Betekhtin

Глава 2. Ассоциации минералов в горных породах и рудных месторождениях 681

ва. Однако, как показывают взаимоотношения рудных тел с вметающи ми породами, кристаллизация этих сульфидных расплавов происходила уже после кристаллизации материнских пород.

Детальное изучение возрастных соотношений минеральных ассоциа ций в рудных телах нередко показывает, что в заключительные моменты процессов образования магматических минералов возникают, правда в подчиненных количествах, более низкотемпературные ассоциации, отве чающие уже гидротермальной стадии рудообразования. Рудные тела по отношению к материнским породам представляют, как правило, более поздние образования.

Среди ультраосновных пород (дунитов и перидотитов) встречаются месторождения хромита, представленные часто почти сплошными мас сами хромшпинелидов в виде гнездообразных, линзообразных и столбо образных рудных тел. В миаролитовых пустотах и в трещинах среди них иногда наблюдаются более низкотемпературные образования уваровита, хромдиопсида, хромовых хлоритов и других хромсодержащих гидросили катов. В некоторых провинциях ультраосновных пород со скоплениями хромшпинелидов парагенетически тесно связаны минералы группы пла тины и осмистого иридия (Средний и Северный Урал). К кимберлитам Южной Африки приурочены месторождения алмаза.

В пироксенитах и габбро распространены месторождения титаномаг нетита в виде густовкрапленных руд (Качканарское) и сплошных жи лообразных масс (Кусинское на Урале). В этих рудах в ассоциации с ва надийсодержащим титаномагнетитом обычно наблюдаются роговые обманки, полуразложенные полевые шпаты, в ничтожных количествах сульфиды (пирит и халькопирит), иногда апатит, а из вторичных — хло риты, эпидот, цоизит и др.

С некоторыми основными породами, преимущественно габбро нори тами (с ромбическим пироксеном), а иногда и ультраосновными породами связаны месторождения медно никелевых сульфидных руд, состоящих глав ным образом из пирротина и в подчиненных количествах из кобальтонос ного пентландита, халькопирита и магнетита. В виде более поздних об разований встречаются миллерит, никеленосный и кобальтоносный пирит и др. Нередко присутствуют в них также минералы группы платины, чаще всего палладистая платина, сперрилит, изредка лаурит и др.

Таким образом, в ультраосновных и основных интрузивных породах скопления в виде рудных месторождений образуют элементы группы железа: Ti, V, Cr, Fe, Co, Ni с примыкающей к ним группой платины, а также Сu. Марганец находится в рассеянном состоянии в виде изоморф ной примеси к железу и кальцию в окислах и силикатах.

Для кислых интрузивных пород мы не знаем примеров сколько нибудь существенных месторождений тяжелых металлов. В нефелиновых сиени тах, богатых Na2O, как исключение известны крупные месторождения

апатита, в которых в качестве минералов спутников встречаются нефе лин, в меньших количествах эгирин, щелочные амфиболы, сфен, титано магнетит и др. Известны также месторождения лопарита.

Важнейшие ассоциации минералов в пегматитах. Главная масса пег матитовых образований, возникающих в глубинных условиях, связана с

гранитами и нефелиновыми сиенитами. В большинстве случаев они пред ставлены незначительными по объему телами неоднородного, часто зо нального строения (см. рис. 53) и являющимися более поздними по отно шению к материнским породам. Они нередко залегают в виде типичных жил. Реже наблюдаются столбообразные и линзообразные тела.

По строению среди пегматитовых образований различают тела с сим метричным расположением зон по отношению к зальбандам и тела с не симметричным зональным строением.

Пегматиты издавна привлекали к себе внимание тем, что в их пусто тах («занорышах») иногда встречаются друзы с хорошо образованными крупными кристаллами дымчатого кварца, топаза, турмалина, берилла и других драгоценных и полудрагоценных камней. Особый интерес пред ставляют также графические срастания полевого шпата и кварца, проис хождение которых окончательно еще не выяснено.

Обычные пегматиты состоят в основном из тех же минералов, что материнские породы, но представлены необычайно крупнозернистыми агрегатами. Однако во многих пегматитовых образованиях обычно в не больших количествах наблюдаются и другие, самые различные по соста ву минералы, содержащие редкие элементы (Li, Be, Sr, Rb, Cs, Y, редкие земли, Nb, Та, Zr, Hf, Th, U, W и др.), а также летучие (F, В, Cl и др.).

Весьма характерно, что в гранитовых пегматитах большинство ред ких минералов приурочено к участкам, подвергшимся альбитизации, т. е. замещению грубозернистых масс калиевых полевых шпатов альбитом, иногда до полного превращения их в мелкозернистые альбититы. Эти метасоматические явления относятся уже к более поздней, гидротермаль ной стадии процессов минералообразования.

Вопрос о происхождении пегматитов, несмотря на имеющийся боль шой фактический материал по их составу, сведенный в монографии акад.

А.Е. Ферсмана «Пегматиты», пока остается еще не разрешенным. По пред ставлениям А. Е. Ферсмана, пегматиты образовались из остаточных сили катных расплавов, обогащенных летучими соединениями. Процесс мине ралообразования сложен и протекает в широком интервале температур — от 700 до 100 °С. С этим связываются разнообразие минерального соста ва и сложное строение многих пегматитовых тел. В последнее время акад.

А.Н. Заварицкий, исходя из физико химических представлений, подверг критике «теоретическую схему Фогта — Ниггли» и пришел к выводу, что пегматиты образовались не путем кристаллизации какого либо остаточ ного расплава, а путем перекристаллизации породы под влиянием оста

Глава 2. Ассоциации минералов в горных породах и рудных месторождениях 683

точных газовых растворов, скопившихся в определенных местах и нахо дившихся в равновесии с минералами этой породы.

Подробное деление гранитных пегматитов на типы дано А. Е. Ферс маном в его упомянутой монографии. Однако значительно изменяюще еся количественное соотношение минеральных ассоциации не позволяет провести резкой границы между разными типами. Мы здесь отметим лишь наиболее важные для промышленности и интересные в минералогиче ском отношении типы.

1.Топазо берилловые пегматиты. В центральных частях этих пегмати тов среди друзовых полостей (см. рис. 53), стенки которых образованы гранями крупных кристаллов микроклина и дымчатого кварца, встреча ются прекрасно образованные кристаллы бледноокрашенного топаза, а

вдругих случаях — берилла, вернее, аквамарина (совместно эти минера лы наблюдаются редко), «гребешки» пластинчатых кристаллов альбита, кристаллы лепидолита, турмалина, изредка касситерита, минералов Nb и Та и др. Ближе к зальбандам, среди зон «письменного гранита», встре чаются кристаллы мусковита, турмалина, иногда биотита.

2.Турмалино мусковитовые пегматиты (Мамско Витимский район), имеющие важное промышленное значение, сравнительно бедны минера лами и лишены миаролитовых пустот. Мусковитовые пегматиты, часто залегающие в гнейсах и слюдяных сланцах, кроме полевых шпатов (кис лых плагиоклазов, микроклина), кварца и крупных скоплений мускови та, могут содержать турмалин, апатит, гранат, ортит, монацит, рутил, сульфиды и др. Богатые черным турмалином пегматиты, помимо обыч ных полевых шпатов, мусковита и часто хлоритизированного биотита в участках, сложенных серой кварцевой массой, кроме турмалина, в неболь ших количествах содержат иногда берилл, апатит и другие более редкие минералы.

3.Пегматиты с редкими элементами (Иттерби в Швеции) характе ризуются широким разнообразием «черных» минералов (Nb, Та, Fe, Ti, Zr, Th, U, Y, редких земель, Sn, W и др.) таких как колумбит, танталит, ильменит, рутил, ильменорутил, циркон, торит, гадолинит, фергюсонит, самарскит, эвксенит, эшинит, касситерит, уранинит, монацит, ксенотим, ортит и др.

В этих же пегматитах встречаются апатит, гранат, турмалин, берилл, хри зоберилл, фенакит, гельвин, топаз, флюорит, карбонаты, сульфиды и др.

4.Пегматиты с минералами лития содержат скопления таких мине ралов, как сподумен, лепидолит, иногда фосфаты лития (амблигонит, литиофиллит, трифилин), розовый, красный (рубеллит), синий или зе леный турмалин, бесцветный, розовый берилл (воробьевит), спессартин, марганцовистый зеленый апатит, касситерит, поллуцит, циркон, монацит, манганоколумбит, флюорит и др. Таким образом, для этого типа пегмати тов характерны повышенные содержания Li, Mn, Са, а также Cs.

Кроме указанных пегматитов «чистой линии», А. Е. Ферсман различа ет также пегматиты «скрещения», возникающие в случае реакций пегма титовых растворов с вмещающими породами иного состава. Под влияни ем этих реакций существенно меняется как химический, так и минеральный состав самих пегматитов и приконтактовых зон вмещающих пород. Напри мер, при воздействии богатых кремнеземом гранитных пегматитовых раст воров на бедные им ультраосновные породы (серпентиниты) образуются пегматиты с сильно пониженным содержанием кремнезема и окиси калия, о чем можно судить не только по отсутствию в них кварца, но и по образо ванию основных (более бедных SiO2, но более богатых CaOи Аl2О3) плаги оклазов, иногда в парагенезисе с корундом. Зато серпентиниты в прикон тактовых зонах замещены биотитом, тальком, актинолитом и хлоритами, т. е. минералами, более богатыми SiO2 по сравнению с серпентином.

Гораздо менее распространенные нефелино сиенитовые пегматиты (Ильменские горы), в отличие от гранитных пегматитов, не содержат квар ца и обычно сложены микроклином, нефелином, нередко обогащены био титом, лепидомеланом, в меньших количествах содержат эгирин, аль бит, содалит, канкринит, циркон, апатит, иногда сфен, ильменит, минералы группы пирохлора, флюорит, гидраргиллит, цеолиты, кальцит. В других провинциях щелочных пород среди пегматитовых образований, помимо обычных щелочных силикатов, встречаются разнообразные сложные си ликаты Zr, Ti, TR, Са, Na, Nb, Та (эвдиалит, лампрофиллит, ринколит), минералы группы перовскита (лопарит) и др.

Ассоциации минералов в контактово8метасоматических образова8 ниях. Наиболее интенсивные проявления процессов реакционного ме тасоматоза (скарнообразования) приурочены и контактам массивов инт рузивных, преимущественно среднекислых пород — кварцевых диоритов, гранодиоритов, монцонитов (см. рис. 54), с карбонатными вмещающими породами (известняками, отчасти доломитами). Согласно современным представлениям (Д. С. Коржинский), в контактовых ореолах, образу ющихся в условиях сравнительно небольших глубин под влиянием пост магматических (пневматолито гидротермальных) растворов, пропитыва ющих породы в зоне контакта, совершаются химические взаимодействия между интрузивной породой и известняками. При этом происходит не только изменение известняков (экзоконтактовый метаморфизм), но и застывшей интрузивной породы (эндоконтактовый метаморфизм).

Таким образом, процесс скарнообразования является относительно более поздним по сравнению с процессом кристаллизации магматических пород. При этом, как выяснилось, явления ассимиляции вмещающих по род магмой при ее внедрении не играют существенной роли в составе продуктов скарнообразования и связанного с ним оруденения.

На интенсивность развития процессов скарнообразования оказыва ют влияние не только состав выделяемых магмой эманации и не только

Глава 2. Ассоциации минералов в горных породах и рудных месторождениях 685

форма, размеры, условия и глубина залегания материнских интрузивов, но также состав вмещающих пород и их тектоника. Исследования пока зывают, что эти процессы развивались преимущественно вдоль контак тов различных по физическим свойствам и составу пород (гранитоидов и карбонатных пород), а также вдоль плоскостей отслаивания среди вме щающих разнородных осадочных толщ и вдоль зон нарушения в окру жающих породах (рис. 374) и иногда в самих гранитоидах. Наибольшие мощности скарновых тел часто приурочены к местам сочленения тек тонических нарушений. В частности, с ними часто связаны богатые ше елитом кварцевые жилы.

Экзоконтактовый метаморфизм на ранней стадии выражается в об разовании за счет известняка так называемых скарнов, т. е. богатых каль цием силикатов Mg, Fe, Al: гранатов, главным образом андрадита, пиро ксенов — салита, геденбергита, а также магнетита и гематита (часто в виде мушкетовита). Иногда образуются волластонит, датолит, скапо лит, шеелит, гельвин, ильваит и др. Нередко скарны имеют сложное стро ение и мощность их достигает десятков метров. Местами они совершен но не проявляются, и интрузивная порода контактирует непосредственно с известняками.

Эндоконтактовые изменения выражаются в образовании безжелези стых, но богатых кальцием и более бедных кремнеземом силикатов: пла гиоклазов (вплоть до анортита), диопсида за счет роговой обманки, грос суляра, везувиана и др.

Сравнивая составы образующихся минералов между собой, нетрудно видеть, что в зоне эндоконтактового метаморфизма имел место привнос главным образом Са и частичный вынос Si, Al и Fe, которые участвуют в экзоконтактовом метаморфизме известняков. Однако главная масса же леза, входящего в состав магнетита, гематита, андрадитовых и геденбер гитовых скарнов, а также магния, несомненно, привносится с растворами в виде каких то легкорастворимых, вероятнее всего, хлористых, соедине ний. Интенсивность метаморфизма, очевидно, связана с химической ак тивностью растворов, обусловленной растворенными в них минерализа торами (Cl, F, B и др.).

Вболее позднюю стадию контактового метаморфизма, отвечающую уже типичной гидротермальной стадии, имеет место разложение скарнов

собразованием эпидота, хлоритов в сопровождении кварца, кальцита, флюорита и нередко сульфидов: пирротина, халькопирита, пирита, иногда кобальтина, молибденита и др.

Вгенетической связи с экзоскарнами известны крупные месторожде ния магнетитовых (горы Магнитная, Высокая и др.), вольфрамовых и молибденовых (шеелита и молибденита), медных, изредка свинцово цин ковых и других руд. Образование сульфидных месторождений отвечает более низкотемпературной стадии процессов рудообразования, нередко

Глава 2. Ассоциации минералов в горных породах и рудных месторождениях 687

лее низких температур, как об этом свидетельствуют пока еще отрывоч ные данные по изучению гомогенизации газово жидких включений в ми нералах при нагревании1.

Для многих жильных гидротермальных месторождений характерна многостадийность минерализации, т. е. неоднократное возобновление циркуляции рудоносных растворов в связи с повторными приоткрыва ниями трещин. Наложение новых стадий минерализации выражается либо в образовании разновозрастных, иногда пересекающихся прожил ков в ранее отложенном материале, либо брекчий, в которых обломки ранних минеральных образований цементируются более поздними, либо, наконец, в пересечении жил между собой. При этом минеральный состав нередко меняется, что свидетельствует и об изменении состава последо вательно поступающих растворов. Последнее обстоятельство, по пред ставлениям акад. С. С. Смирнова, связано с прерывистой деятельностью гидротермальных растворов, появлявшейся в пределах одних и тех же трещин или вдоль вновь возникавших в пределах рудного поля в связи

свозобновлением трещинообразования.

Вгидротермальных месторождениях распространены минералы та ких важнейших для промышленности элементов (см. рис. 55), какими являются цветные металлы — Сu, Pb, Zn, (Cd), (In), (Ge); редкие метал лы — W, Sn, Mo, Ni, Co, Bi, As, Sb, Hg, Те; благородные металлы— Au и Ag; радиоактивные металлы— U, отчасти редкие земли и иногда черные ме таллы — Fe, Mn. С некоторыми гидротермальными месторождениями связаны скопления нерудного минерального сырья; талька, асбеста, флю орита, барита, магнезита, исландского шпата, алунита и др.

Главная масса металлогенных элементов в гидротермальных месторож дениях наблюдается в виде сульфидов, арсенидов, в меньшей степени —

ввиде самородных металлов (Au, Ag, Cu, Bi, As, Sb, Те), отчасти — в виде кислородных соединений (Sn, W, Fe, Mn и др.). Все это — элементы правой части таблицы Менделеева (построенной по длинным периодам), обра зующие ионы с 18 электронной оболочкой и примыкающие к ним слева элементы с несимметричным строением ионов. Из типичных петроген ных элементов среди гидротермальных образований подавляющее зна чение имеет Si, главным образом в виде кварца и отчасти силикатов (тур малина, хлорита, талька и др.), а также Са и Mg, обычно в виде карбонатов,

вменьшей степени — силикатов (Mg), флюорита (Са) и др. Алюминий

1 Раньше придавали слишком большое значение отдельным минералам, как «геоло гическим термометрам». Изучение парагенетических соотношений в самых различных типах руд убеждает в том, что большинство минералов гидротермальных месторожде ний может выпадать из растворов в пределах весьма широкого интервала температур (вплоть до самых низких). Прежние представления о том, что каждому минералу отве чает какая то определенная температура его образования, для постмагматических обра зований являются неправильными.

Глава 2. Ассоциации минералов в горных породах и рудных месторождениях 689

втретьих — молибденит в тонкочешуйчатых формах среди кварцевой мас сы или в виде крупнопластинчатых оторочек по краям жил. Эти минералы встречаются также совместно в одних и тех же жилах. В виде минералов примесей местами устанавливаются: шеелит, арсенопирит, самородный висмут, пирротин, пирит, сфалерит, халькопирит, в других жилах — поле вые шпаты, слюды, иногда флюорит, топаз, берилл, турмалин и др. Часто устанавливаются околожильные изменения боковых пород, выражающи еся либо в грейзенизации гранита с новообразованиями кварца, мусковита, литиевой слюды, флюорита, реже топаза, турмалина и др., либо в образо вании слюдяных или кварцево слюдяных оторочек за счет осадочных или метаморфических пород, в которых залегают эти жилы.

2.Золотосодержащие кварцевые жилы обычно почти не содержат при месей каких либо других минералов. Однако нередко в парагенезисе с самородным золотом встречаются в очень незначительных, а иногда и существенных количествах (Березовское, Дарасунское месторождения) самые обычные сульфиды: пирит, галенит, сфалерит, халькопирит, ар сенопирит, блеклые руды; из нерудных минералов, кроме кварца, иногда

взначительных количествах присутствуют кальцит, доломит, барит. Распределение золота в жилах, как правило, крайне неравномерное.

Известны также кварцево турмалиновые и кварцево шеелитовые зо лотосодержащие жилы. Среди месторождений, образовавшихся в близ поверхностных условиях, встречаются редкие типы с теллуридами золо та и серебра.

3.Месторождения сульфидных руд наиболее широко распространены среди гидротермальных образований. По своему составу они чрезвычай но разнообразны. По промышленному содержанию в них того или иного металла различают месторождения медных, свинцово цинковых, поли металлических, мышьяковых, сурьмяных и других руд. Нерудные мине ралы чаще всего представлены кварцем и карбонатами, реже баритом, хлоритом и др.

3.1.Медные месторождения жильного типа (Зангезурское) обычно представлены пиритом, халькопиритом, блеклыми рудами, иногда борни том, эндогенным халькозином, энаргитом, изредка в сопровождении мо либденита, висмута и др. Кроме того, известны крупные месторождения типа вкрапленников, приуроченных к гидротермально измененным апи кальным частям интрузивов и гранитоидных пород порфирового облика.

3.2.Свинцово цинковые месторождения в виде жил (Садонское) или метасоматических залежей в известняках (Кан сай) представлены глав ным образом сфалеритом и галенитом, нередко серебросодержащим, иногда висмутсодержащим. Спутниками в этих рудах обычно являются: пирит, халькопирит, блеклые руды, арсенопирит, реже пирротин, стан нин, касситерит, а в некоторых случаях также буланжерит, джемсонит, бурнонит, прустит, пираргирит, стефанит и др.

Строение галенито сфалеритовых (как и многих других сульфидных) жил часто крайне неоднородное. Рудные минералы наблюдаются либо в виде вкраплений, либо составляют сплошные участки неправильной фор мы, либо распределяются в виде полос, либо выполняют межобломочное пространство в брекчиях и т. д. В некоторых гидротермальных месторож дениях, образовавшихся в близповерхностных условиях, устанавливает ся симметрично полосчатое строение жил.

3.3.Полиметаллические месторождения, т. е. такие, в которых со держится в промышленных количествах несколько металлов, могут иметь самый различный состав. Примером являются алтайские поли металлические руды, содержащие Zn, Pb, Cu, Ag и Аu, представлен ные сфалеритом, галенитом, пиритом, халькопиритом, тетраэдритом, иногда арсенопиритом, самородным золотом, изредка теллуридами Рb

иAg. Нерудные минералы — кварц, барит, анкерит, серицит — присут ствуют в этих рудах обычно в небольших количествах. Изменение бо ковых пород, как и для многих других сульфидных месторождений, выражается в ороговиковании (окремнении), серицитизации или хло ритизации.

3.4.Мышьяковые месторождения представлены либо арсенопирито выми рудами, в которых иногда присутствует золото, иногда висмут (обычно в виде висмутина), либо реальгаро аурипигментовыми рудами с кварцем и кальцитом и в виде примеси с марказитом, антимонитом и др. Условия образования тех и других существенно различны. Реальгаро аурипигментовые руды, в отличие от первых, возникают в условиях низ ких температур и давлений.

3.5.Сурьмяные месторождения представляют собой типичные квар цево антимонитовые жилы, в которых в очень незначительных количе ствах встречаются пирит и другие сульфиды, изредка золото.

3.6.В ртутных месторождениях почти единственным ртутьсодержа щим минералом является киноварь, которая нередко ассоциирует с анти монитом, иногда с примесью марказита, пирита, арсенопирита, а из не рудных минералов обычны кварц, халцедон, кальцит, флюорит, барит и

другие (Хайдаркан). Это типичные низкотемпературные гидротермаль ные месторождения.

4. Упомянем также о редких, оригинальных по составу месторожде ниях арсенидных руд никеля, кобальта с самородным висмутом и сереб ром (Шнееберг в Саксонии). Из арсенидов никеля и кобальта в них рас пространены: никелин, хлоантит — шмальтин, раммельсбергит — саффлорит, скуттерудит, нередко в ассоциации с самородным мышьяком, а также самородным висмутом и самородным серебром.

В некоторых месторождениях наряду с ними встречаются урановая смолка и редкие сульфиды (пирит, марказит, метаколлоидный сфалерит, галенит, блеклая руда, герсдорфит, миллерит, аргентит, прустит, пирар