Смирнов В.И. Рудные месторождения СССР. Том 3

Подождите немного. Документ загружается.

Рис.

41. Схематическая геологическая карта Нижне-Тагильского платиноносного массива.

По Я. Высоцкому (1913).

—

отработанные россыпи платины

золота; 2—четвертичные отложения;

3 —

аиогаббровые

аподиори-

товые амфиболиты;

4 —

габбро-диориты;

5 —

уралитизированные габбро;

6 —

аиодунитовые породы

—

аналоги клинопироксенитов;

7 —

аиодунитовые серпентиниты;

—дуниты; 9—7

—

девонские породы:

9 — известняки,

10 —

слюдистые сланцы,

11 —

кристаллические сланцы

Локализация платиноносных рудных тел в Нижне-Тагильском массиве

контролируется контракционной прототрещиноватостью дунитов. Рудообразу-

ющие платиноносные хромиты относительно обеднены изоморфно-примесными

платиновыми элементами, содержание которых первые граммы на 1 т. В дуни-

тах, вмещающих платиноносные хромитовые сегрегации, содержание платины

резко падает до 0,л — первых единиц граммов на 1 т. С процессом общей авто-

серпентинизации нижнетагильских дунитов иногда связано появление в хро-

митовых сегрегациях родиево-рутениевого пен-

тландита (4% Rh и 9,6% Ru, по А. Генкину).

В платиноносных сегрегациях хромитов

минералы платиновых металлов приурочива-

ются к межзерновым промежуткам, как бы

цементируя корродируемые зерна хромшпине-

лидов. Нередко они находятся в прожилках

автометаморфического а-хризотила. Местами

в хромитовых телах А. Бетехтин отметил «очаж-

ковые» (гнездообразные) скопления платино-

вых минералов. В таких скоплениях в период

отработки коренных месторождений Нижне-

Тагильского массива были обнаружены плати-

новые самородки, наиболее крупный из кото-

рых весил 427 г.

ЭКЗОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

В зоне гипергенеза находятся месторождения

платиновых металлов: 1) кор выветривания,

2) россыпные, а также осадочные рудопрояв-

ления.

Месторождения кор выветривания

Представители этой генетической группы пла-

тиновометальных месторождений ограничены

редкими и небольшими образованиями инфиль-

Рис.

42. Столбообразная сегрегация платиноносных

шлиров позднемагматического хромита (черное) в фор-

стеритовых дунитах Нижне-Тагильского массива (по-

перечный разрез с ориентированными погоризонтными

планами). По материалам треста «Уралзолото»

трационного химического выветривания. Это промышленно платиноносные

зоны окисления медно-никелевых сульфидных руд в платиново-палладиевых

ликвационных месторождениях норильского и Мончегорского типов. В зоне

окисления, как и в первичных рудах таких месторождений, платиновые эле-

менты находятся в минеральной и примесной (рассеянной) формах. При раз-

работке окисленных руд из них извлекаются платиновые элементы всех форм

нахождения.

Россыпные месторождения

Россыпные месторождения имеют платиновую геохимическую специализацию.

Пространственно они жестко привязаны к коренным источникам, представлен-

ным платформенными или геосинклинальными платиноносными массивами,

112

Рис.

43. Распределение «сырой пла-

тины» по разрезу элювиально-аллю-

виальной россыпи Инаглинского

месторождения.

Условные обозначения коренных пород

см.

на рис. 40 (30—38—точки опробо-

вания).

А — дресва дунитов (30) с платиноносным

шлиром из густой вкрапленности поздне-

магматических хромитов (30а). Б—3 —

разрез платиноносного аллювия: В —

продуктивный пласт из красновато-бурых

мелкозернистых песков (31), В — гори-

зонт валунных галечников (32) с зелено-

вато-бурыми и буровато-зелеными разно-

зернистыми песками (33), Г — горизонт

валунных галечников с буровато-зелеными

глинами и линзами бурых песков (34),

Д — горизонт бурых и зэленовато-бурых

илистых песков (35), Е — горизонт бурых

суглинков (36), Ж — горизонт палевых и

зеленовато-палевых иловых глин (37),

3 — глинистый краснозем с перекрыва-

ющим его почвенным слоем (38)

В Советском Союзе известны промышленные россыпи платиновых метал-

лов,

связанные с коренными источниками магматического происхождения,

причем наиболее богатые россыпи ассоциируют с массивами форстеритовых

дунитов, несущими позднемагматическую платиновую минерализацию (Razin,

1976).

В платформенных областях платиновые россыпи редки. Особенно редко

они встречаются в связи с сульфидоносными расслоенными интрузивами но-

рильского типа. Платиновые россыпи постоянно сопровождают концентри-

чески-зональные массивы инаглинского типа (рис. 43). Наиболее характерны

россыпи платины для геосинклинальных областей, подобных Ураль-

ской.

которые могут заключать коренные платиновые месторождения. Но далеко не

всегда платиноносные массивы содержат такие месторождения и при этом со-

провождаются платиновыми россыпями. Большинство россыпных месторожде-

ний платиновых металлов образуется в результате разрушения сравнительно

бедных, но значительных по площади и мощности платиноносных массивов.

В пределах каждого из россыпеобразующих массивов находятся платиновые

россыпи элювиального, делювиального и аллювиального классов. Наиболее

распространенными и самыми

продуктивными являются аллю-

виальные платиновые россыпи.

Характерные минералы пла-

тиноносных шлиховых ком-

плексов

—

хромшпинелиды, оли-

вины, пироксены, титаномагне-

титы, которые иногда сраста-

ются с платиновыми минера-

лами.

По химическому составу

«сырой платины» дается каче-

ственная оценка россыпных и

тех коренных месторождений,

которые эксплуатируются толь-

ко на минералы платиновых

металлов (табл. 11).

ИЗ

Таблица 11

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ «СЫРОЙ ПЛАТИНЫ» ИЗ ПЛАТИНОВЫХ АЛЛЮВИАЛЬНЫХ РОССЫП

Платиноносный массив —

Россыпное

месторождение

Содержание элементов,

коренной источник

Россыпное

месторождение

Инаглинскнй

Кондёрский

Нижне-Та-

гильский

Платиноносные ]

дуниты нижне-

тагильского

типа с различ-

ным эрозион-

ным срезом

Качканарский

Норильский

привер-

шинным

глубо-

ким

Инаглинское

Кондёрское

Нижне-Тагильское

Группа россыпей

Урала

Группа россыпей

Урала

Р.

Большой Гусев-

ки

Угольный Ручей

77,0—80,0

84,4

77,9

69,1

77,5

88,6

57,9—74,2

0,2—0,3

0,4

0,2—0,3

0,35

0,3

1,0

2,0—12,9

0,4—1,1

0,6

0,5

0,7

0,6

0,8

0,9—2,4

2,1

2,5

4,5

2,8

1,2

Осадочные платиново-палладиевые рудопроявления

В донных осадках Белого моря выявлены (Горяинов и др., 1975) повышенные

концентрации палладия и платины. Содержание палладия и платины в изучен-

ных морских осадках возрастает с увеличением в пробах мелкой фракции

и снижается с повышением глубины опробования с 1 до 3 м. Источником осадоч-

ной платиноносности, скорее всего, являются сульфидоносные породы типа

фальбандов и апобазит-гипербазитовых пироксеновых сланцев. За правомер-

ность подобного предположения свидетельствует аналогия соотношений Pd >>

>> Pt, отмечаемая как в рудных коренных источниках побережья, так и в опро-

бованных платиноносных морских осадках. Последние значительно [обога-

щаются палладием и платиной.

МЕСТОРОЖДЕНИЯ С ПОПУТНОЙ

ПЛАТИНОВОЙ МЕТАЛЛОНОСНОСТЬЮ

Имеется ряд месторождений различного генезиса, в которых платиновые

металлы являются попутными компонентами руд. В основном это палладий

и платина, изредка — осмий, в единичных промышленно-генетических типах

месторождений родий, рутений и иридий. Обычно четыре последних платино-

ида имеют второстепенное значение среди попутных элементов платиновой

группы. Среди месторождений с попутной платиновой минерализацией могут

быть названы:

ликвационно-магматические сульфидно-никелевые (Pd : Pt от 1-^-2 : 1

до 1:3, Ir, Ru) на кристаллических щитах;

позднемагматические титаномагнетитовые (Pd : Pt = 1 -f-4 : 1) и титано-

магнетит-медносульфидных руд (Pd, Pt);

метаморфизованные рудоносные конгломераты (Os, Ir);

карбонатитовые месторождения медных руд (Pd : Pt = 2 : 1);

скарновьте месторождения медных руд (Pd >> Pt > Rh);

114

НЫХ

МЕСТОРОЖДЕНИЙ,

СВЯЗАННЫХ

КОРЕННЫМИ ИСТОЧНИКАМИ РАЗЛИЧНЫХ ТИПОВ

вес.

% (вариации и среднее)

Автор

(ИСТОЧНИК)

Os + Ir Ru

All

Fe Си Ni

2,5—8,0

0,03

8,1—9,8

0,35—0,9

0,1

Платина Алданского щита,

1962

2,2

1,4

—

0,02

9,8

14,2

. 0,35

3,2

0,1

Л.

Разин

А. Бетехтин, 1940

17,6

—

Следы

6,1

1,0

Следы

И. Рожков, 1954

2,0

0,3

—

14,0

7,5

12,9—28,1

2,8

0,6

1,2—9,9

Не обн.

—

8,9

Тот же

Н. Высоцкий, 1925

О. Звягинцев, 1943

гидротермальные месторождения кварцево-медносульфидных руд (Pd : Pt=

= 5:1);

медно-порфировые месторождения (Pd, Pt, Os, Rh);

медистые песчаники (Os);

россыпи золота (аллювиальные платиново-золотые и осмиево-иридиево-

золотые, современные прибрежно-морские осмиево-иридиево-платиново-зо-

лотые);

донные железо-марганцевые конкреции современных океанов (Pt,, Pd,

Ru, Rh).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Бетехтин А. Г. Минералы группы самородной платины и группы осмистого иридия. —

В кн.: Минералогия Урала. Т. 1. М.—Л., Изд-во АН СССР, 1940, с. 43—86.

Вагнер Я. А. Месторождения платины и рудники Южной Африки. М.—Л., Цветмет-

издат, 1932. 280 с.

Высоцкий Я. К. Месторождения платины Исовского и Нижне-Тагильского районов

на Урале. — «Труды Геолкома», нов. серия, вып. 62 (I, II), 1913.

Высоцкий Я. К, Платина и районы ее добычи. Ч. IV. Обзор районов добычи платины

на Урале. Л., 1925. 347 с. (КЕПС при АН СССР).

Генкин А. Д. Минералы платиновых металлов и их ассоциации в медно-никелевых

рудах Норильского месторождения. М., «Наука», 1968. 106 с.

Годлевский М. Я. О характере связи сульфидного медно-никелевого оруденения с фор-

мациями базитов и гипербазитов. — В кн.: Магматизм и полезные ископаемые. М., «Наука»,

1975,

с. 43—57.

Горяинов И. Я., Эльзенгр М. Л., Рыбалко Л. Е. Платина и палладий в осадках Белого

моря. — «Докл. АН СССР», 1975, т. 221, № 6, с. 1430—1432.

Звягинцев О. Е. Твердые растворы в самородных минералах группы платины. — «Изв.

Сектора физ.-хим. анализа ИОНХ АН СССР», 1943, т. 16, вып. 1, с. 199—205.

Конкина О. Я., Разин Л, В. Зональность распределения палладия, платины и золота

в Талнахском интрузиве. — «Труды ЦНИГРИ», 1976, вып. 122, с. 98—107.

К геохимии элементов платиновой группы. — «Геохимия», 1967, № 11, с. 13—86.

Авт.: О. Е. Юшко-Захарова, В. В. Иванов, И. С. Разина, Л. А. Черняев.

Платина Алданского щита. Ред. И. С. Рожков. М., Изд-во АН СССР, 1962. 120 с.

Авт.: И. С. Рожков, В. И. Кицул, Л. В. Разин, С. С. Боришанская.

115

Разин Л. В. К вопросу о генезисе платинового оруденения форстеритовых дунитов. —

«Геология рудных месторождений», 1968, № 6, с. 10—25.

Разин Л. В., Хоменко Г. А. Особенности накопления осмия, рутения и остальных

металлов группы платины в хромпшинелидах платиноносных дунитов. — «Геохимия»,

1969,

№ 6, с.

659—671.

Разин Л. В., Боришанская С. С. Минеральные формы нахождения платиновых метал-

лов и золота во вкрапленных рудах месторождения Норильск I. — «Труды ЦНИГРИ»,

1970,

вып. 87, с. 209—237.

Разин Л. В., Бегизов В. Д., Мещанкина В. И. Материалы к минералогии платиновых

металлов Талнахского месторождения. — «Труды ЦНИГРИ», 1973, вып. 108, с.

96—151 *

Рожков И. С. Геология золотых и платиновых россыпей Северного и Среднего Урала

и закономерности их развития. М., Госгеолтехиздат, 1954. 272 с.

Юшко-Захарова О. Е. Платиноносность рудных месторождений. М., «Недра», 1975.

248 с.

Cousins С. A. a. Vermaak С. F. The Contribution of Southern African Ore Deposits to the

Geochemistry of the Platinum Group Metals. — «Econ. Geol.», 1976, vol. 71, N 1, p. 287—305.

Razin L. V, Geologic and Genetic Features of Forsterite Dunites and their Platinum —

Group Mineralization. — «Econ. Geol.», 1976, vol. 71, N 7, p. 1371—1376.

МЕСТОРОЖДЕНИЯ МОЛИБДЕНА

ГРУППИРОВКА МЕСТОРОЖДЕНИЙ

Молибден обладает большим сродством с серой и в эндогенных месторождениях

находится главным образом в виде четырехвалентного сульфида (MoS

) — мине-

рала молибденита, крупные концентрации которого в земной коре являются

объектами промышленных разработок. Шестивалентный молибден в соедине-

ниях эндогенного происхождения распространен незначительно. В частности,

он входит в состав молибдошеелита Ca(W, Мо)0

, где его содержание достигает

15—20%.

При больших концентрациях этого минерала, как, например, на

месторождении Тырныауз, он становится источником молибдена. В зоне окисле-

ния преобладают кислородные соединения шестивалентного молибдена.

Эндогенные проявления молибдена встречаются в месторождениях всех

генетических классов, однако промышленные концентрации связаны со скарно-

вым, грейзеновым и гидротермальным классами (табл. 12). В пегматитовых,

карбонатитовых, альбититовых, оловорудных и колчеданных месторождениях

молибден не образует промышленных концентраций и лишь иногда может

рассматриваться как попутный полезный компонент.

Промышленные концентрации молибдена сосредоточены в кварцевых

жилах, штокверках, брекчиевых трубках, грейзеновых и скарновых залежах.

Это руды жильного, прожилково-вкрапленного и брекчиевого характера.

Помимо монометальных молибденовых руд (молибденовая формация) широко

распространены руды комплексные, в которых молибден ассоциирует с «медью

(медно-молибденовая формация) или вольфрамом, висмутом (вольфрам-молиб-

деновая формация), а также ураном.

Породы, вмещающие молибденовое оруденение, в различной мере перера-

ботаны процессами калишпатизации, альбитизации, грейзенизации, серицити-

зации, окварцевания и аргиллизации, но местами они почти не изменены.

Крупные экзогенные концентрации молибдена известны в углях, углисто-

глинистых и углисто-кремнистых сланцах, а также в твердых нефтебитумах.

Здесь молибден тесно связан с органическим веществом и обычно ассоциирует

с ванадием, ураном, германием. Содержание молибдена в таких месторождениях

невысокое, а из-за относительно сложной технологии извлечения полезных

компонентов эти месторождения пока мало вовлекаются в эксплуатацию и пред-

ставляют собой резерв ближайшего будущего.

Эндогенные месторождения молибдена пространственно связаны с круп-

ными плутонами гранитоидов, прорывающими их дайками и небольшими што-

ками гранит-порфиров, гранодиорит-порфиров, диоритовых порфиритов и лам-

профиров. Наблюдается определенная зависимость состава руд от состава по-

род, слагающих плутоны (рис. 44), и соотношения корового и подкорового

вещества в них, что является следствием по-разному проявленных процессов

ассимиляции, контаминации и гибридизма (Покалов, 1970, 1972). Роль послед-

них была весьма значительной для плутонов пестрого состава, сложенных

монцонитами, диоритами, гранодиоритами, гранитами, граносиенитами (место-

рождения медно-молибденовых руд), ограниченной для плутонов, сложенных

117

Таблица 12

ГРУППИРОВКА ЭНДОГЕННЫХ ПРОЯВЛЕНИЙ МОЛИБДЕНА

Тип оруденения

Генетический

класс

по рудным компонентам

по морфологии

проявления

Примеры

месторождений

Пегмати-

товый

Разный с наложенным

молибденом

Жильный

Месторождения Нор-

вегии и др.

Карбона-

титовый

Редкоземельный с мо-

либденом и другими ме-

таллами (Си, Zn, Pb)

Зоны и участки про-

жилкового оруденения

Месторождения Восточ-

ной Сибири, Кольского

полуострова

Скарновый

Вольфрам-молибдено-

вый

Залежи пластообраз-

ной, линзообразной и

других более сложных

форм

Тырныауз (СССР)

Молибденовый

Тоже

Янцзя-Чжанзы (КНР)

Медно-молибденовый

Киялых-Узеньское, Ка-

ратас I (СССР)

Альбитп-

товый

Редкометальный с на-

ложенной молибденовой

минерализацией

Зоны и участки не-

правильной формы про-

жилково-вкрапленного

оруденения

Месторождения Урала

и Восточной Сибири

Грейзено-

вый

Вольфрам-оловянный

с молибденом, висмутом

и редкими металлами

Жильный, меньше

штокверковый

Месторождения Даль-

него Востока СССР, Сред-

ней Азии, Южно-Китай-

ской провинции и др.

Вольфрам-молибдено-

вый

Штокверковый

Коктенкольское, Оре-

китканское, Джидин-

ское (СССР)

Вольфрам-молибдено-

вый

Жильный

Восточный и Северный

Коунрад, Акчатау

(СССР)

Вольфрам-молибдено-

вый

Трубки и зоны брекчие-

вых руд

Булуктайское (СССР)

Вольфрам-молибдено-

вый

Залежи линзообразной,

столбообразной и других

форм

Югодзырь (МНР)

118

Продолжение табл. 12

Тип оруденения

Генетический

класс

по рудным компонентмм

по морфологии

проявления

Примеры

месторождений

Молибденовый

Штокверковый

Б у гд айнское, Жире-

кенское (СССР)

Молибденовый

Жильный

Умальтинское (СССР)

Гидротер-

Медно-молибденовый

Штокверковый Каджаран, Сорское

(СССР)

мальный

Медно-молибденовый

Жильный

Айгедзор (СССР)

Медно-молибденовый Трубки и зоны брекчие-

вых руд

Каратас IV (СССР)

Уран-молибденовый

Штокверковые зоны,

жилы

Мерисвейл (США)

Колчедан-

ный

Медный с молибденом

Залежи пластообразной

и других более сложных

форм

Уруп, ряд месторожде-

ний Южного Урала и др.

(СССР)

амфибол-биотитовыми гранитами и гранодиоритами (месторождения собственно

молибденовых руд) и практически не проявленной в плутонах калиевых лейко-

кратовых гранитов (месторождения вольфрам-

молибденовых руд).

Общими чертами магматических пород,

с которыми связаны эндогенные месторожде-

ния молибдена, являются их щелочноземель-

ный характер в целом при повышенной щелоч-

ности, а также параГенетические ассоциации

калиевого полевого шпата с пироксеном, рого-

вой обманкой, Лабрадором и андезином, сви-

детельствующие о повышенном потенциале

калия в процессе кристаллизации магмы. Все

Рис.

44. Сопоставление химических составов пород,

слагающих плутоны, с которыми ассоциируют место-

рождения молибдена (на диаграмме А. Заварицкого).

Поля фигуративных точек пород, слагающих плутоны: 1 — лей-

кократовых гранитов (вольфрам-молибденовая формация), 2 —

амфибол-биотитовых гранитов (молибденовая формация), з —

пестрого состава (медно-молибденовая формация); 4 — линия

средних типов пород щелочноземельного ряда, по Р. Дэли

породы содержат молибден от 0,2 до 0,9 г/т. Это ниже принятого и, по-види-

мому, завышенного кларка (1,1 г/т) и средних содержаний молибдена в сход-

ных типах пород (от 1 до 1,5 г/т). В породообразующих минералах молибден

в большинстве случаев не обнаруживается при чувствительности аналитиче-

ского метода 0,2 г/т. Очевидно, в магматическом процессе молибден в породо-

образующих минералах не накапливается.

Вследствие ярко выраженных кислотных свойств молибден в гипогенных

процессах тесно связан с Si0

и проявляет тенденцию к накоплению в магма-

119

тических породах кислого состава. В то же время повышенная щелочность

материнских магм способствует миграции молибдена в газовую и водную фазы,

с которыми он затем выносится из магматических очагов. Снижение щелоч-

ности материнской магмы до нормальной приводит к уменьшению роли молиб-

дена в рудном процессе, обусловливая резкое преобладание вольфрама над

молибденом в рудах вольфрам-молибденовых месторождений (в Горном Алтае)

и меди над молибденом в рудах медно-молибденовых месторождений (в Новой

Гвинее, на Филиппинах, в Болгарии и др.).

Низкое содержание молибдена в рудопродуцирующих гранитоидах ставит

условием промышленной концентрации этого элемента его мобилизацию по всей

магматической камере или значительной ее части. Поэтому для образования

месторождения большое значение имеют размеры магматической камеры и ее

форма как фактор концентрации рудоносного потока. Анализ большого факти-

ческого материала позволяет сделать вывод, что куполообразное или конусо-

образное строение кровли магматической камеры, а затем остывающего плу-

тона концентрированно направляет рудоносный поток в его верхнюю апикаль-

ную часть и далее в экзоконтакт. Поэтому однокупольное строение и большая

мощность крупных плутонов способствуют концентрации над их апикальными

частями теплового потока, летучих и оруденения, что и определяет, при про-

чих равных условиях, крупные размеры и вертикальную протяженность молиб-

деновых месторождений до 1000—1500 м.

Уплощенная и многокупольная кровля магматической камеры и остыва-

ющего плутона не способствуют концентрации теплового и рудоносного пото-

ков;

рудные компоненты рассеиваются; возникают многочисленные, но незна-

чительные по размерам и вертикальной протяженности рудопроявления.

Не способствуют концентрированию оруденения также резко удлиненные формы

плутонов, формировавшихся в узких, линейных, хорошо проработанных тек-

тонических зонах. С такими плутонами связаны довольно многочисленные,

ноЦмелкие месторождения и рудопроявления.

Рудообразующие процессы, формировавшие молибденовые месторождения,

развивались стадийно. Стадии отделены одна от другой тектоническими дви-

жениями и нередко интрузиями жильных пород. Они существенно различаются

характером минеральных ассоциаций, физико-химическими условиями их

отложения, а также изотопией кислорода. Последнее проявляется в том, что по

сравнению с величиной бО

кварца материнских гранитов (9,3—10%), вели-

чина бО

жильного кварца от стадии к стадии сначала возрастает (от 10,3

до 12%) на фоне падения температуры рудообразования, а затем в поздних

и наиболее низкотемпературных стадиях минерализации резко снижается

(8—8,4%).

Очевидно, рудогенерирующая система действовала прерывисто,

и после выделения каждой порции рудоносных растворов существенно перестра-

ивалась. При этом сначала рудоотложение происходило из растворов магмати-

ческого происхождения с постепенным потяжелением изотопного состава кис-

лорода в жильном кварце, и только поздняя послерудная минерализация

откладывалась растворами, в которых преобладающую роль играла метеор-

ная вода.

Постмагматические процессы начинались калишпатизацией и сменявшей

ее альбитизацией рудоносных гранитоидов или скарнированием пород при

развитии этих процессов в карбонатной среде.

На вольфрам-молибденовых месторождениях калишпатизация проявлена

незначительно, но процесс альбитизации развит широко и захватывает апикаль-

ные части плутонов лейкократовых гранитов. На молибденовых и медно-молиб-

120