо-Уральский бокситоносный район 79 Серовское 21 Сибай 117 Скелеватское 27 Смирновское 158, 271 Соколовское 13, 14 Солегорское 85 Умальта 186 Уруп 117 Уссурийская группа 27 Устарасай 192, 193 Уфалейское 96 Учкошкон 152 Уч-Ку лач 137 Ушчарышх 85 Филизчай 141 Хайдаркан 209, 212, 213 Хаканджа 305 Хандиза 141 Хапчеранга 152, 158 Харловское 10 Хинганское 161 Ховуаксы 94, 95, 99, 100 Холзунское 19 Холоднинское 140 Холтосон 173 Хрустальное 152, 158
Солнечное 152, 158 Сора 180, 186 Сосьвинское 79 Спокойнинское 167 Спорное 51 Средне-Ангарский 16 Стойленское 27, 32 Сумсар 137 Чагаи-Узун 204 Чалкуйрюк 100 Чапаевское 153 Чаро-Токкинское 27 Чатыркульское 115 Чаувай 209 Чемпура 205
Таборное 147 Тагарское 16 Таежное 14, 147 Талды-Булак 26 Талды-Эпсе 26 Талнах 87—89, 99 Тараташское 27, 28 Тасор 177, 178 Таштагольское 13 Тейское 13, 14 Текели 141 Тепар 204 Терек 199 Терсинская группа 19 Тихвинская группа 74, 75 Тишинское 140 Тунгусский 16 Туора Тас 298 Турьинская группа 107 Тырныауз 167, 169, 180, 181 Черемуховское 79 Черемшанское 95 Чиатурское 38, 40—42 Чикой 173 Чорух-Дайрон 169 Шалгия 137, 186 Шаумян 136 Шахтама 180, 186 Шерегешское 14 Шерловая Гора 158, 178 Шиелииское 26 Шубинское 61 Эге-Хая 158 Экуг 152 Этыка 152—154 Южно-Кимперсайское 51 Южно-Тиманская группа 75, 76 Юлия 107
Удерейское 85, 197 Удокаи 122, 125—127 Ярегское 60 Ярославское 156
ЗАРУБЕЖНЫЕ БАССЕЙНЫ И МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Абенаб (Намибия) 63 Агилар (Аргентина) 131 Агнигундуна (Индия) 133 Агуачили (Мексика) 235 Адирондак (США) 13 352 Азгур (Марокко) 180, 181 Айнак (Афганистан) 122 Айрон-Спрингс (США) 13 Акдашанайя Дере (Турция) 199 Акенобе (Япония) 152, 161, 177
Александер Каунти (США) 221
Аллигейтор Риверс (Австралия) 343
Альмаден (Испания) 202, 209, 211
Альтенберг (ГДР) 152—154
Амброзия-Лейк (США) 338
Аммаберг (Швеция) 131
АнгураН (Иран) 137
Андхра-Прадеш (Индия) 44
Аньшаньская группа (КНР) 27
Асарел (НРБ) 109
Аспо (Япония) 177
Акценсион (Боливия) 177
Атолия (США) 177, 179
Байтца (СРР) 181
Балмат (США) 148
Банка (Индонезия) 163
Банкрофт (Канада) 347
Бастнез (Швеция) 252
Бафииг-Бакойский (Мали) 9, 23
Баюнь-Обо (КНР) 254
Бая-Маре (СРР) 136, 199
Баяимод (МНР) 167
Бая-Спрые (СРР) 199
Бвабин (Бирма) 179
Беатрис (Малайзия) 156
Бельфор (Франция) 173
Бендиго (Австралия) 280
Берг-Аунас (Намибия) 63
Бёрд Ривер (Канада) 152
Беренгуэла (Боливия) 269
Берник-Лейк (Канада) 221, 226,236,
238
Бессемер Сити (США) 219
Бесси (Япония) 117
Бетлехем (Канада) 188
Бикита (Зимбабве) 218, 221, 238
Бингем (США) 109
Биндал (Норвегия) 167
Бисби (США) 107
Блейквассли (Норвегия) 141
Блэк-Хиллс (США) 222, 223
Блю-Спек (Австралия) 197
Блэкбирд (США) 100
Бляйберг (Австрия) 137, 260
Боке (Гвинея) 69
Болеслав (ПНР) 137
Болиден (Швеция) 117
Бор (СФРЮ) 117
Боррейро де Араша (Бразилия) 236
Босс-Маунтин (Канада) 186
Боудвин (Бирма) 141
Боулдер (США) 177, 178
Бочечиано (Италия) 194
Брежу (Бразилия) 167
Брокен-Хилл (Австралия) 129, 131,
147, 149, 150
Брокен-Хилл (Замбия) 63
Бу-Аззер (Марокко) 94, 95, 97, 99,
100, 102
Бу-Беккер (Марокко) 137
Бушвельд (ЮАР) 87
Бушвельдский массив (ЮАР) 48—50
Бьютт (США) 115
Ваньшань (КНР) 209, 210
Великая Дайка (Зимбабве) 50, 54
Верхнее озеро (США) 27, 36, 117
Вест-Шаста (США) 141
Вильгельм (Швеция) 252
Витватерсранд (ЮАР) 276, 293, 316,
347
Вольфрам Кемп (Австралия) 167
Воси (КНР) 198, 204
Воджина (Австралия) 238
Вырли Бряг (НРБ) 115
Вэлли-Коппер (Канада) 109
Гара Джебилет (Алжир) 19
Гез-Хилс 338
Гендерсон (США) 188
Гов (Австралия) 72
Говедарник (НРБ) 133
Голконда (США) 178
Гортдрам (Ирландия) 204
Гравеллот (ЮАР) 195, 197
Гуанохуата (Мексика) 305
Гуджарат (Индия) 44
Гюмюслер (Турция) 177, 204
Дарлинг-Рейндж (Австралия) 72, 73
Дербешир (Великобритания) 270
Джабель-Аджа (Тунис) 204
Джабилука (Австралия) 341
Джадугуда (Индия) 324
Джаманак (Афганистан) 221
Джос (Нигерия) 163, 347
Дилль (ФРГ) 19
Долкоатс (Великобритания) 152, 158
Долорес (Мексика) 107
Дорова (Зимбабве) 12
Друмгал (Афганистан) 221
Дуранга (Мексика) 161
Дьеидьешороши (ВНР) 133
Жакобина (Бразилия) 343
Злетово (СФРЮ) 136
Ивеланд (Норвегия) 258
Игохеллен (Швеция) 167
Идрия (СФРЮ) 205, 206
Иеллоу-Пайн (Пайн) (США) 177,
199
Иилнрри (Австралия) 341
Илю (КНР) 169
Инсизва (ЮАР) 87
Ислаим (Алжир) 205
Итатая (Бразилия) 324
Итомука (Япония) 205
Казызмах (Турция) 205
Камбалди (Австралия) 87
Камиона (Япония) 131
353
Камото (Заир) 122
Кампит (Индонезия) 156
Касапалка (Перу) 136
Квебек (США) 218
Квеста I (США) 186
Кейбл (США) 278
Кен-Хилл (Канада) 133
Кер-д’Ален (США) 133
Кидд-Крик (Канада) 117
Кинг-Айленд (Австралия) 167, 169
Кинге-Маунтин (США) 219
Кинта (Малайзия) 150, 163
Кипуши (Заир) 261, 268
Китс (Канада) 335
Клаппа (Индонезия) 156
Клаусталь (ГДР) 270
Клафф-Лейк (Канада) 341
Клева (Швеция) 87
Клейтон Велли (США) 223
Клинтон (США) 9, 23
Клифтон (США) 207
Кляймакс (США) 180, 188, 189
Кнабен (Норвегия) 180, 186
Кобальт (Канада) 99, 100, 308
Колар (Индия) 285
Комото (Заир) 122
Комсток (США) 305
Конгсберг (Норвегия) 100
Кономаи (Япония) 305
Кордеро (США) 205
Корнуолл (Великобритания) 173
Крипл-Крик (США) 288
Крофти (Великобритания) 158
Крупка (ЧССР) 167
Куихаба (Бразилия) 181
Куроко (Япония) 131
Куруман (ЮАР) 44
Лабрадор (Канада) 9, 27
Лагоа-Реал (Бразилия) 324
Лагоаса (Португалия) 167
Лайсвалль (Швеция) 142
Ла-Корн (Канада) 180, 218, 221
Ла-Круа (Канада) 56
Лак Тио (Канада) 56
Лалин (Испания) 221
Лан (ФРГ) 19
Лаочан (КНР) 156
Ларжатьер (Франция) 137
Ледвилл (США) 133
Леккон (Норвегия) 117
Лиденбург (ЮАР) 314
Лидет (НРБ) 109
Лиму (КНР) 153
Лимузен (Франция) 325
Литиа (Канада) 218, 221
Ллалагуа, Унция-Ллалагуа (Боли-
вия) 152, 161, 162
Лондондерри (Австралия) 218
Лос-Мантос (Чили) 206
Лост-Ривер (США) 152, 153
Лотарингский (Франция) 9, 25
354
Лоуренс (США) 131
Люлекоп (ЮАР) 12
Ляндушань (КНР) 173
Магма (США) 115
Мадан (НРБ) 133
Маджарово (НРБ) 136
Мадхья-Прадеш (Индия) 44
Мазы (Франция) 82
Майданпек (СФРЮ) 188
Мак-Артур-Ривер (Австралия) 147
Мак-Дермит (США) 205, 206
Малин (Франция) 137
Маноно-Китотоло (Заир) 152, 163
Мансфельд (ГДР) 122, 265
Матаамбре (Куба) 115
Маунт-Айза (Австралия) 147
Маунт-Бишоф (Австралия) 158
Мау нт-Кливленд (Австралия) 152
Маунт-Кобальт (Австралия) 100
Маунт-Плезант (Канада) 150, 158
Маунтин-Пасс (США) 347
Мауча (Бирма) 153
Махараштра (Индия) 44
Медет (НРБ) 188
Межица (СФРЮ) 137
Менсон Лод (Малайзия) 158
Мэри Катлин (Австралия) 343
Мэрисвейл (США) 343
Месаби (США) 36
Местерс-Виг (Гренландия) 180
Мешери Абделазис (Алжир) 19, 34
Минас-Жерайс 27, 33
Минас-Рагра (Перу) 64
Миссисипи-Миссури (США) 139
Митчелл-Плато (Австралия) 72
Монте-Амиата (Италия) 205, 206,208
Монтебрас (Франция) 167
Монте-Кристо (США) 192
Моренси (США) 109
Морокоча (Перу) 177
Мохиа-Магра (Индия) 147
Мусан (КНДР) 27
Мусоши (Заир) 122
Мэри Катлин (Австралия) 343
Мэрисвейл (США) 325
Набарлек (Австралия) 341
Нагиаг (СРР) 273
Нейбулак (ФРГ) 192
Нейрни (Австралия) 141
Никел Плейт (Канада) 278
Нимба (Либерия, Гвинея) 27
Ниобек (Сант-Оноре) (Канада) 243
Новая Каледония 97
Ном (США) 299
Нью-Альмаден (США) 204
Нью-Идрия (США) 204
Нчанга (Замбия) 122
Нюшипо (КНР) 163
Оброчище (НРБ) 38
Ока (Канада) 242
Олимпик-Дам (Австралия) 338
Олькуш (ПНР) 137
Онтарио (Канада) 218
Опалит (США) 205, 206
Орд (США) 206
Оруро (Боливия) 161
Останмоос (Швеция) 252
Отаимяки (Финляндия) 64
Оурей (США) 278
Оффенбанья (СРР) 269
Пайн-Крик (США) 169, 181
Пайн-Пойнт (Канада) 137
Пакахата (Боливия) 273
Палабора (ЮАР) 107, 242, 246
Панаскуейра (Португалия) 167, 173,
175
Пасгута (Афганистан) 221
Пачука (Мексика) 305
Пезинок (ЧССР) 197
Перак (Малайзия) 163
Перетта (Италия) 199
Пехтельгрюн (ГДР) 167
Пирлесс (США) 223
Плато Колорадо (США) 265, 341
Плюмо-Идальго (Мексика) 60
Поопо (Боливия) 271
Пори (Финляндия) 87
Порко (Боливия) 271
Поркьюпайн (Канада) 291
Порт-Радий (Канада) 327
Потоси (Серро-Рико-де-Потоси) (Бо-
ливия) 152, 161, 163, 307
Предсудетское (ПНР) 122, 128
Пшибрам (ЧССР) 133, 270
Пяотан (КНР) 167
Раббит-Лейк (Канада) 324, 343
Раджастхан (Индия) 44
Райбл (Италия) 137, 260
Раммельсберг (ФРГ) 141
Ратбури (Таиланд) 197
Ред-Роуз (Канада) 173
Рейнджер (Австралия) 341
Ренисон-Белл (Австралия) 158
Реосин (Испания) 137
Рио-Тинто (Испания) 117, 121, 141
Роан-Антилоп (Замбия) 122
Риф Меренского (ЮАР) 313
Родонди (Бразилия) 163
Росен (НРБ) 115
Россинг (Намибия) 324
Рудные горы (ЧССР и ГДР) 13. 94,
95
Рудняна (ЧССР) 206
Руен (НРБ) 133
Рыбново (НРБ) 199
Садбери (Канада) 87, 92—94, 99
Садисдорф (ГДР) 167
Сала (Швеция) 131
Салар де Атакама (Чили) 223
Сан-Аидреасберг (ГДР) 273
Саи-Аитонио (Мексика) 156
Сан-Грегори (Перу) 192
Сан-Мануэль (США) 109
Сан-Хозе (Мексика) 199
Санг-Донг (Южная Корея) 167, 169,
171, 192
Сант-Оноре (Канада) 243
Санта-Барбара (Мексика) 270
Санта-Евлалия (Мексика) 303
Санта-Круц (Боливия) 271
Санта-Люсия (Куба) 141
Санта-Фе (Мексика) 278
Саншайи (США) 198
Сары-Чешме (Иран) 109
Седмочисленицы (НРБ) 137
Серлс (США) 223
Серро-Асперо (Аргентина) 183
Серро-Колорадо (Панама) 409
Сиань (КНР) 177, 198
Сиди Дрио (Тунис) 137
Сил-Лейк (Канада) 231
Сильвер Хилл (США) 152, 167
Синьхуаньшань (КНР) 167, 199
Скраб Оукс (США) 253
Скурио-Тисса (Кипр) 117
Спер Маунтин (США) 227, 235
Стари Трг (СФРЮ) 131
Стиллуотер (США) 87
Стинкампскрааль (ЮАР) 347
Суаин (КНДР) 278
Сукулу (Уганда) 12
Сулливан (Канада) 141
Сульфур-Бенк (США) 205, 206
Сьерра-де-Уманго (Аргентина) 273
Таберг (Швеция) 10
Тамазимби (ЮАР) 27
Тасиа (Боливия) 177, 192, 194
Тахталыдаг (Турция) 181
Тегавус (США) 10, 56
Тёкгёр (Турция) 199
Телнесс (Норвегия) 10
Теннант-Крик (Австралия) 191
Тембушань (КНР) 131
Террангтон (Австралия) 167
Техокатес (Мексика) 197
Тинтик (США) 133
Тин-Тук (СРВ) 163
Титоси (Япония) 305
Токепала (Перу) 109
Томас-Рейндж (США) 227, 235
Томпсон (Канада) 87
Тонопа (США) 305
Трев (Франция) 137
Тсумеб (Намибия) 63, 260, 261, 268,
269
Туке (Австрия) 167
Тумен-Цокто (МНР) 173
Тунготен-Куин (Канада) 177
355
Уотербург (ЮАР) 315
Усин (КНР) 177
Уэйпа (Австралия) 72
Фалун (Швеция) 141
Фатце-Байа (СРР) 273
Фе (Испания) 335
Фелбертал (Австрия) 167
Фельзобанья (СРР) 269
Флин-Флон (Канада) 147
Флинтшир (Великобритания) 270
Фрайберг (ГДР) 133
Франклин-Фернас (США) 1'31
Фруд (Канада) 312
Хабертон (Австралия) 173
Хамерсли бассейн (Австралия) 27,35
Хамман Н’Байль (Алжир) 199
Хаммимат (Алжир) 199
Харворд (США) 60
Хейда (Бирма) 179
Хилгроу (Австралия) 177
Холтен (КНДР) 278
Хоумстейк (США) 297
Хуанкавелика (Перу) 209
Хуанподи (КНР) 169
Цзындуйчан (КНР) 180, 188
Циновец (ЧССР) 152, 153, 167
Чамбиши (Замбия) 122
Чанват (Таиланд) 163
Чилкобийя (Боливия) 197
Чукикамата (Чили) ПО, 113
Шаканаи (Япония) 141, 143—145
Шанпин (КНР) 173
Шаудерхорн (США) 347
Шинколобве (Заир) 273
Шнееберг (ГДР) 99, 100, 192
Эздемир (Турция) 197
Эллиот-Лейк (Канада) 344, 347
Элкхорм (США) 278
Эль-Абед (Алжир) 137
Эльдорадо (Канада) 94, 100, 192
Эль-Корбе (Куба) 115
Эль-Потоси (Мексика) 131
Эль-Сантин (Мексика) 161, 163
Эль-Тениенте (Чили) 109, 110
Эмеральд-Фини (Канада) 169
Эндако (Канада) 109, 180, 188
Эргани (Турция) 117, 141
Эрдентуин (МНР) 109
Этта Майн (США) 223, 240
Югодзыр (МНР) 167, 183
Юнайтед Верде (США) 117, 147
Янцзы-Чшанзы (КНР) 181
Яхимов (ЧССР) 49, 100, 192
СОДЕРЖАНИЕ
Предисловие ко второму изданию. В. И. Смирнов......................... 3
Раздел I. ЧЕРНЫЕ МЕТАЛЛЫ. В. М. Григорьев................... 6
Железо................................................................ 6
Геохимия и минералогия................................................ 7
Металлогения.......................................................... 8
Типы промышленных месторождений....................................... 9
Магматические (9), карбонатитовые (12), скарновые (13), вулкано-
генные гидротермальные (16), вулканогенно-осадочные (19), выветри-
вания (21), осадочные морские (23), осадочные континентальные (26),
метаморфогенные (26)
Марганец..............................................................36
Геохимия и минералогия................................. - 37
Металлогения..........................................................37
Типы промышленных месторождений....................................38
Осадочные (38), железо-марганцевые конкреции дна океанов (42),
вулканогенно-осадочные (43), выветривания (43), метаморфоген-
ные (44)
Хром................................................................ 45
Геохимия и минералогия................................................47
Металлогения..........................................................47
Типы промышленных месторождений.......................................48
Раннемагматические (48), позднемагматические (50), россыпные (54)
Титан.................................................................54
Геохимия и минералогия................................................55
Металлогения..........................................................56
Типы промышленных месторождений.......................................56
Магматические (56), выветривания (57), россыпные (57), вулканоген-
но-осадочные (59), метаморфогенные (60)
Ванадий...............................................................61
Геохимия и минералогия................................................62
Металлогения..........................................................62
Типы промышленных месторождений.......................................63
Магматические (63), выветривания (63), россыпные (64), осадочные
(64), метаморфогенные (64)
Список литературы к разделу «Черные металлы»..........................64
Раздел II. ЦВЕТНЫЕ МЕТАЛЛЫ. Г. Ф. Яковлев, В. М. Григорьев 66
Алюминий В. М. Григорьев..............................................66
Геохимия и минералогия................................................67
Металлогения..........................................................68
Типы промышленных месторождений.......................................69
Выветривания (69), осадочные платформенные (74), осадочные гео-
синклинальные (78), небокситовое алюминиевое сырье (83)
Магний. В. М. Григорьев...............................................84
Никель. Г. Ф. Яковлев.................................................86
Геохимия и минералогия................................................86
Металлогения..........................................................87
Типы промышленных месторождений.......................................87
Магматические (87), плутогеиные гидротермальные (94), вулканоген-
ные гидротермальные (95). выветривания (95)
Кобальт. Г. Ф. Яковлев................................................97
Геохимия и минералогия.................................... . . 98
Металлогения........................................................ 99
357
Типы промышленных месторождений......................................99
Магматические (99), скарновые (99), плутоногенные гидротермаль-
ные (100), вулканогенные гидротермальные (104), стратиформные
(104), выветривания (104), осадочные (104)
Медь. Г. Ф. Яковлев.................................................104
Геохимия и минералогия..............................................104
Металлогения........................................................106
Типы промышленных месторождений.....................................106
Магматические (107), карбонатитовые (107), скарновые (107), плутоно-
генные гидротермальные (109), вулканогенные гидротермальные (117),
п колчеданные (117), стратиформные (122)
"Свинец и цинк. Г. Ф. Яковлев . 129
Геохимия и минералогия..............................................129
Металлогения........................................................131
Типы промышленных месторождений.....................................131
Скарновые (131), плутоногенные гидротермальные (133), вулканоген-
ные гидротермальные (136), стратиформные (137), колчеданные (140),
метаморфизованные (147)
Олово. Г. Ф. Яковлев................................................150
Геохимия и минералогия..............................................151
Металлогения........................................................151
Типы промышленных месторождений................................... 152
Пегматитовые (152), грейзеновые (153), скарновые (156), плутоиоген-
ные гидротермальные (158), вулканогенные гидротермальные (161),
россыпные (163) •
Вольфрам. Г. Ф. Яковлев ............................................165
Геохимия и минералогия..............................................166
Металлогения........................................................167
Типы промышленных месторождений . 167
Грейзеновые (167), скарновые (169), плутоногенные гидротермальные
(173), вулканогенные гидротермальные (177), россыпные (178)
Молибден. Г. Ф. Яковлев.............................................179
Геохимия и минералогия..............................................179
Металлогения ’......................................................180
Типы промышленных месторождений.....................................181
Скарновые (181), грейзеновые (183), плутоногенные гидротермальные
(186), вулканогенные гидротермальные (191)
Висмут; Г. Ф. Яковлев .... 191
Геохимия и минералогия ... . . .............191
Металлогения........................................................192
Типы промышленных месторождений.....................................192
Грейзеновые (192), скарновые (192), плутоногенные гидротермальные
(192), вулканогенные гидротермальные (194)
Сурьма. Г. Ф. Яковлев............................................. 195
Геохимия и минералогия..............................................196
Металлогения •......................................................196
Типы промышленных месторождений.....................................196
Плутоногенные гидротермальные (197), вулканогенные гидротермальные
(199), стратиформные (199)
Ртуть. Г. Ф. Яковлев................................................201
Геохимия и минералогия.............................................’ 202
Металлогения........................................................203
Типы промышленных месторождений.....................................203
Плутоногенные гидротермальные (204), вулканогенные гидротермаль-
ные (205), стратиформные (209)
Список литературы к разделу «Цветные металлы».......................213
Раздел III. РЕДКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ. А. И. Гинзбург..................216
Литий...............................................-...............216
Геохимия и минералогия................... .........................217
Металлогения........................................................218
Типы промышленных месторождений.....................................219
358
Пегматитовые (220), минеральные воды (223)
Цезий и рубидий 224
Бериллий............................................................227
Геохимия и минералогия .............................................227
Металлогения........................................................229
Типы промышленных месторождений 229
Пегматитовые (229), полевошпатовых метасоматитов (230), грейзено-
вые (231), плутоногенные гидротермальные (234), вулканогенные гид-
ротермальные (235)
Ниобий и тантал . . 235
Геохимия и минералогия..............................................236
Металлогения........................................................238
Типы промышленных месторождений ....................................238
Магматические (238), пегматитовые (239), альбититовые (240), полево-
шпатовых метасоматитов (241), карбонатитовые (242), выветривания
(244), россыпные (244)
Цирконий и гафний...................................................245
Геохимия и минералогия .... 245
Типы промышленных месторождений.....................................246
Редкоземельные элементы и иттрий.................................. 247
Геохимия и минералогия .............................................249
Металлогения........................................................251
Типы промышленных месторождений.....................................252
Магматические (252), полевошпатовых метасоматитов (252), скарно-
вые и другие контактовые (252), карбонатитовые (253), гидротермаль-
ные плутоногенные (253), россыпные (257), осадочные (257)
Скандий.............................................................257
Германий . . ...............................258
Геохимия и минералогия..............................................259
Металлогения........................................................260
Типы промышленных месторождений.....................................260
Гидротермальные (260), осадочные (262)
Рений . . . 264
Таллий 266
Галий .... ...............................267
Кадмий ..... ....................... 268
Индий..................................... > > . • . . 270
Селен и теллур......................................................271
Список литературы к разделу «Редкие элементы».......................273
Раздел IV. БЛАГОРОДНЫЕ МЕТАЛЛЫ. В. И. Смирнов .... 275
Золото..............................................................275
Геохимия и минералогия..............................................276
Металлогения . . 277
Типы промышленных месторождений.....................................278
Скарновые (278), гидротермальные (279), плутоногенные гидротер-
мальные (280), вулканогенные гидротермальные (286), метаморфоген-
ные (293), россыпные (298)
Серебро ............................................................300
Геохимия и минералогия..............................................301
Металлогения........................................................301
Типы промышленных месторождений.....................................302
Плутоногеиные гидротермальные (303), вулканогенные гидротермаль-
ные (304)
Платиновая группа ....................... . ....... 310
Геохимия и минералогия.............................................310
Металлогения...................................................... 311.
Типы промышленных месторождений....................................312
Ликвационные (312). раннемагматические (312), позднемагматические
(314), россыпные (316)
Список литературы к разделу «Благородные металлы»...................316
359
Раздел V. РАДИОАКТИВНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ. В. И. Смирнов ... 318
Уран..............................................................318
Геохимия и минералогия............................................318
Металлогения......................................................321
Типы промышленных месторождений...................................323
Альбититовые (323), плутоногенные гидротермальные (324), вулкано-
генные гидротермальные (328), осадочные (334), инфильтрационные
(339), метаморфогенные (343)
Торий........................................................ ... 345
Геохимия и минералогия............................................346
Металлогения......................................................346
Типы промышленных месторождений...................................347
Список литературы к разделу «Радиоактивные элементы» .... 347
Список общей литературы...........................................349
Указатель бассейнов и месторождений...............................350
УЧЕБНИК
Владимир Иванович Смирнов, Анатолий Ильич Гинзбург,
Валентин Михайлович Григорьев, Георгий Федорович Яковлев
КУРС РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Редактор издательства Л. С. Дмитриева
Технический редактор А. В. Трофимов
Корректор Л. В. Зайцева
ИБ № 6900
Сдано в набор 18.04.86. Подписано в печать 20.10 86. Т-20648. Формат 60X90‘/is
Бумага ки - курн. имп. Гарнитура Литературная. Печать высокая. Усл.-печ. л. 22.5
Усл.-кр. отт. 22,5. Уч -изд. л. 26,42. Тираж 6000 экз. Заказ 5150/1054-4 Цена 1 р. 20 г
Ордена «Знак Почета» издательство «Недра», 103633, Москва, Третьяковский проезд, 1/19
Ордена Октябрьской Революции и ордена Трудового Красного Знамени МПО «Первая
Образцовая типография имени А. А. Жданова» Союзполиграфпрома при Государственно»
комитете СССР по делам издательств, полиграфии и книжной торговли. 113054, Москва,
Валовая, 28