книги из ГПНТБ / Формационный метод в прогнозе и изучении месторождений горнохимического сырья

Здесь на поверхность выведены древнейшие отложения земной коры, представленные гнейсами, гранито-гнейсами и мигматитами нижнего архея, гнейсами, гранито-гнейсами, гранулятами и метабазитамн беломорской серии верхнего архея, метаморфизованными вулканогенно-осадочными образованиями карельской серии сред­ него протерозоя и разновозрастными магматическими комплексами различного состава, среди которых наибольший интерес на апа­ титы представляют интрузии трех щелочных формаций: щелочногаббропдной, щелочно-ультраосновной и нефелин-сиенитовой.

Кпозднекарельской формации щелочных габбропдов, щелочных

инефелиновых сиенитов относятся массивы Гремяха-Вырмес, Цагинскин и Елетьозерский (рис. 16). Наиболее многочисленными яв­

ляются массивы каледонской щелочно-ультраосновной формации: Себльярвский, Салланлатвинский, Вуорнярвский, Ковдорский, Африкандский, Хабозерский, Сахарпокский, Курганский, Салмагорский, Песочный и массивы Турьего мыса. К герцинской формации агпаитовых нефелиновых сиенитов принадлежат наиболее крупные Хибинский и Ловозерский массивы.

Анализ фактического материала показал, что богатые апатито­ носные интрузии находятся среди пород среднепротерозойской имандра-варзугской серии. В толщу нмандра-варзугскнх пород внедрен щелочно-ультраосновной плутон Песочный, а Хибинский массив контактирует с этой толщей с юга и юго-запада. По дан­ ным формационного анализа, в Кольском регионе фосфатоноснымн должны быть породы имандра-варзугской, кейвской серий и метаморфизованные вулканогенно-осадочные образования нижнего протерозоя. Нами было произведено опробование на фосфор пород этих серий, а также архейских гнейсов. Установлена очень слабая фосфатоносность архейских толщ (0,05—0,11% Р2О5) и повышен­ ная — пород кейвской (до 0,40—0,55 Р20 5) п имандра-варзугской (до 1,30% Р2О5) серий.

В конце протерозоя и в палеозое произошло внедрение щелоч­ ных магм в различные геологические формации. Магмы, которые по пути внедрения и во время остывания долго контактировали с фосфатоносными и слабофосфатоносными осадочно-вулканоген­ ными толщами, обогатились фосфором. Возможность обогащения щелочного массива фосфором определяется его длительностью формирования: чем крупнее интрузия, тем она медленнее остывала. Так, процесс остывания Елетьозерского массива площадью 100 км2 продолжался десятки миллионов лет. Еще более продолжительным было остывание крупного Хибинского массива, который распола­ гается между архейской нефосфатной гнейсовой толщей на севере и северо-востоке и фосфатоносной имандра-варзугской серией на юге и юго-западе. Автор предполагает, что за счет поглощения фосфора из этих толщ стал фосфатоносным Хибинский массив. Дальнейшая судьба фосфора — быть ли рассеянным в больших объемах щелочного массива или, сконцентрировавшись, создать бо­ гатые залежи, зависит от присутствия в массиве резко контрастных

30

пород, преимущественно нефелин-пироксеновых. Последние в ще- лочно-ультраосновных (Ланда, 1966) и, видимо, в других щелоч­ ных формациях образуются как из магматических расплавов, так и при метасоматизме, возникающем в связи с интрузиями этих рас­ плавов. При наличии таких пород под влиянием метасоматическнх

Рис. 16. Схематическая геологическая карта северо-восточной части Бал­ тийского шита. Составил Н. Г. Латыпов, использованы материалы К. О. Кратц (1958 г.), Т. Н. Спижарского (1966 г.).

1 —граннтоиды нижнего архея2; —метаморфнзованные вулканогенно-осадочные образования нижнего архея3 —;интрузии основных пород верхнего архея4 —интру; ­ зии кислых пород верхнего архея; 5 —метаморфнзованные вулканогенно-осадочн

образования верхнего архея6 —;ннжнепротерозойские щелочные граниты; 7 —мета- морфнзовапные вулканогенно-осадочные образования нижнего протерозоя8 —вулка; ­

ногенно-осадочные образования среднего протерозоя9 —иотнпй; ;10 —рпфей;И — позднекарельская щелочно-габброндная формация (массивы14 —:Елетьозерскпй, 15 —Гремяха-Вырмес16,—Цагпнскнй); каледонская щелочно-ультраосновная форма­

ция (массивы:3 —Себльярвскнй4,—Вуорнярвскии, 5 —Салланлатвниский, б —Хаб- озерскнй, 7 —Озерский8 —,Песочный9, —Турий мыс10, —Сахариокскнй11, —Кур* гннскпй,12 —Ковдорскпн13, —Салмагорскнй);12 —герцннская нефелнн-сненнтовая формация (массивы: / —Хибинский2 —;Ловозерский);13 —среднепротерозойскне

граниты.

процессов фосфорные соединения щелочного массива, скапливаясь в зоне контакта с ультраосновиыми или близкими им породами, об­ разуют богатые метасоматические апатитовые руды.

Большинство исследователей считают, что основные залежи апа­ тита в Хибинском массиве образовались магматическим путем.

91

Ча с т ь т р е т ь я

СТРУКТУРНО-ФОРМАЦИОННЫЕ ОБСТАНОВКИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ САМОРОДНОЙ СЕРЫ

ОРУДЕНЕНИЕ В ВУЛКАНОГЕННЫХ КОМПЛЕКСАХ

I. Структурно-формационные особенности Малетойваямского серного месторождения на Камчатке

В последнее время резко возрос интерес геологов к вулканоген­ ным серным месторождениям как наиболее реальной местной сырьевой базе для развивающихся на Советском Дальнем Востоке химической и бумажно-целлюлозной промышленности. Связано это с началом геологоразведочных работ на месторождениях метасоматического генетического типа, к которому относятся все более или менее крупные по запасам месторождения Тихоокеанского се­ роносного пояса (Власов, 1969).

Северокамчатский сероносный район и Малетойваямское место­ рождение изучались В. М. Еркиным, Ю. А. Касабовым, А. Е. Ко­

кольского рассматривались вопросы общей геологической позиции серного оруденения района, вещественного состава руд и вмеща­ ющих гидротермально-измененных пород, генезиса месторождения. Автор делает попытку отразить роль основных геолого-структур­ ных факторов в локализации серного оруденения и на этой основе дать оценку перспектив Малетойваямского месторождения.

Северокамчатский сероносный район занимает площадь около 9000 км2, располагаясь в юго-западной части Корякского нагорья. В его геологическом строении принимают участие неогеновые эф­ фузивно-пирокластические и туфогенно-осадочные образования, мелкие субвулканические интрузии' и экструзии преимущественно среднего' состава. Широко представлены гидротермально-изменен­ ные породы (вторичные кварциты и пропилиты). Развиты также верхнеплиоценовые — четвертичные рыхлые отложения различного генезиса.

93

В тектоническом отношений район принадлежит Центральнокамчатскому вулканогенному поясу — крупной зоне неогенового и четвертичного вулканизма, проходящей по оси Камчатского полу­ острова в северо-восточном направлении и затухающей в Коряк­ ском нагорье. В пределах Северокамчатского сероносного района вулканический пояс располагается в полосе глубинных разломов се­ веро-восточного простирания, сформированной на стыке Корякской

ского, IV — Вироваямского.

складчатой зоны, входящей в состав Западно-Камчатско-Коряк- ской кайнозойской складчатой области и Олюторского прогиба, относящегося к Курило-Восточно-Камчатской геосинклиналы-ю- складчатой системе.

Зона глубинных разломов, получившая название Вывенской, выражена на поверхности линейно вытянутыми вулканическими хребтами, полями гидротерма'лыю измененных пород, сериями даек и цепочками субвулканических интрузий (рис. 17). Существо­ вание Вывенской зоны глубинных разломов подтверждается регио­ нальными гравиметрическими работами (Т. В. Тарасенко и др. 1963 г.).

94

Все месторождения и многочисленные проявления самородной серы пространственно располагаются в полосе образований вулка­ нического пояса. Вывенская зона глубинных разломов, контролиру­ ющая проявления неогенового и четвертичного вулканизма, с ко­ торым генетически связывается серное оруденение, является для района рудоопределяющей структурой.

В районе известны два месторождения (Малетойваямское и Ветроваямское) и около сотни проявлений самородной серы, кото­ рые концентрируются в четырех сернорудных узлах: Ветроваямском, Малетойваямском, Игуноваямском и Вироваямском. Геолого­ структурная позиция сернорудных узлов определяется пересече­ нием Вывенской зоны глубинных разломов северо-западными зо­ нами разрывных нарушений, которые закладывались в неогеновое время в результате дифференциального движения отдельных бло­ ков на фоне общего поднятия территории. В участках пересече­ ния этих двух структурных элементов, как правило, располагаются наиболее крупные вулканические аппараты — андезитовые страто­ вулканы над интрузиями, по Г. М. Власову. Вдоль разрывов севе­ ро-западного направления локализуются широкие поля гидротер­ мально измененных пород формации вторичных кварцитов.

Линейные трещинные зоны северо-западного направления, кон­ тролирующие размещение полей вторичных кварцитов и генетиче­ ски связанных с ними месторождений и проявлений самородной серы, являются, по нашему мнению, основными рудоконтролиру­ ющими структурами района.

Размещение месторождений и проявлений самородной серы внутри сернорудиых узлов и морфологические особенности отдель­ ных рудных тел обусловлены широко развитыми различно ориен­ тированными разрывными нарушениями, являющимися рудопод­ водящими и рудоограничительными структурами с литологией и строением разреза, гетерогенны по проницаемости слоистых рудо­ вмещающих вулканогенных образований.

Геологическое строение месторождения. Рудное поле Малетойваямского серного месторождения объединяет два пространственно обособленных участка: Центральный и Юбилейный.

В пределах рудного поля развиты эффузивные, пирокластиче­ ские и туфогенно-осадочные образования нижней и верхней под­ свит корфовской свиты верхнемиоцен-плиоценового возраста. На большей части площади корфовские вулканиты изменены до вто­ ричных кварцитов и пропилитов и перекрыты мощным чехлом сов­ ременных рыхлых отложений, это затрудняет расшифровку геоло­ гического строения рудного поля.

Преобладающим распространением на месторождении пользу­ ются рудовмещающие отложения нижнекорфовской подсвиты, ко­ торые слагают днище широкой корытообразной долины р. Малетойваям. Литологически эти образования весьма не выдержаны и представлены агломератовыми и псаммито-псефитовыми литокластическими и литокристалло-кластическими туфами среднего

95

состава, пироксеновыми и двупироксеновыми, реже роговообман- ково-пироксеновыми андезитами, туфогенными алевролитами, песчаниками, гравелитами и конгломератами. Месторождение ло­ кализуется в зоне фациального перехода инжнекорфовских ла­ гунно-осадочных туфогенных и угленосных образований в их эффузивно-пирокластические аналоги.

Типичные лагунно-осадочные отложения нижнекорфовской подсвиты обнажаются в обрывах р. Малетойваям в 2 км севернее Центрального участка; пласты крупногалечных и валунных туфо­ генных конгломератов переслаиваются с туфогенными песчани­ ками и алевролитами. В их составе отмечаются линзы лигннтов, обугленные растительные остатки и опализированные обломки дре­ весины. Несколько южнее в выходах туфогенно-осадочных пород проявляются маломощные (0,5 м) потоки андезитов, которые к югу, совместно с горизонтами пирокластики, постепенно полностью вы­ тесняют лагунно-осадочные отложения.

На Центральном участке месторождения развиты в основном континентальные эффузивно-пирокластические образования с пре­ обладанием псаммито-псефитовых и агломератовых туфов. Туфо­ генные конгломераты, гравелиты и алевролиты с обугленными растительными остатками отмечаются здесь в виде маломощных (0,5—5, реже 10—15 м) прослоев и линз. Далее к югу (участок Юбилейный) в составе инжнекорфовских вулканитов, по данным бурения, в основном развиты андезиты и андезито-базальты. Мощ­ ность редких прослоев пирокластики невелика.

Фациальные взаимопереходы инжнекорфовских отложений яв­ ляются отражением зонального строения вулканического пояса, обусловленного наличием трех субпараллельных зон разрывов се­ веро-восточного простирания, вдоль которых сформировались цент­ ральная зона вулкано-тектонических поднятий и периферические зоны относительно опусканий. Последние в нижнекорфовское время представляли собой области аккумуляции, где формирова­ лись лагунные вулканогенно-осадочные отложения.

Для Центрального участка характерно трехчленное строение инжнекорфовских отложении. В центре участка четко выделяются три пачки пород: верхняя мощностью до 40 м представлена пере­ слаиванием грязно-зеленых туфолав биотитсодержащих андезитов с грубообломочными литокристаллокластическими туфами; сред­ няя— преимущественно псефитовые туфы общей мощностью 150— 170 м с пятью прослоями псаммито-алевритовых туфов, туфоген­ ных песчаников и туффитов мощностью до 10—13 м; и нижняя мощностью более 200 м с преобладанием агломератовых туфов среднего состава с прослоями пироксеновых андезитов и андезитобазальтов мощностью до 38 м, с эпизодическими маломощными прослойками мелкообломочных туфов, туффитов, туфогенных песчаников и гравелитов (рис. 18).

На юге Центрального участка в верхней пачке, мощность ко­ торой увеличивается до 10 2 м, преобладают двупироксеновые бно-

96

титсодержащие андезиты, их туфолавы и грубообломочные туфы; мощность средней пачки уменьшается до 55 м, в ее составе почти полностью отсутствуют прослои туфогенно-осадочных пород; в ни­ зах разреза вскрыты андезито-базальты мощностью 50 м.

Образования верхнекорфовской подсвиты имеют на месторож­ дении резко подчиненное значение; развиты они по западной, во­ сточной и юясной границам рудного поля, слагая верхние части склонов долины р. Малетойваям и приводораздельную часть Ко-

Рис. 18. Геологический разрез Центрального участка

/ —рыхлые четвертичные образования2 —; преимущественно кварцевые и сульфидно* кварцевые породы3;—серные кварциты4 ;—алуннтовые породы5 —;каолнннт-алуннто- вые породы;6 —каолиннт-кварцевые породы; 7 —каолнннт-монтморнллоннтовые поро 8 —монтмориллонитнзированные и пропклнтизнрованные породы9 — фациальные; гра­ ницы; 10 —подошва верхней экранирующей пачки пород нижнекорфовской подсвнт (туфолавы и агломератовые туфы11);—подошва средней рудовмещающей пачки пород нижнекорфовской подсвнты (преимущественно псаммнто-псефитовые1 2 —туфыконтур);

серных залежей1;3 — разломы(а —рудоподводящне6 ,— рудоограннчнтельные).

рякского хребта. Строение подсвиты простое. Она состоит из не­ скольких (20—25) пологозалегающих (7—10°) лавовых покровов, среди которых преобладают двупироксеновые андезиты. В подчи­ ненном количестве отмечаются пироксеновые андезито-базальты (в низах подсвнты), а также роговообманковые биотитсодержащие андезиты и андезито-дациты, которые обычно венчают отложения подсвиты. Мощности отдельных покровов колеблются от 3—5 до 15—20 м. Общая мощность эффузивов верхнекорфовской подсвнты

по величине эксплозивности: нижняя, существенно туфовая, с коэффициентом эксплозивности 60—70% и верхняя, почти це­ ликом эффузивная, коэффициент эксплозивности которой достигает 10 —2 0 %; для нижней подсвиты характерна значительная фа­ циальная изменчивость как по мощности, так и по простиранию; верхняя подсвита представлена сравнительно выдержанной эффу­ зивной фацией. Вулканиты обеих подсвит характеризуются слабой дифференциацией по химическому составу (от аидезито-дацитов до андезит-базальтов).

Гидротермально-измененные породы и морфология серных за­ лежей. Серные руды Малетойваямского месторождения локализу­ ются в участках развития гидротермально измененных пород фор­ мации вторичных кварцитов, которые развиваются по наиболее пористым образованиям нижнекорфовской подсвпты. Верхпекорфовскне вулканиты гидротермальными изменениями не затронуты, что косвенно указывает на наличие некоторого перерыва между периодами формирования двух подсвит.

Рудное поле охватывает северную половину крупной зоны гид­ ротермально измененных пород, вытянутой в северо-западном на­ правлении в виде полосы ширимой 500—700 м на протяжении 7 км. Внутреннее строение массива гидротермально-измененных пород сложное, обусловленное наличием различно ориентированных ку­ лисообразных зон вторичных кварцитов, аргнллитнзированных по­ род и пропилитов, локализованных вдоль рудоподводящих разло­ мов и трещинных зон северо-западного и близмеридионального простирания.

В. М. Еркин установил, что в расположении различных фаций гидротермально-измененных пород четко проявляется субверти­ кальная боковая асимметричная зональность, обусловленная ми­ грацией гидротермальных растворов по пологозалегающему про­ ницаемому горизонту, нейтрализацией растворов в кровле и по­ дошве этого горизонта, различными физико-химическими услови­ ями в верхней и нижней частях потока гидротерм.

Идеализированная схема различных минеральных фаций гид­ ротермально-измененных пород на месторождении представляется в следующем виде (от периферии к центру): пропилитизированные породы — преимущественно монтмориллонитнзнрованные породы — серицит-кварцевые породы (на Юбилейном участке)— каолинмонтмориллонитовые породы — каолин-кремнистые породы с се­ рой— алунит-каолнн-кварцевые породы с серой — серно-алунпто- кварцевые породы — серные кварциты — монокварциты с серой — сульфидно-кварцевые породы с серой.

Гидротермально-измененные породы Юбилейного участка отли­ чаются по составу и положению отдельных фаций, что вызвано иным литологическим и химическим составом исходных пород и их расположением вблизи долгоживущих рудопроводящих трещин. Главное отличие заключается в преобладании центральных фаций (монокварцевых и сульфидно-кварцевых пород с серой) и в малой

98

мощности кварцевых фаций; среди последних интерес представляет появление кварц-хлорит-карбоиат-серицитовых пропилитов.

Серное оруденение тяготеет к центральным фациям гидротер­ мально-измененных пород, образуя в зависимости от веществен­ ного состава различные природные типы руд: серно-алуиитовые и серные кварциты, алунит-каолин-кварцевые, каолин-кремнистые, сульфидно-кварцевые и монокварцевые породы с серой. Серонос­ ные породы размещаются в залежах сложного строения, в которых неправильные пласто- и линзообразные серосодержащие тела чере­

Верхняя и Нижняя, разделенные толщей практически безрудных каолинит-монтмормллонитовых и слабо осериенных кварц-каолини- товых пород мощностью от 10—15 м и до 40—60 м (см. рис. 18). На Юбилейном участке, по предварительным данным, устанавли­ ваются две залежи, разделенные толщей безрудных пропилитизированных андезитов.

Мощности серных залежей варьируют в широких пределах от первых метров до 80—100 м, увеличиваясь главным образом вблизи зон рудоподводящих разломов и в местах пересечения их с разломами других направлений. Внутреннее строение залежей характеризуется чередованием прослоев серных руд с прослоями забалансовых руд и пустых пород. Количество последних в разрезе залежей от 1—2 до 4—5, мощность в большинстве случаев не пре­ вышает 4—12 м. Линейный коэффициент рудоносности по скважи­ нам изменяется от 0,5—0,6 до 1,0.

Для серных залежей характерны резкие колебания мощности на небольшом расстоянии, тупое выклинивание вдоль зон рудоог­ раничительных разрывов, широкое варьирование коэффициента рудоносности, пологий наклон. Основную роль в формировании морфологии рудных тел сыграли рудоподводящие и рудоограни­ читель иые разрывные нарушения, а для Центрального участка также литология исходных пород.

Строение разреза рудовмещающей нижнекорфовской под­ свиты— наличие верхнего экрана литологически более благопри­ ятного мощного горизонта для сероотложения — обусловило фор­ мирование крупных пластообразных залежей. Залегание кровли сероносных пород подчиняется наклону верхней экранирующей пачки. Серосодержащие вторичные кварциты выходят на поверх­ ность в северной части Центрального участка и полого погружа­ ются иа юго-восток согласно погружению волнистой подошвы экрана. Сложное внутреннее строение серных залежей отчасти объясняется литологией исходных пород. Наличие внутри 'благо­ приятного для сероотложения горизонта дополнительных экрановловушек, представленных тонкими прослоями плотных туфогенно­ осадочных пород или эффузивов, привело к отложению под ними