 |
Месторождения в древних разломах щитов без видимой связи с интрузивами.
|
|
|
|
Урановые месторождения в альбититах известны на Канадском, Бразильском, Индийском и Украинском щитах. Приурочены они к зонам крупных разломов с длительной историей формирования в протерозойское время. Заложение их сопровождалось образованием мигматитов и бластомилонитов. На более поздних этапах активизации возникли многочисленные милонитовые швы и зоны катаклаза, сопровождаемые метасоматическими изменениями пород. Мощность зон измеряется десятками метров.
Альбититы широко распространены вдоль тектонических зон и оперяющих их трещин, слагают тела различной величины, которые группируются в крупные зоны протяженностью в десятки километров и прослеженные до глубины 2,5–3 км. К альбититам приурочено урановое оруденение (рис. 34).
Рис. 34. Схематический план уранового месторождения в альбититах:
1 – рудные тела; 2 – альбититы; 3 – граниты, мигматиты, гнейсы; 4 – основная зона разлома; 5 – тектонические трещины, оперяющие основной разлом
Наиболее интенсивно процессы альбитизации проявлены в гранитах, хуже в гнейсах и кристаллических сланцах.
Промышленные скопления урановых руд связаны с альбититами двух типов – альбит-эгирин-рибекитовыми и альбит-хлорит-эпидотовыми. Альбиты первого типа (серые, розовато-серые до бурых) являются измененными катаклазитами с вкрапленностью уранинита, малакона, апатита и титанита. Альбититы второго типа встречаются реже и имеют более темную окраску (до черно-бурой), в их составе вместо амфибола и эгирина присутствуют хлорит, эпидот и кальцит, а из рудных минералов – настуран, урансодержащий лейкоксен, коффинит, браннерит. Урановые минералы локализуются в зонах мелкой трещиноватости, наложенной на альбититы. Рудные тела имеют форму уплощенных линз, столбообразных штокверков. Размеры отдельных залежей по падению, как правило, в 2–3 раза больше, чем по простиранию, мощность обычно 10–15 м, а содержание урана в среднем около 0,1%. Текстуры руд прожилково-вкрапленные.
|
|
|
Формирование месторождений происходило в несколько стадий. На ранней стадии натриевого метасоматоза при температурах 200–400° С образовались альбититы. Затем во вторую стадию натриево-рудно-карбонатного метасоматоза при 120–300° С отлагались альбит, карбонаты, щелочные темноцветные минералы и минералы урана. В третью стадию окварцевания при 120–140° С образовались кварцевые и карбонатно-кварцевые жилы с сульфидами. Урановые руды образовались преимущественно во вторую стадию процесса, с третьей стадией связано переотложение ранее возникших урановых минералов.
Основные вопросы генезиса урановых месторождений в альбититах, приуроченных к разломам древних щитов, дискуссионны. Одни исследователи относят эти образования к ультраметаморфическим (уран выщелачивался из вмещающих пород и переносился метаморфическими гидротермальными растворами). Другие полагают, что уран-альбититовые месторождения являются постмагматическими гидротермальными, хотя связь оруденения с магматизмом не установлена.
Редкометальные месторождения в микроклиновых и рибекит-микроклин-альбитовых метасоматитах. Микроклиновые метасоматиты с гентгельвином на окраинах древних щитов приурочены к региональным зонам глубинных разломов, прослеживающимся на сотни километров при ширине 1–10 км. Продольными и поперечными разрывными нарушениями рудные поля разбиты на отдельные блоки. Метасоматиты сложены микроклин-пертитом (50–75%), кварцем (15–40%), альбитом (1–5%), поздним решетчатым микроклином (до 10%); в них присутствуют биотит, мусковит, хлорит, флюорит, а также касситерит, колумбит, бастнезит, малакон, циркон, гентгельвин, фенакит.
|
|
|
Рудные тела группируются в рудоносные зоны протяженностью от сотен метров до нескольких километров при мощности в десятки метров. На глубину зоны прослеживаются на несколько сотен метров. Количество рудных тел в зонах колеблется от единиц до нескольких десятков; расположение их в зонах кулисообразное, реже цепочное. Форма тел жилообразная, линзовидная, грушевидная. На верхних горизонтах метасоматиты существенно микроклиновые, которые с глубиной переходят в кварц-слюдисто-микроклиновые и кварц-слюдистые. Основное промышленное значение имеют минералы бериллия – гентгельвин, в меньшей мере фенакит. На верхних горизонтах преобладает фенакит, а на нижних – гентгельвин, который представлен мелкими (0,1–1,0 мм) кристаллами нескольких генераций светло-коричневого цвета.
Рибекит-микроклин-альбитовые метасоматиты приурочены к разрывным нарушениям и образовались по породам различного состава. Для них характерны площадная микроклинизация пород и более поздние минеральные фации (альбит-биотитовая, рибекит-альбитовая, эгирин-рибекит-альбитовая). Разнообразные минералы редких металлов концентрируются в жилообразных телах и зонах с прожил-ково-вкрапленной минерализацией.
Основные минералы-носители бериллия – лейкофан и фенакит, реже встречаются гентгельвин-даналит и совсем редко бертрандит и берилл. Лейкофан преобладает в эгирин-рибекит-альбитовых метасоматитах, фенакит – в окварцованных участках последних и рибекит-альбитовых метасоматитах. Даналит встречается в амфибол-альбитовых метасоматитах, слагающих апофизы рудных тел, и в альбит-биотитовых метасоматитах.
Основной редкоземельный минерал – бастнезит встречается в виде мелких (0,2–0,5 мм) зерен и кристаллов. Реже наблюдаются монацит, бритолит, ортит, чевкинит. Главные минералы-концентраторы лития – флогопит, биотит, магнезиорибекит. Распределение бериллия и редких земель в рудных телах весьма неравномерное.
ГРЕЙЗЕНОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Месторождения в гранитах и близких к ним по составу алюмосиликатных породах. Грейзеновые месторождения, тесно связанные с гранитными массивами, известны во многих регионах мира (Центральная и Западная Европа, Китай и др.). Наиболее значительными в Советском Союзе являются грейзеново-рудные районы Центрального Казахстана, Северо-Востока, Восточного Забайкалья. Месторождения локализуются в контактовых зонах гранитных массивов и особенно часто в их куполовидных выступах и являются жильными, штокверковыми, а также жильно-штокверковыми. Реже встречаются месторождения в крупных разломах и трубообразные. Жилы приурочены к тектоническим трещинам одной, двух или более систем. Штокверковые тела находятся в эндоконтактовой части интрузивных массивов и в надынтрузивной зоне. Внутреннее строение штокверков весьма сложное, так как определяется как крупными разрывными нарушениями, так и несколькими системами мелких тектонических трещин и слоистостью вмещающих пород. Наиболее интенсивно грейзенизированы граниты куполов. Во вмещающих песчано-сланцевых толщах грейзенизация проявлена слабее. Кварц, мусковит, флюорит выполняют в основном мелкие трещины.
|
|
|
Руды описываемых месторождения комплексные. Главными рудными минералами в них являются вольфрамит, касситерит, молибденит, берилл, а на отдельных месторождениях также бертрандит, висмутин и слюды, содержащие литий. Наиболее часто встречаются ассоциации вольфрамита с касситеритом и вольфрамита с молибденитом, бериллом. Количество сульфидов в грейзеновых рудах невелико, но тем не менее висмутин на некоторых месторождениях является промышленным.
Процесс минерализации был многостадийным. Сначала происходила слабая альбитизация гранитов. Затем образовались грейзены с турмалином, топазом, флюоритом и другими минералами. После этого в связи с тектоническими подвижками формировались кварцевые жилы с вольфрамитом, касситеритом, бериллом. Следующая стадия является сульфидной, а завершающая – карбонатной или кварц-карбонатной.
В качестве примера рассмотрим одно из комплексных жильно-штокверковых месторождений Казахстана (рис. 35). Месторождение приурочено к гребневидному выступу мусковитовых гранитов и имеет сложное геологическое строение.
|
|
|
Рис. 35. Схематический геологический разрез грейзенового молибден-вольфрам-бериллиевого месторождения:
1 – грейзевизированные сланцы; 2 – кварц-берилловые жилы; 3 – дайки гранит-порфиров; 4 – грейзены мусковит-кварцевые с бериллом, бертрандитом и молибденитом; 5 – мусковит-альбит-кварцевые метасоматиты по гранитам; 6 – пегматоидные кварц-полевошпатовые образования; 7 – слабо измененный мусковитовый гранит
Крутопадающие кварц-берилловые жилы длиной в несколько сот метров, несмотря на их малую мощность, прослежены от поверхности на глубину более 400 м над апикальной частью гранитов. Гранитный массив имеет зональное строение: нижняя часть представлена измененными (слабо микроклинизированными и альбитизированными) гранитами; выше располагается зона мусковит-альбит-кварцевых метасоматитов; еще выше – мусковит-кварцевые и кварц-мусковитовые грейзена с гранатом, бериллом, бертрандитом и молибденитом. В самом эндоконтакте гранитов находятся линзы микроклиновых и кварц-микроклиновых пегматоидных образований.
Рудные тела являются жильными и штокверковыми. Кварц-берилловые жилы имеют четкие контакты с маломощной мусковитовой зонкой. В них выделяются кварц-вольфрамит-молибденит-берилловая, кварц-берилловая, флюорит-мусковит-кварц-берилловая и топаз-кварц-берилловая минеральные ассоциации. Основным жильным минералом является кварц, второстепенные – мусковит, топаз; рудные – берилл, молибденит, вольфрамит, бертрандит, сфалерит, висмутин. Кварцево-жильные рудные тела делятся на простые, сложенные одной минеральной ассоциацией, и сложные, образованные минеральными агрегатами нескольких ассоциаций. Рудные жилы сопровождаются грейзеновыми оторочками (кварц-флюорит-слюдистыми или кварц-топазовыми), которые к периферии сменяются окварцованными и серицитизированными сланцами. Рудные минералы (берилл, молибденит, вольфрамит, висмутин) встречаются в виде одиночных зерен или кристаллов, зернистых агрегатов и щеток в зальбандах жил.
Грейзеновые тела имеют различную форму: от сложных залежей, конформных с поверхностью контакта купола, до жилообразных тел, приуроченных к трещинам скалывания в гранитах. Рудными являются мусковит-кварц-берилловые, кварц-мусковитовые, мусковит-топазовые, мусковит-гранатовые, мусковит-гранат-берилловые и мусковит-бертрандитовые грейзены. Главными рудными минералами являются берилл, бертрандит, молибденит, вольфрамит, висмутин; встречается гельвин; к акцессорным относятся циртолит, монацит, колумбит, уранинит и другие минералы.
|
|
|
Месторождения в карбонатных породах. Грейзеновые месторождения в карбонатных породах широко распространены и встречаются в различных районах нашей страны (Дальний Восток, Восточная Сибирь, Казахстан и др.), в Южном Китае, США (шт. Аляска, Нью-Мексико) и других странах. Приурочены они к площадям распространения карбонатных и карбонатно-сланцевых толщ. Для всех месторождений четко устанавливается генетическая связь с гранитными интрузивами палеозойского, мезозойского и более молодого возраста. Граниты являются лейкократовыми, аляскитовыми, пегматоидными, аплитовидными, реже нормальными биотитовыми и характеризуются повышенным количеством фторсодержащих акцессорных минералов (флюорит, апатит, топаз). В большинстве случаев интрузии сопровождаются кварцевыми жилами, грейзенами с бериллом, литиевыми слюдами, минералами фтора, олова, вольфрама и скарнами, в минералах которых (везувиан, скаполит и др.) содержатся летучие компоненты. Грейзены развиваются после образования скарнов.
Для грейзенов в карбонатных породах характерны высокое содержание флюорита, незначительное количество кварца, широкое развитие минералов, недонасыщенных кремнекислотой (хрупкие слюды, шпинель, диаспор, хризоберилл, тафеит), тесная ассоциация типичных грейзеновых минералов (топаз, слюды, турмалин, щелочные полевые шпаты) с минералами скарнов (визувиан, скаполит, амфиболы, гранат, основные плагиоклазы).
В процессе грейзенизации карбонатных пород во внутренних зонах изменений возникают флюорит-мусковитовые метасоматиты с примерно равными соотношениями флюорит-слюда. Слюды представлены мусковитом, литийсодержащим мусковитом, реже флогопитом. Для этих метасоматитов характерны среднезернистые, равномернозернистые структуры и разнообразные текстуры. Наиболее распространены ритмично-полосчатые текстуры, представленные тонким чередованием существенно флюоритовых и слюдяных полосок, образующих то простые прямолинейные, то сложные фестончатые и концентрические узоры. Природа таких текстур полностью не выяснена.
Топаз-мусковитовые и турмалин-флюоритовые метасоматиты встречаются реже. Текстура этих образований массивная, полосчатая, прожилковая. По трещинам в слюдисто-флюоритовых метасоматитах развиваются хрупкие слюды (маргарит, эфесит) и диаспор. Во внешних зонах слюдисто-флюоритовые метасоматиты сменяются зонами слюдисто-альбит-флюоритового состава или зонами флюоритизированных известняков.
Главные полезные компоненты руд описываемых месторождений – флюорит, минералы бериллия, лития, олова и вольфрама; нередко руды имеют комплексный состав. Особенно велико значение этих месторождений в отношении флюорита и бериллия. Бериллиевая минерализация представлена фенакитом, хризобериллом, реже бериллом, гельвином и реже другими минералами – таффеитом, сянхуалитом. Бериллиевые минералы образуют мелкую рассеянную вкрапленность, и для их извлечения необходима сложная технология.
В качестве примера на рис. 36 приведен геологический разрез одного из месторождений Дальнего Востока. Грейзены приурочены к куполовидному выступу гранитного массива. На месторождении четко выражена вертикальная зональность. Над грейзенизированными гранитами находится зона кварц-топазовых грейзенов, образовавшихся по гранитам, а еще выше располагаются топаз-флюоритовый и слюдисто-флюоритовый грейзены, образовавшиеся по известнякам.
Рис. 36. Схематический геологический разрез грейзенового месторождения в известняках:
1 – послерудные дайки диоритовых и диабазовых порфиритов; 2 – слюдисто-флюоритовый грейзен; 3 – диаспор-топаз-флюоритовый грейзен; 4 – топаз-флюоритовый грейзен; 5 – кварц-топазовый грейзен; 6 – интенсивно грейзенизированный гранит; 7 – умеренно грейзенизированный гранит; 8 – слабо грейзенизированный гранит; 9 – известняк
Промышленное значение имеют флюорит и минералы бериллия (хризоберилл, эфесит, фенакит), основные концентрации которых связаны со слюдисто-флюоритовыми грейзенами. Более поздней является ассоциация сульфидов. В целом рудное тело имеет форму достаточно мощной пластообразной залежи, внутри которой находятся обогащенные участки столбообразной и иной формы, связанные с тектоническими трещинами. Выделяют хризоберилл-эфеситовые, хризоберилл-мусковитовые и фенакит-мусковитовые минеральные типы флюоритовых руд. Преобладают руды массивные средне- и мелкозернистой структуры. Крупнозернистые разности с размером зерен флюорита 1–10 мм имеют ограниченное распространение. Структура их очковая, овальные зерна флюорита окружены слюдистыми оторочками. Встречаются также руды с колломорфной фестончато-полосчатой, концентрически-зональной текстурой, обусловленной ритмичным чередованием тонких существенно слюдистых и флюоритовых полосок.
Месторождения в ультраосновных породах. При развитии грейзенового процесса в ультраосновных породах образовались олигоклаз-флогопитовые жилы с бериллом и изумрудом. Такие месторождения известны на Урале, в Египте, Южной Америке, Австралии, Индии и других странах. Во всех случаях они приурочены к контакту гранитных массивов с метаморфическими толщами сложного состава, в которых в виде останцов сохраняются серпентинизированные и оталькованные ультраосновные породы (перидотиты, дуниты, пироксениты). Граниты различного возраста (от архейского до палеозойского) сопровождаются обильными пегматитами и пневматолит-гидротермальными образованиями.
Изумрудоносные жилы располагаются только в ультраосновных породах. Мощность их от 0,5 до 6 м. Иногда они образуют свиты ветвящихся жил мощностью до нескольких десятков метров, прослеженные по простиранию и падению на сотни метров.
Для олигоклаз-флогопитовых жил характерно зональное строение. В центральной части находится плагиоклазит. По обе стороны от него симметрично располагаются флогопитовая (или биотитовая), актинолитовая, хлоритовая и тальковая зоны. Однако такое идеальное расположение зон наблюдается лишь в единичных жилах. Чаще всего отдельные зоны выпадают или образуются смешанные по составу зоны. Наиболее обычны флогопитовая (биотитовая) и тальковая зоны.
Практическую ценность в жилах представляют изумруд, берилл, реже другие минералы бериллия. Изумруд, как правило, встречается во флогопитовой (или биотитовой) зоне и на контакте с плагиоклазитом, реже – в плагиоклазите и линзах темно-серого кварца. В единичных случаях присутствует в тальке, развивающемся по флогопиту, и в актинолитовой зоне. Кристаллы изумруда призматического облика обычно имеют размер от 1 × 1 × 3 до 1,5 × 1,5 × 8 см, изредка более. Крупные кристаллы изумруда найдены на месторождениях Сомерсет в Южной Африке и в Изумрудных копях Урала. Окраска изумрудов различная – от желтовато-зеленой и голубовато-зеленой до интенсивной зеленой. В тесной ассоциации с изумрудами встречаются флюорит, бериллийсодержащий маргарит, апатит, берилл, хризоберилл, александрит, бавенит, бертрандит, турмалин, молибденит, самородный висмут, пирит, халькопирит и др.
Что касается генезиса олигоклаз-флогопитовых жил, то одни исследователи считают их гранитными пегматитами линии скрещения, а другие – типичными бериллоносными грейзенами, проявившимися в весьма специфической геологической обстановке (ультрабазиты и базиты в качестве вмещающих пород).
|
|
|
