книги из ГПНТБ / Карпунин, А. М. Стратиформные месторождения цветных металлов

могут служить месторождения района Три-Стейт, Юго-Восточное Миссури в США; Пайн-Пойнт в Канаде; примером вторых — Каратау, Забайкальские и др.

Накопление осадочных руд свинца и цинка происходило в зонах активного прогибания земной коры, где формировались достаточно мощные терригенно-карбонатные и карбонатные толщи, в том числе благоприятные для концентрации металлов мелководные доломито­ вые осадки [15].

Эпохи рудообразования и стратиграфический контроль орудене­ ния. Осадочные стратиформные месторождения меди, свинца и цинка формировались в ходе истории Земли по сути дела непре­ рывно — от архея до голоцена. Наглядно площадное размещение медной и свинцово-цинковой стратиформной минерализации на территории СССР в возрастном подразделении приведено в работе ІО. В. Богданова и Э. И. Кутырева [58].

Н. М. Страхов [375] различает эпохи меденакопления и эпохи ослабленного образования осадочных медных месторождений. Всего им выделено пять медеобразующих эпох: одна из них охватывает конец кембрия и начало ордовика, другая — средний и верхний девон, нижний и средний карбон, третья — пермский период и ниж­ ний триас, четвертая — нижний мел, пятая — неоген. Эпохи свин­ цово-цинкового рудообразования в подавляющем большинстве слу­ чаев близки эпохам меденакопления, а временами и совпадают с ними.

Открытие за последние годы крупных месторождений цветных металлов в протерозойских породах свидетельствует о том, что благоприятные условия для образования осадочных руд суще­ ствовали и в протерозойскую эпоху. В более поздних работах [58 ] вы­ делены эпохи меденакопления: раннепротерозойская, позднепротерозопская, кембрийско-ордовикская, девонская, позднекарбоновая, пер- мо-триасовая, раннемеловая, палеогеновая и неогеновая. Отме­ чается, что перечисленные эпохи меденакопления определяются в основном состоянием изученности этого вопроса и не включают

и в архее, однако интенсивный динамотермальный метаморфизм (вплоть до анатексиса) способствовал миграции их из архейских пород.

Своеобразие совместного с вмещающими осадками рудоотложения цветных металлов обусловило их четкую стратификацию, широ­ кое площадное распространение и значительный вертикальный диа­ пазон оруденения по разрезу. В частности, меденосные образования в Кодаро-Удоканской зоне протягиваются на 150 км, суммарная мощность меденосной части разреза удоканской продуктивной серии варьирует в пределах 4,5—6,7 км. В Боливии меденосная толща Коро-Коро прослежена на 750 км, проявления медного оруденения по разрезу наблюдаются более чем на 1 км; в Центральном Казах^-

20

стане рудовмещагощие отложения протягиваются на 600 км при мощности их до 680 м; на Мангышлаке породы с медными минера­ лами установлены на расстоянии около 350 км при общей мощности рудовмещающих отложений до 3 км; в Катанга-Замбийском медно­ рудном поясе рудовмещающие породы прослежены на протяя<ении свыше 500 км при мощности продуктивной толщи до 1км [58]. Медистые песчаники Приуралья слагают полосу, которая при ширине 100—200 км протягивается более чем на 1400 км [276]. Медистые песчаники Таджикской депрессии прослежены на расстоя­ нии более 300 км.

Подобная же картина наблюдается в размещении свинцово-цин­ ковых месторождений. В Сумсар-Бозбутауском районе (Чаткаль-

слежены по простиранию на 100 км. Рудоносный горизонт в Молдотауской рудной зоне (хр. Молдотау, Южное Присонкулье), приуро­ ченный к карбонатным породам нижнего турне, выдерживается по простиранию более чем на 80 км [298].

Следует заметить, что в пределах определенных стратиграфиче­ ских горизонтов оруденение не всегда выдерживается на одном и том же уровне. В силу специфических особенностей палеогеогра­ фических условий образования рудных залежей (регрессивное или трансгрессивное развитие бассейна седиментации, изменение кли­ мата и т. п.) часто можно наблюдать возрастное скольжение оруде­ нения. В частности, в пределах нижнемеловой полосы юго-западной части Средней Азии с запада на восток наблюдается постепенное «омоложение» меденосных фаций от валанжина-готерива до альба [225]. Так, на западе указанной территории, в юго-западных отро­ гах Гиссарского хребта, медное оруденение наблюдается в альмурадской (доломиты), кызылташской (песчаники) и окузбулакской (глинисто-гипсоносный горизонт) свитах. Восточнее, в Таджикской депрессии, медное оруденение установлено в валанжине-готериве (кызылташская свита), баррем-апте (окузбулакская свита) и альбе (каракузская свита). На востоке территории (Заалай, Алай) меде­ носными являются верхнеальбские отложения.

В Приуралье к северу от Уфимского плато четко наблюдается возрастное скольжение медного оруденения снизу вверх по разрезу в направлении с востока на запад. Для всего Приуралья устанавли­

\

21

намюрских отложений (Чеманды) и в среднем карбоне (рудойроявление Ичке-Торской группы).

Возрастное скольжение имеет место и в Северной Америке, где месторождения Юго-Восточного Миссури локализуются в верхах кембрия, Восточного Теннеси — в низах ордовика, Верхнего Мис­ сисипи — в средней части ордовика. Общее направление возрастной миграции рудоносных отложений на этой площади — с юго-запада на северо-восток [14].

Взаимоотношение оруденения с магматическими формациями.

Как правило, стратиформные осадочные месторождения меди, •свинца и цинка располагаются в терригенных, терригенно-карбонат- ных й карбонатных отложениях и пространственно разобщены с какими бы то ни было магматическими породами. В таких случаях отсутствие генетической связи оруденения и магматических пород выступает достаточно отчетливо, и попытки увязать оруденение с не выходящими на дневную поверхность гипотетическими интрузив­ ными породами всегда выглядят весьма искусственными. Иногда на площади месторождений (особенно докембрийских) имеются выходы изверженных пород, и тогда приходится внимательно изучать их взаимоотношения, чтобы правильно интерпретировать генезис руд. В большинстве случаев удается установить отсутствие генетической ■связи между оруденением и магматическими породами. Приведем примеры.

В районе полиметаллического месторождения Маунт-Айза (Австралия), залегающего в нижнепротерозойских метаморфиче­ ских сланцах, имеется несколько интрузивов [410 ]. Наиболее известен гранитный массив Сибелла (известный также под назва­ нием «массив Темплтон»), возраст которого принимается более поздним, чем рудовмещающих пластов, хотя его выходы на поверх­ ность отделены от сланцев Маунт-Айза сбросом.Восточнее МаунтАйза (13 км) граниты выходят на дневную поверхность. С интру- -зией Сибелла связаны пегматиты Мика-Крик, расположенные в 8— 12 км юго-западнее Маунт-Айза. Определения абсолютного возраста магматических пород (около 1000 млн. лет) и галенита из рудных тел месторождения (около 1600 млн. лет) исключают связь оруде­ нения с гранитным массивом.

В пределах Кодаро-Удоканской меднорудной зоны установлены интрузивные породы, прорывающие и метаморфизующие меденосные отложения [56]. Изучение их минерального состава показало, что для них характерен совершенно иной тип минерализации (титаномагнетитовый и никелево-медный для габброидов, молибденитовый, золотой, флюоритовый для гранитоидов и т. д.), чем для медистых песчаников. В распределении оруденения относительно интрузивов отсутствует какая бы то ни было зональность.

Таким образом, отсутствие генетической связи стратиформных осадочных месторождений цветных металлов с магматическими породами — один из характерных признаков этих месторо­ ждений.

22

Ролъ тектоники в размещении оруденения. В теории образования стратиформных месторождений длительное время господствовало представление об исключительно важной роли дизъюнктивных структур в формировании рудных концентраций. Они рассматрива­ лись в качестве рудоподводящих, рудораспределяющих и рудокон­ тролирующих факторов. Некоторые исследователи придерживаются указанной концепции и в настоящее время [84, 85, 387 и др. ].

Между тем, наблюдения на многих стратиформных месторожде­ ниях цветных металлов позволили усомниться в рудоконтролиру­ ющей роли подобных структур. Взаимоотношение их с рудным материалом заключается в «... перераспределении и многократном переотложении вдоль разрывных нарушений ранее существовав­ шего рудного вещества в пределах контуров первичных пластовых залежей» [294, с. 330]. Как правило, разрывные нарушения, пере­ секающие оруденелые и непродуктивные пласты, содержат в себе рудную минерализацию лишь в пределах первых. Подобное явление многократно наблюдалось нами в медистых песчаниках Таджикской

ждений, как правило, зависит от степени их трансформации. В древ­ них (архей, протерозой) отложениях, претерпевших трансформацию до регионального метаморфизма, по структурным особенностям стратиформные месторождения внешне сходны с классическими гидротермальными. Примером могут служить медные и полиметал­ лические месторождения Рудного бассейна Ниари, Народная Рес­ публика Конго (Браззавиль) и Конго (Киншаса), которые охаракте­ ризованы в табл.1.

Проявление пликативной тектоники в большинстве случаев не оказывает существенного влияния на характер распределения осадочных металлов. Медная минерализация в нижнемеловых поро­ дах Таджикской депрессии в пределах продуктивных пластов оди­ наково часто встречалась как в синклинальных складках, так и в антиклинальных, в брахиструктурах и диапирах.

Пострудную пликативную тектонику не следует путать с интра­ рудной — проявляющейся в процессе рудного седиментогенеза. В последнем случае структурный (палеотектонический) контроль играет нередко существенную роль в формировании рудных залежей. Например, в осадочном чехле Русской платформы наиболее благо­ приятными для рудоотложения меди являлись структуры с поло­ гими крыльями, нередко осложненными перегибами, структурными носами, наиболее гипсометрически высокие седловины и зоны сочле­ нения между структурами. В период рудоотложения склоны пере­ численных структур, и в первую очередь склоны, обращенные в сторону области питания, были наиболее благоприятными для разгрузки рудного вещества из растворов [407].

Таким образом, в стратиформных месторождениях пострудная тектоника не играет определяющей роли в генерации руд, но

23

24

довольно часто имеет существенное значение в перераспределении рудного вещества внутри (а в исключительных случаях — и вне) продуктивных толщ.

Пример обратного воздействия — оруденения на характер склад­ чатости — приведен в работе Н. X. Фишера [410]. Главная рудная залежь Блэк-Стар месторождения Маунт-Айза (Австралия) характе­ ризуется небольшими складками или слабой волнистостью, тогда как мелкие залежи Рио-Гранде и, особенно, Блэк-Рок сильно дефор­ мированы. Объясняется это тем, что рудные залежи, существовав­ шие до складкообразования, представляли собой довольно стабиль­

ских сил легче сминались безрудные пласты на концах этих стабиль­ ных рудных масс, что и привело к существующей морфологии место­ рождения.

Жильные образования. Характерной особенностью стратиформных месторождений цветных металлов является присутствие в них альпийских жил. Под альпийскими жилами понимают [357] тре­ щины, выполняющиеся минеральным веществом в процессе мета­ морфизма (а более точно — трансформации) прорезаемых ими пород. Их основная особенность, в отличие от гидротермальных жил, состоит в том, что кристаллизующиеся в их полости минеральные парагенезисы соответствуют минеральному составу вмещающих пород, привнос материала извне отсутствует. Там, где они имеют значительную протяженность и пересекают один или несколько продуктивных пластов, рудная минерализация в них наблюдается только в интервалах подобного пересечения [44, 130, 284 и др. ].

Установлено, что одним из факторов, определяющих накопление металлов в жилах, является степень растворимости их минералов и изменение pH растворов [31 ]. По способности накапливаться в сульфидно-кварцевых жилах элементы располагаются в ряд

(Au, Bi, Ag)-?-(As,Sb, РЬ, Ca, Zn)->Mo^(Co, Ni) = 5 Re,

соответствующий ряду увеличения растворимости их сульфидов. По сравненшо с вмещающими вкрапленными рудами в жилах про­ исходит увеличение содержаний наименее растворимых элементовпримесей и весьма слабая концентрация наиболее растворимых.

Минеральный состав жил в известной мере зависит от сложности литологического состава вмещающих пород. Так, в рудном поле шахты Покро месторождения Джезказган встречены кальцитовые, кварцево-кальцитовые, кварцевые, кальцито-баритовые, баритовые, гипсово-кальцитовые, гипсовые, целестино-кальцитовые, целестиновые, сульфидно-кальцитовые и сульфидные жилы [245]. На Удоканском месторождении присутствуют кварцево-полевошпатовые, квар- цево-полевошпатово-эпидотовые, существенно эпидотовые, кальци­ товые, реже — кварцево-хлоритовые и гипсовые жилы; в пределах рудного горизонта в прожилках и жилах отмечаются сульфиды меди [42]. На месторождениях, где рудовмещающими породами

25

являются карбонатные осадки, состав жил преимущественно карбо­

представляют, но в поисковом плане они могут оказать помощь при выделении продуктивных горизонтов среди безрудных вмеща­ ющих пород.

Литологический состав вмещающих пород. Одной из характерных особенностей стратиформных осадочных руд является их избира­ тельная локализация: медь отлагается в терригенных осадках, свинец и цинк — в карбонатных [357, 375]. Исключения из этого правила чрезвычайно редки. Внутри указанных типов пород ме­ таллы также ведут себя по-разному: в терригенных породах коли­

Подобная дифференциация объясняется различным химизмом меди, свинца и цинка при транспортировке и седиментации [357]. В раз­ резах месторождений медь, как правило, тяготеет к подошве, выше находятся осадки со свинцом и цинком [173, 357].

В терригенных отложениях медь может присутствовать в их различных литологических разновидностях. Так, в пределах Южно- Тянь-Шаньского мелового меденосного пояса минералы меди встре­

в юго-западных отрогах Гиссарского хребта — в доломитах, песча­ никах, алевролитах, глинах [29].

Свинцово-цинковые руды в породах среднего палеозоя Средин­ ного Тянь-Шаня локализуются в доломитах и известковистых доло­ митах, реже — в доломитовых известняках и известняках [14]. Как правило, монотонные однородные мощные толщи осадочных пород не благоприятны для осадочного рудообразования [181 ]. Рудному седиментогенезу в большей мере способствует неустойчи­ вый режим осадконакопления, смена знаков колебательных движе­ ний, пестрота фаций.

Здесь уместно затронуть вопрос о так называемых «благоприят­ ных» и «экранирующих» горизонтах в стратиформных месторожде­ ниях. Достаточно подробно этот вопрос освещен В. М. Поповым [292, 303]. Суть его сводится к следующему. Сторонники гипотезы эндогенного (гидротермально-метасоматического) происхождения стратиформных месторождений считают анизотропию рудовмеща­ ющих толщ одним из основных факторов рудообразования. Согласно этой гипотезе восходящие гидротермальные растворы, достигая пород с благоприятными физико-механическими и химическими свойствами (твердость, хрупкость, пластичность, пористость, кавернозность, проницаемость, трещиноватость, размерность частиц, степень химической активности и т. п.), производят в них разгрузку рудного материала. Анизотропия, таким образом, выступает в ка­

26

честве одной из самых универсальных закономерностей про­ странственного размещения оруденения в разрезе продуктивных толщ.

Между тем анализ литолого-фациальных и палеогеографических условий формирования многих стратиформных месторождений пока­ зал ошибочность и необоснованность привлечения анизотропии рудоносных пород для объяснения их происхождения. Не анизо­ тропия, а специфические условия седиментации определяют продук­ тивность осадочных пород [303].

Вместе с тем, на этапах постседиментационного формирования стратиформных месторождений различие в физико-химических свой­ ствах пород, их анизотропия могут выступать в качестве фактора концентрации или рассеяния перераспределяющегося в процессе трансформации рудовмещающей толщи рудного вещества. Только в подобных случаях и в таком смысле можно, по нашему мнению, говорить о благоприятных и экранирующих горизонтах в продуктив­ ных толщах.

Фациальные особенности рудовмещающих пород. Установление факта осадочной природы оруденения цветных металлов в страти­ формных месторождениях заставило исследователей обратить при­ стальное внимание на их фациальную принадлежность. Знание последней позволяет не только восстановить и представить себе обстановку осадочного рудогенеза, но и имеет важное значение в прогнозно-поисковых построениях. В настоящее время квалифи­ цированное изучение любого нового стратпформного месторождения цветных металлов нельзя представить без фациального анализа рудоносных отложений.

Литолого-фациальный анализ пород сакуканской свиты района Удоканского месторождения медистых песчаников позволил выде­ лить пять групп фациальных типов пород, включающих 17 элемен­ тарных фациальных типов или их родственных сочетаний [198].

1. Прибрежно-морские отложения: песчаники донных морских течений (поперечных доннотечениевых морских гряд и продольных доннотечениевых морских грив), песчаники подводных валов, пес­ чаники участков волнения прибрежно-морского мелководья, аргил­ литы, алевролиты и песчаники участков спокойной седиментации прибрежной зоны морского бассейна.

2. Отложения дельтово-морских баров, сходных с ними форм и форм сателлитов: песчаники баров и кос, пляжей на баре, песча­ нистые известняки и карбонатно-биотитовые сланцы баровых озер.

3.Отложения речных выносов: песчаники прирусловых кос, островов и осередков, песчаники подводно-русловых протоков, песча­ ники подводно-русловых отмелей, песчаники и алевро-песчаники подводно-русловых шлейфов.

4.Отложения лагунно-дельтовых акваторий: песчаники, алевропесчаники, алевролиты и аргиллиты участков спокойной седимента­ ции, песчаники, алевропесчаники и алевролиты участков волнения, переходящих в. такыры.

27

5. Наземно-дельтовые отложения: песчаники наземно-русловы протоков, песчаники прирусловых валов, аргиллиты, алевролиты дельтовых «озер», переходящих в такыры.

Перечисленные фациальные типы отложений объединены в пять парагенезисов: прибрежно-морской, подводно-дельтовый, баровый, лагунно-дельтовый и наземно-дельтовый. Рудная минерализация присутствует в наземно-дельтовых, лагунно-дельтовых, баровых и прибрежно-морских отложениях. В надрудном горизонте широко распространены мелководные прибрежно-морские отложения с ред­ кими слоями подводно-дельтовых пород; в подрудном — подводно­ дельтовые и прибрежно-морские.

На территории Таджикской депрессии в разрезе нижнемеловых меденосных пород выделено четыре фациальных пояса (в понимании В. И. Попова, С. Д. Макаровой, А. А. Филиппова [282]), которые включают разнообразные фации. В состав подгорновеерного фаци­ ального пояса входят веернообломочные, русловые, пойменно-луго­ вые фациии и фации застойной зоны; равнинно-долинный пояс вклю­ чает русловые, пойменные и озерно-болотные фации; переходный пояс представлен лагунными и надводно-дельтовыми фациями; в волноприбойный пояс входят подводно-дельтовые, прибрежно­ мелководные фации, терригенные, карбонатные и глинистые фации материкового моря. Распределение (по значимости оруденения) по ■фациальным типам руд выглядит следующим образом: 1) надводнодельтовые меденосные песчаники; 2) лагунные медеиосные песча­ ники, алевролиты и глины; 3) подводно-дельтовые меденосные песчаники; 4) прибрежно-мелководные меденосные песчаники; 5) пой­ менные равнинно-долинные меденосньте алевролиты; 6) озерно-болот­ ные равнинно-долинные меденосные глины; 7) русловые равнинно­ долинные меденосные конгломераты и песчаники.

Свинцово-цинковые стратиформные месторождения Срединного Тянь-Шаня связаны с доломитами и известняками волноприбойного и, частично, мелкозаливного фациального поясов, которые встре­ чаются в разрезе живетского, франского и фаменского ярусов [14].

Насколько важно правильное установление фациальной принад­ лежности рудоносных осадков, может наглядно свидетельствовать история поисков нижнепермских медистых песчаников Картамышского месторождения в Донбассе. Геологи, изучающие этот район, долгое время считали, что все медепроявления приурочены к так называемым «серым зонам», образование которых было связано с морскими трансгрессиями в область развития красноцветов [208]. Поэтому предполагалось, что Картамышское месторождение должно прослеживаться по простиранию на значительное расстояние как в области центроклинального замыкания мульды, так и на крыльях. Более тщательное изучение месторождения позволило установить, что медная минерализация связана не с осадками морских трансгрес­ сий, а с речными выносами и, следовательно, основные работы следует сосредоточить по направлению потока. Исследования в этом направлении быстро привели к нужному эффекту.

.28

Органическое вещество и оруденение. Для стратиформных осадоч­ ных руд цветных металлов характерна пространственная связь с органическим веществом. Последнее в породах может присутство­ вать от тончайшей рассеянной вкрапленности до обугленных дре­ весных стволов часто значительных размеров.

Присутствие в палеоакваториях органического вещества приво­ дило к созданию сероводородного «геохимического барьера» [275], при достижении которого водными потоками, содержащими металлы, происходила седиментация последних. В процессе диагенеза орга­ ническое вещество способствовало перераспределению и концентра­ ции металлов [375].

На участие металлов (в частности, меди) в процессах, происхо­ дивших в мелководных бассейнах, богатых органическим веществом, указывал еще В. И. Вернадский [78]. Позже приуроченность оса­ дочных руд к участкам пород с ископаемым органическим веществом зафиксирована во многих стратиформных месторожде­ ниях [189, 440].

В медистых песчаниках Джезказганского месторождения в рудо­ носных пластах обнаружены обильные растительные остатки и углистые образования; при микроскопическом исследовании уста­ новлено замещение клеточных тканей растений сульфидами меди

иприсутствие последних в углистом веществе в виде сферолитов.

Впородах продуктивной джезказганской свиты найдены остатки папоротникообразных, хвойных, каламитов, астерокаламитов, кор-

даитовых и цикадовых растений, водорослей. Количество органи­ ческого углерода в меденосных подводио-дельтовых осадках превы­ шает 2% [244, 256, 287, 288, 293, 313].

Связь медного оруденения с органическим веществом наблю­ дается в разрезе нижнемеловых пород на территории всей Таджик­ ской депрессии [168]. Морфологически выделяются три разновид­ ности органического вещества: 1) тонкодисперсное; 2) в виде мелких углистых частичек (0,001—0,01 мм); 3) в виде крупных углистых частиц (0,01 м—10 см). По ископаемым органическим остаткам часто развиваются псевдоморфозы борнита, ковеллина, халькозина. По степени литпфикации органическое вещество западной части Таджикской депрессии близко к бурым углям; в восточной части депрессии, где рудовмещающие породы претерпели большую транс­ формацию, оно отвечает каменным углям.

Приуроченность оруденения к ископаемым органическим остат­ кам установлена в медистых песчаниках Донбасса [48, 50, 251], Пермского Приуралья [181, 226], Удокана, Нижней Силезии, Польши и Сибирской платформы [227], Северо-Судетской мульды [537], Алайского хребта в Киргизии [332], медных проявлениях Коп-Казгана [108], рифейских медистых песчаниках Северного Тянь-Шаня [5], верхнедевонских доломитах Северной Литвы [81], свинцово-цинковых рудах Уч-Кулачского месторождения [398] и во многих других месторождениях и рудопроявлениях цветных ме­ таллов.

29