Повна версія

Головна arrow Географія arrow Геологія. Прогнозування та пошук родовищ корисних копалин

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   ЗМІСТ   >>

ОСОБЛИВОСТІ ПРОГНОЗУВАННЯ ПРИХОВАНОГО ЗРУДЕНІННЯ

Закономірності розміщення глибоко залягають руд

До прихованих родовищ відносяться такі, рудні тіла яких не розкриті сучасним ерозійним зрізом (сліпі рудні тіла), а також перекриті товщею алохтонних відкладень (перекриті рудні тіла). До закритих районів належать площі, на яких потужність пухких відкладень перевищує 10 м. Такі території мають двох'ярусне або триярусну будову: фундамент і пухкі відкладення або фундамент, пухкі відкладення і еффузівний покрив. Відмінність прихованих родовищ від виходять на денну поверхню виражається в різній глибині залягання верхньої кромки рудних тіл, особливо зміни морфології тел корисних копалин з глибиною, їх мінерального складу і зональності, а також в характері створюваних ними геологічних, мінералогічних, геофізичних і геохімічних аномалій. Оскільки ці відмінності прихованих рудних об'єктів впливають на методи їх прогнозу і пошуків, дамо коротку їх характеристику.

Глибина залягання верхньої кромки прихованих родовищ в різних структурах земної кори змінюється від десятків метрів до перших кілометрів. У фундаменті древніх платформ, щитів глибина залягання знаходиться на 100-300 м від поверхні. В чохлі цих платформ Погрібний осадові об'єкти розташовуються від 40 до 2000 м, а "сліпих" магматогенних - від 30 до 3000 м. У кристалічному фундаменті платформ палеозойського віку поховані рудні об'єкти можуть залягати на глибинах від 20 до 1000 м. В чохлі таких платформ осадові родовища розташовуються на глибинах 10-500 м. в осадовому покриві крайових і внутрішніх прогинів, авлакогенов глибина залягання осадових родовищ коливається від 50 до 600 м, а прихованих ендогенних в кристалічному підставі - 150- 700 м. у складчастих областях фанери оя верхня кромка похованих під пухкими відкладеннями або під покривами базальтів залягає на глибинах 10-100 м, а прихованих ендогенних рудних тіл від 10 до 1200 м. У западинах і грабенах складчастих поясів поховані осадові родовища можуть знаходитися на глибинах від 20 до 600 м, а ендогенних прихованих від 20 до 800 м.

Тому на відміну від рудних родовищ, що виходять на ерозійну поверхню, прогноз і пошуки прихованих на глибині рудних об'єктів слід орієнтуватися на інтервали глибин до 2 км, в межах яких можна рентабельно розробляти ендогенні і екзогенні родовища.

Морфологія прихованих тел корисних копалин може істотно відрізнятися від конфігурації рудних тіл, що виходять на поверхню. Це залежить від характеру мінливості тектонічних структур на глибину і від типу родовищ. Наприклад, на медноколчеданних родовищах Уралу, Алтаю верхні частини рудних тіл частіше мають форму штоків, а на глибині декількох сотень метрів переходять в жілообразние поклади. Місцями нижні рудні жили не мають видимого зв'язку з встановленими вище штоками і по-суті є прихованими рудними тілами. На інших родовищах колчеданно-поліметалічних руд лінзовидні, трубообразние сульфідні тіла в карбонатних породах змінюються донизу жільно- штокверкового, вкрапленнями в вулканогенних товщах. Загальний діапазон вертикального розмаху такого зруденіння перевищує 1 км.

Модель рудно-метосоматіческой зональності вкрапленого, штокверкового, жильного золото-платинового зруденіння в розривної структурі Боко-Василівського рудного нуля Східного Казахстану

Мал. 53. Модель рудно-метосоматіческой зональності вкрапленого, штокверкового, жильного золото-платинового зруденіння в розривної структурі Боко-Василівського рудного нуля Східного Казахстану (розріз, по А.Ф.Коробейнікову):

1 - апоперідотітовие серпентиніти, 2 - пропилитами апоандезітовие, 3 - апосерпентінітовие лиственити; 4-6 - березитов-лиственити: 4 - кварц-серицит-фуксіт- карбонатні, 5 - хлорит-ніріт-карбонатні, 6 - кальцит-доломітові; 7 - вкраплені золото-платіноідно-пірит-арсенопірітовие руди, 8 штокверковие золото-платіноідно-кварц-сульфідні руди, 9 - кварц-золото-сульфідні жили, 10 - вуглецеві сланці карбону, 11 - лайкові порфірити альбітізірованние і ліственітітірованние. 12 - межі зон метасоматитов, 13 - контури рудно- метасоматической колони

Для комплексних золото-платіноідних родовищ Кузнецького Алатау, Західної Калб, Тянь-Шаню, що залягають в черносланцевой товщах кембрію і карбону, ускладнених рифтогенезом, відзначається мінливість морфологічних типів рудних тіл з глибиною. Вгорі рудно-метасоматичні колони довжиною по вертикалі до 1,2-3,8 км розташовані жильні кварцево-золото-палладій- сульфідні; в середній частині (300-600 м нижче) вони змінюються штокверкового кварцево-платино-сульфідними, а внизу (400-600 м) вони подстилаются зонами прожилково-вкраплених золото-платіноідно-арсенопірітових асоціацій (див. рис. 53).

Мінеральний склад прихованих рудних тіл також може істотно змінюватися з глибиною рудно-метасоматичні колон. Це пов'язано з особливостями складу мінералообразующих розчинів і зі зміною складу рудовмещающих порід з глибиною. Наприклад, в Нікопольському марганцевому родовищі спостерігається зміна окисних марганцевих руд карбонатними парагенезисами в напрямку падіння пластових покладів. Вона узгоджується зі зміною піщаного теригенно матеріалу рудовмещающіх комплексу на глинисті фракції порід внизу.

У ряді золоторудних родовищ ендогенного генезису відзначається зміна зверху вниз рудної зони асоціації кварц-золото-сульфосольних (з Pd) жильних руд на кварц-золото-полісульфідні або кварц-золото-арсенопірітовие (з Pt). Наприклад, в Саралінскіе золоторудном поле Кузнецького Алатау сформовані жильні кварц-золото-платіноідние комплексні руди в черносланцевой вулканогенно-осадових товщах кембрію. Тут мінеральна зональність кварцових жив висловилася в зміні від низу до верху рудно-метасоматичні колони кварц пірит-пірротіновой (з золотом, платиною, іридію), кварц-пірит-арсенопірітовой (з Au, Pt, Ir, Rh) на кварц-золото-сфалеріт- галенит-халькопірітовую і кварц-анкерит-кальцитових вгорі. Протяжність рудної зони по падінню (35-55 °) склала 0,8-1,2 км (див. Рис. 54)

Рудно-метасоматичні зональність золото-кварцово-жильного родовища Каскадного

Мал. 54. Рудно-метасоматичні зональність золото-кварцово-жильного родовища Каскадного.

Поля розвитку мінералів околорудних метасоматитов: 1 - тремоліта; 2 - гідробіотіта; 3 - хлорита; 4-6 коефіцієнт рудної зональності

( Тальоні х сфалерит х халькопирит

арсенопірит х пирротин х ЦІ: 4 До р3 > 50; 5; КРЗ = 1-50; 6 Кр3 <1

З глибиною рудної зони зростають значення відносин арсенопіріта до сфалериту, а пирротина до халькопирита і скорочується кількість галеніту в жилах. Сульфіди складають 7-20% від загальної жильної маси. Збагачені сульфідами золотом (з Pt, Pd, Ir) ділянки жив представлені рудними стовпами, схиляються на захід під кутами 30-50 ° вздовж площині кварцової жили. Вони кулисообразно змінюють один одного по вертикалі. За падіння рудних жив встановлена двохвильова зміна максимальних скупчень піриту пентагондодекаедріческого габітусу на кубічні з амплітудами хвиль 400-600 м.

За простиранию і з глибиною кварцових жив поступово зростає частка піриту з електронним типом провідності (рис. 55-58).

Зміна морфологічних типів кристалів піриту в різнотемпературних мінеральних асоціаціях (I-III) і з глибиною (IV-V) родовищ золото-кварцево- Березітовий і метасоматической золотосульфідной формацій

Мал. 55. Зміна морфологічних типів кристалів піриту в різнотемпературних мінеральних асоціаціях (I-III) і з глибиною (IV-V) родовищ золото-кварцево- Березітовий і метасоматической золотосульфідной формацій.

Асоціації: I - золотокварцево- актінолітовая; II - золотокварцево- шєєлітовиє; III - золотокварцево- вісмутосульфідная; IV - кварцево-золотосульфідная; V - кварцево- золото-поліметалліческісульфідная

Ендогенна зональність є основним параметром для прогнозу прихованих родовищ. У гідротермальних рудних об'єктах нерідко виявляється вертикальна рудна і мстасоматічсская зональність. Вона властива рудних полів і окремих родовищ. Рудна зональність обумовлена закономірним розміщенням типів руд неоднакового мінерального складу і неоднакових структурно-морфологічних різновидів в загальній рудно-метасоматичні колоні. Внизу такий палеогідротермальной колони розташовуються вкраплені, прожілково-вкраплені золото-платіноідно-сульфідні, в середній частині - штокверкового-жильні кварцево-золото-платино-поліметалічних сульфідні і вгорі - жильні кварцево-золото-паладій-сульфідно-сульфосольние асоціації (рис. 53) . В межах рудних вузлів, рудних полів чітко проявляється речова зональність різнотипних родовищ. Наприклад, на Уралі, в Забайкаллі, на Тянь-Шані, на Чукотці серед великих регіональних шовних зон в нижніх блоках структур залягають типові золото-скарнові (з Pt, Pd, Rh), а в верхніх мідно-порфірові золотоносні (з Pt, Pd ) і кварцево-золото-сульфідні руди. Загальна вертикальна протяжність таких ендогенних-гідротермальних колон становить 1 1,8 км і більше (рис. 59.)

Ореоли поширення арсенопіріта, пирротина, халькопирита в площині Каскадної кварцево-золото-сульфідної жили

Мал. 56. Ореоли поширення арсенопіріта, пирротина, халькопирита в площині Каскадної кварцево-золото-сульфідної жили:

1 - арсенопірит, 2 - пирротин, 3 - халькопірит

Ореоли поширенні сфалериту і галеніту в площині гой же жили

Мал. 57. Ореоли поширенні сфалериту і галеніту в площині гой же жили:

1 - сфалерит, 2 - галеніт

Зміна показника зональності

Мал. 58. Зміна показника зональності

того ж родовища, К Р3 <50

геологоструктурного карта і розріз Песчанковского рудного поля Чукотки

Мал. 59. геологоструктурного карта і розріз Песчанковского рудного поля Чукотки

  • (В. І. Вагонів і ін.).
  • 1 - алювіальні четвертинні відкладення; 2 - Брекчіево тіла; 3 кварцові монцоніт-порфіри; 4 - монцоніти; 5 - габро; 6 - теригенні породи; 7 - вулканогенні породи (на пошукової моделі); 8 - породи "рами" (на пошукової моделі); гидротермально-метасоматичні зміни: 9 - калієво-кремнієві, 10 - філлізітовие, 11 - пропілнтовие, 12 - аргіллізітовие; 13 - кварц полешпатові "ядра"; зони і прояви рудної мінералізації: 14 - молібденово-мідної, 15 - полісульфідні; 16 - прояви жильної мінералізації різного типу (на пошукової моделі); контури аномалій: 17 - геофізичних (суміщених магніто-і електророзвідувальних), 18 - комплексних геохімічних (мідь, молібден, золото, срібло); 19 - шляхових ;. 20 - пошукове буріння, свердловини; пошукові ділянки: 21-1 черзі, 22 - II черги; 23 - III черги. Римськими цифрами позначені рівні ерозійного зрізу

Ендогенна рудно-метасоматичні зональність чітко проявилася на золоторудних полях і родовищах рифтогенних типу і в зонах тектоно-магматичної активізації складчастих поясів фанерозою. Наприклад, в районах ТМА складчастих структур Забайкалля формування золоторудних полів і родовищ відбувалося шляхом синхронного рудоотложенія з метасоматізма. Рудне речовина концентрувалася в певній зоні метасоматической колони і отлагалось в формі метасоматической кварцево-сульфідної вкраплень, кварцових жил і штокверков. Тут проявилися дві основні стадії метасоматізма і рудоотложенія: предрудная кварц-полевошпатового метасоматоза (450-220 ° С) з вкрапленнями золото-кварцовими рудами і березитизации-ліственітізациі (360- 180 ° С) з синхронними жильними-штокверкового (320-120 ° С) кварц-золото-сульфідними асоціаціями.

В Ольховський-Чібіжекском золоторудном поле Східного Саяна в ендоконтакте з гранитоидами розвинені щодо високотемпературні (360-240 ° С) жильними-штокверковие кварц-золото-медносульфідние (з Pt. Pd) руди в березитов; в безпосередньому контакті - середньотемпературні (320-180 ° С) золото-мідно теллурідно-сульфідні метасоматические поклади в магнезіальних-вапняних скарнах; в віддаленому екзоконтактах - низькотемпературні (260-110 ° С) золото-карбонатно-кварц-гематитові поклади. Проби золотин знижуються з 958% о у ранніх рудах контактовому зон до 868-688 і навіть 582% про у суцільних сульфідних тілах і вкраплених рудах віддаленого екзоконтактах гранітоїдная интрузии (рис. 60).

Розміщення різної золоторудної і золото-платіноідной мінералізації в контактах Ольховського гранитоидного масиву (схематичний розріз)

Мал. 60. Розміщення різної золоторудної і золото-платіноідной мінералізації в контактах Ольховського гранитоидного масиву (схематичний розріз):

1 - контактовому мармури і кальцифиров, Є2; 2 - гранодіорити, плагіограніти, Є3- Про; 3 - зона калішпатізаціі гранітоїдів; 4 - зона біотітізацін гранітоїдів; 5 - зона альбітізаціі гранітоїдів; 6 - березітізірованние гранітонди; 7 - жили кварц золото-платіноідно-сульфідного складу і коітактово-метасоматичні золото платіноідно-сульфідні поклади

У Центральному кварцевозолоторудном жильному поле гранодіорітового масиву Кузнецького Алатау проявилася горизонтальна температурна зональність. У північній частині интрузива поширені більш високотемпературні (420-380 ° С) кварц-молібденітовие жили (з Au, Pt). Південніше вони змінюються стреднетемператунимі (320-180 ° С) кварцовими жилами з халькопирит-галеніт-сфалерітовой, кварц-халькопірит-пірротіновой (з телуриду) мінералізацією. За коефіцієнтами зональності пиритов жив ( і

де n, n1 - зустрічальність (в%) граней (210) і (100) в піриту кварцових жил; m, m1 - то ж для пиритов з березитов) визначаються рівні ерозійного зрізу окремих рудних жив. За падіння рудних жив К1 скорочується в 20 разів на глибину 800 м (рис. 61).

Латеральна мінералогічна зональність Центрального рудного поля (Кузнецький Алатау)  (по Ворошилову ВТ)

Мал. 61. Латеральна мінералогічна зональність Центрального рудного поля (Кузнецький Алатау) (по Ворошилову ВТ):

А - мінеральні зони рудного поля (по тіпоморфним мінералів): 1 - турмалінова; 2 - шєєлітовиє; 3 - молибденит-халькопірітовая; 4 - галеніт-сфалерітовая; 5 - арсенопірітовая (заливанням показаний контур гранодіорітового масиву); В ступінь триклинной калішпат з зон калішпат- епідот-хлоритових метасоматитов (заштрихована область розвитку гратчастого мікрокліна); С - частка пиритов з електронним типом провідності (у%) в золотоносних кварцево-сульфідних жилах; D - інтенсивність природного термолюмінесценції жильного кварцу (в умовних одиницях); Е - пробності самородного золота в кварцево-сульфідних жилах (від 700 до 900% о)

Геохімічні поля і аномалії проявляються в рудних полях і в рудно- метасоматічеських зонах (рис. 48, 62). Для геохімічних аномалій, обумовлених прихованими родовищами, відзначається ослаблення їх контрастності в міру збільшення глибини залягання рудних полів. Рудні поля і родовища розміщуються на площах, що фіксуються в геохімічних і гравімагнітних полях як перехідні зони між великими регіональними аномаліями. Рудні об'єкти оточені безпосередньо областями негативних і знижених значень їх напруженості - інтенсивності. Такі геохімічні поля створювалися шляхом перерозподілу і привноса металів при майданних метасоматічеських процесах глибинного типу. І тільки локальні метасоматіти-березитов з кварцовими тілами супроводжувалися зростанням кон цен граціями елементів.

Геохимическая зональність березитов в площині кварцево- сульфидной жили Центрального Руднєв нуля (а) і мінеральний склад руд тієї ж жили (б)

Мал. 62. Геохимическая зональність березитов в площині кварцево- сульфидной жили Центрального Руднєв нуля (а) і мінеральний склад руд тієї ж жили (б)

  • (По В. Г. Ворошилову).
  • 1 - березитов; 2 - кварц + пірит; 3 - кварц + пірит + арсенопірит; 4 - кварцево-золото-полісульфідні (галеніт + сфалерит + халькопирит ± пирротин) асоціація; 5 - ділянка розвитку пирротина в полісульфідні асоціації

Фізичні поля і аномалії фіксують рудні поля, зони, родовища підвищеними і зниженими значеннями їх напруженості (рис. 63-65). При цьому зони ранньої альбітізаціі-калішпатізаціі порід характеризуються зниженими значеннями магнітного поля, негативними аномаліями природного електричного поля і підвищеними гамма-спектрометричними аномаліями калію. Рудні об'єкти частіше залягають на ділянках контрастної зміни позитивних аномалій на негативні (рис. 62). Особливо контрастними виявилися магнітні поля, поля радіоактивності, а в разі локалізації зруденіння в черносланцевой товщах - і електричні поля.

Фізико-геологічна модель Каскадного кварцевожільно родовища в вуглецевих сланцях кембрійського Саралінскіе рудного нуля  (по АФ. Коробейникова)

Мал. 63. Фізико-геологічна модель Каскадного кварцевожільно родовища в вуглецевих сланцях кембрійського Саралінскіе рудного нуля (по АФ. Коробейникова),

а - модель-розріз; б - графіки зміни фізичних параметрів сланців в вертикальному розрізі; в - графіки відмінності електроднихпотенціалів (ЕП) мінералів-напівпровідників рудовмещающих сланців. 1-4 - вуглецево-крем'янисті сланці Є: 1 - прояснені (альбітізіро- вапнме, ліственітізірованние, окварцо- ванні), 2,3 - графитизированного з розсіяною пірит-пірротіновой (2) і пірітовой (3) мінералнзоціямн; 4 сланці за межами зони графитизации; 5-7 - дайки габбро-діабазів ЄЗ: 5 - альбітізірованние понижено магнітні; 6 - амфіболізірованние підвищено магнітні; 7 - помірно магнітні; 8 - золотоносні кварцові жили; 9 - кварц-альбітовие жили; 10 - березитов; 11 - околорудних графітизація; 12 - лиственити в дайках; 13 - ділянки, збагачені пирротином; 14 - вектор зональності складу жив

Фізико-геологічна модель родовищі золота в граноднорітовом интрузивом

Мал. 64. Фізико-геологічна модель родовищі золота в граноднорітовом интрузивом:

1-3 - гранодіорити: 1 - підвищено магнітні, 2 - калішпатізірованние понижено магнітні, 3 - помірно магнітні за межами рудних ділянок; 4 - золотоносні кварцево-сульфідні жили; 5 - зони березнтіза-ції; 6 - кордони розвитку золотопродуктівних рудних тіл; 7 - зони локальної калішпатізаціі; 8 - лінія сполучення з зоною підвищеної флюідопроніцаемості; 9 - напрямки руху металоносних розчинів по зоні калішпатізацін; 10 - межа розвитку високотемпературних шеелитових нара- генез в жилах; 11 - графіки радіоактивності (штрихова лінія) і магнітного поля; 12 - гістограми магнітної сприйнятливості гранодиоритов з зон зниженої (1), підвищеної рудоносної (II) і помірної (III) магнітності (по Г.Г. Номоконова)

Фізико-геологічний розріз родовищі в межі гниди східній частині Ольховський-Чібіжскского рудного поля

Мал. 65. Фізико-геологічний розріз родовищі в межі гниди східній частині Ольховський-Чібіжскского рудного поля

  • (По А. Ф.Коробейнікову і ін.):
    • 1 - граніти, гранодіорити; 2 - вапняки; 3 роговики; 4 - дайки діоритових порфіритів; 5 - кварцево-сульфідні золотоносні жили; 6 - кордони петрографічних (а) і петрофізичних (б ) різновидів порід; 7 - підвищено-магнітні гранітоїди і графитизированного вміщують породи; 8 - понижено-магнітні гранітоїди і мармурозовані, скарніровани вміщують породи; 9 - породи за межами змін; а-б - варіаційні криві викликаної поляризуемости вапняків і роговиков (л) і магнітної сприйнятливості гранітоїдів (б); наведені графіки магнітного поля (AZ) природною (U) і викликаної (%) електричних поляризацій
 
<<   ЗМІСТ   >>