Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Стратиформные свинцово-цинковые месторождения в карбонатных толщах
ВАК РФ 25.00.11, Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения
Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Стратиформные свинцово-цинковые месторождения в карбонатных толщах"
Актуальность проблемы. Свянцово-цинковые месторождения в карбонатных толщах играют важную роль в мировых запасах и добыче этих металлов. В России доля рассматриваемых месторождений в балансе запасов и добыче существенно ниже, вместе с тем перспективы их выявления весьма значительны. Месторождения размещаются вктурно-формационных комплексах карбонатных толщ от рифея до мезо-кайнозоя включительно и рассматриваются как один из основных потенциальных источников, обеспечивающих производство свинца, цинка, а также барита, серебра, кадмия, германия. Приуроченность ряда крупных свинцово-цинковых месторождений в различных регионах мира к карбонатным формациям определяет принципиально важные аспекты, касающиеся выявления закономерностей размещения свинцово-цинкового оруденения в карбонатных толщах, его связи с подстилающими, возможно, рудогенерирующими формациями, расшифровки внутреннегоения рудовмегцающих карбонатных толщ, определения локальных факторов контроля промышленного оруденения и других проблем, связанных с крупномасштабным и локальным прогнозом свинцово-цинкового оруденения.
Актуальность работы определяется необходимостью разработки и совершенствования научно-методических основ прогноза и поисков стратиформных месторождений свинца и цинка в карбонатных толщах, развитых в разновозрастных структурно-формационных комплексах древних и молодых платформ, срединных массивов (микроконтинентов), а также выявления значимости рассматриваемого семейства месторождений в структуре российской минерально-сырьевой базы свинца и цинка.
Многолетние разработки автора связаны с реализацией заданий ГКНТ: 01.08Н «Обосновать эффективные направления геологоразведочных работ до 2010 г. с количественной оценкой перспектив на месторождения меди, никеля, свинца и цинка основных регионов СССР», 02.08Н «Обосновать первоочередные направления геологоразведочных работ по развитию сырьевых баз действующих предприятий в экономически освоенных и новых районах с оценкой прогнозных ресурсов и оценить перспективы обнаружения новых типов месторождений меди, свинца и цинка», 04.08Н «Разработать новые и усовершенствовать существующие методы и методики локального прогнозирования и поисков месторождений меди, свинца и цинка с созданием эффективных прогнозно-поисковых комплексов для ведущих типов месторождений».
Цель исследования - установление пространственно-временных связей оруденения с геологическими формациями и структурами, выявление закономерностей размещения и условий формирования свинцово-цинковых руд в карбонатных породах (разработка геолого-генетической модели) и совершенствование научно-методических основ прогноза и поисков стратиформных месторождений свинца и цинка в карбонатных толщах.
Задачи исследований включали;
- установление закономерностей размещения и условий формирования стратиформ-ного свинцово-цинкового оруденения в карбонатных структурно-формационных комплексах, развивавшихся в рифтогенных прогибах платформ и микроконтинентов;
- специализированное струкгурно-формационное и металлогеническое районирование территорий развития карбонатных толщ;
- выявление закономерностей размещения рудовмещающих карбонатных формаций в латерально-вертикальных рядах формаций;
- создание комплексных прогнозно-поисковых, геолого-промышяенных (статистических), параметрических, морфометрических, многофакторных и геолого-генетических моделей стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах;
- разработку рационального прогнозно-поискового комплекса для рудных районов, полей и месторождений, специализированных на стратиформное свинцово-цинковое оруде-нение в карбонатных толщах.
Методика исследований:
- анализ, обобщение и систематизация информации по проблеме с учетом положений, использованных в работах У.А.Асанапиева, В.В.Попова, Б.С.Домарева, Д.И.Горжевского, Д.И.Павлова, ЕА.Баскова, А.И.Кривцова, Э.И.Кутырева, Н.С.Скрипченко, П.В.Панкратьева, Г.В.Ручкина, В.Н.Холодова, Х.Барнеса, Д.Дэвиса, Г.Гарвена, Д.Свержинского, С.Дорлинга, Б.Арнольда, Дж.Гаунта, Д.Сангстера и других исследователей;
- специализированное разномасштабное структурно-формационное, фациальное и рудно-минералогическое картирование с составлением палеофациальных схем, разрезов, частных и сводных литолого-стратиграфических колонок с рудно-геохимической нагрузкой;
- детальное петрографическое и минераграфическое описание пород и и руд;
- анализ пространственных и парагенетических связей стратиформных свинцово-цннковых месторождений в карбонатных формациях с нефтегазоносными, солеродными и артезианскими бассейнами элизионного типа;
- анализ палеогидрологической обстановки формирования рассматриваемых месторождений;
- анализ и интерпретация геохимической и геофизической информации с целью выявления элементов комплексных прогнозно-поисковых моделей рудных районов, полей и месторождений в геофизических и геохимических полях.
Исходный материал собран автором в процессе исследований, выполненных по тематическим планам ЦНИГРИ по изучению рудных районов, полей и месторождений Якутии, Казахстана, Узбекистана, Таджикистана, Киргизии, Джунгарского Алатау, использованы также результаты работы автора на свинцово-цинковых объектах Болгарии.
Исследования включали детальное лиголого-структурное картирование рудных полей и месторождений, изучение вещественного состава пород и руд, выявление фациальных особенностей состава и строения рудовмещающих пород, изучение закономерностей размещения, условий локализации и генезиса стратиформного свинцово-цинкового оруденения в карбонатных породах.
Автор также принимал участие в составлении специализированных прогнозно-металлогенических карт (на структурно-формационной основе) на стратиформные свинцово-цинковые руды Южно-Ферганской зоны (масштаб 1:500 ООО с врезками 1:200 ООО -1:10 ООО масштаба), Учкулач-Гузанской зоны (масштаб 1:200 000 с врезками 1:50000-1:10 000 масштаба), Шалкиинского рудного района (масштаб 1:50 000 с врезками 1:10 000 масштаба), Сарданского рудного района (масштаб 1:50 ООО с врезками 1:10 000 масштаба).
В работе использованы результаты химических и спектральных анализов пород и руд месторождений, изученных автором лично и то литературным данным — содержаний органического углерода, суммы оксидов кальция и магния, изотопного состава серы, кислорода, водорода, углерода, свинца, а также данные изучения газово-жидких включений и др. При решении поставленных задач анализировалась и обобщалась информация по геологическому строению, закономерностям размещения, условиям локализации и генетическим особенностям стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах Канады (Пайн-Пойнт, Поларис, Нанисивик и др.), Австралии (Леонард Шельф, Ридж, Кули, Адмирал Бей), США (месторождения Мидконтинента, Аппалачей и др.), Ирландии (Сильвермайнс, Наван, Тайнаг и др.), Польши (Олысуш, Болеслав и др.), Испании (Санта-Барбара, Тройя, Антонина и др.), Сардинии (Орбай, Барбузи, Антас и др.), Австрии (Блайберг), Словении (Ме-зика), Италии (Райбл), Франции (Малин, Бронкери, Трев), Туниса (Бу Грин), Марокко (Туис-сит и др.), Мексики (Лордсбург, Магдалена и др.), Китая (Фанькоу).
Научная новизна работы заключается:
- в проведении рудно-формационной типизации стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах, выявлении пространственно-временных связей ору-денения с определенными формациями, фациями и литотипами пород;
- в выявлении основных закономерностей размещения и условий локализации руд, а также типизации обстановок формирования рассматриваемых месторождений;
- в создании комплексных прогнозно-поисковых, геолого-промышленных (статистических), параметрических, морфометрических, многофакторных и градиентно-векторных моделей свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах;
- в разработке количественной геолого-генетической модели стратиформных свинцо-во-цинковых месторождений и генетических основ их прогнозирования;
- в разработке рационального прогнозно-поискового комплекса для рудных районов, полей и месторождений рассматриваемого семейства применительно к разным стадиям ГРР.
Основные защищаемые положения
1. Стратиформные свинцово-цинковые месторождения в карбонатных толщах объединяются в семейство, включающее шесть рудно-формационных типов: свинцово-цинжовый с германием (флюоритом) (сарданский), флюорит-пирит-свинцово-цинковый (миссисип-ский), пириг-свинцово-цинковый (силезско-краковский), барит-цинково-свинцовый (мирга-лимсайский), свинцово-цинковый (шалкиинскин) и пирит-барит-свинцово-цинковый (учку-лачский).
Вышеуказанным рудно-формационным типам присущи определенные обстановки накопления рудовмещающих толщ, формационно-фациальные признаки, морфология рудных тел, состав и текстуры руд, эпигенетические преобразования рудовмещающих город и рудная зональность, которые легли в основу прогнозно-поисковых моделей.
2. Позиция рудных районов и полей рассматриваемого семейства определяется па-леовпадинами на склонах палеоподнятий по периферии осадочных бассейнов, поясами барьерных рифов, а также крупными разломами, проницаемыми пластами пород и поверхностями несогласий, к которым приурочены зоны разгрузки металлоносных рассолов.
Месторождения и рудные тела приурочены к локальным палеовпадинам, рифовым постройкам и контролируются разломами и участками их пересечения, соляными диапира-ми, структурами палеокарста, которые выступали как локальные участки зон разгрузки металлоносных флюидов.
3. Стратиформные свинцово-цинковые месторождения в карбонатных толщах пространственно и парагенетически ассоциируются с нефтегазоносными бассейнами. Месторождения размещаются в их краевых частях в катагенно-миграционных зонах, а также в зонах разломов, пересекающих эти бассейны. В рудовмещающих породах и рудных телах содержатся окклюдированные углеводородные газы, а также твердые битумные соединения, образующие срастания с жильными и рудными минералами. Флюиды из газово-жидких включений в минералах руд по составу и содержанию солей, отношению дейтерия к водороду, хлора к натрию, изотопному составу кислорода ж содержаниям металлов обнаруживают сходство с нефтяными водами. В породах, вмещающих нефтяные залежи, распространены новообразованные минералы, характерные для свинцово-цинковых руд и околорудных пород - пи-риг, галенит, сфалерит, кварц, кальцит, доломит, барит, флюорит. Все это указывает на участие нефтяных вод в процессах мобилизации, переноса и отложения рудного вещества рассматриваемых месторождений. Глинистые сланцы нефтематеринских толщ, содержащие органическое вещество и продуцирующие углеводороды и нефтяные воды, характеризуются повышенными концентрациями металлов.
4. Образование свинцово-цинковых руд связано с экзогенно-гидротермальными растворами, представляющими собой продукты эволюции отложений осадочных бассейнов. Миграция растворов обусловлена развитием элизионных, термогидродинамических, реже инфильтрационных систем, включающих пористые пласты пород, поверхности несогласий и зоны разломов. К последним приурочены зоны разгрузки металлоносных растворов, скорость фильтрации, которых по разломам по данным математического моделирования на порядок выше, чем по коллекторам.
В качестве источника металлов для рассматриваемых месторождений предлагаются породы подрудных и рудовмещающих толщ. Транспортировка металлов осуществляется преимущественно в виде их хлорадных комплексов. Источники сульфидной серы - это, главным образом, сульфаты морской воды, прошедшие биогенную сульфатредукцию. Осаждение сульфидов и образование рудных тел связано с гидротермально-осадочными и мета-соматическими процессами и вызвано изменением условий реакции в системе раствор -морская вода и значений рН и Eh . м
5. Основой для прогноза свинцово-цинковых месторождений рассматриваемого семейства служат структурно-формационные, литолого-фациальные, палеогидрогеологиче-ские, минералого-геохимические и геофизические признаки, характеризующие различные рудно-формационные типы. Эти признаки являются основными элементами разработанных моделей рудных районов, полей и месторождений. Для распознавания указанных признаков предложен прогнозно-поисковый комплекс применительно к разным стадиям геологоразведочных работ.
Практическое значение работы состоит:
- в создании комплексных геолого-поисковых моделей рудных районов, полей и месторождений со стратиформным свинцово-цинковым оруденением в карбонатных толщах, определении совокупности описывающих их критериев и признаков и разработке рационального комплекса методов и видов работ по выявлению этих критериев и признаков;
- в обосновании и оценке перспектив выявления свинцово-цинкового оруденения рассматриваемого типа, подготовке ряда программ ГРР и определении направления геологоразведочных работ в Якутии, осадочных бассейнах Русской платформы, Узбекистане, Казахстане, Киргизии, Таджикистане с составлением специализированных карт различных масштабов, выделением наиболее перспективных площадей и оценкой прогнозных ресурсов;
- в разработке н внедрении «Требований» к результатам и качеству геологоразведочных работ на свинец и цинк, оценочных параметров для определения оптимальных затрат на поиски и разведку на базе рационального прогнозно-поискового комплекса;
- в разработке и внедрении «Методического руководства по оценке прогнозных ресурсов свинца и цинка» применительно к стратиформным месторождениям в карбонатных толщах;
- в создании Атласов: «Многофакторные модели стратиформных свинцово-цинковых месторождений», «Градиентно-векторные модели колчеданно-пояиметаллических месторождений», «Многофакторные модели колчеданно-полиметаллических месторождений».
Апробация работы. Основные материалы и положения диссертации представлялись и докладывались на 28 Международном геологическом конгрессе в Вашингтоне (1989), на 8 (1990) и 9 (1994) симпозиумах МАГРМ, X Всесоюзном металлогеническом совещании, Алма-Ата, 1983; Всесоюзной школе передового опыта Мингео СССР, Джизак, 1981; Республиканском совещании «Условия локализации и закономерности размещения стратиформных свинцово-цинковых и медных месторождений, Джезказган, 1982; Всесоюзных совещаниях, симпозиумах и конференциях: VI Всесоюзном совещании по термобарогеохимии, Владивосток, 1978; «Проблемы метаморфогенного рудообразования», Киев, 1979; «Условия образования редкометалльных и стратиформных свинцово-цинковых месторождений», Москва, 1982; «Условия образования и закономерности размещения стратиформных месторождений цветных, редких и благородных металлов», Фрунзе, 1985; «Генетические модели эндогенных рудных формаций», Новосибирск, 1985; «Метаморфогенное рудообразование низких фаций метаморфизма складчатых областей фанерозоя», Львов, 1986; «Роль эндогенных и экзогенных факторов в формировании стратиформных руд и околорудных изменений», Москва,
1986; «Формационньш анализ как основа крупномасштабного прогнозирования и поисков месторождений цветных, редких и благородных металлов», Баку, 1986; «Повышение эффективности научного обоснования локального прогноза месторождений полезных ископаемых», Москва, 1987; «Металлогения осадочных бассейнов», Москва, 1992; «Рудно-формационный анализ - состояние и перспективы», Москва, 1996; «Современные проблемы геологии, поисков, разведки и оценки месторождений полезных ископаемых», Москва, 1997. Результаты исследований изложены в 20 научно-исследовательских отчетах, опубликованы в 74 печатных работах, в том числе 8 монографиях, 5 брошюрах и 3 Атласах (в соавторстве) и неоднократно экспонировались на ВДНХ СССР. Отдельные части работы внедрены в практику геологоразведочных работ ПГО «Южказгеология», «Самаркандгеология», Кайраккум-ской ГРЭ и Аллах-Юньской ГРЭ.
Благодарности.
Работа выполнялась в отделе цветных металлов ЦНИГРИ, сотрудникам которого В.Д.Конкину, И.З.Исакович, И.В.Крейтер, Н.Г.Кудрявцевой, В.В.Кузнецову, А.Г.Волчкову, Р.Н.Володину автор искренне благодарен за помощь и плодотворные дискуссии.
С глубоким почтением и признательностью автор работы вспоминает профессора Д.И.Горжевского - своего учителя, руководителя научной деятельности, коллегу.
Автор высоко оценивает содействие при проведении исследований и консультации докторов геолого-мииералогических наук П.В.Панкратьева, Г.В.Ручкина, А.И.Кривцова, Е.И.Филатова, В.Б.Чекваидзе, А.Н.Барышева.
Автор благодарит сотрудников ПГО «Самаркандгеология» Г.М.Залетову, М.Л.Дынкжна и А.А.Дедюлина, ПГО «Южказгеология» В.В.Овчинникова и А.И.Воеводина, Сарданской ГРП В.Д.Боговина за возможность совместных исследований на месторождениях Учкулач, Шалкия, Миргалимсай, Сардана. За помощь и содействие при проведении полевых исследований автор выражает искреннюю признательность геологам Джунгарской ГРЭ, Учкулачской ГРЭ, Аллах-Юньской ГРЭ и Шалкиинской ГРП.
1. РУДНО-ФОРМАЦИОННЫЕ ТИПЫ МЕСТОРОЖДЕНИЙ И ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ИХ ВОЗНИКНОВЕНИЯ
Стратиформные свинцово-цшжовые месторождения в карбонатных толщах объединяются в семейство рудных формаций - группу месторождений и (или) рудопроявлений близких элементного и минерального составов, ассоциирующихся с родственными по происхождению, но различными по составу геологическими формациями (сочетаниями геологических формаций) (А.Й.Кривцов, 1995). Семейство подразделяется на шесть рудно-формационных типов: свинцово-цинковый с германием (флюоритом) (сарданский),' флюо-рит-пирит-свинцово-цинковый (миссисипский), пярит-свинцово-цинковый (силезско-краковский), барит-цинково-свинцовый (миргаяимсайский), свинцово-цинковый (шалкиин-ский) и пирит-барит-свинцово-цинковый (учкулачский). Критерии выделения рудно-формационных типов месторождений сформулированы в решении совещания «Рудно-формационный анализ - состояние и перспективы» (1996), согласно которому рудная формация (рудно-формационный тип) - группа месторождений и (или) рудопроявлений, однотипных по элементному и минеральному составам руд и метасоматитов и обстановкам нахождения, которые выражаются в устойчивых ассоциациях месторождений и рудопроявлений с определенными геологическими формациями (сочетаниями геологических формаций) и структурными условиями рудонакопленияг. Геотектонические позиции месторождений перечисленных типов рассматриваются в работах А.Д.Щеглова (1971), В.В.Архангельской и Ф.И.Вольфсона (1977), Г.В.Ручкина (1978), В.В.Попова (1980), П.В .Панкратьева и Ю.В.Михайловой (1981), Д.И.Горжевского и И.Т.Макеевой (1982), У.Асаналиева, В.В.Попова, И.Д.Турдукеева (1988), Д.И.Горжевского и А.И.Донца (1989). Анализ закономерностей размещения страгиформного свинцово-цинкового оруденения в различных регионах мира (Типовые., 1987; Горжевский, Донец, 1985, 1989, 1997) позволяет сделать вывод, что указанные месторождения размещаются в пределах относительно стабильных блоков земной коры - древних платформ (кратонов), молодых платформ и срединных массивов (микроконтинентов). Формирование рудовмещающих карбонатных толщ и свинцово-цинковых месторождений происходило, как правило, в обстановках, связанных с рифтоген-ными прогибами.
Для сарданского типа это депрессии на внутреннем (Сардана, Пайнт-Пойкт, Фанькоу) и внешнем шельфе (Саурей, Поларис) пассивных окраин древних платформ (СевероАмериканской, Сибирской, Южно-Китайской, Восточно-Европейской). Примерами таких структур могут служить прогибы Куянг-Ренхул (месторождение Фанькоу) (X.Song and H.Tan, 1996) и Франклин (месторождение Поларис) (R.N.Randell and G.M.Anderson, 1996).
Месторождения миссисилского типа формировались во внутряконтигентальных впадинах древних платформ. Так, рудный район Юго-Восточной Миссури расположен на северо-западном борту рифтогенной впадины Рилфуг (K.B.Honrall et. al., 1996), район Иллинойс-Кентукки - в надрифтовой депрессии, осложняющей крыло впадины Иллинойс (Парагенезис., 1990), а австралийское месторождение Адмирал-Вэй - во впадение Виллара (S.R.Mc Cracken et al., 1996).
Рудовмещающие формации и свинцово-динковые месторождения силезско-краковского типа образовались в обстановках рифгогенных депрессий на внутреннем в внешнем шельфе пассивных окраин молодых платформ. Месторождение Болеслав (Польша) расположено на крыле Щецинско-Лодзинско-Мехувского прогиба на внутреннем шельфе пассивной окраины эпипалеозойской Средне-Европейской платформы. Ирландские- месторождения Наван и Сильвермайнс приурочены к рифтогенному прогибу Мунстер на внешнем шельфе пассивной окраины эпижаледонской Западно-Европейской платформы (M.W.Hitzman, D.W.Beatg, 1996).
Месторождения миргалимсайского, шалкиипского и учкулачского рудно-формационных типов формировались в грабенах и депрессиях на внутреннем и внешнем шельфе пассивных окраин срединных массивов (микроконтинентов). Рудные тела Мирга-лимсая и Шалкии приурочены к рифтогенному прогибу на внешнем шельфе пассивной окраины Курамино-Ферганского массива каледонской консолидации. Прогиб ограничен с югозапада Сырдарьинским и с северо-востока Главным Каратауским тлубинными разломами (Геология., 1989). Месторождения Малик н Трев размещаются в рифтогенной депрессии на внутреннем шельфе пассивной окраины палеозойского Центрального микроконтинента Франции (В.И.Старостин, 1972).
Месторождение Учкулач сформировалось в Букантау-Южно-Ферганском рифте, который прослеживается в субширотном направлении на южной окраине Курамино-Ферганского массива каледонской консолидации (Стратиформное., 1990).
2. РУДОВМЕЩАЮЩИЕ ФОРМАЦИИ, СУБФОРМАЦИИ И ПОРОДЫ
Для месторождений сарданского рудно-формационного типа рудовмещающей является глинисто-доломито-известняковая формация, в которой соотношение литологических разностей равно соответственно 10, 40 и 50% (табл. 1). В Прибайкальском полиметаллическом поясе (Таборное) эта формация имеет рифейский, на Сардане (РФ) вендский возраст (рис. 1). В Южно-Аппалачской зоне (США) формация этого типа накапливалась в кембрийское (Остинвилл-Айванхо) и раннеордовикское (Маскот-Джефферсон Сити) время. Отложения рассматриваемой формации установлены также в толщах среднего - Адмирал-Бэй (Австралия) и верхнего — Саурей (РФ), Поларис (Канада) ордовина, среднего - Пайн-Пойнт (Канада) и верхнего - Фанькоу (Китай) девона, а также раннего - Гейс Ривер (Канада) и позднего - Ледвилл (США) карбона. Формации отлагались в окраинно-континентальном мелководном морском бассейне и представляют собой сложное полифациальное образование, включающее барьерные рифы, терригенно-карбонатные и хемогенно-карбонатные разности (А.И.Донец, 1981). Так, в рудном районе Пайн-Пойнт (Канада) рудовмещающий барьерный рифовый комплекс разделяет доломиты и эвапориты лагунной формации и известняково-сланцевые отложения окраинного моря. В процессе рудообразования породы формации замещались эпигенетическими доломитами, в которых сохранились реликты первичных пород, в том числе, известняков с рифообразующей фауной.
В составе формации выделяется рудовмещающая доломито-известняковая органогенная субформация с соотношением основных разновидностей пород соответственно 40 и 60%.
На месторождениях миссисипского типа развита кремнисто-известняково-доломитовая формация позднекембрийского - Ламог (Ю-В Миссури, США), ордовикского -Коукер (Верхнемиссисипская долина, США), каменноугольного - Джоплин, Билгарц (Три-Стейт, США) (рис. 2) и Лед-Хилл (Иллинойс-Кентукки, США) возраста. Соотношение слагающих формацию литологических разностей пород равно соответственно 10, 40 и 50%. Для рудоносных субформаций характерно в целом уменьшение кремнистой составляющей.
Месторождения силезско-краковского типа приурочены к глинисто-известн яково-доломитовой формации раннего карбона - Сильвермайнс (Ирландия), раннего триаса - Оль-куш (Польша) (рис. 3), среднего триаса - Райбл (Италия), Блайберг (Австрия), Мезика (Словения), ранней юры - Туиссит (Марокко), Бу Грин (Тунис) и миоцена - Джалит (Тунис).
Таблица 1.
Рудно-формационпыс типы стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах
Характеристика месторождения Свинцово-цинковый с германием (флюоритом) (сарданский) Флюорит-пир ит- свинцово-цинковый (миссисипский) Пирит-свинцово-цинковый (силезско- краковский) Бариг-цинково-свинцовый (миргалимсайский) Свинцово-цинковый (шалкиинский) Пирит-барит-свинцово-цинковый (учкулачский)
1 2 3 4 5 6 7
Рудовмещающая Глинисто- Кремнисто- Глинисто- Углеродисго- Углеродисто- Вулканогендаформация (содер- доломито- ювестняково- известняково- доломито- кремнисто- терригенножание литологиче- известняковая(10- доломитовая доломитовая известняковая доломито- доломитоских разностей по- 40-50) (10-40-50) (20-30-50) (3-37-60) известняковая известняковая род в %) (5-10-35-50) (15-20-30-35)
Рудовмещающне Битум содержащие Известняки органо- Доломиты, извест- Известняки доломи- Углеродисто- Доломиты, карбопороды доломитизирован- генные битумсо- няки доломгегистые тистые, доломиты глинисто- натные рифогенные ные известняки, са- держащие с крем- битумсодержащие углеродистые (би- кремнисто- брекчии, известкохаровидные мета- нистыми про- комковато- туминозные) слои- карбонатные тон- вистые доломиты, соматические доло- слоями и стяжения- слоистые, доломиты стые, брекчиевид- кослоистые породы, артллиты, туфомиты, «зебра- ми, водорослевые эпигенетические, ные, карбонатные известняки и доло- песчаники, туфодоломиты» доломиты тонко- карбонатные брек- брекчии миты битуминозные гравелиты, туффиты зернистые слои- чии слоистые, комкова- и туфы трахириостые, кавернозные той и брекчиевой лит-дацитовых эпигенетические структуры порфир итов доломиты
1 | 2 3 4 5 6 7
Рудные минералы, %
- главные Галенит-(30) Сфалерит - (60) Флюорит-(10) Пирит-(Ю) Галенит - (25) Сфалерит - (50) Флюорит-(15) Пирит-(15) Галетгг - (25) Сфалерит - (60) Сфалерит-(15) Барит - (20) Галенит - (65) Галенит - (15) Сфалерит - (85) Пирит-(10) Барит-(20) Галенит-(25) Сфалерит-(45)
- второстепенные Пирит, барит, мар-■ казит. арсенопирит Барит, халькопирит Аргентит, гринокит, халькопирит, борнит Пирит, марказит, редко - халькопирит, арсенопирит Пирит, арсенопирит, флюорит, англезит Халькопирит, борнит, блеклая руда, арсенопирит, гели
Попутные элементы Германий, кадмий, серебро, мышьяк, фтор Серебро, кадмий, медь, фтор, германий, сурьме Кадмий, серебро, таллий, а меньших количествах индий, германий, галлий Серебро и в небольших количествах - кадмий, индий, таллий Бедные примеси кадмия, серебра, германия Медь, серебро, кадмий, таллий, галлий, стронций
Типы минеральных ассоциация Галенит-сфалеритовый с германием, галенит-сфалерит-флюоритовый, барит-сфалерит- галенитовый, пи-рит-сфалеритовый Халькопирит-галенит- сфалеритовый, галенит-сфалерит-флюоритовый, ба- риг-галенит-сфалеритовый, пи-рит-сфалсритовый, сфалерит-галенитовый Пирит-галенит-сфалеритовый и гш- рит-сфалерит-галенитовый Барит-сфалерит-галенитовый Галенит- сфалеритовый, пи-рит-сфалеритовый Пирит-барит- галенит- сфалернтовый
Количественные соотношения Pb:Zn От 3:1 до 1:10 От 3:2 до 1:10- От 1:1 до 1:5 ОтЗ:1 до 6:1 От 1:3 до 1:10 От 1:2 до 3:2
Преобладающие текстуры руд Полосчатая, про- жилково-гнездовая, массивная Прожилково-вкрапленная, полосчатая, массивная, брекчиевая Вкрапленная, полосчатая, массивная, брекчиевая Слоистая, вкрапленная, прожкпково-вкрапленная, брекчиевидно-комковатая Массивная, слоистая, прожилково-гнездовая, брекчиевая
I 2 3 4 5 б 7
Температуры обра- 95-360 60-250 40-250 70-200 70-140 90-100 зования руд (°С)
Эпигенетические Доломитизация из- Окварцевание, об- Доломитизация из- Доломитизация, ба- Окварцевание, до- Перекристаллизаизменения пород вестняков и пере- разование джаспе- вестняков, перекри- ритизация, кальци- ломитизация, каль- ция рудовмещаюкристаллизация роидов, доломити- сталлизация пер- тизация цитизация щих доломитов первичных доломи- зация известняков, вичных доломитов тов с образованием перекристаллизация метасоматических первичных доломи- сахаровидных до- тов ломитов и «зебра- доломитов»
Зональность оруде- Концентрическая От нижних страти- Рост содержаний РЬ От нижних страти- От нижних страти- От нижних стратинения зональность рудных графических уров- и Zn от нижних графических уров- графических уров- графических уровтел от центра к ней к верхним: ефа- стратиграфических ней к верхним:рост ней к верхним: пи- ней к верхним: бафлангам: богатые леритовые рудные уровней к верхним. содержаний РЬ и Zn ритовые руды — бо- ритовые руды - бабрекчиевые и гнез- тела - галенитовые Концентрическая и падение концен- гатые галенит- рит-сфалеритовые довые руды — бед- залежи. Концентри- зональность рудных траций барита. сфалеритовые - ря- баряг-галенитные прожилково- ческая зональность тел от центра к пе- Концентрическая довые сфалерито- сфалеритовые - бавкрапленные - до- рудных тел: доло- риферии: богатые зональность рудных вые. Зональность рит-галенит-сфалеломит- кальцит- митовое ядро - полосчатые руды - тел от центра к пе- месторождений от рит-пириговые антраксолитовая сульфидные руды - рядовые брекчие- риферии: Ba-Ag-Pb- центра к перифе- сфалеритминерализация джаспероиды - из- видные - бедные Zn рии: кремнистые пиритовые. Конценвестняки вкрапленные доломиты с галенитом и сфалеритом -кремнистые извест-ковистые доломиты с пиритом безрудные доломиты трическая зональность рудных тел от центра к периферии: Ba-Pb-Ag-Zn-Cd-Sr-Cu-Mn
11 2 | 4 | 5 6 7
Рудоконтролирующие палеоструюуры:
Рудные районы и поля
Сгрукгурно-формациониые блоки в грабенах, авлакогенах, депрессиях, представляющие собой палеовпадины на склонах поднятий, примыкающих к осадочным, в том числе нефтегазоносным бассейнам с седиментогенны-ми и катагенными водами; зоны барьерных рифов; зоны разгрузки металлоносных рассольных и нефтяных вод, представленные крупными разломами, проницаемыми пластами пород и поверхностями несогласий
Впадины вблизи ограничивающих рифты зон крупных долгоживущих разломов, контролирующих размещение центров вулканической деятельности
Месторождения и рудные тела
Локальные впадины, сопряженные с разломами; зоны повышенной трещиноватости; участки пересечения разломов различного направления; соляные диапиры; рифовые постройки; структуры палеокарста; локальные участки зон разгрузки металлоносных флюидов, которые сопровождаются проявлениями битумоидов в ассоциации с сульфидами, доломитизацией, серицитизацией, каолинизацией и палеотемпературными аномалиями
R — Таборное (РФ) €з-Ламотт(Ю-В Ci - Сильвермайнс Ог-Сумсар (Кир- D3 - Шалкия, Талап R - Сайид (Саудов
V - Сардана (РФ) Миссури, США) (Ирландия) гизия) (Казахстан) ская Аравия), Лонг - Остинвилл- Oi - Коукер (Верх- Т, - Болеслав D3 - Миргалимсай Лейк (Канада)
Айванхо (США) немиссисипская до- (Польша) (Казахстан) D2 - Учкулач, Эс
Oi - Маскот- лина, США) Т2-Райбл (Италия), Ti- Малин (Фран- кимазар (Узбеки
Джефферсон-Сити 02 - Адмирал Бэй Блайберг (Австрия), ция) стан)
США) (Австралия) Мезика (Словения) Jv - Трев (Франция)
03 - Саурей (РФ), D3 - Блендевейл Ji-Туиссит (Ма-
Поларис (Канада) (Австралия) рокко), Бу Грин
Ц> - Пайн-Пойнт Ci — Джоплин, Бил- (Тунис)
Канада) гарц (Три-Стейт, N, - Джалит (Ту-
D3 - Фанькоу (Ки- США) нис) тай)
С] - Гейс-Ривер ^КЧаыяттяЧ
ХЧСШоДаJ С2 - Р) Ледвилл
США)
Примеры разновозрастных месторождений v № га э га-' s Ш'
Рис. 1. Геологический разрез месторождения Сардана (А.И.Донец, 1983).
1-2 - отложения нижнего кембрия: 1 -сланцы, 2 - известняки с глауконитом; 3-9 - отложения венда: 3 - известняки, 4 - доломиты и известняки битуминозные, 5 - доломиты, 6 - известняки плитчатой текстуры, 7 - доломиты пеироокрашенные, 8 - песчаники кварцевые и кварцево-пояевошпатовые, 9 - доломиты глинистые тонкозернистые; 10 - доломиты мета-соматические; 11-13 - рудные зоны: 11 - верхнего уровня, 12 - среднего уровня, 13 - нижнего уровня; 14 - тела свинцово-цинковых руд; 15 - разломы.
Рис. 2. Геологический разрез месторождения Билгарц (район Три-Стейт, США) (по V.M.Ragan et al., 1996).
1 - сланцы пенсильванских отложений (С2); 2-4 — отложения миссисиния (Cj): 2 - известняки, 3 - известняки с кремнистыми прослоями; 4 — кремнистые породы; 5 - доломиты эпигенетические; 6 - джаспероиды; 7 - свиндово-цинковые руды; 8 - разломы; 9 - поверхности несогласия.
Глинистая, известняковая и доломитовая составляющие формации соотносятся как 20, 30 и 50%. В составе рудовмещакицей известняково-доломитовой слоистой субформации практически отсутствует глинистый материал. Содержание известняков составляет 40%, доломитов -60% от объема субформации.
Рис. 3. Геологический разрез месторождения Олькуш (Польша) (использованы материалы D.L.Leach et al., 1996)
1 - аргиллиты; 2 - глинистые сланцы; 3 - конгломераты; 4 - песчаники; 5 - известняки слоисто-волнистой текстуры; 6 - известняки массивные, 7 - доломиты; 8 - рудовмещающие метасоматические доломиты; 9. - мергели; 10 - брекчии; 11 - гранодиориты; 12 - свинцово-цинковые руды; 13 —граница стратиграфического несогласия; 14 —разломы.
Месторождения миргалимсайского типа размещаются в углеродисто-доломито-извест-няковой формации среднедевонского - Сумсар (Киргизия), позднедевонского - Миргалимсай (Казахстан) (рис. 4), раннетриасового - Малин (Франция) и раннеюрского -Трев (Франция) возраста. Цитологические разности пород формации соотносятся как 3,37 и 60% соответственно. Для рудовмещающей углерояисто-известняково-доломитовой субформации характерно несколько более высокое содержание Сорт (5%) и преобладание доломитов (55%) над известняками (40%).
Для месторождений шалкиинского типа установлена связь с углеродисто-кремнисто-доломито-известняковой формацией фамена - Шалкия (рис. 5), Талап (Казахстан). Органический углерод составляет 5%, кремнистый материал - 10%, доломиты - 35% и известняки -50% объема формации. В ее составе выделяется рудовмещающая углеродисто-кремнисто-известняково-доломитовая субформация, которая отличается более высоким содержанием доломитов (45%) и пониженным содержанием известняков (40%).
На месторождениях учкулачского типа получила развитие рудовмещающая вул-каногенно-терригенно-доломито-известняковая формация рифейского - Лонг-Лейк (Канада),
Рис. 4. Геологический разрез месторождения Миргалимсай (по данным Миргалимсайской ГРП, 1972).
1 - известняки слоистые; 2 - известняки брекчиевидкые; 3 - доломиты слоистые и комковатые; 4 - доломиты брекчиевидные; 5 - свинцово-цшзговыеруды; 6 -разломы. ' ' iii.ii , I I. .1
СЭ ЭВ
Н11И12
Рис. 5. Геологический разрез месторождения Шалкия (составил А.И.Донец с использованием материалов ПГО Южказгеология, 1982).
1 - песчаники; 2 - аргиллиты; 3 - известняки; 4 - известняки слоистые (а), тонкослоистые (б); 5 - известняки комковатой текстуры; 6 - известняки слоистые, кремнистые; 7 - доломиты известковистые; 8 - доломиты; 9 - доломиты известковистые тонкослоистые; 10 - углисто-глинисто-кремнисто-карбонатные тонкослоистые породы ("ритмиты"); 11 - свинцово-цинко-выеруды; 12- разломы.
Сайид (Саудовская Аравия) и девонского возраста - Учкулач (рис. 6), Эскимазар (Узбекистан) возраста. Вулканогенные породы составляют 15% от объема формации, терригенные -20%, доломиты - 30%, известняки - 35%. В составе формации выделяются трахириолит-тер-ригенно-известняково-доломитовая рудовмещающая субформация, которая характеризуется ростом содержания доломитов (40%) за счет уменьшения количества известняков (25%), кислым составом и повышенной щелочностью вулканитов (6,24-9,42%) с преобладанием калия над натрием-K/Na до 10 (Стратиформное., 1990).
N ■ \]3 |ХЧ >Ф4 \<0T\l5
Рис. 6. Геологический разрез месторождения Учкулач (составил А.И.Донец с использованием материалов Учкулачской ГРЭ, 1986).
1 - четвертичные отложения; 2 - песчаники с прослоями алевролитов и аргиллитов; 3 - аргиллиты; 4 - известняки; 5 - известняки брекчиевидные; 6 - известняки рифогенные; 7 - известняки с тонкими прослоями аргиллитов; 8-известняки с тонкими прослоями аргиллитов и кремнистыми обособлениями; 9 - доломиты; 10 - доломиты известковистые; 11 - туфодо-ломиты; 12 - туфы риолит-дацитовых порфиров гравийные; 13 - туфы риолит-дацитовых порфиров псаммитовые; 14 - риолиг-дацитовые порфиры; 15 - тела свинцово-цинковых руд; 16 - разломы.
В целом, характерной чертой рудовмещающих карбонатных формаций по сравнению с безрудными является повышенное содержание Fe+2, Мп+2 и органического углерода, что свидетельствует о восстановительной обстановке осадконакопления, атакже увеличение значений K/Na и уменьшение Ca/Mg (повышенная доломитность) (Геохимическая и металлоге-ническая.,1999). Особенно высокое K/Na отношение установлено в формациях, вмещающих существенно свинцовые руды месторождений Юго-Восточного Миссури в США (миссисип-ский тип) и Миргаяимсай (Казахстан). Видимо это связано с привносом К рудоносными растворами, которые выщелачивали свинец, входящий в кристаллическую решетку
16 калиевых полевых шпатов карбонатно-терригенных формаций, залегающих в основании ру-довмещающих разрезов (D.A.Sverjensky, 1986; Геология., 1989). Для рудовметцающих формаций и литофаций существенно цинковых месторождений, кроме того, характерно повышенное содержание Si02 (по сравнению с цинково-свинцовыми и свинцовыми объектами). Эта тенденция отчетливо проявилась на месторождениях штата Генесси и Верхнемиссисип-ской долины в США (ииссисилский тип), а также Шалкия в Казахстане.
Для стратиформяых свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах характерна приуроченность к участкам с неоднородным строением пород рудовмещающего разреза. Обычно это переходные фации от обстановок открытого моря к лагунным, от рифовых построек к мелкозаливно-иловым или мелководно-морским фациям. Такие взаимопереходы различных фаций установлены на месторождениях сарданского (В.Д.Конкин и др., 1977; А.И.Донец и др., 1980; Р.Н.Ренделл и Г.М.Андерсон, 1996), миссисипского (Д.М.Мартин, 1987; Б.В.Арнольд и др., 1996), миргалимсайского (Е.С.Зорин и др, 1982), шалкиинского (А.И.Донец, 1984) и учкулачского (А.И.Донец, Н.М.Ларин, 1981) типов и отражают смену условий осадконакопления (Eh, рН), которая вызывает осаждение сульфидов. Эти участки могут служить также геохимическими барьерами для мигрирующих металлоносных флюидов при гидротермально-метасоматическом рудообразовании.
Цитологические закономерности локализации сграгиформного свинцово-цинкового оруденения в карбонатных толщах выражаются в приуроченности рудных залежей к следующим основным патологическим типам пород (см. табл. 1):
- слоистым и комковато-слоистым осадочным, в том числе водорослевым доломитам, доломитистым известнякам, содержащим примесь органического углерода и битумоидов (оруденение миргалимсайского типа, отдельные рудные тела Учкулачского месторождения и месторождений Силезско-Краковского рудного района);
- углеродисто-гяинисто-кремнисто-карбонатяьм тонкослоистым породам («ритми-там») (рудные залежи Шалкии и Талала в Каратау);
- эпигенетическим доломитам сахаровидной структуры, часто пористым и кавернозным (рудные залежи Сарданского рудного района месторождений Прибайкальского полиметаллического пояса, Пайн-Пойнт, района Юго-Восточного Миссури, Южно-Аппалачской зоны и Ирландии);
- карбонатным (известняковым и доломитовым) брекчиям различного генезиса: склонового гравитационного оползания, волноприбойного обрушения рифов, диагенетического растрескивания, брекчиям выщелачивания и обрушения карбонатных слоев, в том числе карстового обрушения, а также тектоническим брекчиям. Оруденение в брекчиях и брекчиевид-ных породах наблюдается на стратиформных месторождениях свинца и цинка в карбонатных породах практически всех типов. Наиболее яркие примеры встречены на месторождениях миссисипского (Мидконтинент, США) и сарданского (Маскот-Джефферсон-Сити, Пайнт-Пойнт и Сардана) тилов и на Учкулаче. Рудные тела месторождений учкулачского типа размещаются, кроме того, в аргиллитах, туфопесчаииках, туфогравелитах, туффитах и туфах трахириолит-дацитовых порфиров (Донец и др., 1982). '
3. МОРФОЛОГИЯ, СОСТАВ И ТЕКСТУРЫ РУДНЫХ ТЕЛ
Морфология рудных тел стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толгцах изначально определяется конседиментационными структурами и фациаль-ными обстановками сложно построенных неоднородных рудовмещающих толщ, часто в сочетании с тектоническими структурами (разломами, зонами дробления и трегциноватости, плоскостями несогласия), карстовыми системами и соляными диапирами. В случае реализации указанных сочетаний формируются комбинированные согласно-секущие залежи, состоящие из согласных лластообразных, линзовидных, лентовидных и таблитчатых залежей и жилоподобных тел, столбов и гнезд.
Морфометрячесше модели рудных тел включают основные параметры последних: длину (L), ширину (Н) и мощность (М). Анализ размерности вытянутых эллипсоидных субсогласных рудных тел по оси L в районе Верхнемиссисипской долины позволил Б.Арнольду выделить два класса тел: крупные с L от 300 до 500 м и более широко распространенные мелкие (L - от первых метров до 300 м). Частота встречаемости мелких рудных тел увеличивается по мере уменьшения их размеров.
Морфология рудных тел зависит также от строения канала разгрузки рудоносных растворов, его положения в рельефе морского дна и от сочетания в различных вариантах рудо-подводящих каналов с конседиментационными структурами.
В рудном районе Наван (силезско-краковский тип) свинцово-цинковые месторождения размещаются вдоль системы разломов, в которой рудоносные флюиды продвигались по узким дискретным зонам шириной от десятков до первых сотен метров. Эти зоны распознаются по развитию слабой доломитизации, сульфидных прожилков, иногда небольших линз свинцово-цинковых руд. Рудные тела рассматриваемого района представлены клиновидными конкордатными, иногда кососекущями линзами мощностью до 30 м, расположенными на расстоянии более 200 м от зон разломов-проводников. Контакты линз обычно резкие, но иногда сопровождаются зонами прожилково-вкрапленных руд. По мнению М.Хитсмана, геометрия указанных тел определяется условиями замещения рудообразующими флюидами литологически благоприятных горизонтов, либо замещением вдоль определенных стратиграфических границ. Однако на месторождениях установлены также линзы и прослои гидротермально-осадочных. руд (К.Эндрю, Дж.Аштон и др.). С точки зрения указанных исследователей, промышленные линзовидные тела следует отнести к дистальным рудным залежам, удаленным от рудоподводящих каналов на расстояние более 200 м.
Пласто-, линзообразные и лентовидные согласные тела месторождения Учкулач служат примером проксимальных (прикорневых) залежей. Некоторые стратифицированные рудные тела, расположенные этажно одно над другим, сливаются, образуя единую «столбообразную» залежь, которая расщепляется на флангах на отдельные рудные тела (см. рис. 6). В подрудном пространстве развита прожилковая и брекчиевидная рудная минерализация, которая иногда отмечается в зонах крутопадающих разломов (рудоподводящих каналов).
В целом, рудные тела семейства страгиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах могут быть объединены в четыре основные морфологические группы: лентовидных, пластообразных, линзовидных и группу сложных по форме рудных тел (стол-бо-, жилообразных и гнездовидных). Пластообразные и линзовидные тела преобладают на месторождениях миргалимсайского, шалкиинского и учкулачского типов, а сочетание рудных лент и тел сложной формы наиболее часто характеризует месторождения сарданского, миссисипского и силезско-краковского типов. Выделенные выше четыре морфологические группы рудных тел могут быть охарактеризированы (по 33 объектам) следующими значениями отношений параметров их осей (табл. 2).
Таблица 2.
Морфологические группы рудных тел L/H Н/М L/M
Лентовидные 8-30 10-180 80-450
Пластообразные 1-4 10-180 40-720
Линзовидные 1-2 Ю-20 10-40
Тела сложной формы (столбо-, жилообразные и гнездовидные 5-30 2-6 10-180
Значения длины рудных тел, включенных в выборку, варьирует от первых десятков до 3000 метров, ширины - от первых десятков до сотен метров, мощности - от десятков сантиметров до первых десятков метров,
Более 90% объектов по величине L/H располагаются в диапазоне значений от 1,5 до 10, а по Н/М - от 60 до 130. При этом по отношению L/H преобладают (более 60%) тела класса 1,5-2 и 2-4. Более 70% рудных тел из выборки характеризуются диапазоном величин Н/М от 10 до 50.
Линейные морфомегрические характеристики рудных тел используются при ориентировочном определении размеров рудных залежей и выборе оптимальных параметров разведочных сетей на ранних стадиях ГРР в условиях ограниченной информации (А.И.Кривцов, 1987).
Прогноз ожидаемых морфологических типов рудных тел первоначально производится на основе анализа обстановок рудообразования с учетом особенностей строения конседи-ментационных структур и ллтолого-фацнального строения рудовмещающего разреза. При наличии пересечения рудных тел по профилю, ориентированному вкрест их простирания, определяется значение Н/М, что позволяет отнесги вскрытое рудное тело к определенному классу по этому параметру и соответственно определить значения L/M и L/H (по таблице 2).
Минеральный и элементный состав руд является одной из важных характеристик, позволяющих выделить рудно-формационные типы месторождений рассматриваемого семейства. Состав этих руд довольно прост. Главные и второстепенные рудные минералы, попутные элементы, типы минеральных ассоциаций, характерные для различных рудно-формационных типов, отражены в таблице 1. Среди главных минералов, кроме галенита и сфалерита, которые установлены в рудах всех тести типов, отмечаются также пирит (миссисипский, силезско-краковский и учкулачский типы), барит (миргалимсайский и учкулачский типы) и флюорит (сарданский и миссисипский типы). В рудах почти всех типов установлены промышленно значимые примеси серебра и кадмия. Однако руды месторождений шалкиин-ского типа содержат весьма бедные примеси этих элементов, а в рудах миргалимсайского типа кадмий практически отсутствует. В рудах месторождений сарданского типа-иногда весьма важную роль играет германий (Сардана, Уруй, Перевальное).
Текстуры руд месторождений рассматриваемых рудно-формационных типов позволяют судить о генетических особенностях оруденения, определить масштабы проявления его преобразования (регенерации, перераспределения) и предварительно оценить содержания металлов.
В рудах месторождений сарданского, миссисипского и силезско-краковского типов обычно развиты брекчиевая, прожилково-гнездовая, реже массивная текстуры, характерные для гидрогермально-метасоматтгческих залежей.
Рудам месторождений миргалимсайского и шалкиинского типов присущи слоистая, вкрапленная, прожилково-вкрапленная и брекчиевидно-комковатая текстуры, как правило, встречающиеся в пластовых и линзовидных согласных залежах эксгаляционно-осадочного генезиса.
Вулканогенно-осадочные согласные проксимальные залежи и корневые линзы месторождений учкулачского типа слагаются рудами массивной, слоистой, прожюжовой и брек-чиевой текстуры, что хорошо коррелируется с этажным строением оруденения, сформировавшегося в несколько стадий.
Характеристика минерального и элементного состава и текстур руд используется при расшифровке рудно-минералогической зональности и является составной частью генетической и прогнозно-поисковых моделей месторождений и рудных тел (А.И.Кривцов, 1989).
4. ЭПИГЕНЕТИЧЕСКИЕ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ РУДОВМЕЩАЮЩИХ ПОРОД
Состав и характер метасоматитов являются одним из признаков, определяющих руд-но-формационные типы. На месторождениях сарданского типа проявлена, главным образом, доломитизация. В Сарданском рудном районе (РФ), Пайн-Пойнт (Канада) и Остинвилл (США) развиты согласные и кососекущие тела метасоматических сахаровидных доломитов. В последних отмечаются линзовидные залежи доломитов типа «зебра», для которых характерны субпараллельно ориентированные прожилки белых кристаллических доломитов в сахаровидных доломитах. С доломитами «зебра», как правило, ассоциируются богатые рудные тела (А.И.Донец и др., 1978; S.E.Kesler, 1996). Эпигенетические доломиты формируются при перекристаллизации первичных доломитов и доломитизации известняков и образуют .ореолы вокруг рудных тел. На месторождениях Прибайкальского полиметаллического пояса помимо доломитизации и окварцевания известняков в глинистых сланцах проявлены процессы сери-цитизации и хлоритизадии. Кроме того, образуются гак называемые галькиты, содержащие доломит, тальк, кварц, кальцит, амфиболы, брукит, хлорит и другие минералы (Г.В.Ручкин, 1984). Разнообразный состав метасоматитов этого района, видимо, связан с тем, что рудоносные растворы циркулировали не только в терригенно-карбонатных породах подрудной толщи, но и в гранитах фундамента (А.И.Кичко, 1982).
В рудовмещающих породах миссисипского и силезско-краковского типов эпигенетические преобразования проявились, главным образом, в виде доломитизации известняков и перекристаллизации доломитов в околорудном пространстве. В рудном районе Три-Стейт (миссисипский тип) отмечается, кроме того, окварцевание с образованием зон джаспероидов вокруг рудных тел. На месторождениях миргалим®айского и шалкиинского типов установлены слабая доломитизация и кальцитизация, однако на Миргалимсае развита также барити-зация в виде зоны вокруг баритовых тел, а на Шалкие - окварцевание, связанное с кремнистым «ядром» в рудном пространстве.
На месторождениях учкулачского типа рудовмещающие доломиты перекристаллизованы, глинистые минералы пород трансформированы в гидрослюды (Стратиформная., 1990). В зонах разломов, которые служили подводящими каналами для рудоносных флюидов, на месторождении Учкулач отмечается также эйситизация.
Таким образом, продукты метасоматических преобразований рудовмещающих пород являются составной частью рудно-минералогической зональности и могут служить поисковым признаком для месторождений и рудных тел различных рудно-формационных типов (как элемент прогнозно-поисковой модели).
5. ЗОНАЛЬНОСТЬ ОРУДЕНЕНИЯ
Оруденение стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах характеризуется разномасштабной зональностью.
Так, в рудах Сарданского рудного района от юго-восточного к северо-западному флангу на расстоянии 13-15 км закономерно уменьшается количество пирита, а соотношение свинца к динку уменьшается от 1:2 (месторождение Уруй) до 1:4 (Сардаяа) и 1:5-10 (Перевальное) (А.И.Донец, В.М.Крутий, 1979). Ввиду того, что растворимость галенита в хлорид-ных растворах ниже, чем растворимость сфалерита (Р.П.Рафальский, 1982), рассматриваемая зональность позволяет сделать вывод о размещении рудоподводящего канала на юго-восточном фланге рудного района (месторождений Уруй) и движении рудоносных растворов в северо-западном направлении (А.И.Донец и др., 19X1; А.И.Донец, СП.Балашова,!981J. Вертикальная зональность на Сардане выражена в преимущественном развитии пиритовых руд на нижнем стратиграфическом рудном уровне, галенит-сфалеритовых - на среднем и сфадеритовых - на верхнем уровне. Установлено также зональное строение рудных залежей. В центральной части они сложены богатыми брекчиевидными рудами, которые на флангах по простиранию переходят в более бедные прожилково-гнездовые, далее отмечается доло-мит-кальцит-антраксолитовая минерализация с галенитом и клейофаном, а затем - прожилки кварца и кальцита (Г.В.Ручкин и др., 1979).
На других месторождениях сарданского типа также установлена рудная зональность. На месторождении Таборное (Прибайкальский полиметаллический пояс) рудные тела в центральной части сложены массивными рудами, которые по простиранию на флангах переходят в более бедные полосчатые (Ю.А.Синчук, А.И.Кичко, 1981).
Рудная зональность на месторождениях миссисипского типа выражена в развитии на нижних стратиграфических уровнях преимущественно сфалеритовых рудных тел, а на верхних — залежей с относительно повышенными концентрациями галенита (Юго-Восточный Миссури, Три-Стейт, США). В рудных залежах района Три-Стейт установлена также концентрическая зональность, обусловленная наличием центрального доломитового ядра с богатыми галенитовыми рудами, окруженного галенит-сфаяеритовой зоной; далее следует зона джаспероидов, постепенно переходящих в известняки (V.M.Ragan, 1994).
На месторождениях силезско-краковского типа установлено увеличение содержаний свинца и цинка от рудных тел на нижних стратиграфических уровнях рудовмещающей формации к залежам на ее верхних уровнях. Внутреннее строение рудных тел месторождений Болеслав (Польша) и Наван, Сильвермайнс (Ирландия) характеризуется концентрической зональностью от центра к периферии: богатые полосчатые руды - рядовые брекчиевидные -бедные вкрапленные.
Вертикальная рудная зональность месторождений миргалимсайского типа обусловлена ростом содержаний РЬ и Zn и падением концентраций барита в рудных телах верхних стратиграфических уровней по сравнению с нижними (Геология., 1989; Донец, 1985).
Латеральная рудная зональность Миргалимсайского месторождения тесно связана с лито-фациальной зональностью. В центральной части месторождения установлено барит-серебряное ядро в доломитах с примесью марганцовистого анкерита. Оно окружено зоной галенитовых руд в известковистых доломитах. Затем следуют зоны сфалеритовых и пиритовых руд в известковистых доломитах с повышенным содержанием кремнезема. Внешняя кольцеобразная полоса сложена доломитами, не содержащими сульфидов (А.И.Донец, Е.С.Преображенская, 1988).
На месторождении Шалкия пиритовые руды развиты на нижием стратиграфическом уровне, богатые галениг-сфалеритовые - в средней части рудовмещающих отложений и менее богатые, существенно сфалеритовые - в верхней части. По латерали на Шалкие отмечается концентрическая зональность от центра месторождения к периферии: кремнистые доломиты с галенитом и сфалеритом, далее кремнисто-известковистые доломиты с пиритом и затем безрудные доломиты (Геология., 1989).
Рудная зональность месторождения Учкулач выражается в размещении в нижней части рудовмещающей формации баритовых рудных тел, которые вверх по разрезу сменяются барит-сфалеритовьши, затем барит-галенит-сфалеритовыми, далее пирит-барит-галениг-сфалерит-пиритовыми и пирит-сфалеритовыми залежами (А.И.Донец, 1982). Отмечается латеральная концентрическая рудная зональность месторождения от центра к периферии: -РЬ-Ag-Zn-Cd-Sr-Cu-Mn(А.И.Донец, Е.С.Преображенская, 1988; Геохимическая., 1999).
В центральных частях рудные тела, как правило, имеют максимальную мощность и высокие концентрации металлов, которые к флангам уменьшаются.
В целом латеральная рудная зональность стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах имеет в общем виде концентрическое строение (от центра к периферии): (барит) - галенит - сфалерит - пирит (А.И.Донец и др., 1988).
Характер зональности оруденения позволяет сделать выводы о направлении движения рудоносных растворов, изменении их свойств, особенностях формирования и размещения различных типов руд, что может быть использовано (в зависимости от масштаба зональности) при построении прогнозно-поисковых моделей рудных полей, месторождений и рудных тел, разработке рационального поискового комплекса и для обоснования оптимальных параметров разведочных сетей.
6. СТРУКТУРНЫЙ КОНТРОЛЬ ОРУДЕНЕНИЯ Закономерности размещения рудных районов и полей определяются связью с различными структурами. Характеристики рудоконгролирующих структур достаточно близки для сарданского, миссисипского, силезско-краковского, миргалимсайского и шалкиинского руд-но-формационных типов; некоторые отличия выявлены лишь для учкулачского типа. Рудные районы первых пяти типов (см. табл. 1) приурочены к структурно-формационным блокам в грабенах, авлакогенах и депрессиях, представляющих собой палеовпадины на склонах крупных поднятий, примыкающих к элизионным бассейнам седиментогенных и катагенных вод. Многие из этих бассейнов нефтегазоносны, а также включают крупные массы галогенных рассолопродуцирующих отложений. В указанных палеовпадинах накапливаются отложения рудовмещающей формации (потенциальный рудный район) или субформации (потенциальное рудное иоле).
Так, Сарданский рудный район приурочен к палеовпадине на склоне кояседимента-ционного Бас-Дьюкатского поднятия (Г.В.Ручкин и др., 1977; А.И.Донец и др., 1980), а рудный район Маскот-Джефферсон-Сити (сарданский тип), по данным Дж.Кроуфорда и А.Хогланда, расположен на склоне крупной антиклинальной структуре, примыкающем к Аппалачского бассейну.
Рудные районы Мидконтинента (США), относящиеся к миссисипского типу, располагаются на склонах положительных структур, переходящих постепенно в прогибы и впадины (синеклизы). Так, район Верхнемиссисипской долины приурочен к северо-восточному склону свода Висконсин на границе с Мичиганским бассейном, а районы Юго-Восгочный Миссури и Иллинойс-Кентукки - к восточному крылу купола Озарк, переходящему в синеклизу Иллинойс. На юго-западном крыле купола Озарк, примыкающим к впадине Анадарко, расположен рудный район Три Стейт
Силезско-Краковский рудный район на северо-восточном фланге сочленяется с Вели-копольским прогибом, а ирландские месторождения Наван, Тайнаг, Сильвермайнс (силезско-краковский тип) ассоциируются со склоном палеоподнятия (выступом древнего фундамента), открывающимся во впадину - бассейн элизионного типа с напорными водами (M.W.Hitzman and D.W.Beaty, 1996).
Стратиформные свинцово-цинковые месторождения Франции, также относящиеся к силезско-краковскому типу (Малин, Трев), расположены вдоль восточного склона Французского массива, примыкающего к Аквитанской сшеклизе (В.И.Старостин, 1972).
Рудные районы Центрального Каратау (миргалимсайский и шалкиинский типы месторождений) размещается в зоне сочленения крупного палеоподнятия - Каратауското анти-клинория и Чу-Сарысуйсхой впадины (Донец, Балашова, 1982).
Рудоконтролирующими структурами также являются зоны разгрузки металлоносных вод рассольного типа, которые представлены выходами на дневную поверхность или дно моря вблизи поднятий и в периферических частях артезианских и нефтегазоносных бассейнов проницаемых пластов-проводников или поверхностей несогласия. Так, например, рудный район Вернемиссисипской долины пространственно связано с несогласием Тилпекен, которое обеспечило гидравлическую связь коллектора с зоной разгрузки (B.W.Arnold et al., 1996).
Более активная разгрузка металлоносных рассолов связана с крупными долгоживу-щими разломами, пересекающими эти бассейны или их краевые части. Такие зоны разгрузки в нефтегазоносных бассейнах часто являются также катагенно-миграционными аконсерва-ционными зонами углеводородов и сопровождаются проявлениями битумов. Кроме того, древние очаги разгрузки металлоносных рассолов прослеживаются в виде проявлений эпигенетических доломитов, зон серицитизации, калишпатизации, окварцевания, ожелезнения и омарганцевания. Рудоконтролирующая роль крупных конседиментационных разломов, по которым мигрировали металлоносные флюиды, установлена во многих регионах. Так, Сар-данский рудный район по данным А.И.Старникова и др. приурочен к зоне крупных разломов конседиментационного заложения (Акринский и Гувендинский). Рудный район Пайн-Пойнт в Канаде (сарданский тип) протягивается вдоль зоны крупного субширотного разлома Мак-дональд в краевой части Западно-Канадского нефтегазового бассейна.
В пределах Мидконтиаенга (миссисипский тип) рудоконтролирующие разломы проявляются как в палеозойском чехле, так и в докембрийском фундаменте; некоторые из них имели глубинный характер, как, например, мощная тектоническая зона Кентукки-Миссури, в которой тяготеют рудные районы Иллинойс-Кентукки и Три-Стейт. Рудный район Юго-Восточного Миссури вытянут в виде полосы вдоль серии разломов Блумфилд, пересекающих впадину Рилфут (K.B.Horrall et al., 1996).
В Силезско-Краковском рудном районе рудные поля размещаются вдоль разломов и грабенов северо-западного простирания - зона Краков-Миснов (D.L.Leach et al., 1996).
В Каратауской металлогенической зоне (миргалимсайский тип) связь оруденения с разрывными структурами наиболее четко выражена в области, тяготеющей к Главному Ка-ратаускому разлому и сопряженным с ним разрывам (Байджансайский рудный район, Ачи-сайское рудное поле) (А.И.Донец, 1983; С.П.Голеваи др., 1989).
Рудные районы и поля учкулачского типа ассоциируются с крупными долгоживущи-ми разломами Южноферганской зоны субпшротного направления (А.И.Донец, 1983; В.С.Войтович, А.И;Донец, 1985). Эти разломы контролируют размещение центров вулкани
•а ческой активности и обеспечивают циркуляцию рудоносных флюидов. Так, вдоль Ханбан-дытауского и Северо-Учкулачского разломов Южно-Ферганской зоны прослежено Учкулач-ского рудное поле, а к Писгалитаускому разлому приурочено Эскимазарское рудное поле.
Своеобразными седименТационными рудоконтролирующими структурами для стра-тиформного свинцово-цинкового оруденения служат рифовые пояса, широко проявленные в карбонатных формациях. Они, как правило, размещаются вблизи крупных разломов на опускающихся тектонических блоках и нередко служат барьером, отделяющим бассейны лагунного тжла от открытого моря. К полосе барьерных рифов большой протяженности приурочено оруденение Прибайкальского полиметаллического пояса (сарданский тип) (Ю.А.Синчук, А.И.Кичко, 1981). С барьерными рифами ассоциируются рудный район Пайн-Пойнт в Канаде (H.Quing and E.Mountjoy, 1994), а также ряд районов миссисипского типа в США - Олд-Лед-Белт и Вибуриум-Лед-Белт (K.B.Horrall et al, 1996) и силезского-краковского типа в Польше - Олькуш (Е.Оогеска, 1999).
Палеоструктуры, контролирующие размещение месторождений и рудных тел, в целом идентичны для всех шести рассматриваемых рудно-фсрмационных типов. Они представлены локальными палеовпадинами, сопряженными с разломами; участками пересечения разломов различного направления, межформационными срывами, поверхностями палеокарста, структурами гидротермального карста, сформировавшимися при растворении и проседании карбонатных пород; соляными диапирами и связанными с ними зонами разломов; локальными участками палеогидрогеологических зон разгрузки; рифовыми постройками и их фланговыми частями с брекчиями склонового оползания и волноприбойного обрушения.
Так, например, месторождения Гейс-Ривер (сарданский тип) (S.E.Kesler, 1996), Блен-девейл (миссисипский тип) (S.R.McCraken et al., 1996) и Тайнаг (силезско-краковский тип) (M.W.Hitzman and D.W.Beaty, 1996) контролируются сочленением разломов с рудоподводя-щими каналами. К структурам палеокарста на поверхностях несогласия приурочены некоторые рудные тела района Верхнемиссисипской долины. Иногда поверхности несогласия срезают экранирующие пласты глинистых сланцев и вскрывают «окна» пористых пластов-проводников, через которые разгружаются металлоносные рассолы. Из последних в карбонатных брекчиях палеокарста формируются тела эпигенетических руд (B.W.Arnold et al., 1996; Э.И.Кутырев и др., 1989). Зоны повышенной трещиноватости, пересекающие экранирующие пласты, также служат подводящими каналами для рудоносных флюидов и контролируют размещение месторождений и рудных теп в районе Юго-Восточного Миссури (K.B.Horrall et al., 1996). Со структурами соляных днапиров ассоциируются некоторые месторождения силезско-краковского типа (Бу Грин в Африке). К рифовым постройкам, которые сопровождаются карбонатными брекчиями волноприбойного обрушения, приурочены некоторые рудные тела месторождений сарданского (Пайн-Пойнт), миссисипского (Ламотт), шалкиияского (Талап) и учкулачского (участок Дальний) типов. В карбонатных брекчиях гидротермального карта локализован ряд рудных тел месторождений Болеслав, Бытом (силезско-краковский тип) (M.Sass-Gustkiewicz, 1996).
Рассмотренные выше особенности геологического строения и закономерности размещения стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах явились основой для построения градиентно-векторных и многофакторных моделей этих месторождений (А.И.Донец и др., 1993; А.И.Донец и др., 1994), которые использовались при разработке прогнозно-поисковых комплексов.
7. ГЕНЕЗИС СТРАТИФОРМНЫХ СВИНЦОВО-ЦИНКОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Происхождение стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах на протяжении многих лег представляет собой дискуссионную проблему, по которой были высказаны многочисленные, часто противоречивые точки зрения. Так, ряд исследователей придерживается телетермальной гипотезы, предложенной Л.С.Грейтоном (1937).
Сторонники осадочно-метаморфогенной концепции - М.М.Константинов (1963), Н.М.Страхов (1962), В.М.Попов (1970), У.Асаналиев (1984) и др. - поддерживают представления об осадочном отложении рассеянной сингенетичной рудной минерализации и последующем преобразовалии ее в результате метаморфических процессов в промышленные рудные залежи.
Среди специалистов, изучающих рудные месторождения, получили признание идеи о сложном и длительном формировании стратиформных свинцово-цинковых месторождений, включающем процессы седиментационно-диагенетического рудообразования с последующей трансформацией и регенерацией рудного вещества (Д.И.Горжевский и др., 1997), а также метасоматического замещения карбонатных пород (В.И.Смирнов, 1970; Д.И.Горжевский, В.И.Козеренко, 1971; В.В.Попов, 1980 и др.).
В последнее время значительно распространились представления о широком участии в образовании рассматриваемых месторождений нагретых металлоносных рассолов немагматического происхождения, связанных с осадочными в том числе нефтегазоносными бассейнами, содержащими эвапоритовые отложения. По мнению автора, они наиболее полно объясняют особенности геологического строения этих месторождений.
7.1. Пространственная и парагенетичесшя связь свинцово-цинковых месторождений и нефтегазовых бассейнов
Вопрос о возможной .связи процессов рудо- и нефтеобразования был впервые поставлен В.И.Вернадским еще в начале XX века. Впоследствие многие, преимущественно американские, ученые (Б.Доу, Е.Нобл, А.Хейл, Дж.Андерсон, Р.Маккуин, Г.Гарвен, Д.Ф.Сангстер, Р.Н.Ренделл, С.Е.Кеслер и др.) на основании палеогеографических, тонких геохимических и других исследований пришли к выводу, что источником металлов в стратиформных свинцово-цинковых месторождениях Мидконгинента, Аппалачей и Западной Канады являются горячие хлоридные рассолы, поступавшие из прилегающих к рудным районам нефтегазовых бассейнов. В частности, С.Е.Кеслер (1996) на базе изучения ГЖВ в минералах руд, изотопного состава серы, кислорода, водорода и стронция и минерального состава рассолов выделил в Аппалачах четыре основных бассейна металлоносных рассолов: Пенсильванский (нижний кембрий), Теннеси (нижний ордовик), Ньюфаундленд (ордовик-силур) и Квебекский (карбон), источником которых служил Аппалачский нефтегазовый бассейн. Одними из первых на связь сульфидной минерализации с нефтяными залежами обратили внимание А.И.Германов, В.И.Попов, А.К.Гусева и Г.Л.Поспелов. Крупный вклад в решение проблемы связи рудных и нефтяных месторождений был сделан В.В.Поповым (1980). Большое значение в изучении катагенеза и его роли в гидротермально-осадочном рудообразовании, сопряженном с формированием нефтяных и газовых залежей, имеют работы В.Н.Хэлодова (1989, 1992). Е.А.Басков (1976, 1983), давно и успешно разрабатывающий палеогидрогеологические аспекты металлогении, подчеркнул, что большое значение для гидрогенного рудообразования имеет гидродинамическое фокусирование разгрузки металлоносных нефтяных вод. Значительное число исследований посвящено связи газовых и нефтяных месторождений с отдельными типами рудных месторождений, в том числе свинцово-цинковых (Д.И.Павлов и др., 1988; Парагенезис., 1990; Д.И.Горжевский и др., 1989, 1991; Д.И.Горжевский, А.И.Донец, 1989, 1994).
Пространственная связь стратиформных свинцово-цинковых и нефтегазоносных месторождений установлена для большинства рудноформационных типов рассматриваемого семейства (рис. 7). Месторождения сарданского типа Маског-Джефферсон - Сити и Остинвиллрождений в осадочных бассейнах.
1 - глинистые сланцы, аргиллиты; 2 - песчаники; 3 - доломиты известковистые; 4 - известняки органогенные; 5 - эвапориты; 6 - карбонатные брекчии; 7 - породы фундамента; 8 - доломиты эпигенетические; 9 - тела гидротермально-осадочных свинцово-цинковых руд; 10 - тела шдрогермально-метасоматических свинцово-цинковых руд; 11 - залежи углеводородов; 12 - направление движения катагенных металлоносных рассолов; 13 - разломы.
Айванхо ассоциируются с Аппалачским нефтегазовым бассейном, а Пайн-Пойнт (Канада) - с Западно-Канадским. Г.Гарвен на основании расчетов и математического моделирования показал возможность формирования руд Пайн-Пойнт при участии флюидного штока металлоносных рассолов, которые мигрировали из Западно-Канадского бассейна по пористым известняком. Рудные районы Верхнемиссисипской долины, Юго-Восточного Миссури, Иллинойс
Кентукки и Три-Стейт (миссисипский тип) размещаются в краевых частях нефтегазовых бассейнов - Мичиганского, Иллинойского, Анадарского и Уошита (Парагенезис., 1990). Исследования Д.Шарпа (1978) показали, что в осадочной толще нефтегазового бассейна Уошита образовались значительные массы нагретых рассолов, которые мигрировали по разломам и пластам пористых пород к краевой части бассейна в направлении купола Озарк, где из них формировались свинцово-цинковые месторождения района Юго-Восточного Миссури. В центральной части этого района вскрыты глубинные нефтяные воды, имеющие удельный вес 1,1-1,2 г/см3 и температуру 120°С (I.M.Lang, R.C.Murray, 1977).
К Великопольскому бассейну с нефтяными проявлениями примыкают свинцово-цинковые месторождения силезско-краковского типа (D.L.Leach et al., 1996). Месторождения миргалимсайского и шалкиинского типов (Казахстан) размещаются непосредственно на границе Чу-Сарысуйского нефтегазового бассейна (Д.И.Горжевский и др., 1989). На южном крыле нефтегазоносной Ферганской впадины разгружаются металлоносные рассолы, с которыми также генетически связаны стратиформные свинцово-цинковые месторождения миргалимсайского типа. Месторождение Сардана локализовано в Майско-Кыллахской мет'аллоге-нической зоне, которая представляет собой катагенно-миграционную аконсервационную зону нефтегазового бассейна, расположенного к западу от нее. Месторождения Прибайкальского полиметаллического пояса (сарданский тип) примыкают с востока к Непско-Ботуобинской и Алгаро-Ленской нефтегазоносным областям.
В целом, для стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах характерна приуроченность к краевым частям нефтегазовых бассейнов, где развиты катагенно-миграционные аконсервадионные зоны с битумами, а также, как показано выше, к зонам крупных долгоживущих разломов, пересекающих эти бассейны.
В рудовмещающих породах и рудных телах содержатся окклюдированные углеводородные газы, а также твердые битумные соединения, образующие срастания с жильными и рудными минералами. Это установлено на месторождениях Пайн-Пойнт (D.Quing and U.Mountjoy, 1994) и Поларис (R.N.RandeIl atld G.M.Anderson, 1996), а также на Сардане, где в рудах нами были выявлены непредельные углеводороды, характерные для удаленных фаций нефтегазовых залежей (Свинцово-цинковая., 1977; Г.В.Ручкин и др., 1980). На месторождениях миссисипского типа флюиды из газово-жидких включений в доломите, галените, сфалерите и флюорите по составу и содержанию солей, отношению дейтерия к водороду, магния к натрию и хлора к натрию, изотопному составу кислорода, содержаниям металлов и температуре обнаруживают сходство с нефтяными водами бассейна Иллинойс (V.M.Ragan et al., 1996). Воды нефтегазовых бассейнов Мичиган, Иллинойс, Аркома и др. и гидротермальной системы Солтон-Си (США) представлены хлоридными растворами с общей соленостью до 270 г/кг, концентрациями РЬ и Zn до 200 мг/кг и температурой 100-140°С (D.A.Sveijensky, 1984). Газово-жидкие включения в минералах руд месторождения Миргалимсай содержат до 4% газов, среди которых преобладает СН4(Геология., 1989).
В коллекторских породах нефтегазовых бассейнов распространены новообразованные минералы, характерные для руд и околорудных пород стратиформных свинцово-цинковых месторождений - пирит, галенит, сфалерит, барит, флюорит, кварц, доломит, кальцит и др.
На газовом месторождении Альтмарк (Германия) в азотно-углеводородном газе отмечаются высокие концентрации ртути и свинца. Последний отлагается в самородном виде на металлических частях оборудования (Парагенезис., 1990). Все это указывает на парагенети-ческие связи процессов рудообразования и нефтегазообразования и на участие нефтяных флюидов в процессах мобилизации, переноса и отложения рудного вещества рассматриваемых свинцово-цинковых месторождений.
Главными элементами модели генезиса оруденения являются источники потенциально рудоносных растворов, металлов и серы, механизм и энергетическая основа функционирования флюидной системы, формы мобилизации и переноса рудного вещества, а также способы и условия его отложения при образовании рудных тел.
Основным агентом мобилизации и переноса, как отмечалось выше, являются термальные (50-300°С) растворы (рассолы), ведущие компоненты которых представлены хлором, натрием, кальцием, калием, магнием (А.И.Донец, Г.В.Ручкин, 1986).
Рассолы формировались из седиментогенных вод при диа-катагенезе пород осадочных, в том числе нефтегазоносных, бассейнов. Соленость вод в значительной мере обусловлена присутствием в осадочных толщах пластов эвапоритов. Однако, как отмечает Дж.С.Хенер (1982), соленые воды известны и в регионах, где отсутствуют эвапориты. При фильтрации захороненных вод с обычной соленостью через глинистые породы воды обогащаются К, Na, Mg, Са, SO4 (мембранный эффект) и превращаются в рассолы. Характерно при этом обогащение калием и кальцием относительно натрия, связанное с меньшими размерами иона Na+, которые способствовали его миграции. Седиментогенные воды (поровые, физически связанные и химически связанные) содержатся в значительном количестве в глинистых, карбонатных и песчаных осадках морских бассейнов. При диа-катагенезе захороненные осадки уплотняются и отдают воду (в основном, поровую и пленочную). Экспериментальными исследованиями В.Д.Ломтадзе было показано, что глины, подвергшиеся уплотнению при нагрузке 300 кг/см, выделяют 0,37 м3 воды на 1 м3 осадков.
Глинистые отложения осадочных бассейнов при высоких температурах и давлениях в условиях катагенеза становятся источниками воды для рудоносных растворов также в результате дегидратации, связанной с преобразованием монтмориллонита в гидрослюды. Так при гидрослюдизации глин одна тонна глинистого материала становится источником 48 кг свободной воды (В.Н.Холодов, Е.М.Шмариович, 1992). По мере погружения минералы глин подвергаются существенным изменениям (растворение, перекристаллизация); интенсивно разлагаются органические соединения. В результате создаются благоприятные условия для перехода в раствор свинца, цинка и других металлов, входящих в кристаллическую решетку калиевых полевых шпатов, темноцветных минералов или сорбированных на органике (Д.И.Павлов и др., 1988).
Участие рассольных вод в процессах рудообразования обосновано результатами анализа и сопоставления состава рудообразующих растворов (по данным изучения газово-жидких включений в минералах руд) и рассолов осадочных, в том числе нефтегазоносных бассейнов.
7.2. Источники металлов и серы
По этому вопросу существует две основных гипотезы. Согласно первой из них, источником металлов считаются горные породы континентов, размывавшиеся в процессе их поднятия. При этом свинец и чинк, входившие в состав породообразующих минералов горных пород, древних рудных тел, либо зон сульфидной вкрапленности, высвобождались в процессе химического выветривания и сносились в растворенном виде речными водами в морские бассейны, где они отлагались в виде карбонатов или сульфидов (М.М.Константинов, Н.М.Страхов, В.М.Попов, У.Асаналиев и другие). По расчетам ряда исследователей (К.В.Краускопф, 1970; Д.И.Горжевский, В.Н.Козеренко, 1971) концентрации металлов в породах континентов достаточны для формирования из них даже крупных месторождений.
Вместе с тем, исследования И.Ю.Лубченко (1977), изучившей современные осадки морей, озер и рек, показали, что свинец в речных водах на 90-95% переносится в форме тонких взвесей и ассоциируется не с карбонатными породами, а с илистыми глубоководными осадками. В целом, в земной коре концентрации свинца в глинистых породах варьирует в пределах от 2 до 840"3%, а в песчаниках и карбонатах они на порядок меньше - 7-10^% и 9Т(Г*% соответственно (K.K.Turekian and K.H.Wedepohl, 1961).
Сторонники второй гипотезы полагают, что металлы поступали из толщ, подстилающих рудовмещаюгцую формацию, в том числе, из пород фундамента платформ и мик-роконтиненгов.
Вслед за многими исследователями (В.В.Попов, 1980; В.Н.Холодов, 1983, 1989; Д.И.Павлов и др., 1985; Д.И.Горжевский, Д.И.Павлов, 1989; Э.И.Кутырев и др., 1989) автор считает, что источником металлов стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах являются различные породы, в которых циркулировали подземные рассолы седиментационно-катагенного генезиса.
Выщелачивание металлов из терригенных отложений поровыми рассолами было обосновано в работе Л.Г.Богашовой (1987). В связи с близостью размеров ионов свинца, бария и калия в решетке калиевых полевых пшатов ионы калия замещаются свинцом и барием. При альбиткзацйи или разрушении калиевых полевых шпатов происходит вынос растворами свинца и бария (А.В.Копелевич, I960; В.Н.Холодов, 1983). Цинк изоморфно замещает магний и двухвалентное железо в темноцветных минералах — биотите и роговой обманке. При разрушении этих минералов или замещении их хлоритом цинк переходит в раствор. Экспериментальные исследования А.М.Гиблина и Д.Свейна показали, что при взаимодействии с глинистыми сланцами в термальных хлоридных рассолах (60°С) накапливается свинец (до 20 мг/л) и цинк (до 400 мг/л). Источником металлов, видимо, могут быть и карбонатные породы, так как значительная часть растворенного в воде свинца по результатам эксперимента осаждается вместе с карбонатом кальция в виде изоморфной примеси и частично в виде мелких включений гидроцеруссита (Г.П.Бондаренко, 1985). Кроме того, иногда в карбонатных породах отмечаются рудные тела, сложенные цинковым олигонитом (Fe, Mn, Zn)CC>3 (В.Д.Тян и др., 1992).
При циркуляции рассолов в магматических породах из последних также извлекаются свинец и цинк. Так, на месторождениях Прибайкальского полиметаллического пояса (сар-данский тип) и Мидконгинента (миссисипский тип) установлена зависимость состава руд, локализованных в карбонатных толщах чехла от состава магматических пород различных блоков фундамента (А.И.Кичко, 1982; G.Kisvarsangi, 1977). Для руд месторождения Учкулач, на котором рудовмещающая формация залегает на субвулканических образованиях, характерен более сложный состав и широкий спектр элементов-примесей по сравнению с типичными месторождениями в карбонатных толщах (П.В.Панкратьев, Ю.В.Михайлова, 1981; А.И.Донец, 1982). Кроме того, в рудоподводящих зонах разломов вместе с жильными рудными телами и сульфидной минерализацией отмечаются березитизация и эйситизация, которые ассоциируются обычно с магматическими флюидами (Стратиформное., 1990). Видимо, последние принимали участие в процессах рудообразования.
Изучение изотопов свинца на ряде стратиформных свинцово-цинковых месторождений также показало, что источником металлов руд являлись более древние, часто подстилающие породы. Это установлено на месторождениях различных рудно-формационных типов: сарданского - Сардана и Гейс-Ривер (Свинцово-цинковая., 1977; S.B.McEachen, P.Hannon, 1974), миссисипского - Юго-Восточного Миссури и Верхнемиссисипской долины (B.R.Doe, M.H.Delevaux, 1972; I.M.Lange, R.C.Murray, 1977), миргалимсайского - Миргалим-сай (Геология., 1989) и учкулачского - Учкулач (Стратиформное., 1990).
Источником сульфидной серы для модели сингенетического рудообразования являлась сульфатная сера морского бассейна, а для модели эпигенетического рудообразования -подземные воды, которые выщелачивали эвапориты лагунных отложений (гипсы, ангидриты). Восстановление сульфатов до сероводорода осуществлялось в основном с участием сульфатредуцирующих бактерий, использовавших в процессе жизнедеятельности растворимые органические вещества. Восстановление сульфатной серы захороненных морских вод и эвапоритовых отложений может происходить также с помощью растворенного органического вещества и углеводородов без участия микроорганизмов (при температуре более Ю0°С). Об этом свидетельствуют экспериментальные данные и наличие сероводорода в водах глубоких горизонтов артезианских и нефтегазоносных бассейнов.
Сера сульфидов стратиформных свинцово-цинковых месторождений характеризуется облегченным изотопным составом, так как при восстановлении сульфатов образуется сероводород, обогащенный легким изотопом серы (Ф.В.Чухров, 1974). Так, на Учкулач-ском месторождении (учкулачский тип) изотопные отношения наиболее часто находятся для пирита в интервале от -13 до -21%о, а для галенита и сфалерита - от -7 до -16%о (Стратиформное., 1990). В рудах месторождений миргалимсайского и шалкиинского типов изотопный состав сульфидов характеризуется значениями 534S от +7 до -15%о (В.А.Алексе-енщ 1981).
В качестве дополнительного!, но; вероятна менее значительного источника восстановленной серы выступали рассеянные в породах сульфидные минералы (пирит, пирротин и др.).
7.3. Механизм и причины движения металлоносных подземных вод Основные механизмы действия гидродинамических систем - инфильтрационный, эли-зионный и термоконвекционный. В инфильтрационных флюидных системах масса флюидов сформирована главным образом за счет атмосферных и поверхностных вод, профильтровавшихся в коллекторы. Движение флюидов обусловлено пластовым давлением, которое обычно равно гидростатическому (рис. 8). Преобладающая форма энергии - потенциальная энергия жидкости в поле силы тяжести; главная причина массопереноса - неравномерность в формировании гидростатического давления (напора) или возникновение градиентов гидростатического давления, что обусловлено главным образом разницей гипсометрического положения различных частей осадочного бассейна. Механизм передвижения флюидов сводится к проникновению их вниз по разрезу (А.А.Карцев и др., 1992).
В1 Е32 газ Ю4 Ы5 ЕЦб Е37 Е38 S9
U-110 | >-»|11 \yr\l2\S\tt\ 114
Рис. 8. Обобщенная схема движения подземных вод в различных флюидных системах осадочных бассейнов.
1 - глинистые сланцы; аргиллиты (водоупоры); 2 - песчаники (коллекторы); 3 - известняки; 4 - известковистые доломиты; 5 - доломиты; 6 - эвапориты; 7 - породы фундамента; 8 - интрузивные породы (порфиры); 9 - поверхность стратиграфического несогласия с карстовыми полостями; 10 - разломы; 11-13 - направление движения вод: 11 - инфильтрационной флюидной системы, 12 - элизионной флюидной системы, 13 - термогидродинамической (конвективной системы); 14 - направление движения теплового потока.
В элизионных флюидных системах преобладает эксфильтрационный тип водообмена. Напор создается при выжимании (элизии) вод из уплотняющихся пород в коллекторы (и частично при уплотнении самих коллекторов) с выжиманием вод из одних частей в другие, а также при термической дегидратации минералов и деструкции органического вещества. Основная форма энергии - потенциальная энергия упругой деформации жидкости, накапливающаяся в коллекторах в результате уплотнения отложений и выжимания из них водных растворов (А.А.Карцев и др., 1992). Причина движения вод в элизионных флюидных системах - неравномерность (по скорости и объему) отжатая вод в различных участках осадочных бассейнов, это в свою очередь контролирует разницу потенциальной энергии упругой деформации. В подобных системах флюиды, как правило, мигрируют из более погруженных частей бассейнов в приподнятые, т.е. вверх по восстанию пластов (см. рис. 8).
Инфильтрационные и элизионные флюидные системы иногда осложнялись в результате действия тепловых потоков, связанных с интрузивными телами (термоконвекционный механизм). Такая комбинированная флюидная система рассматривается Д.М.Смитом (1996) в модели движения рудоносных подземных вод при формировании стратиформных месторождений свинца и цинка в Колорадо (США). В период меловой-третичной тектоно-магматической активизации вблизи резервуаров катагенных вод в глубоких осевых и боковых частях осадочных бассейнов внедрялись интрузивные тела кварцевых и монцонитовых порфиров, которые создавали термоконвективную флюидную систему, осложнявшую движение обычных элизионных вод.
Близкая модель движения рудоносных рассолов предложена Ч.Спиракисом и А.Хейлом (1996) для месторождений миссисипского типа Верхнемиссисипской долины (США). В этом районе в фундаменте плиты Мидконтинента развиты граниты с повышенным содержанием U (45-10"6) и Th (118-Ю"6), создавшие тепловой поток и связанную с ним конвективную систему движения катагенных рассолов.
Как уже отмечалось, при движении флюидных потоков важную роль играет структурный фактор. А.А.Пэком (1990), в частности, рассмотрена гидродинамика потенциально ру-дообразующих флюидных систем нефтегазоносных бассейнов, включая структурный контроль гидротермальных потоков (разрывными нарушениями, складчатыми и складкоподоб-ными структурами). Моделирование процессов воздействия этих структур на поток потенциально рудоносных флюидов показало, что в результате формируется гидродинамически сосредоточенный (сфокусированный) поток.
Одна из проблем, возникающая при построении модели генезиса стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах, связана с сохранением температуры рудоносных флюидов, которые охлаждаются при миграции к поверхности Земли. Гидрогеологическая модель данных месторождений должна содержать в качестве одного из элементов поток флюидов из осадочных бассейнов с большим объемом рассолов, которые оставались бы горячими, достигнув поверхности морского дна или небольших глубин рудообра-зования. Это условие может быть выполнено при движении потока металлоносных растворов по трещинам, которое детально рассмотрено Э.Делу и Д.Гуркотом (1989). Ранее этому вопросу были посвящены исследования В.Филипса, Н.Прайса, Ф.Билса, Ф.Фоглерини с соавторами, Г.Верраеса и др.
Э.Делу и Д.Туркот исследовали количественную сторону температурной эволюции горячих растворов, проходящих по трещинам в виде вертикальных турбулентных потоков.
Главным параметром, влияющим на поток, является ширина трещины, которая определяет скорость, объем я температурную эволюцию транспортируемого флюида. Были рассчитаны локальные минеральные равновесия, показана химическая эволюция мигрирующих рассолов, отмечены минеральные отложения (сульфиды Pb, Zn, кремнезем), связанные с охлаждением этих рассолов, проанализирован процесс закупоривания трещин этими отложениями.
Рассмотрены варианты движения флюидного потока по трещинам различной ширины (от 1 до 10 см). Установлено, что в зависимости от ширины трещины и объема металлоносных рассолов формируются два типа месторождений: стратиформные свинцово-цинковые залежи и жильные тела. Для первого типа характерно наличие большого объема горячих рассолов, значительно превышающего объем трещины. Рассол не успевает охладиться, и большая часть растворенных рудных компонентов изливается на поверхность морского дна. Во втором типе объем металлоносных растворов значительно меньше объема трещины, охлаждение флюидов в трещине более интенсивное, поэтому существенная часть растворенных рудных компонентов сосредоточивается вдоль трещины, формируя жильные рудные тела. Э.Делу и Д.Туркотом (1989) проведены расчеты, показавшие возможность формирования месторождений миссисипского типа в районе Вибурнум Тренд (Юго-Восточный Миссури, США) из растворов элизионной флюидной системы бассейна Иллинойс, которые мигрировали в виде флюидного потока по трещинным зонам. Наличие таких зон было ранее обосновано в работах Р.Маюшминса (1977).
Анализ приведенных выше основных механизмов действия гидродинамических систем рудоносных потоков, а также моделей процессов их движения (включая масштабы и скорости потоков, варианты «фокусирования» разгрузки) позволяет сделать вывод о возможности использования этих элементов при разработке генетической модели стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах.
Автором совместно с В.С.Тихоновым (2001) сделана попытка количественной оценки масштабов и скорости фильтрации подземных металлоносных растворов в различных гидрогеологических системах, включая элизионную и термоконвекционную (математическая модель), что позволяет оценить направления и скорости движения металлоносных флюидов и определить наиболее благоприятные для их разгрузки зоны. В качестве примера для расчета скоростей фильтрации в водоносной сети использована модель элизионной гидродинамической системы Бузулуксжой впадины, в которой отвод жидкости из коллектора на поверхность земли может происходить как по пластам-коллекторам, так и по зоне трещиноватости. Расчеты показателей водоносной сети, проведенные путем решения уравнений фильтрации с учетом условий сохранения расхода жидкости, позволили определить скорости фильтрации: в пласте-коллекторе 1,5-10"3 мм/сек, и в трещинной зоне - 36,7-10"3 мм/сек. Таким образом, перемещение нагретых металлоносных растворов по разломам и трещинным зонам представляется наиболее благоприятным для транспортировки рудного вещества к месту отложения, поскольку более высокие скорости движения позволяют сохранить температуру, необходимую для переноса металлов.
Итак, результаты гидродинамического анализа типовых схем структурного контроля фильтрационных потоков показывают, что структурно-формационная неоднородность геологической среды предопределяет закономерно неоднородный характер флюидной разгрузки глубоких раствороформирующих горизонтов осадочных бассейнов. Одно из проявлений такого неоднородного характера флюидной разгрузки — гидродинамически сосредоточенные гидротермальные потоки, обеспечивающие объем и температуру рудоносных флюидов, необходимые для формирования руд. Полученные результаты позволяют положительно ответить на вопрос о возможности возникновения в осадочных бассейнах компактных гидродинамически сосредоточенных рудоносных флюидных потоков. Такая возможность обусловлена наличием структурных элементов с контрастно повышенной фильтрационной проводимостью - проницаемых тел флкждопроводников, какими служат внутриформационные пласты-коллекторы (в основном прослои высокопористых песчаников и известняков), и зон секущих разрывных нарушений. По пластам-коллекторам происходит латеральная фильтрация, по зонам секущих разрывных нарушений — восходящая.
Для образования сингенетических гидротермально-осадочных месторождений определяющее значение имеют процессы сосредоточенной разгрузки рудообразующих гидротерм по зонам разломов на дно бассейнов осадконакопления. Эпигенетические стратиформные месторождения возникают при определяющем значении сосредоточенности латеральной фильтрации растворов по высокопроницаемым пластам-коллекторам.
7.4. Термодинамическая модель процесса формирования минералов и компонентов рудообразующих растворов
Как уже отмечалось, при движении термальных рассолов в различных породах они выщелачивают из последних свинец и цинк. Характерно, что в результате реакций рассол-порода меняется состав рассола (соотношение калия к натрию, свинца к цинку и др.). По данным Д.А.Свержинского (Sverjensky, 1984) месторождения миссисипского типа с низким отношением цинка к свинцу в рудах обычно формируются из растворов, циркулировавших в песчаниковых пластах-проводниках (Юго-Восточный Миссури), а месторождения с высоким отношением цинка к свинцу ассоциируются с доломитовыми пластами-проводниками (цинковые месторождения Теннесси).
Для разработки термодинамики процесса формирования рудообразующих растворов нами было использовано математическое моделирование (по материалам И.В.Стеценко) взаимодействия в системе вода — кварцево-полевошпатовый песчаник на примере месторождений миргалимсайского и шалкиинского типов (Казахстан). Исследовалась возможность выщелачивания металлов нагретыми рассолами Чу-Сарысуйского нефтегазового бассейна из терригенной толщи, подстилающей рудовмещающую формацию. Рассчитанные температуры рассолов, исходя из мощности отложений района (глубины погружения терригенной толщи), составляют для месторождений этих типов 50— 100°С и 100—150°С соответственно (Геология., 1989).
Моделировались изменения химического состава раствора, а также твердых фаз при необратимом взаимодействии в системе песок - вода при температурах 100 и 150°С и давлениям 10 и 15 мПа. Установлено, что толща кварц-полевошпатовых песчаников вместе с заключенными в ней водами служит потенциальным источником металлов. При температурах, соответствующих нормальному геотермическому градиенту, и парциальном давлении СОг, характеризующем различные глубины, возникают рассолы, несущие значительные концентрации рудных компонентов - свинца, цинка, бария и др. При небольшой глубине формирования и температурах, не превышающих 50-100°С, возникают хлоридно-сульфатные K-Na-Ca-Mg воды с Ва, РЬ и Zn. С ростом глубины и температуры растет содержание в рассолах кремнезема, a Zn в растворе преобладает над РЬ.
Формы переноса подземными водами рудных элементов, извлеченных из пород (в том числе свинца и цинка), охарактеризованы в работах многих советских и зарубежных исследователей на основании как экспериментальных, так и расчетных данных (Г.К.Хелгесон, 1967; В.И.Дворов, 1971; Л.М.Лебедев, И.Б.Никитина, 1983; D.A.Sverjensky, 1986; D.L.Leach, D.F.Sangster, 1994). Перенос металлов осуществлялся на 85-90% в форме отрицательно заряженных хлоридных комплексных соединений (PbCl \, PbCl \, ZnCl , ZnCl J ). Окислитель-ко-восстановителькый потенциал рудоносных растворов обычно ниже нуля (от -100 мВ до -300 мВ), рН колеблется в пределах 3,5-6,5.
7.5. Физико-химическая модель процесса рудообразования на примере месторождений Миргмимсай и Шалкия
По способу формирования выделяются гидротермально-осадочные и эпигенетические свинцово-цинковые руды. Гидротермально-осадочные руды образуются из металлоносных растворов, излившихся на морское дно (давление в подводящей системе в этом случае превышает давление воды у морского дна).
Осаждение и кристаллизация гидротермально-осадочных руд обусловлены развитием двух основных процессов: 1 - осаждение в связи с химической реакцией раствора с окружающей средой и 2 - отложение в связи с падением температуры и разбавлением раствора при выходе на морское дно или при взаимной диффузии на контакте раствор-вода во впадинах, заполненных раствором.
Первый процесс образования руд преобладает в варианте переноса металлов в растворе, не содержащем сульфидной серы. Металлы мигрируют в виде различных комплексных соединений в кислых и слабокислых растворах (рН < 7). Осаждение сульфидов осуществляется в реакционно-способных средах, в участках изменения режима кислотности - щелочности и значений окислительно-восстановительного потенциала, расположенных на стыках различных фациальных обстановок - мелководно-морской, рифовой и лагунной, где распадаются ранее устойчивые растворимые соединения свинца и цинка. Здесь в присутствии органического углерода и при участии сульфатредуцирующих бактерий происходит восстановление серы сульфатов морской воды и появляется сульфидная сера (рудоотложение на щелочно-сульфидном барьере - по Я.М.Кислякову и В.Н.Щеточкину, 2000).
As I *
На месторождениях Шалкия и Миргалимсай указанная обстановка гидротермально-осадочного рудоотложения выразилась в присутствии в рудовмещающих породах органического углерода (0,7—0,9% на Шалкие и 0,5% на Миргалимсае). Наблюдается увеличение содержания свинца от 0,7 до 1,25% при повышении концентрации Сорг. от 0,3 до 0,5%.
Гидротермально-осадочное отложение рудного вещества в связи с падением температуры и разбавлением рудоносного рассола может происходить в варианте переноса металлов в рассоле вместе с сульфидной серой. Такое отложение осуществляется при движении потока раствора в морском бассейне. Кроме того, остывание рудоносного раствора и его разбавление обусловлены процессами взаимной диффузии на контакте раствор — морская вода во впадинах морского дна, заполненных раствором (D.A.Sveijensky, 1986; G.Garven et. al., 1993).
Для изучения реакции рассола при его смешении с морской водой И.В.Стеценко было проведено физико-химическое моделирование на ЭВМ в системе рассол - морская вода для месторождений Миргалимсай и Шалкия. Процесс смешивания начинается с преобладания рассола, и по мере удаления от центра излияния доля рассола постепенно убывает. На Миргалимсае смоделировано формирование практически монобаритового (с серебром) ядра. По мере увеличения доли морской воды оно сменяется по простиранию зоной с преобладанием галенита, затем на фоне уменьшения количества галенита наблюдается повышение содержания сфалерита, далее его количество начинает убывать. Наиболее удаленная от источника зона представлена пиритовой «оторочкой», переходящей в безрудные осадочные породы.
При излиянии рассолов шалкюшского типа зона преобладания рассола над морской водой представлена агрегатом кварц-доломитового состава. С удалением от центра излияния содержание кремнезема падает одновременно с незначительным ростом доломитовой составляющей. Далее следует галенитовая, затем сфалеритовая и, наконец, пиритовая зоны. Сравнивая расчетные схемы зональности месторождений обоих типов с построенными до геологическим данным, можно убедиться в их хорошей сходимости (Геология., 1989).
Эпигенетические рудные тела формировались из растворов, не излившихся на поверхность земли или дно моря. Осаждение сульфидов происходило при метасоматическом замещении и выполнении полостей в пористых пластах доломитов, известковистых доломитов и рифогенных известняков и известняковых брекчий, содержащих органический углерод. Для рифогенных известняков характерно развитие предрудного карста в зонах волноприбой-ного обрушения, вдоль поверхностей стратиграфических несогласий или в участках гидротермального выщелачивания и обрушения (Э.И.Кутырев и др., 1989). Рудные тела обычно сопровождаются эпигенетической доломитизацией известняков и перекристаллизацией первичных доломитов.
Образование этих руд было приурочено к участкам резкой лито-фациальной неоднородности рудовмещающего разреза, для которых характерна смена режима кислотности -щелочности и значений окислительно-восстановительного потенциала. Сульфидная сера, необходимая для осаждения свинда и динка, формировалась в результате бактериального, или неорганического восстановления сери сульфатов. Как уже отмечалось, источником сульфидной серы могут служить также сульфиды седиментационного происхождения, образующие вкрапленность в карбонатных пластах.
Гидротермально-метасоматическое рудообразование из металлоносных катагенных растворов осадочных, в том числе нефтегазовых бассейнов установлено на месторождениях сарданского (Г.В.Ручкин и др., 1977) и частично миссисипского (V.M.Ragan et. al., 1996) и силезско-краковского (D.L.Leach et al., 1996) типов. Это подтверждается, в частности, результатами палеогидрогеологического анализа (С.П.Балашова, А.И.Донец, 1981) и других исследований, проведенных нами на месторождении Сардана.
Для месторождений учкулачского типа предлагается модель вулканогенно-осадочного генезиса руд (Стратиформное., 1990), согласно которой в процесс рудообразования вовлекались поверхностные воды, опускавшиеся вниз к магматическому очагу, где они нагревались и обогащались металлами. Нагретые растворы поднимались вверх, выщелачивали металлы из вмещающих пород и выносили их на дно морского бассейна — модель рециклинга (А.И.Кривцов, 1986).
Температуры рудоотложения стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах рассматриваются в работах различных исследователей (D.A.Sveijensky, 1986; В.А.Алексеенко и др., 1979; R.N.Randell, G.M.Anderson, 1996; S.R.McCraken et al., 1996; X.Song, H.Tan, 1996; I.Samson, M.Rnssel, 1987; E.Shroll, 1996; Ю.С.Парилов и др., 1984 и др.).
Их определение базируется на изучении флюидных включений в минералах рудных ассоциации и изотопной термометрии. Нами изучались температуры образования руд Сарда-ны, Миргалимсая, Шалкии и Учкулача. В целом, температура формирования руд стратиформных свинцово-цинковых месторождений рассматриваемых типов варьирует в пределах 70—360°С, в зависимости от присутствия в рудных телах гидротермально-осадочных или гидротермально-метасоматических разностей.
8. ОСНОВЫ ПРОГНОЗА СВИНЦОВО-ВДНКОВОГО ОРУДЕНЕНИЯ -ГЕОЛОГО-ПОИСКОВЫЕ МОДЕЛИ РУДНЫХ РАЙОНОВ, ПОЛЕЙ И МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Рудные районы выделяются в пределах металлогенических зон по следующим признакам, которые являются основными элементами геолого-поисковой модели (Д.И.Горжевский, А.И.Донец, 1985; 1994).
1. Ареал развития рудоносных карбонатных, герригенно-карбонатных и вулканоген-но-терригенно-карбонатных формаций.
2. Палеодепрессйя с режимом затрудненного водообмена, характеризующаяся повышенной мощностью рудоносной формации и расположенная на склоне палеоподнятия.
3. Наличие в подрудных толщах песчано-глинистых отложений, прошедших стадию кагатенеза (с образованием термодегадратационных вод).
4. Краевые части осадочных, в том числе нефтегазоносных бассейнов.
5. Зона палеогидрогеологической разгрузки вдоль проницаемого пласта-проводника, плоскости несогласия, или глубинного разлома.
6. Наличие стратоуровней с сингенетичной сульфидной минерализацией.
7. Геохимические ореолы свинца, цинка, бария в пределах площадей развития рудоносных формаций.
8. Шлиховые ореолы галенита, сфалерита, барита.
9. Проявления свинцово-цинковой, барит-цинково-свинцовой, колчеданно-барит-свинцово-цинковой минерализации.
Рудное ноле является частью рудного района, и его геолого-поисковая модель включает следующие элементы (Методика., 1987, 1989).
1. Ареал развития рудоносной субформации — доломито-известняковой органогенной, известняковой рифогенной, известняково-доломитовой, вулканогенно-терригеино-карбонатной с преобладанием среди вулканитов кислых разностей.
2. Палеовпадина, ограниченная конседиментациоными разломами, характеризующаяся мелководно-морской, лагунно-морской и лагунной фациальными обстановками.
3. Эрозионные «окна» в пластах водоупоров в толщах, подстилающих рудовмещаю-щую субформацию.
4. Локальные зоны палеогидрогеологической разгрузки.
5. Эпигенетические доломиты, развитые среди потенциально рудоносных литофаций.
6. Первичные и вторичные моноэлементные и комплексные геохимические ореолы свинца, цинка, бария, серебра, кадмия в пределах площадей развития рудоносной субформации.
7. Наличие горизонтов стратиформных свинцово-цинковых руд на нескольких стратиграфических уровнях.
8. Отрицательные гравиметрические аномалии на фоне положительных, фиксирующие развитие кислых вулканитов среди основных (для учкулачского типа).
Комплекская поисковая модель месторождения может быть охарактеризована следующими признаками:
1. Локальная палеовпадина с повышенными мощностями рудовмещающих литофаций.
2. Потенциально рудоносные фации рудоносной субформации — отложения мелкозаливного фациального пояса: иловые, застойные лагунные, доннотечениевые и рифообломоч-ные (волноприбойные).
3. Рудовмещающие отложения, характеризующиеся литофациальной неоднородностью (переслаивание доломитов и известковистых доломитов различной структуры, органогенные известняки и доломиты, карбонатные брекчии, углисто-глинисто-кремнисто-карбонатные породы, аргиллиты, туфы и туффиты риолиг-дацитовых порфиров).
4 Локальные зоны развития калишпатизации, каолинизации, доломитизации, окрем-нения, вкрапленности битумов с сульфидами, фиксирующие участки палеогидрогеологической разгрузки подземных растворов.
5. Околорудные измененные породы с прожилково-вкрапленной рудной минерализацией.
6. Локальные аномалии поля тяжести; аномалии ВП на участках развития вкрапленной минерализации в рудовмещающих породах.
7. Зональные геохимические ореолы свинца, цинка, бария, серебра, кадмия в пределах площадей развития рудовмещающих отложений.
8. Проявления бариг-цинково-свинцовой, свинцово-цинковой и колчеданно-барит-свинцово-цинковой минерализации.
9. Промышленные рудные подсечения.
9. ПРОГНОЗИРОВАНИЕ СВИНЦОВО-ЦИНКОВОГО ОРУДЕНЕНИЯ
Прогнозирование рудных районов, опознавание их признаков производится при региональных геолого-съемочных работах масштаба 1:500 000 — 1:200 000 с палеотектониче-ским, формационным и металлогеническим анализом. Кроме того, используются данные па-леогидрогеологических исследований, аэромагнитной съемки, наземной гравиметрической съемки, ГСЗ, а также результаты изучения вторичных геохимических ореолов по потокам рассеяния и шлихо-минералогической съемки. Одним из важнейших методов прогнозирования является составление комплекта прогнозных карт (А.И.Донец и др., 1979; Требования., 1984; Методика., 1987, 1989), в который входят:
1. Геолого-формационная карта;
2. Карта глубинного строения (по геолого-геофизическим данным);
3. Палеоструктурная схематическая карта;
4. Карта палеогндрогеологической реконструкции на период накопления рудоносной формации с отражением зон разгрузки подземных вод;
5. Карта интерпретации геофизических материалов гравиметрического, магнитного полей, а также данных ГСЗ с глубинными геолого-геофизическими разрезами;
6 . Карта аномальных геохимических полей;
7. Карта поисковых критериев и признаков с обязательным отражением следующих факторов: конседиментационных поднятий, а также палеодепрессий, характеризующихся повышенными мощностями рудоносных формаций, зон палеогидрогеологичесокой разгрузки; стратоуровней с сингенетичной сульфидной минерализацией; геохимических ореолов свинца, цинка, бария; шлиховых ореолов галенита, сфалерита, барита; зон эпигенетической доломитизации; проявлений свинцово-цинковой минерализации. Прогнозная карта составляется на геолого-формационной основе, где предусматривается выделение потенциальных рудных районов и оценка прогнозных ресурсов по категории Pj.
Выделение потенциальных рудных полей в пределах рудных районов проводится на прогнозной карте масштаба 1:50 000. При опознавании признаков рудных полей используются следующие методы (Р.Н.Володин и др., 1986): геологическая съемка масштаба 1:50 000, формационо-фациальный, палеоструктурный, палеовулканический, палеогвдрогеологиче-ский и рудно-формационный анализ; построение литофациальных разрезов с результатами опробования на оксиды кальция, магния и органический углерод; грави- и магнитометрическая съемки, профильная сейсморазведка (MOB); литохимическая съемка по коренным и рыхлым отложениям, геохимическое опробование керна скважин и поверхностных горных выработок; структурно-поисковое бурение и проходка поверхностных горных выработок; построение прогнозной карты с оценкой прогнозных ресурсов по категории Рг.
В комплект карт, необходимых для построения прогнозной карты, входят:
1. Структурно-формационно-фациальные карты поверхности и основных уровней ру-долокализации с обязательным отражением контуров ареала развития рудоносной субформации и геологическими разрезами, на которых показываются позиции уровней локализации оруденения.
2. Корреляционные колонки и палеофациальные разрезы рудоносной субформации с литофациальной и литохимической нагрузкой (лиголого-петрографическая и петрохимиче-ская характеристики состава рудовмещакнцих пород, графики распределения содержаний органического углерода, Са, Mg и др.).
3. Карта распределения изомощностей и глубин залегания рудоносной субформации.
4. Карта палеофациальных и палеовулканической (для учкулачского типа) реконструкций с отражением фаций пород и структурных элементов рудоносной формации (поднятий, впадин, палеовулканических построек, барьерных рифовых гряд, конседиментационных разломов, поверхностей несогласий и палеокарста, вулканических центров).
5. Карта палеогидрогеологической реконструкции на период накопления рудоносной субформации с отражением типов вод и участков их разгрузки.
6. Карта интерпретации гравиметрического, магнитного и электрического полей с глубинными геолого-геофизическими разрезами.
7. Карта аномальных геохимических полей.
8. Карта поисковых критериев и признаков с отражением следующих необходимых факторов: конседиментационных поднятий; рифовых построек барьерного типа; палеокарста; депрессий, выполненных литологически неоднородными породами рудоносной субформации; участков разгрузки вод рассольного типа; зон эпигенетической доломитизации; полиэлементных геохимических ореолов элементов-индикаторов, комплексных геофизических аномалий Ag, АТа, шлихо-минералогических ореолов; проявлений свинцово-цинковой минерализации.
Прогнозная карта составляется на структурно-формационно-фациальной основе с выделением площадей потенциальных рудных полей, ранжированных по очередности освоения. Оцениваются прогнозные ресурсы этих площадей по категории Рг.
Выделение поисковых участков ("потенциальных месторождений) проводится при построении прогнозной карты рудного поля на основе поисковых работ масштаба 1:10 ООО на площади рудного поля. Опознавание признаков месторождений производится с применением следующих методов: геолого-струкгурное картирование масштаба 1:10 000, детальный фациальный, палеострукгурный и палеогидрогеологический анализ; построение детальных литофациальных разрезов с результатами опробования на оксиды кальция, магния и органический углерод; высокоточная гравиметрия, электроразведка (ВП, ВЭЗ, МПП, МЗТ и др.), изучение петрофизических свойств пород; литогеохимйческая съемка по коренным породам, геохимическое опробование керна скважин и горных выработок, типизация выявленных участков рудной минерализации, оконтуривание площадей их развития, разбраковка рудопрояв-лений, составление прогнозной карты масштаба 1:10 000 с подсчетом прогнозных ресурсов по категории Рь частично Рг. Для прогнозирования необходимо подготовить следующий комплект карт:
1. Геологическая карта рудного поля масштаба 1:10 000.
2. Структурно-литофациальные карты с разрезами для поверхности и уровней локализации оруденения с обязательным отражением рудовмещающих пачек неоднородного лито-логического строения и выполненных ими палеоструктур.
3. Корреляционные колонки и палеофациальные разрезы рудоносной субформации со специализированной литофациальной и лигохимической нагрузкой (графиками содержаний оксидов магния, кальция, а также органического углерода).
4. Карты изомощностей и глубин залегания рудовмещающих пачек пород.
5. Карта интерпретации геофизических материалов (гравиметрического, магнитного, электрического полей) с глубинньми геолого-геофизическими разрезами.
6. Карта аномальных геохимических полей.
7. Карта поисковых критериев и признаков с обязательным отражением следующих факторов: локальных палеоподнятий и впадин, выполненных рудовмещающими породами неоднородного литофациального строения (переходных фаций); участков разгрузки рудоносных рассолов; тел рудовмещающих метасоматических доломитов; карстов поверхностей несогласия и обрушения; полиэлеменгных литохимических ореолов элементов-индикаторов потенциальных месторождений; комплексных геофизических аномалий (рк, ВП и др.), локальных аномалий поля тяжести; контуров минерализованных зон, а также рудных подсече-ний с промышленными параметрами.
На основе комплекта перечисленных выше специализированных карт, планов и разрезов составляется прогнозная карта с площадями потенциальных месторождений (поисковых участков), рекомендуемых для постановки поисково-оценочных работ, с оценкой их прогнозных ресурсов по категориям Pi и Рг. Участки ранжируются по очередности освоения с учетом необходимых видов и методов работ. Формируется уточненная комплексная поисковая модель месторождения.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Анализ геологического строения и закономерностей размещения карбонатных формаций и рудно-фсрмационных типов семейства свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах в пределах России, проведенный с учетом разработанных прогнозно-поисковых критериев и признаков свинцово-цинкового оруденения, позволяет определить основные рудные зоны, перспективные на выявление месторождений этого семейства (Д.И.Горжевский, А.И.Донец, 1985; Оценка., 1986; Геологическое., 1987; Г.В.Ручкин и др., 1993; Месторождения., 1996).
Грабены и авлакогены на шельфе и континентальном склоне пассивных окраин Сибирской и Восточно-Европейской платформ, где получили развитие карбонатные и терри-генно-карбонатные формации, являются структурами, благоприятными для размещения стратиформных свинцово-цинковых месторождений сарданского типа. Так, на северовосточном фланге Восточно-Европейской платформы (Полярный Урал) в терригенно-карбонатных. отложениях ордовика расположены Сауреиская рудная зона с барит-цинково-свшшовым месторождением Саурей. К югу в восточном обрамлении Восточно-Европейской платформы в сланцево-доломито-известнжовых толщах палеозоя также известны Илычская, Полюдовская и Башкирская рудные зоны с небольшими стратиформными свинцово-цинковыми месторождениями и рудопроявлениями. К рассмотренным рудным зонам с запада примыкают нефтегазоносные бассейны (Тимано-Печорский, Верхнекамский и др.), которые являются потенциальными источниками рудоносных растворов.
Значительными перспективами обладает также восточная окраина Сибирской платформы, где в карбонатных формациях вендского возраста размещаются многочисленные сгратиформные свинцово-цинковые месторождения я рудопроявления, которые образуют Майско-Кыллахскую металлогеническую зону протяженностью почти в 600 км. В центральной части зоны наметился Сарданский рудный район, в котором известны месторождения Сардана, Уруй, Перевальное, прошедшие стадию оценочных работ. Южная и северная части зоны слабо изучены, однако в них также зафиксировано более сорока рудопроявлений сарданского типа.
На пассивной окраине Сибирской платформы на границе с Байкальской складчатой областью размещается Прибайкальский полиметаллический пояс протяженностью 1700 км и шириной от 5 до 60 км, который приурочен к терригенно-карбонатным и карбонатным рифо-генным формациям рифейского возраста. На всем протяжении полиметаллический пояс примыкает к нефтегазоносным бассейнам (Непско-Ботуобинскому, Ангаро-Ленскому) и ассоциируется с постройками «барьерного рифа». В пределах пояса отмечаются многочисленные мелкие месторождения и рудопроявления, однако крупные месторождения не установлены.
Для поисков руд миссисипского типа в пределах Сибирской платформы интерес представляют внутриконтиненгальные депрессии, где в раннеордовикской известяяково-доломитовой формации отмечаются мелкие стратиформные свинцово-цинковые месторождения и рудопроявления, образующие рудоносные зоны (Приенисейскую, Ангаро-Ленскую и др.) Они приурочены к склонам конседиментационных положительных структур и размещаются на периферии соленосиых и нефтегазоносных бассейнов (Иркутский амфитеатр, Ан-гаро-Илимский район), где отложения рифея-венда и нижнего палеозоя насыщены высококонцентрированными хлоридными кальциево-натриевыми рассолами.
В чехле Восточно-Европейской платформы перспективной на миссисипский тип является площадь южного склона Воронежского щита, где в долошгго-известняковой рифо-генной формации каменноугольного возраста установлены стратиформные свинцовоцинковые рудопроявления и участки минерализации, образующие Марковскую зону. Последняя прослеживается также на прилегающей с юго-запада территории Украины.
Для поисков месторождений миргалимсайского и шалкиинского типов, связанных с грабенами и депрессиями на шельфе пассивных окраин микроконтинентов, перспективным представляется район Колымского массива (Омулевское поднятие), где в нижне-среднепалеозойской терригенно-карбокатной формации размещается Таскано-Урультунская металлогеническая зона с Урультунским флюорит-свинцово-цинковым месторождением и несколькими рудопроявлениями.
ОПУБЛИКОВАННЫЕ РАБОТЫ
Книги
1. Методика прогноза и поисков месторождений цветных (совместное металлов. Мингео СССР, ЦНИГРИ, М., 1987. 257 с. А.И.Кривцовым,
А.Г.Волчковым, Р.Н.Володиным и др.)
2. Геология и генезис стратиформных свинцово-цинковых (совместно с В.П.Стеценко, месторождений в карбонатных породах Каратау. М., Н.Н.Севрюгиным, Недра, 1989. 116 с. И.В.Стеценко и др.)
3. Геологическое строение СССР и закономерности раз- (совместное мещения полезных ископаемых. Т. 10. Геологическое Д.И.Горжевским, строение и минералогия СССР. Книга 2. Закономерно- В.Д.Конкиным, сти размещения полезных ископаемых СССР. М., Не- Н.К.Курбановымидр.) дра, 1989, с. 231-252.
4. Методика крупномасштабного и локального прогноза (совместно с В.И.Вагановым, месторождений цветных, благородных металлов и алма- А.Г.Волчковым и др.) зов. М, Мингео СССР, ЦНИГРИ, 1989. 274 с.
5. Стратиформное свинцово-цинковое оруденение Учку- (совместно с лачского рудного поля. Ташкент, ФАН, 1990. 284 с. П.В.Панкратьевым,
Ю.В.Михайловой, С.Н.Завашшишым и др.)
6. Парагенезис металлов и нефти в осадочных толщах (совместно с нефтегазоносных бассейнов. М., Недра, 1990. 267 с. Д.И.Горжевским,
А.А.Карцевым, Д.И.Павловым и др.)
7. Геохимическая и металлогеническая специализация (совместно с Г.С.Гусевым, структурно-вещественных комплексов (Серия метода- Ю.К.Кудрявцевым, ческих руководств по геодинамическому анализу при А.В.Гущиным и др.) геологическом картировании). М., МПР, ИМГРЭ, Геокарг, РосГЕО, 1999. 317 с.
8. Оценка прогнозных ресурсов алмазов, благородных и (совместно с Г.В,Ручкиным, цветных металлов. Методическое руководство. Выпуск В.Д.Конкиным,
10. Комплексированйе работ по прогнозу и поискам стра- (совместное тиформных месторождений свинца и цинка в карбо- Д.И.Горжевским) натных формациях. Методические рекомендации. Прогнозно-поисковые комплексы. Вып. VIII, М., ЦНИГРИ, 1985. 62 с.
И. Оценка прогнозных ресурсов меди, свинца, цинка, ни- (совместно с А.И.Кривцовым, келя, кобальта. Методическое руководство по оценке М.Б.Бородаевской, прогнозных ресурсов твердых полезных ископаемых. А.Г.Волчковым и др.) Вып. VI. Мингео СССР, ЦНИГРИ, 1986. 86 с.
12. Типовые геологические модели стратиформных место- (совместно с В.Д.Конкиным, рождений цветных металлов в докембрийских ком- Г.В.Ручкиным, плексах. ВИЭМС. Обзор «Геология, методы поисков и Р.Н.Володиным) разведки металлических полезных ископаемых». Вып. 4, 1987. 120 с.
13. Геологические основы прогноза месторождений СССР (совместное с существенно свинцовыми рудами. ВИЭМС. Обзор Д.И.Горжевским, «Геология, методы поисков и разведки металлических Н.Г.Кудрявцевой, полезных ископаемых». Вып. 4, 1989.54 с. И.П.Пугачевой)
14. Градиентно-векторные модели колчеданно- (совместно с полиметаллических месторождений рудноалтайского С.А.Емельяновым, типа. Атлас. М., ЦНИГРИ, 1993. 47 с. В.В.Кузнецовым)
15. Многофакторные модели колчеданно- (совместное полиметаллических месторождений. Атлас. М., С.А.Емельяновым,
Свинец и цинк». М„ ЦНИГРИ. 2002. 169 с.
Н.Г.Кудрявцевой и др.)
Брошюры и атласы
9. Требования к результатам работ по поискам и разведке месторождений алмазов, благородных и цветных металлов. М., ЦНИГРИ, 1984.103 с. совместно с М .Б .Бородаевской, А.И.Кривцовым, А.Г.Волчковым и др.)
ЦНИГРИ, 1993. 39 с. 16. Многофакторные модели стратиформных. свинцово
А.С.Тарасовым) (совместно с С.А.Емельяновым, А.С.Тарасовым) цинковых месторождений. Атлас. М., ЦНИГРИ, 1994. 43 с.
Статьи и тезисы
17. Условия формирования сграгиформных свинцово- (совместно с В.Д.Конкиным, цинковых месторождений Сарданского рудного района И.З.Исакович, В.М.Крутием) (Юго-Восточная Якутия). В сб.: Стратиформные месторождения цветных металлов и золота Сибири и
Дальнего Востока». Записки Забайкальского фил. геогр. общ. СССР. Вып. IV, 1977, с. 49-51.
18. Свинцово-цинковая минерализация в вендских карбо- (совместно с Г.В.Ручкиным, натных толщах Юго-Восточной Якутии (Сарданский В.Д.Боговиным, рудный район). Геол. рудн. местор., № 4,1977, с. 3-20. И.З.Исакович и др.)
19. Температурные условия формирования и некоторые (совместно с В.Д.Конкиным, вопросы зональности свинцово-цинкового оруденения Г.В.Ручкиным, В.М.Крутием Сарданского рудного района (Юго-Восточная Якутия), и др.)
Тезисы VI Всесоюзн. совещ. по термобарогеохимии. Том II, Владивосток, 1978, с. 120-121.
20. Метасоматические доломиты — основные рудовме- (совместно с И.З.Исакович, щающие породы Сарданского рудного района (Якутия). В.Д.Конкиным,
Геол. рудн. местор., № 6,1978, с. 20-24. В.М.Крутием)
21. Геолого-генетические особенности свинцово-цинковых (совместно с В.М.Крутием) руд и закономерности их размещения в пределах Сарданского рудного района (Юго-Восточная Якутия).
В сб.: «Геология и полезные ископаемые юга Восточной Сибири». Тез. докл. Иркутск, 1979, с. 37-40.
22. Lead-zink mineralization of the Vendian carbonate se- (совместно с Г.В.Ручкиным, quences of Southeastern Jakutia (Saidana ore region). Inter В.Д.Боговиным,
Geol. Revier, v. 21, N 6,1979, c. 64-81. И.З.Исакович и др.)
23. Условия формирования стратиформного свинцово- (совместно с Г.В.Ручкиным, цинкового оруденения Сарданского рудного района. В В.Д.Конкиным, сб.: «Проблемы метаморфогенного рудообразования». В.М.Крутием) Тез. докл. Ш Межведомственного координац. совещ. Киев, 1979, с. 17-19.
24. Критерии поисков месторождений свинца и цинка в (совместно с И.З. Исакович, карбонатных породах Юго-Восточной Якутии. В.Д.Конкиным,
Сов. геол., № 4, 1979, с. 5-11. В.М.Крутием)
25. О палеотемпературах формирования свинцово- (совместно с В.А.Алексеенко, цинковых руд Сарданского рудного района. В сб.: В.Д.Конкиным, «Геология сграгиформных месторождений». Фрунзе, В.М.Крутием)
1979, с. 37-39.
26. Exploration criteria for deposits of Lead and zink in carbon- (совместно с И.З.Исакович, ate rocks of Southeastern Jakutia. Inter Geol. Revier, v. 22, В.Д.Конкиным, В.М.Крутием N7,1980, с. 43-53. и др.)
27. О влиянии литологической неоднородности рудовме- (совместно с И.В.Карлиной, щающего разреза на локализацию страгиформных В.М.Крутием) свинцово-цинковых залежей месторождения Учкулач.
В сб.: «Геология, закономерности размещения эндогенных рудных формаций Тянь-Шаня». Труда СНИИГИМС, вып. 3. Ташкент, с. 56-63.
28. Стратиграфо-литологические факторы контроля стра- (совместно с Н.М.Лариным) тиформяого свинцово-цинкового оруденения Учкулачского рудного поля. В сб.: «Стратиформные месторождения цветных, редких и благородных металлов и других полезных ископаемых». Тез. докл. Фрунзе, 1981, с. 68-71.
29. Опыт палеогидрогеологического анализа при изучении (совместно с С.П.Балашовой) условий локализации стратиформного свинцовоцинкового оруденения Майско-Кыллахской зоны (Юго-Восточная Якутия). В сб.: «Стратиформные месторождения цветных, редких и благородных металлов и других полезных ископаемых». Тез. докл. Фрунзе, 1981, с. 37-39.
30. Зональность свинцово-цинкового оруденения Сардан- (совместно с И.З.Исакович, ского рудного района (Якутия) и критерии поисков В.Д.Конкиным, рудных тел. Изв. высш. учеб. заведений. Геол. и раз- В.М.Крутием) вед., №9,1981, с. 44-51.
31. Закономерности размещения и некоторые условия (совместно с В.М.Крутием) формирования стратиформного свинцово-цинкового оруденения Сарданского рудного района как геологическая основа прогнозирования и поисков. В сб.: «Научные основы прогноза и поисков металлических месторождений на Дальнем Востоке». Тез. докл. Владивосток, 1981, с. 17-24.
32. Факторы локализации свинцово-цинкового оруденения Сарданского рудного района (Якутия). В сб.: «Закономерности локализации оруденения цветных, благородных металлов в пределах рудных районов, узлов и полей». Тезисы докл. М., ЦНИГРИ, 1981, с. 19-21.
33. Учкулач - стратиформное свинцово-цинковое место- (совместно с М.ЛДынкиным, рождение в вулканогенно-карбонатной толще. Геол. П.В.Панкратьевым, рудн. мест., № 1,1982, с. 9-22. Г.В.Ручкиным)
34. Опыт детальною прогнозирования стратиформного (совместно с Р.В.Цоем, свинцово-цинкового оруденения в Учкулачском рай- В.М.Паниным, оне. В сб.: «Методика поисков и оценки месторожде- П.В.Панкратьевым и др.) ний цветных металлов». М., Труды ЦНИГРИ, вып. 171,
1982, с. 35-47.
35. Геологические основы поисков и поисковые признаки (совместно с Е.С.Зориным, стратиформного оруденения в карбонатных толщах А.П.Титовой)
Средней Азии и Казахстана. В сб.: «Методика поисков и оценки месторождений цветных металлов». М., Труды ЦНИГРИ, вып. 171,1982, с. 17-26.
36. Гидротермально-осадочная модель формирования (совместно с Г.В.Ручкиным) стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах в связи с захороненными рассолами. В сб.: «Условия образования редкомегаляьных и свинцово-цинковых стратиформных месторождений». Тез. докл. Всесоюзн. семинара. М., 1982, с. 57-63.
37. Некоторые особенности оруденения месторождения Учкулач и условия его формирования. В сб.: «Условия образования редкометалльных и свинцово-цинковых стратиформных месторождений», Тез. докл. Всесоюзн. семинара. М., 1982, с. 7-11.
38. Типы стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах, методы их прогнозирования и поисков. В сб.: «Минералого-геохимические типы свинцово-цинковых месторождений и их поисковые признаки». М., Труды ЦНИГРИ, вып. 174, 1983, с. 17-21.
39. Условия формирования некоторых стратиформных (совместно с С.П.Балашовой) свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах». В сб.: «Условия локализации и закономерности размещения стратиформных свинцово-цинковых и медных месторождений». Тез. докл. на Республ. совещ., Джезказган, 1982, с. 23-26.
40. Стратиформные свинцово-цинковые месторождения Южно-Ферганской переходной зоны. В трудах X Всесоюзн. металлогенического совещания. Алма-Ата, т. II,
1983, с. 11-13.
41. Формационно-фациальная характеристика карбонатных толщ, вмещающих стратиформные свинцово-цинковые месторождения. Рудоносные геологические формации. М„ Труды ЦНИГРИ, выл. 191, 1984, с. 29-34.
42. Южно-Ферганская варисцийская переходная зона от (совместно с палеоконтинента к палеоокеану и вопросы ее мегалло- В.С.Войтовичем) гении. Сов. геол., № 1, 1985, с. 99-106.
43. Геологические типы стратиформных свинцово- (совместно с цинковых месторождений в карбонатных толщах. В сб.: Д.И.Горжевским) «Стратиформные месторождения цветных металлов».
Тез. докл. совещания. Алма-Ата. 1985, с. 19-22.
44. Источники рудного вещества стратиформных свинцо- (совместно с Д.И.Павловым, во-цинковых месторождений, локализованных в из- Д.И.Горжевским) вестково-допомитовых формациях. В сб.: «Условия образования и закономерности размещения стратиформных месторождений цветных, редких и благородных металлов». Тез. докл. совещания. Фрунзе, 1985, с. 5658.
45. Геолого-генетические особенности и модели стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толщах. В сб.: « Генетические модели эндогенных рудных формаций». Тез. докл. на 2 Всесоюзн. совещании. Новосибирск, 1985, с. 25-26.
46. Индикаторы генезиса свинцово-цинкового оруденения. (совместно с
В сб.: «Роль эндогенных и экзогенных факторы в фор- Д.И.Горжевским, мировании стратиформных руд и околорудных измене- Е.С.Преображенской) ний». Тез. докл. на Всесоюзн. сов. Москва, 1986, с. 11-13.
47. Поисковые критерии сграгиформного свинцово- (совместно с цинкового оруденения в вулканогенно-герригенно- Е.С.Преображенской) карбонатных формациях. В сб.: «Металлогения и прогноз полезных ископаемых». Тез. докл. Чтения им. акад. С.С.Смирнова. Чита, 1986, с. 181-184.
48. Связь стратиформных свинцово-цинковых месторож- (совместно с Д.И.Павловым, дений в карбонатных породах с нефтепродуцирующи- Д.И.Горжевским, ми и галогенными толщами. Изв. АН СССР, сер. геол., Л.Г.Богашевой и др.) № 8,1988, с. 92-106.
49. Геолого-поисковые модели стратиформных свинцово- (совместно с И.В.Крейтер, цинковых месторождений в вулканогенных и карбо- Н.Г.Кудрявцевой, натных комплексах. В сб.: «Геолого-поисковые модели И.П.Пугачевой) месторождений цветных металлов». М., Тр. ЦНИГРИ, вып. 223, 1988, с. 20-29.
50. Геолого-поисковые модели стратиформных свинцово- (совместно с цинковых месторождений в карбонатных формациях Е.С.Преображенской) Каратау. В сб.: «Геология и полезные ископаемые Южного Казахстана», вып. 8, Алма-Ата, Наука, 1988, с. 140-149.
51. Геолого-генетичеекая типизация свинцово-цинковых (совместно с месторождений в карбонатных комплексах. В сб.: «Ру- Д.И.Горжевским) доносность осадочных комплексов». Докл. сов. геол. на
27 Международн. геол. конгрессе. Л., 1989, с. 153-161.
52. Происхождение свинцово-цинковых месторождений (совместно с Г.А.Голевой, хребта Каратау. Геол. рудн. мест., № 1,1989, с. 66-77. Д.И.Горжевским)
53. Зональностьсвинцово-цинкового орудеяения Учкулач- (совместное ского рудного поля как критерий локального прогноза. Е.С.Преображенской) В сб.: «Типы зональности месторождений цветных металлов как основа локального прогноза». М., Тр. ЦНИГРИ, вып. 230, 1989, с.68-75.
54. Geological factors of various quantitative lead-zink ratious (with D.I.Gorjevsky) in carbonate-hosted ores. 8th IAGOD Symposium, 1990,
Ottava, Canada, p. 227-229.
55. Принципы и методы построения геолого-генетических (совместно с моделей стратиформных свинцово-цинковых месторо- Д.И.Горжевским, ждений в карбонатных и терригенных формациях. В.Д.Конкиным, В сб.: «Генетические модели стратиформных месторо- В.В.Кузнецовым) ждений свинца и цинка». Новосибирск, Наука, 1991, с.5-13.
56. Свинцово-цинковые месторождения осадочных бас- (совместно с В.Д.Конкиным, сейнов. Отеч. геол., 1993, № 7, с. 69-73. Г.В.Ручкиным)
57. Происхождение парагенезиса цветных металлов и наф- (совместно с тидов в осадочных бассейнах карбонатного типа. Лито- Д.И.Горжевским) логия и полезн. ископаемые, 1994, № 1, с. 101-109.
58. Geological cause of paragenesis of lead-zink and petroleum (with D.I.Goijevsky) deposits. Abstracts: The 9th Symposium of JAGOD. 1994, c. 107-110. v V
59. Количественные модели рудных месторождений для (совместное прогнозов, поисков и разведки. Отеч. геол., 1994, № 1, Д.И.Горжевским) с. 58-70.
60. Месторождения цветных и благородных металлов оса- (совместно с дочных бассейнов чехлов древних платформ и геологи- Д.И.Горжевским, ческие предпосылки их открытия на Русской платфор- Г.В.Ручкиным, ме. Руды и металлы, 1996, № 2, с. 17-23. Р.Н.Володиным)
61. Рудно-формационный анализ - состояние и перспекти- (совместно с Г.В.Ручкиным) вы. Отеч. геол., 1996, № 12, с. 46-49.
62. Ряды рудных формаций в пределах Восточно- (совместное Европейской платформы. Изв. вузов, серия Геология и Д.И.Горжевским) разведка, 1997, № 6, с. 65-73.
63. Регенерация сульфидных руд (на примере свинцово- (совместное цинковых месторождений) ДАН РФ. 1997, № 6. Д.И.Горжевским, Т. 335, с. 792-794. В.Д.Конкиным,
Н. Г. Кудрявцевой)
64. Гидродинамическая модель рудообразующих систем (совместно с В.С.Тихоновым) стратиформных свинцово-цинковых месторождений в карбонатных толгцах. Руды и металлы, 2001, № б, с.65-72.
-
Донец, Александр Иванович
-
доктора геолого-минералогических наук
-
Москва, 2003
-
ВАК 25.00.11
- Влияние литогенеза на формирование стратиформного оруденения цветных металлов
- Геологические основы прогноза и оценки месторождений свинца и цинка в терригенных комплексах
- Крупнейшие золоторудные месторождения Енисейского кряжа и Кузнецкого Алатау: особенности геологии и экономическая оценка с позиции стратиформного рудообразования
- Металлогения свинца и цинка Тихоокеанской окраины Азии
- Изотопный состав свинца на полиметаллических и свинцово-цинковых месторождениях Центрального и Южного Казахстана в связи с их возрастом и генезисом
