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

91 — Три-Стейт, США; 92.— хр. Морской, Бурятия; 93 — Марокко; 94 — Мёгген, ФРГ; 95 — Маунт-Айза, Австралия; 96 — Северная Манитоба, Канада;

Представителем осадочных катагенетических месторождений являются медистые песчаники Донбасса. Проявления меди локали­ зуются в отложениях картамышской свиты нижней перми. Они приурочены к трем группам фаций — мелководно-морским, выносам рек в водоеме лагунного типа и к глинам, образовавшимся в боло­ тах [208 ].

Особенности пород картамышской свиты (распространенность уплотненных и аргиллитоподобных глин, низкая степень изменения углистого вещества — бурые, длиннопламенные, газовые угли, зависимость степени структурного преобразования алевропесчаных дород от состава обломочных зерен, высокая пористость (40—10%) и другие признаки) позволяют относить их к образованиям стадии начального катагенеза [166, 167, 206], а локализующиеся в них медистые песчаники — к раннекатагенетическим. Медное оруденение морфологически представлено пласто- и линзообразными залежами, локализующимися согласно с вмещающими породами. Мощность залежей составляет первые десятки сантиметров, протяженность — сотни метров. Медь, как правило, приурочена к участкам пород с большим количеством ископаемого растительного вещества. Руды представлены следующими минералами [208].

£6

Пирит наблюдается в виде мелких глобуль, послойных жилок, псевдоморфоз по растительным остаткам, отдельных кристаллов. Нередко присутствует в цементе песчаников и образует конкрецион­ ные скопления. По пириту развивается марказит. Пирит и марказит замещаются халькозином, реже халькопиритом и борнитом. Глобу­ лярные выделения пирита часто цементируются галенитом и халько­ пиритом. .При наличии в породах долитификационных нарушений слоистости в виде мелких оползней скопления пирита деформируются как пластические массы. Часто пирит замещает обломки в породах (кварц, плагиоклаз) и ранние аутигенные минералы, например сфе­ ролиты кальцита, погруженные в глинистую массу. Конкреции пирита имеют разнообразную форму и размеры, внутри них встре­ чаются обломочные зерна вмещающих пород и обрывки раститель­ ной ткани. Конкреционный пирит замещается халькозином, причем замещение развивается не с периферии, а из внутренних частей конкреций. Очень часто пирит образует метаморфозы по остаткам растений. В мономинеральных пробах пирита отмечено постоянное присутствие кобальта и никеля (тысячные доли процента), а также меди и свинца.

Марказит в виде самостоятельных выделений встречается редко. Чаще всего он присутствует в ассоциации с пиритом, развиваясь по последнему. Марказит замещается халькозином и халькопи­ ритом.

Халькозин является наиболее распространенным медным минера­ лом. Выделяются две разновидности халькозина — первичный халь­ козин, образованный в диагенетическую и катагенетическую стадии формирования пород, и вторичный или гипергенный, образовавшийся на небольшой глубине от поверхности под действием грунтовых вод. Первичный халькозин образует основные рудные скопления. Встре­ чается также в виде обособленных зерен, конкреций, псевдоморфоз по растительным остаткам. Для многих конкреций характерна септариевая текстура. Выделяются септарии с радиальными, концен­ трическими и многоугольными трещинами, образующими сложную переплетающуюся сеть. Вероятней всего, что это трещины сокра­ щения, возникшие в результате обезвоживания вещества, выделив­ шегося первоначально в осадок в виде геля. Трещины в конкрециях заполнены халькозином или перекристаллизованным доломитом.

При образовании псевдоморфоз по растительным остаткам халько­ зин в начальные стадии замещения выполняет внутренние полости клеток растений, оставляя незамещенными стенки, которые сохра­ няются в виде углистого вещества. При более интенсивном замеще­ нии углистые остатки встречаются в виде отдельных реликтов или вообще отсутствуют. При этом строение растительной ткани сохра­ няется благодаря различию в структуре халькозинового агрегата, замещающего полости клеток и их стенки. Довольно часто халькозин образует двойную псевдоморфозу, развиваясь по пириту со структу­

углефикаціш. По данным спектрального анализа в халькозинё содер­ жится железо — 2—5%, свинец — 0,02—0,5%, мышьяк — 0,02— 0,08%, серебро — 0,002%. Гипергенный халькозин встречается в зоне вторичного сульфидного обогащения, развиваясь по борниту или ' первичному халькозину. г

Борнит встречается в виде самостоятельных скоплений и обра­ зует сростки с халькопиритом. По отношению к халькопириту является более ранним, что подтверждается структурами замещения борнита халькопиритом с образованием реликтовых включений борнита внутри выделений халькопирита. Наряду с этим наблю­ даются решетчатые структуры срастаний, сопровождающиеся эмульспевидной вкрапленностью халькопирита в борните. Решетчатые структуры халькопирито-борнитовых срастаний относятся' к обра­ зованиям, возникшим при распаде твердых растворов. «Изучение шлифов позволяет высказать предполояшние о возможности образо­ вания структур типа распада твердых растворов не только вслед­ ствие совместной кристаллизации из растворов с последующим распадом, но и в результате диффузии вещества в твердом состоянии. В рудах встречаются зерна «чистого» (без включений) борнита и «чис­ того» халькопирита лишь в тех случаях, когда эти минералы изоли­ рованы друг от друга. Если они соприкасаются, то образуют сра­ стания типа структур распада, и это понятно, если учесть, что при некотором повышении температуры и давления между халькопири­ том, и борнитом должны возникать диффузионные токи, которые и приводят и перераспределению материала внутри минералов» [208, с. 78]. Возникновение решетчатых структур халькопиритойорнитовых срастаний типа распада твердых растворов является следствием катагенеза.

В зоне гипергенеза отмечается вторичный борнит, который раз­ вивается по халькозину, образуя каемки и тонкую сеть ветвящихся жилок.

Халькопирит в виде мелких вкрапленников рассеян в цементе песчаников или же развивается по борниту. Часто ассоциирует с галенитом, образуя с ним срастания типа «взаимных границ» или в виде оторочки, окаймляя зерна последнего. В зоне вторичного сульфидного обогащения отмечены вростки новообразованного халь­ копирита во вторичном борните.

Галенит встречается в виде мономинеральных выделений, обра­ зует взаимные замещения с пиритом и псевдоморфозы по раститель­ ным остаткам, замещает скелетные остатки гастропод, остракод, пелеципод и др. В зоне окисления по галениту развивается церуссит. В мономинеральных пробах галенита обнаружено присутствие меди {десятые доли процента) и серебра (сотые и тысячные доли про­ цента) .

Сфалерит в рудах отмечается редко. Присутствует в виде идиоморфных зерен в цементе песчаников и алевролитов. Характер взаи­ модействия его с галенитом, халькопиритом и борнитом свидетель­ ствует о более раннем его выделении.

68

Ковеллин характерен для зоны окисления, где он развивается по халькозину. Встречается и первичный ковеллин, находящийся

вассоциации с пиритом и борнитом.

Вкарбонатных горизонтах обнаружено присутствие гринокита и киновари. С сульфидами ассоциируют доломит, кальцит и,глау­ конит.

Для медистых песчаников Донбасса характерны следующие тек­ стуры и структуры руд. Структуры «взаимных границ», образованные одновременным отложением из растворов или последующей пере­ кристаллизацией минералов, наиболее типичны для галенито-халь- копиритовых срастаний. Такие же структуры образуют сульфиды, ассоциирующие с карбонатами. Решетчатые срастания типа струк­ тур распада твердых растворов наблюдаются во взаимоотношениях между борнитом и халькопиритом. Структуры замещения распро­ странены одинаково широко как в первичных рудах, так и в рудах зоны гипергенеза. Разновидностями структур замещения являются петельчатая, характерная для взаимоотношений между пиритом и халькозином, и отмеченные псевдоморфозы по органичесішм остаткам. Колломорфная структура типична для пирита. Из текстур руд развитием пользуются вкрапленная, полосчатая, цементная, конкреционная и прожилковая. Наиболее широко распространена вкрапленная текстура. Прожилковые текстуры обязаны своим развитием пириту, это преимущественно послойные прожилки. Редко встречаются более поздние прожилки (например, прожилки кальцита с вкрапленностью халькопирита),' секущие согласно зале­ гающие породы. Они являются латераль-секреционными образова­ ниями типа «альпийских жил».

Позднекатагенетические осадочные руды представляют-медистые песчаники западной части Таджикской депрессии. Вмещающие их породы нижнего мела несут в себе следующие признаки позднего катагенеза [17]. Наиболее распространенными структурами песча­ ных и алевритовых пород здесь являются типично мозаично-конфор- мационные и конформационно-регенерационные. Регенерационный кварц присутствует во всех обломочных зернах. Он выполняет поро­ вые промежутки, образуя кварцево-регенерационный цемент. Пере­ кристаллизация и образование глинистого цемента хорошо заметны в сероцветных разностях песчаников. Гидрослюдизация развивается преимущественно в песчаниках с порово-плеиочным глинистым це­ ментом. В кальцптовом цементе появляются пойкилитовые струк­ туры.

В породах распространены новообразованные кристаллы и друзо­ видные корочки турмалина, эпидота, цоизита, анатаза и брукита. Почти все лейсты биотита мусковитизированы и хлоритизированы, глауконит деформирован, хлоритизирован и мусковитизирован.

В более аркозовых разностях песчаников наблюдается явление бластеза и изредка — альбитизация полевых шпатов. В грауваккокварцевых песчаниках развиты структуры внедрения (инкорпора­ ция). Обломки метаморфических и эффузивных пород нередко

69

переходят в гидрослюдистые агрегаты и приобретают характер цемен­ тирующей массы.

Глинистые породы превращены в аргиллиты. Основными их компонентами являются диоктаэдрическая гидрослюда, хлорит с при­ месью каолинита и монтмориллонита. Отсутствуют смешанно-слой­ ные компоненты, свидетельствующие об усовершенствовании кри­ сталлических структур глинистых минералов. Средняя пористость пород порядка 5—6%.

Рудопроявления меди локализуются в сероцветных разностях пород, имеют все признаки осадочных образований [168]. Рудные тела характеризуются разнообразной формой — наряду с пласто­ образными залежами отмечаются гнезда, ленты, линзы и тела непра­ вильной формы. Мощность и размеры рудных тел варьируют в широ­ ких пределах.

По преобладанию главных рудных минералов выделяются три основные разновидности руд: пйрито-халькопиритовые, халько- пирнто-борнитовые и борнито-халькозиновые, рудные минералы повсеместно образуют псевдоморфозы по органическим остаткам. Характерной особенностью руд является присутствие, как правило, не менее двух генераций рудных минералов (халькопирита, пирита, борнита, халькозина). Более подробные сведения о медистых песча­ никах Таджикской депрессии уже приведены в предыдущих раз­ делах.

Катагенетпческие стратиформные вулканогенно-осадочные руды представляют медные проявления Присаянья. Медное оруденение локализуется в отложениях оселковой серии, возраст которой определяется как раннепротерозойский (рифейский) либо эопалеозойский [394].

Свита сложена различными типами пород — от грубо- (конгло­ мераты) до тонкозернистых (алевролиты и аргиллиты), в состав ее также входят карбонатные отложения. В пределах оселковой серии выделяются четыре типа оруденения: медно-флюоритовое, меднобаритовое, медное оруденение в песчаниках и медное оруденение в сланцах.

Медно-флюоритовое оруденение локализуется в черных битуми­ нозных известняках и сланцах, относящихся к комплексу известково­ сланцевых образований умеренных глубин. Флюоритовая минера­ лизация в разрезе расположена выше медной и представлена вкрап­ ленностью, гнездообразными скоплениями и прожилками голубо­

по простираншо. Иногда рудные минералы образуют оторочки вокруг линз битуминозных известняков, заключенных в сланцах. Прослежено оруденение на расстояние более 1,5 км, общая мощ­ ность зоны рудной минерализации до 6 м.

70

Медно-баритовое оруденение приурочено к зеленовато-серым мелкозернистым песчаникам, представлено баритом и халько­ пиритом, по которым развиваются налеты медной зелени. Мощ­

зернистые, карбонатные, содержат примесь среднезернистого мате­ риала, а также лепешковидные катыши алевролитов и аргиллитов, обычно располагающиеся по слоистости. Медная минерализация в песчаниках представлена вкрапленностью халькозина, борнита, ковеллина, развивающегося по халькозину, и налетами медной зелени. Мощность рудоносного горизонта 1 м.

Наиболее распространена медная минерализация в сланцах, прослеживаясь по простиранию на десятки километров. Меденосные •сланцы имеют незначительную мощность (0,1—0,25 м), оруденение в основном представлено налетами медной зелени и азуритом, из­ редка встречаются конкреционные выделения халькозина. Содержа­ ние меди в сланцах достигает 1% [394].

В качестве примера катагенетических (позднекатагенетических) осадочно-вулканогенных руд можно привести месторождение Раммельсберг в Гарце, ФРГ [33, 97, 349, 356].

Руды месторождения Раммельсберг приурочены к крылу опроки­ нутой синклинали в глинистых сланцах среднедевонского возраста, морфологически представляют собой линзовидные залежи, прости­ рающиеся до 500 м, мощностью до 30 м. В состав их входят пирит, марказит, пирротин, сфалерит, халькопирит, галенит, бурнотит, магнетит, барит и кальцит.

Значительным распространением на месторождении пользуются полосчатые руды. Они представляют собой ритмичное чередование полосок агрегата сфалерито-галенито-халькопиритового с примесью пирита и черного углистого сланца. Мощность рудных полосок 1—5 мм. По минеральному составу рудные слойки могут быть сфалеритовые с примесью галенита, халькопирита и глобулярного пирита типа «оруденелых бактерий». Последние тесно ассоциируются с руд­ ными слойками и очень редко наблюдаются в слойках сланца. Боль­ шинство «бактерий» концентрируется в виде неправильных колоний, внутри которых насчитывается до десятка и более отдельных особей. Встречаются также одиночные рассеянные глобулиты. Диаметр глобулитов 5—40 мкм. Все глобулиты сложены идиоморфными кристаллами пирита. Цемент кристаллов внутри глобулитов пред­ ставлен черным органическим веществом или гелевидным дисульфи­ дом железа. Ассоциация кристаллов пирита и гелевидного дисуль­ фида объясняется раскристаллизацией первоначально гелевидных глобулитов. Вероятно, гель-пирит выделился и сцементировал кристаллы пирита на самой поздней стадии развития глобулитов после смерти особи, заместив при этом органическую ткань, ранее цементировавшую кристаллы. Отложение тонкослоистых руд Раммельсберга происходило в иловом донном осадке путем редукции

7і

сульфатных солей металлов, растворенных в водах покрывающего осадок поверхностного бассейна [349].

Катагенетические стратиформные вулканогенные руды представ­ ляют проявления меди в Южном Казахстане, на Кетменском хребте. Самородная медь связана с миндалекаменными порфиритами ка­ менноугольного возраста и фиксируется в основном в амигдалоидных их разностях. Медь в виде правильных кристаллов вместе с цеоли­ тами, пренитом и кальцитом выполняет миндалины, пустоты и не­ правильные трещины в эффузивах, образуя гнездообразные и жило­ образные тела. Меньшим распространением пользуются куприт, халькопирит и халькозин [297].

Таким образом, катагенетические руды отличают следующие особенности:

1)локализация в породах катагенетической стадии трансфор­ мации;

2)ассоциация с углистым веществом (ископаемая флора) анало­ гичной степени трансформации (угли длиннопламенные, газовые, паровично-жирные, коксовые, отощенные спекающиеся);

3) преобладающее развитие в рудах седиментационных тек­ стур и ^структур;

4)небольшое количество (как правило, две, реже — три) гене­ рации рудных минералов;

5)слабое проявление автолизии минералов;

G)слабое развитие жил «альпийского типа», незначительных по мощности и простираншо;

7) незначительные размеры рудных скоплений, не имеющих, как правило, промышленной ценности.

7. МЕТАГЕНЕТИЧЕСКИЕ РУДЫ

«Глубокие структурные и минералогические изменения осадочных пород в нижней части стратисферы, по своему характеру близкие начальным стадиям регионального метаморфизма, мы будем назы­ вать метагенезом» [206, с. 34].

Метагенез характерен для нижнего и среднего структурных ярусов геосинклиналей, где мощность осадочных толщ достигает 5000—15 000 м, давление 2000—3000 ат, температура 200—300° С при ведущем значении стресса. В платформенных условиях процессы метагенеза (или изменения), аналогичные метагенетическим, про­ являются при меньших давлениях (менее 2000 ат), температурах (до 200° С) и мощностях пород (2000—4000 м), но зато при большей длительности процесса изменения осадочных пород (1000—15 000 млн. лет).

Для метагенеза характерны процессы растворения и регенерации под давлением основных породообразующих минералов. В зернистых породах происходит полная перекристаллизация цемента, в глини­ стых и карбонатных породах — частичная перекристаллизация основ­

72

ной массы минералов; большое значение приобретают при этом процессы метасоматоза [206 ].

Как и в катагенезе, в метагенезе выделены две стадии: раннего (начального) и позднего (глубинного) метагенеза. В стадии началь­ ного метагенеза широко развиты кварцнто-песчаники, песчаникикварциты, глинистые сланцы, кристаллические известняки и доло­ миты, тощие каменные угли и антрациты. В основной массе глини­ стых и цементе зернистых пород глинистые минералы подвержены гидрослюдизации и хлоритизации. В породах появляются сланце­ ватые, мозаично-регенерационные, микростилолитовые и другие структуры; текстуры в основном те же, что и в катагенезе, появляются только плитчатость и сланцеватость, как совпадающая, так и не совпадающая с напластованием. Пористость пород в пределах 2— 3%, породы в воде не размокают.

Стадия глубинного метагенеза характеризуется развитием песча­ ников-кварцитов и кварцитов, аспидных и филлитоподобных слан­ цев, кристаллических и мраморизованных известняков и доломитов, ультраантрацитов и графитизированных антрацитов. В цементе зернистых пород и глинистых породах присутствует ассоциация диоктаэдрической гидрослюды, серицита (иногда мусковита), хло­ рита, кварца или стпльпномелана, хлорита, серицита при непостоян­ ном участии карбонатов. В позднем метагенезе появляются струк­ туры, свойственные метаморфическим породам — сланцеватые, лин-

Стадия глубинного метагенеза во многом сходна с начальной ста­ дией регионального метаморфизма — фацией зеленых сланцев, мус­ ковито-хлоритовой субфацией. Главное отличпе заключается в сла­ бой перекристаллизации обломочных зерен, широком развитии гид­ рослюд и незначительной роли альбита и эпидота, которые еще не достигают значения породообразующих, оставаясь акцессорными или второстепенными. Граница между метагенезом и метаморфизмом может быть проведена там, где в породах появляется интенсивная альбитизация плагиоклазов [206].

Перечень метагенетических стратиформных месторождений при­ веден в табл. 4. Рассмотрим в качестве примера некоторые из них.

Джезказганское месторождение медистых песчаников является представителем осадочных метагенетических стратиформных руд. Геологическим особенностям Джезказганского месторождения посвя­ щена значительная литература, часть из которой приведена в гл. I. Поэтому, не затрагивая общих положений геологии Джезказган­ ского месторождения, сведения о которых можно найти в перечислен­ ных работах, обратим внимание на характеристику собственно руд. Последняя приводится в основном по Л. Ф. Наркелюну [245].

Медистые песчаники локализуются в породах джезказганской свиты среднего-верхнего карбона. В разрезе продуктивной свиты отмечается несколько горизонтов медистых песчаников (Таскудук, Златоуст, Покро-8, Нижний Раймунд, Верхний Раймунд и др.).

73