Смирнов В.И. Рудные месторождения СССР. Том 3

Подождите немного. Документ загружается.

В перечисленных скарковых рудных телах основными рудными минера-

лами являются шеелит, молибденит и молибдсшеелит; отношение трехокиси

вольфрама к молибдену колеблется от 4:1 до 8:1.

В Главном скарне вольфрам и молибден распределены неравномерно:

фланги седловидной залежи, в особенности северный фланг, обогащены молиб-

деном, а мощная «шарнирная» часть — вольфрамом. С глубиной происходит

резкое увеличение содержания вольфрама, при этом снижается содержание

четырехвалентного молибдена, но увеличивается шестивалентного, однако

общий уровень содержания молибдена остается все время постоянным (Хру-

щов,

1958). По данным О. Кононова и Е. Граменицкого (1972), с глубиной

уменьшается роль молибденита и чистого шеелита и постепенно возрастает роль

молибдошеелита с высокими содержаниями (10—20%) Мо

, что, по мнению

этих исследователей, прежде всего обусловлено повышением температуры

рудообразовапия в связи с приближением к источнику минералообразующих

растворов.

Молибденовое оруденение в роговиках, так же как и в скарнированных

мраморах, в отличие от скарновых рудных тел не имеет геологических границ,

и его промышленный контур устанавливается по результатам опробования

в соответствии с установленным бортовым содержанием. Участки промышлен-

ного,,

оруденения в биотитовых роговиках залегают в висячем боку Главного

скарна, приурочены к его северо-западному и юго-западному флангам, уста-

новлены на Северном и других участках.

Молибденовое оруденение. в лейкократовых гранитах распространено

небольшими участками, промышленные контуры которых также определяются

по результатам опробования. Оруденение тяготеет к эндоконтактовым зонам

гранитоидов, прилегающим к биотитовым роговикам и реже к мраморам. Формы

рудных тел неправильные. Отношение трехокиси вольфрама к молибдену в этих

рудных телах колеблется от 1 : 4 до 1 : 8, т. е. оруденение преимущественно

молибденовое.

На месторождении могут быть выделены следующие стадии рудной минера-

лизации, наложенной на скарны, роговики и гранитоиды. Наиболее ранним

является магнетит, который цементирует брекчированный лежачий бок Глав-

ного скарна. Весь шеелит в скарнах, по мнению А. Пэка, образовался в самую

раннюю рудную стадию. С ним ассоциирован в небольших количествах молибде-

нит, присутствующий также в шеелите в виде микроскопических включений.

Кроме того, в шеелите в виде изоморфной примеси отмечается шестивалент-

ный молибден. В алюмосиликатных породах — роговиках и лейкократовых

гранитах с этой минерализацией параллелизуются ранние кварцевые жилки

с бедной вкрапленностью молибденита. В них встречаются столбчатые зерна

пироксена и амфибола. Мощность прожилков от 1 до 10 мм. В скарнах шеелит

и молибденит обычно пространственно разобщены: шеелит в основном тяготеет

к пироксену, а молибденит — к гранату гроссулярового состава.

Далее формировалось основное молибденовое оруденение. Наиболее бога-

тым оказалось северное крыло Главного скарна, где на молибдекит-шеелито-

вую минерализацию наложен штокверк молибденит-кварцевых жил и прожил-

ков.

Среди них наблюдаются короткие жилки мощностью 1—3 см, полосчатые

жилы мощностью 20—70 см и «сухие» молибдеиитовые швы. Штокверк развит

в скарнах и в роговиках. После молибденового оруденения отложился флюорит

с кварцем и небольшими количествами пирита и пирротина. Завершился руд-

ный процесс образованием ассоциации пирита, арсеисииркта. пирротина, сфа-

лерита, халькопирита, марказита, тетраэдрита, тешгаитита, буланжерита,

131

станнина, полибазита, алабандина, минералов серебра и самородного золота.

С этой же стадией минерализации связаны кварц, карбонаты и лиеврит, содер-

жащий до 1% олова. Далее следовало отложение карбонатов с антимонитом,

и закончился гидротермальный процесс образованием прожилков опала и хал-

цедона.

Большинство исследователей месторождения Тырныауз генетически свя-

зывают его с эльджуртинскими гранитами и лейкократовыми гранитоидами,

поскольку оруденение наиболее близко во времени и пространстве ассоциирует

именно с этими магматическими породами. Возраст магматизма и рудообразо-

вания определяется как послераннеюрский, поскольку эльджуртинские гра-

ниты прорывают породы нижнего лейаса, а оруденение накладывается на них.

Материалы радиологического определения возраста гранитов противоречивы.

Первые определения, проведенные И. Гурвичем на материалах Г. Афанасьева,

показали 6—12 млн. лет. По данным 3. Студениковой, возраст эльджуртинских

гранитов 80—100 млн. лет, а лейкократовых гранитов 97 млн. лет (меловой

период). А. Хуцаидзе определил возраст эльджуртинских гранитов в 1—4 млн.

лет, а последние исследования А. Барсука, М. Аракелянца и Л. Шанина (1972)

показали 20 млн. лет для дорудных лейкократовых гранитов массива «Паук»

и 1,8—2 млн. лет для эльджуртинских гранитов.

Данные определения абсолютного возраста тырныаузских гранитов и по-

ложение месторождения в тектонических структурах Кавказа позволяют свя-

зывать его образование с процессами активизации южной части Скифской плат-

формы, происходившей в мезозое и кайнозое.

Месторождение Каратас I

Скарновое медно-молибденовое месторождение Каратас I находится в Северо-За-

падном Прибалхашье в области каледонской складчатости. Оно приурочено

к ядерной зоне Тасарал (Новалы)-Кызылэсшшского антиклинория близмери-

дионального простирания, в месте пересечения его герцинскими разломами

близширотной и северо-восточной ориентировки.

В геологическом строении района месторождения участвуют гнейсы, кри-

сталлические сланцы, кварциты, метаморфизованные известняки, возраст

которых условно принимается раннепалеозойским; кроме того, здесь имеются

известняки ордовика, песчаники и сланцы силура (лудлоу). Эти породы про-

рваны гранодиоритами и диоритами позднего девона, а также субвулканиче-

скими телами, переходящими в покровы андезитовых порфиритов и дацитовых

порфиров средне-позднекаменноугольного возраста.

На месторождении (рис. 47) развиты гнейсовидные гранодиориты и квар-

цевые диориты, среди которых находится залежь известковых скарнов. Ши-

роко распространены доскарновые дайки аплитов, аплит-пегматитов, микро-

диоритов и диоритовых порфиритов. Мощность даек от первых метров до 25—

30 м, протяженность до нескольких сот метров. В ориентировке даек, так же

как и в ориентировке полосчатости гранитоидов, преобладает близмеридиональ-

ное направление; падение их на запад и северо-запад под углом 60—70°; реже

встречаются северо-восточные и близширотные простирания.

Скарновая залежь протягивается в близмеридиональном направлении на

1,5 км и характеризуется сложной конфигурацией с раздувами до 150—170 м

и пережимами до 5—10 м. Падает она на запад под углом 60—70°. На юге

скарны выклиниваются, на севере — расчленяются на ряд линзообразных тел.

Предполагается, что скарны образовались по останцам карбонатных пород,

заключенным в гранитоидах.

132

Рис.

47. Схема гео-

логического строения

месторождения Ка-

ратас I. По Я. Се-

рикову мЮ. Федорову.

—

гранодиориты; 2

—

кварцевые диориты; 3 —

пегматит-аплиты; 4

—

диоритовые порфириты;

—

кварцевые жилы;

—

скарны; 7

—>

эпидо-

зиты; 8

—

магнетитовые

и кварц-магнетитовые

образования; 9 — руд-

ные тела медно-молиб-

деновые (а) и медные

(б);

—

тектонические

нарушения

В целом для скарновой залежи характерна следующая зональность (от

краевых частей к внутренним): 1) околоскарповая диоритоподобиая порода

с ведущей ролью в ней роговой обманки и признаками калишпатизацки, 2) пи-

роксеиовый скарн, 3) пироксен-гранатовый скарн, 4) гранатовый и гранат-маг-

нетитовый скарны. Нередко границы скарновых зон нарушены тектоническими

подвижками, в результате которых образовались брекчии и трещины, залечен-

ные кварцем и кальцитом. Пироксены в скарнах представлены рядом диопсид —

геденбергит, гранаты — рядом гроссуляр — андрадит.

Под влиянием более поздних гидротермальных процессов скарны претер-

пели существенные, хотя и неравномерные изменения — эпидотизацию, актиио-

литизацию, окварцевание, хлоритизацию. Наиболее интенсивно они преобра-

зованы вдоль контактов с вмещающими породами и дайками диоритовых пор-

фиритоз. Особенно широко в краевых частях скарновой залежи проявилась

эпидотизация с образованием здесь зон эпидозитов.

В результате развития гидротермальных процессов в скарнах — среде

с повышенной пористостью — ив небольшой мере во вмещающих их более

плотных гранитоидах отложились рудные минералы: главные — магнетит,

гематит, халькопирит, молибденит, второстепенные и редко встречающиеся —

мушкетовит, пирит, пирротин, марказит, сфалерит, галенит, маггемит, шеелит,

нерудные минералы представлены эпидотом, кварцем, хлоритом, серицитом,

кальцитом и незначительно распространенными апатитом, родохрозитом, доло-

митом, сидеритом и цеолитами — ломонтитом и десмином.

Ведущий полезный компонент месторождения — молибден, попутный —

медь.

Оба компонента распространены неравномерно. Их повышенные концен-

трации находятся в южной части скарновой залежи, где они образуют линзо-

образные и жилообразные рудные тела, залегающие согласно со скар-

нами. Мощность рудных тел колеблется в пределах первых десятков метров.

На месторождении развиты руды двух типов — медные и медно-молибде-

новые. Медные руды представлены гранатовыми и пироксен-гранатовыми скар-

нами с вкрапленным, гнездообразыым и прожилковым выделением халькопи-

рита. Меднорудные тела тяготеют к центральной части скарновой залежи,

обогащенной магнетитом и гематитом, образуя по ее простиранию серию линзо-

видных тел.

Медно-молибденовые руды заключены в эпидозитах, а также в эпи-

дотизированных, амфиболизированных и окварцованкых скарнах, распола-

гаясь в краевых частях скарновой залежи. Молибденит присутствует в виде

рассеянной вкрапленности, гнездообразных и местами сплошных скоплений.

Халькопирит имеет подчиненное значение и развит в виде неравномерной вкрап-

ленности. Корреляционная связь между содержаниями меди и молибдена не

устанавливается. Отмечается примерное совпадение контуров высоких концен-

траций молибдена с местами увеличения мощности рудных тел.

Таким образом, в целом зоны медных и медно-молибденовых руд обособ-

лены друг от друга, и только на северном фланге месторождения наблюдается

некоторое совмещение обоих типов оруденения. Глубина распространения мед-

ных руд значительно меньше, чем медно-молибденовых — основная их масса

выклинивается на глубине 100—150 м.

Ряд исследователей (Г. Н. Щерба и др., 1968 г.) высказывают предполо-

жение о большой временной разобщенности скарново-магнетитового и медн-о-

молибденового оруденения, связывая первое с раннегерцииским магматизмом,

второе—с позднегерцинским. Определенное основание для этого имеется,

поскольку большая часть скарнов в Каратасском рудном поле почти не содер-

134

жит медно-молибденового оруденения, а последнее в свою очередь развито не

только в скарнах, но и в еще большей мере в сильно трещиноватых и брекчиро-

ванкых гранитоидах (месторождение Каратас IV), т. е. налицо явная простран-

ственная xi временная независимость процессов скарнообразования и отложения

медно-молибденовых руд. Однако доказать значительный разрыв во времени

проявления этих двух процессов и связать их с разным магматизмом весьма

трудно. Поэтому, оставляя этот вопрос открытым, отметим, что вероятнее всего,

как нам представляется, существует парагенетическая связь между медно-молиб-

деновым оруденением и диоритовыми порфиритами и дацитовыми порфирами

средне-позднекаменноугольного возраста. Магматизм, породивший эти субвулка-

нические и экструзивные образования, по-видимому, синхронен с магматизмом,

проявившимся во второй половине каменноугольного времени в Джуягаро-Бал-

хашской герцииской геосинклинали и обусловившим появление меднопор-

фировых месторождений. Однако в Каратасском районе магматизм разви-

вался в связи с активизацией каледонского обрамления геосинклинальной зоны,

носил более кислый и несколько более щелочной характер, меньшую роль

в нем играло подкоровое вещество, что и обусловило появление здесь сущест-

венно молибденового месторождения с попутной медью.

ГРЕЙЗЕНОВЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ

Вольфрам-молибденовые месторождения, относимые к классу грейзеновых,

встречаются в разных тектонических структурах, где, как правило, простран-

ственно и генетически связаны с однотипными лейкократовыми гранитами, фор-

мировавшимися в условиях активизации тектоно-магматических процессов на

плафтормах и в областях завершенной складчатости. В Западном Забайкалье

эти месторождения связаны с гранитами ранне-среднеюрского возраста (гу-

джирский комплекс), прорывающими кристаллические и осадочные породы

областей байкальской и каледонской завершенной складчатости. В Катазии

(КНР) они обусловлены яныпанскими тектоно-магматическими процессами,

наложенными на Южно-Китайскую платформу. В Аргентине, в провинции Кор-

дова, граниты палеозойского возраста, с которыми связаны вольфрам-молибде-

новые месторождения Серро-Асперезис и Серро-Асперо, прорывают гнейсы

и кристаллические сланцы докембрийского фундамента Южно-Американской

платформы.

В перечисленных областях образование гранитов и ассоциированного

с ними оруденения отделено от геосинклинального развития значительным

периодом платформенного развития земной коры, составляющим более чем

целый геологический цикл. Иначе обстоит дело в Центральном Казахстане.

Здесь вольфрам-молибденовые месторождения связаны с позднепермскими

гранитами акчатауского комплекса, распространенными в герцинидах Джун-

гаро-Балхашья и в окружающих их поздних каледонидах, главным образом

в пределах краевого вулканического пояса, выделенного А. Богдановым

(1965 г.). Следовательно, здесь в разных по возрасту складчатых областях

внедрению рудоносных гранитов предшествовали разные тектонические дефор-

мации и разный магматизм. Это обстоятельство можно истолковать двояко.

Во-первых, граниты акчатауского комплекса не связаны с предшествующим

магматизмом и являются результатом тектоно-магматических процессов, нало-

женных как ни каледониды, так и на герциниды в позднепермское время.

Во-вторых, этот магматизм и связанное с ним оруденение являются неотъемле-

мой частью эпигеоеинклинального комплекса герцинид периода их субсеквент

135

ного развития. Во втором случае граниты акчатауского комплекса и вольфрам-

молибденовое оруденение, распространенные в участках земной коры каледон-

ской консолидации, следует рассматривать как проявления, индуцированные

движениями, развивавшимися в герцинидах. Однако и в том и в другом случае

природа гранитов, а следовательно, и связанного с ними оруденения была

та же, что и в областях тектоно-магматической активизации.

Разрывные тектонические нарушения, контролирующие граниты и оруде-

нение, различны по ориентировке, времени заложения и происхождению.

Это зоны крупных разломов, тектонических швов, контактов пород разного

происхождения и возраста, скрытых разломов, повышенной трещиноватости

в осевых частях складчатых структур. Граниты и оруденение формировались

в условиях заметного тангенциального растяжения земной коры и в целом

их распространение часто носит не столько узко линейный или поясовый,

сколько широкий площадный характер, не зависящий от общего плана склад-

чатых деформаций.

Гранитные плутоны, с которыми связано вольфрам-молибденовое орудене-

ние,

имеют в плане овальную, удлиненную и более сложную формы. Размеры

их выходов на поверхность колеблются в широких пределах — от долей квад-

ратного километра до нескольких сот квадратных километров, что является

результатом как разной глубины эрозионного среза интрузивов, так и разных

размеров их. Вертикальная протяженность плутонов по данным геофизических

исследований, проводившихся в Центральном Казахстане, не менее 8—10 км.

Глубина образования верхних частей плутонов 2—3 км.

Рассматриваемые плутоны формировались в несколько фаз, поэтому имеют

сложное внутреннее строение, хотя слагающие их разности гранитов, близки

по минеральному и химическому составу. Преобладают лейкократовые граниты

с крупно- и среднезернистой, иногда порфировидной структурами, которые

в краевых частях массивов постепенно сменяются мелкозернистыми порфиро-

видными. Среди этих гранитов залегают сложные, часто многослойные тела

средне- и мелкозернистых порфировидных гранитов II фазы. Породы I и II фаз

прорваны дайками аплитов, гранит-порфиров, микрогранитов, диоритовых

порфиритов, лампрофиров.

В целом граниты носят анхиэвтектический характер. В их составе преобла-

дает калиевый полевой шпат (30—35%), меньше кварца (25—40%) и олиго-

клаза (12—30%), из темноцветных минералов присутствует только биотит

(до 2—4, реже 6%). Соотношение породообразующих минералов изменяется

в сторону увеличения содержания калиевого полевого шпата и кварца за счет

биотита и плагиоклаза в гранитах более поздних фаз, вплоть до образования

аляскитов. Наиболее распространенные акцессорные минералы — магнетит,

ильменит, рутил, циркон, апатит, сфен, анатаз, монацит, реже ортит, ильмено-

рутил, молибденит, корунд, ксенотим, бломстрандит и некоторые другие.

По химическому составу рассматриваемые граниты отличаются от щелочно-

земельного гранита (по Р. Дэли) более высокими содержаниями щелочей

и кремнезема и более низкими — извести и ферромагнезиальных компонентов.

Щелочные и ферромагнезиальные компоненты находятся в переменных коли-

чествах, а их содержания обычно связаны обратной зависимостью. Среди ще-

лочных металлов калий заметно преобладает над натрием. Граниты поздних

фаз характеризуются большей щелочностью. Породы сильно пересыщены алю-

минием при весьма низком содержании железа, что объясняется значительным

избытком глинозема в калиевых полевых шпатах против их теоретического

состава.

136

Рудные элементы, характерные для вольфрам-молибденовых месторожде-

ний, в описываемых гранитах содержатся в следующих количествах (в г/т):

Мо 0,5—0,9; Sn 3—4; W 2; Be 4,5; Pb 20; Си 15. За исключением молибдена,

содержания всех остальных элементов близки к их средним значениям для

гранитов; содержание молибдена заметно ниже.

В апикальных частях плутонов и их эндоконтактовых зонах, по направле-

нию к контактам с вмещающими породами, в гранитах уменьшается содержание

калиевого полевого шпата, пертитов в нем и биотита и увеличивается — кислого

плагиоклаза, в химическом составе возрастает содержание натрия и рубидия

и снижается — калия.

В экзоконтактах интрузивов на магматической стадии развивались про-

цессы ороговикования, базификации и фельдшпатизации. Ороговикование

наблюдается в зоне мощностью до 300 м и более. Минеральные парагенезисы

роговиков отвечают следующим фациям контактового метаморфизма (от грани-

тов к вмещающим породам): пироксен-роговиковой (0—15 м), амфиболитовой

(15—100 м), эпидот-амфиболитовой (100—250 м) и зеленосланцевой (на расстоя-

нии свыше 250 м).

Процесс базификации заключается в биотитизации (флогопитизации),

местами амфиболизации ороговикованных и неороговикованных пород и сопро-

вождается выносом из них Si и привносом Al, Ti, Fe, Ca, Mg, Mn, P, К, Na,

V и Сг. Нередко он захватывает зону экзоконтакта гранитов мощностью до

800-1000 м.

Фельдшпатизация выразилась в образовании многочисленных полевошпа-

товых прожилков, количество которых по мере удаления от гранитов постепенно

сокращается, а на расстоянии более 300—350 м они встречаются редко. Мощ-

ность прожилков обычно не превышает 1—1,5 см; на 95—96% они сложены

калиевым полевым шпатом, в небольших количествах присутствуют альбит-

олигоклаз, биотит и кварц. Калиевый полевой шпат корродируется плагиокла-

зом с выделением мирмекитов. Охарактеризованные экзоконтактовые изменения

в сочетании с лейкократовыми гранитами эндоконтактовых зон плутонов яв-

ляются показателем преобладающей роли инфильтрации в процессе взаимодей-

ствия магмы с вмещающими породами, вследствие чего большая часть компо-

нентов, избыточных против котектического состава магмы, выносилась во вме-

щающие породы, производя базификацию последних.

Вольфрам-молибденовые месторождения пространственно очень тесно свя-

заны с апикальными частями материнских плутонов, располагаясь в их экзо-

и эндоконтактовых зонах. Максимальная мощность продуктивных эндоконтак-

товых зон обычно не превышает 200—300 м. В экзоконтакте оруденение рас-

пространяется до 1200—1500 м от гранитов. Вертикальный размах оруденения

до 1500 м. Наиболее крупные месторождения, как правило, располагаются

над апикальными частями не вскрытых эрозией гранитных плутонов. Чем

больше эрозионный срез рудоносного плутона, тем меньше размеры месторожде-

ний и рудопроявлений, расположенных в его приконтактовых зонах.

Коктенкольское месторождение

Коктенкольское штокверковое месторождение находится в Центральном Казах-

стане в пределах краевого вулканического пояса, разделяющего области гер-

цинской и каледонской складчатости. Оно расположено в западной части

Успенского прогиба, между его северной и южной ветвями, вблизи Успен-

ской зоны разломов.

137

На территории месторождения (рис. 48) распространены средне-поздне-

девонские вулканогенные и осадочные породы, представленные (снизу вверх)

аидезитовыми порфиритами, дацитовыми порфирами, туфами липаритовых

порфиров, переслаивающимися пластами песчаников, алевролитов и туфо-

песчаников, выше которых залегают углисто-кремнистые сланцы, мергели

и известняки франского яруса. Залегание этих пород осложнено спокойными

брахиформными складками близширотного простирания — антиклинальной

Рис.

48. Схематическая геологическая карта, разрез по линии А—Б и эндогенные ореолы

вольфрама и молибдена Коктенкольского месторождения. Составлены автором на основе

геологической карты и разреза Г. Паркадзе, К. Фаткулина и др.

1—мраморизованные

известняки; 2

—

глинистые и кремнисто-углистые сланцы, мергели и кремнисты

известняки; 3

—

полимиктовые песчаники с прослоями туфов кварцевых порфиров; 4

—

песчаники и алев-

ролиты с прослоями туфов кварцевых порфиров; 5 — кварцевые порфиры, фельзит-порфиры и их туфы',

—

андезитовые порфириты и их туфы; 7

—

лейкократовые граниты акчатауского комплекса; 8

—

текто-

нические нарушения; 9

—

изолинии содержаний молибдена;

10—13 —

концентрации вольфрама (от вы-

соких содержаний к низким)

на юге месторождения, сипклинальной в центре и менее четко выраженной

антиклинальной на севере. Осевая часть синклинальной структуры осложнена

138 *

узкой (0,5 км) грабен-синклиналью с сохранившейся в ней корой выветрива-

ния мощностью более 100 м. По ограничивающим близширотным разломам

породы грабен-синклинали опущены не менее чем на 200—300 м.

Кроме разрывных нарушений близширотного простирания в породах

месторождения зафиксированы смещения и зоны дробления по разломам близ-

меридионального, северо-восточного и северо-западного направлений.

Вулканогенные и осадочные породы девонского возраста прорваны лейко-

кратовыми гранитами акчатауского комплекса (Р

), которые едва вскрыты

современным эрозионным срезом на площади 0,15 км

. На глубине от 0 до

500 м граниты образуют тело удлиненной, несколько серповидно-изогнутой

хребтообразной формы протяженностью около 5 км, ориентированное близ-

меридионально. При общем пологом погружении на юг его северная и южная

оконечности увенчаны куполообразными возвышениями, из которых северное

обнажено, а южное залегает на глубине 300 м ниже дневной поверхности.

С глубиной массив гранитов постепенно расширяется. Его контакты падают

в сторону вмещающих пород, угол падения западного контакта 45°, восточного

30—40°.

В породы кровли от плутона отходят многочисленные апофизы. В це-

лом граниты представляют собой апикальную часть крупного плутона овальной

формы с осями 15 и 18 км; его нижняя кромка по данным гравиметрической

съемки находится на глубине 10 км. Около гранитов вмещающие их алюмо-

силикатные породы ороговикованы, интенсивно биотитизированы и фельдшпати-

зированы, а карбонатные породы скарнированы.

Коктенкольский штокверк находится в тектонической зоне северо-северо-

западного простирания, пересекающейся в южной части месторождения с тек-

тонической зоной близширотного простирания. На Южном участке месторо-

ждения рудные прожилки контролируются крутопадающими в противополож-

ных румбах трещинами сколового характера близширотного, близмеридио-

нального, северо-западного и северо-восточного простирания, но наиболее

многочисленны прожилки, залегающие в пологих трещинах отрыва с накло-

ном 5—10°. На Северном участке преобладают прожилки, круто падающие на

северо-запад со средними углами падения на восток, юго-восток и юго-запад.

Молибденовое оруденение с попутной вольфрамовой, медной и висмутовой

минерализацией связано со штокверком кварцевых, кварц-полевошпатовых

и полевошпатовых прожилков, мощность которых колеблется от 1—2 мм до

10—15 см, но преобладает

0,5—2

см. На северо-западном фланге месторожде-

ния имеется несколько кварцевых жил с гюбнеритом мощностью 0,5—1 м.

Наиболее густая сеть рудных прожилков сосредоточена над верхней централь-

но-осевой частью гранитного тела и особенно над его южным куполовидным

выступом. По мере движения в сторону от этих частей гранитного массива

вместе с погружением контактов последнего сеть рудных прожилков редеет

и оруденение постепенно затухает.

На Южном участке месторождения штокверк заключен в интенсивно

измененных приконтактовым метаморфизмом девонских эффузивах, и лишь

частично нижними горизонтами он находится в апикальной части гранитного

купола. В целом рудное тело в плане имеет форму овала, длинная ось которого

ориентирована близширотно. От его северо-восточного фланга оруденение

широкой зоной протягивается на северо-северо-запад. В этом же направлении

глубина его распространения постепенно сокращается по мере приближения

гранитного массива к дневной поверхности, оруденение выклинивается в пре-

делах гранитов, обнаженных эрозионным срезом. В северной части месторожде-

ния рудный штокверк в основном заключен в метаморфизованных липаритовых

139

туфах, туфопесчаниках, песчаниках, скарнированных карбонатных породах

экзоконтакта апикального выступа интрузива. Так же как и на Южном уча-

стке,

в граниты распространяется лишь небольшая часть штокверка.

Общий вертикальный размах оруденения на флангах месторождения

800—900 м. При этом на экзоконтактовую зону приходится 700—800 м, а на

эндоконтактовую 100—200 м.

В прожилках в различных сочетаниях и количественных соотношениях

наблюдаются следующие рудные и жильные минералы: распространенные —

молибденит, вольфрамит, пирит, халькопирит, вимсутин, магнетит, гюбнерит,

рутил, мусковит, кварц, флюорит, полевые шпаты, кальцит, гранат, афро-

сидерит, десмин, ломонтит, гейландит; мало распространенные — галенит,

сфалерит, пирротин, борнит, самородный висмут, блеклая руда, шеелит, сиде-

рит, анкерит, апатит, биотит, барит, эпидот, шабазит, акцессорные — бертран-

дит, браннерит, берилл, гельвин, фенакит.

Развитие постмагматического процесса происходило, видимо, в такой

последовательности. Самыми ранними являются пневматолитовые щелочные

процессы — калишпатизация и альбитизация гранитов. Калишпатизированные

граниты наблюдаются в виде редких маломощных (2—5 см) зон, центральные

части которых на 95—98% сложены калиевым полевым шпатом, а в направле-

нии неизмененного гранита они сменяются гранитом, калишпатизированным

в убывающей степени. Альбитизированные граниты распространены значи-

тельно шире калишпатизированных и прослеживаются до глубины 100—200 м.

Альбитизация проявилась неравномерно: зоны более или менее интенсивно

альбитизированных гранитов чередуются с участками почти неизмененных гра-

нитов. Процесс выразился главным образом в замещении плагиоклаза альбитом

№ 4—10, а также в развитии шахматного альбита по каливому полевому

шпату. Развитие ранних щелочных процессов не сопровождалось отложением

рудных минералов. Последовавший за ними процесс рудообразования был

многостадийным и развивался в следующей последовательности.

Наиболее ранними являются кварцевые прожилки с молибденитом. Их мощ-

ность колеблется от 1—2 мм до 1—2 см, реже 5—10 см. Молибденит в прожил-

ках распределен достаточно равномерно; местами он концентрируется в заль-

бандах или вытягивается цепочками вдоль прожилков, создавая в них полосчатое

строение. Участками содержание молибденита в прожилках резко увеличи-

вается и они становятся существенно молибденитовыми. Контакты молибде-

нит-кварцевых прожилков с вмещающими породами резкие. Изменения во вме-

щающих породах около них выразились в хлоритизации биотита и образовании

редких выделений мусковита по полевым шпатам. Часто встречаются пере-

сечения одного молибденит-кварцевого прожилка другим, что свидетельствует

о неоднократном импульсном поступлении растворов, отлагавших молибдено-

вое оруденение.

В следующую стадию образовались кварцевые прожилки, содержащие

вольфрамит, пирит, висмутин, молибденит, в небольших количествах муско-

вит, флюорит, акцессорные берилл, бертрандит, фенакит, гельвин, самородный

висмут, базовисмутит, браннерит и ильменорутил. Мощность прожилков 1—

5 см. Сложены они крупнозернистым светлым кварцем, кристаллы которого

ориентированы перпендикулярно к стенкам вмещающих их трещин. В зальбан-

дах прожилков развит мусковит, образующий весьма характерные для них

слюдяные оторочки.

Последовательность выделения минералов в прожилках следующая»

Раньше других, по-видимому, выделялся молибденит, распространенный в заль-

140